I terremoti di Reggio Emilia del 9 febbraio 2022

Anche prima di averne la certezza con l’emissione da parte di INGV del meccanismo focale era ovvio che gli eventi di ieri sera vicino a Reggio Emilia avessero un meccanismo di faglia inversa suborizzontale (insomma sono sovrascorrimenti, noti internazionalmente come thrust), esattamente come nel 2012. In quella zona sono eventi non molto frequenti ma alle volte hanno una intensità notevole, e purtroppo nella popolazione locale non c’è in genere una consapevolezza di questo, nonostante che già nel 1993 i geologi ferraresi lo avessero sottolineato.

GEOLOGIA DELLA PIANURA PADANA EMILIANA. Qui accanto si vedono i fronti delle pieghe sepolte sotto la pianura padana. Vediamo in dettaglio cosa succede. Grossolanamente la geologia della pianura padana nel settore emiliano – romagnolo, che si vede nella sezione qui sotto, è questa:

1. BASAMENTO ERCINICO PALEOZOICO (non raffigurato): rocce metamorfiche simili a quelle che sitrovano in alcuni settori del lato italiano delle Alpi, formatesi durante l’orogenesi varisica, quando il Gondwana si scontrò con Euroamerica (diciamo nel Carbonifero, tra 300 e 350 milioni di anni fa)

2. SERIE TRASGRESSIVA TRIASSICA (in viola): come ho scritto specificamente in questo post, l’unione fra Gondwana ed Euroamerica è stata molto breve e dopo alterne vicende ha iniziato dal Triassico ad aprirsi la Tetide. Nella futura piattaforma adriatica si sono deposti sedimenti costieri e di mare basso, tra ci degli scisti scuri perché ricchi di materia organica e che rappresentano le cosiddette “rocce – madri” del petrolio padano. Questa serie si ritrova oggi in affioramento solo nel Canton Ticino

3. SERIE CARBONATICA MESOZOICA E TERZIARIA INFERIORE (in azzurro e verde): l'approfondimento del bacino e la collocazione in area tropicale e subtropicale, unita alla mancanza di apporti sedimentari dai continenti, ha consentito la formazione di una spessa serie di calcari sul bordo della placca adriatica. È abbastanza simile alla Serie Toscana

4. SERIE APPENNINICA DETRITICA OROGENICA (in marrone): quando l'area è rimasta coinvolta nella formazione di Alpi e Appennini è cambiata la sedimentazione perchè sono arrivati sedimenti provenienti dai continenti. Si formano quindi argilliti e arenarie

5. SERIE RECENTE DELLA PIANURA PADANA (in giallo e la parte chiara in alto): per un certo periodo (che in appennino dura ancora) una buona parte della zona è emersa e dalla sedimentazione siamo passati all'erosione. Nella pianura Padana in seguito sopra i depositi marini di cui sopra si sono formati (e senza l'intervento umano si formerebbero ancora) depositi fluviali, lacustri e palustri

Fino al punto 4 si tratta di rocce rigide e ben litificate. I sedimenti della pianura padana sono invece caratterizzati da una certa plasticità

TETTONICA. Nell'immagine qui sotto, tratta da Casero (2004) e che rappresenta la parte romagnola (ma il concetto è più o meno lo stesso) vediamo come le rocce terziarie sono piegate e fagliate. Queste pieghe sono visibili tramite prospezioni geofisiche. La deformazione però è talmente intensa che le pieghe si sono rotte e il loro asse si è trasformato in una faglia e quindi queste faglie rimangono confinate in profondità (anche se molto bassa). Pieghe e faglie coinvolgono tutta la serie dal basamento paleozoico alle arenarie terziarie, mentre la copertura sedimentaria recente, poco o per niente solidificata, si comporta in maniera plastica assorbendo la deformazione e gli effetti maggiori sono rappresentati dal sollevamento (visibile però solo grazie a raffinate tecniche di sfruttamento dei dati satellitari). Ci sono anche delle possibili ripercussioni sul reticolo idrografico

I movimenti orizzontali e verticali a cavallo dell'Appennino

MOVIMENTI VERTICALI E ORIZZONTALI. Tutta la fascia posta grossolanamente tra il Po e il crinale appenninico è in forte innalzamento, ad eccezione della fascia lungo la Via Emilia tra la costa e Reggio Emilia, dove è particolarmente evidente la subsidenza antropica.

Vediamo perché.

Il regime tettonico della catena appenninica risulta dal gioco fra due blocchi uno occidentale (tirrenico) e uno dall’altro lato della catena che comprende quindi la pianura padana e la fascia tra la catena e l’Adriatico (blocco padano – adriatico). Questi blocchi hanno movimenti diversi fra loro, misurabili rispetto all’Europa a N delle Alpi, la cosiddetta “Europa stabile”. È stato dimostrato prima dalle misure GPS (Farolfi e Delventisette, 2015 e referenze in quella bibliografia) e poi anche dal nostro lavoro con i dati radar satellitari InSAR (Farolfi, Piombino e Catani, 2019).

Suddividiamo i movimenti nella componente E-W e N-S (questa ultima rilevabile solo con il GPS e non con InSAR). Nella componente EW i due blocchi divergono perché quello orientale si muove verso E e quello occidentale verso ovest. Per cui nel tratto centrale e meridionale dove la catena appenninica è diretta circa NNW-SSE i due blocchi divergono: il risultato sono i grandi sistemi di faglie normali dell’Italia centro-meridionale con la loro importante sismicità, tragicamente nota in tempi recenti per gli eventi di 2009 e 2016.

Da Rimini in su nell’Appennino il regime tettonico diventa compressivo perché quando cambia direzione (lungo la pianura padana diventa all’incirca WNW-ESE) cambiano le cose la componente nord della velocità del blocco tirrenico è maggiore di quella del blocco padano-adriatico, per cui i due blocchi si scontrano.

Lo scontro inizia al di sotto della pianura padana e l’effetto fondamentale sono i grandi sistemi di pieghe e faglie nel sottosuolo.

sismicità risentita a Reggio Emilia

SISMICITÀ STORICA. In tempi recenti oltre al 2012 bisogna ricordate il terremoto del 1996. Nel catalogo parametrico dei terremoti italiani nel 1501 il modenese è stato colpito da un evento di M 6. Specificamente a Reggio Emilia a ieri ci sono ben 128 testimonianze di terremoti, dei quali 4 con risentimento dal VII grado mercalli in su e altri 10 tra il VI e il VII grado. I geologi ferraresi, con il mio carissimo amico Antonio Mucchi lo evidenziarono in un convegno del 1993. 20 anni dopo i loro timori si sono rivelati fondati anche nei più scettici, a parte i fessi che i terremoti dell’Emilia sono di origine antropica

E NO, L’ATTIVITÀ DI ESTRAZIONE DEGLI IDRICARBURI NON C’ENTRA NIENTE. Spero che non vengano fuori le solite fesserie delle trivelle. Ho chiaramente spiegato qui il perché i pozzi di petrolio e di gas non c’entrano nulla. Ribadisco che chi dice che il rapporto ICHESE abbia sancito i rapporti fra estrazione di idrocarburi e terrmoti del 2012 quel rapporto non lo ha letto. Dopodichè si dimentica che ICHESE aveva chiesto comunque un approfondimenti della cosa, che c’è stato con CAVONELAB. Naturalmente questi signori si dimenticano del CAVONELAB.

E da ultimo veniamo a quelli che anche oggi hanno tirato fuori la balla del fracking, uno a caso il mio “amico” che chiamiamo “coso” per non dargli pubblicità, parecchio in difficoltà da quando le scie comiche (ah, no.. chimiche …) non se le fila più nessuno e ha provato a cavalcare la pandemia, ma ha trovato complottardi più giovani, vivaci e organizzati che gli hanno tolto qualsiasi spiraglio:

• se fossi il geologo responsabile del pozzo di una casa petrolifera e chiedessi di fare il fracking anziché una coltivazione tradizionale di idrocarburi mi proporrebbero per un Trattamento Sanitario Obbligatorio perché proporrei un sistema che costa di più e che in quelle condizioni raccoglie meno
• è impossibile fare il fracking “clandestinamente” perché sarebbe impossibile nascondere l’enorme prelievo di acqua necessario
• come ho detto diverse volte, il fracking di suo non genera terremoti quasi mai, ma li genera la reiniezione dei liquidi che ritornano in superficie durante e dopo le operazioni (altra operazione che sotto silenzio non è possibile fare)

Burrato et al (2003) An inventory of river anomalies in the Po plain, Northern Italy: evidence for active blind thrust faulting. Annals of Geophysics 46, 865-882

Casero (2004) Structural setting of petroleum exploration plays in: Geology of Italy - Special Volume of the Italian Geological Society for the IGC 32 Florence-2004 189- 199

Farolfi e Del Ventisette (2015) Contemporary crustal velocity field in Alpine Mediterranean area of Italy from new geodetic data. GPS Solut. 2015, 20, 715–722 

Farolfi, Piombino and Catani (2019) Fusion of GNSS and Satellite Radar Interferometry: Determination of 3D Fine-Scale Map of Present-Day Surface Displacements in Italy as Expressions of Geodynamic Processes Remote Sens. 2019, 11, 394; doi:10.3390/rs11040394

dissesto idrogeologico: sull’equivoco nell’uso e nell’abuso del termine “rischio” e sul significato di “pericolosità” (questa sconosciuta)

Continuo sempre a notare in caso di disastri un uso improprio del termine “rischio”. La cosa non può stupire in articoli su carta stampata e sul web e in dichiarazioni estemporanee prese a caso, visto il livello di preparazione generale di chi scrive. Il problema diventa enorme quando sono gli addetti ai lavori a parlare impropriamente di “rischio” confondendolo con la “pericolosità” (spesso completamente ignorata). In buona sostanza ho osservato e continuo purtroppo ad osservare una certa confusione fra “pericolosità” e “rischio”: sono due termini ben distinti (e devono esserlo!) ma sono spesso utilizzati l’uno per l’altro come se avessero lo stesso significato. Invece no!!! non è così: pericolosità e rischio hanno significati ben distinti, chiari, differenti e particolari. Il loro rapporto passa attraverso un terzo termine, la “vulnerabilità”.

EDIT: ANNOTAZIONE SULLA QUESTIONE TERMINOLOGICA. A seguito di una serie di osservazioni da parte di geologi che hanno obbiettato sull'uso del termine "dissesto idrogeologico" ho scelto di fare una integrazione in cima al post. Sono ampiamente convinto che "idrogeologico" dovrebbe essere un termine riservato alle falde acquifere e che parlare di "dissesto geo-idrologico" sarebbe MOLTO più corretto. Però ormai in Italia la prassi è questa, piaccia o non piaccia. Ci ho provato anche io nel mio piccolo, ma non è ormai possibile tornare indietro e tocca adeguarsi.

LA PERICOLOSITÀ: UNA CARATTERISTICA INTRINSECA. La pericolosità esprime quanto un luogo sia più o meno predisposto a subire un evento naturale e di quale entità, in base alle caratteristiche geografiche e geologiche proprie e dei dintorni. La “pericolosità idraulica” risulta maggiore accanto ai fiumi e nelle zone più depresse di una pianura rispetto a quanto si trova a quota superiore e/o più lontano dal fiume. Ogni versante sarà caratterizzato da un livello di pericolosità da frana che ruota intorno a diverse caratteristiche come acclività del pendio, litologia e struttura delle rocce: un versante con una sabbia non consolidata sarà più esposto alla pericolosità da scivolamento rispetto ad uno di solido granito, come in una parete di roccia la pericolosità da crollo aumenterà a parità di altri fattori con la sua pendenza.

IL RISCHIO DIPENDE DA COSA C’È. Il rischio, invece, è un concetto che prende in considerazione gli effetti che un evento naturale può arrecare in un certo luogo a cose e persone. Ne segue che se la pericolosità non cambia a meno di cambiamenti morfologici all’interno e nell’intorno del perimetro, naturali o artificiali che siano, il rischio invece varia in base a quello che c’è. Ad esempio un perimetro incolto, senza edifici né strade vicino ad un fiume segnalato a pericolosità idraulica “media” perche ogni tanto si allaga, ha un rischio basso perché una esondazione non comporterebbe nessuna conseguenza su cose e persone. Se però poi qualcuno decide di costruirci qualcosa (si tratterebbe nel caso di una azione improvvida, ma purtroppo è successo molto spesso), la pericolosità rimane uguale, ma il rischio aumenterebbe drasticamente.

PERICOLOSITÀ, RISCHIO E VULNERABILITÀ. La differenza fra termini è quindi sostanziale:

• la pericolosità si basa esclusivamente sulle condizioni dell’area e del suo intorno e cambia se e solo se avvengono importanti modifiche morfologiche (antropiche o no)
• il rischio – invece – varia a seconda di quanti beni e persone siano esposti ad un pericolo in una determinata area e quindi varia in base a “quello che c’è”
• Pericolosità e rischio sono correlati da una espressione che introduce un terzo termine, la vulnerabilità, e cioè la predisposizione di un qualcosa (edificio, strada etc etc) ad essere danneggiato da un certo rischio.

La formula che lega questi tre concetti è R= P x V x E, dove R sta per Rischio, P per Pericolosità, V per Vulnerabilità ed E per il numero degli elementi a rischio.

Il rischio quindi è la moltiplicazione di questi tre fattori. Ovviamente se uno di questi fattori è pari a zero il rischio sarà nullo: ad esempio non ci sarà rischio – frana in mezzo ad una pianura, come sarà zero in un versante interessato da una frana, ma dove non c’è nessuna costruzione o infrastruttura potenzialmente danneggiabile dal movimento franoso.

Da questo segue che in un PAI (Piano di Assetto Idrogeologico) ci possono essere perimetri indicati a pericolosità elevata ma a rischio basso e, specularmente, perimetri a pericolosità bassa e rischio alto.

Il ponte di Garessio che fa da diga 
durante una pienae del Tanaro

OPERE CHE AUMENTANO PERICOLOSITÀ E RISCHIO. Lasciare stare il can che dorme della pericolosità sarebbe una cosa buona e giusta. Purtroppo realizzando qualcosa in perimetri ad elevata pericolosità vi si aumenta fatalmente il rischio. In taluni casi certe opere possono addirittura aumentare anche la pericolosità. 

Un classico del genere è rappresentato a proposito di rischio idraulico dalla realizzazione di ponti troppo bassi e/o con diversi piloni che abbattono drasticamente la portata del fiume con prestazioni idrauliche peggiori di quelli del passato. In caso di piena il manufatto potrebbe fare da diga, provocando danni a monte di esso (cosa avvenuta realmente in diversi luoghi, per esempio a Olbia e a Garessio. Pertanto una realizzazione del genere aumenta la pericolosità idraulica a monte di esso e, a cascata, anche il rischio in caso di presenza di beni antropici. 

Quanto ai versanti, non sono pochi i casi in cui le attività antropiche hanno avuto la conseguenza di attivare o riattivare fenomeni franosi. Cito, non a caso, le conclusioni di una attenta analisi di un versante di cui mi sono occupato personalmente da poco: vi si legge esplicitamente la necessità di adottare norme di salvaguardia del territorio, che impediscano l’incremento del carico urbanistico e trasportistico. Tutto questo perché sono state rilevate deformazioni sul suolo cagionate dalle opere di urbanizzazione recente dell’area (relativa agli ultimi decenni). Ovviamente l’analisi propone per il sito in questione, dove senza attività antropica non si sarebbe rilevato nulla, sensibili aumenti di pericolosità e rischio: la pericolosità aumenta per le modifiche alla morfologia e ai carichi del versante, il rischio perché prima non c’era nulla e ora ci sono diversi edifici.

Un altro caso di azione che non doveva essere fatta è costituito dalla realizzazione a XXXX di un campo sportivo posto su un crinale e quindi è stato necessario livellare un tratto di versante tramite un riporto di terreno di diversi metri di spessore. A seguito di questo intervento parte del riporto e dei terreni di copertura presenti nel sottostante pendio si sono mobilizzati. Ciò ha reso necessario procedere al consolidamento del versante. Anche in questo caso se nessuno si fosse messo in testa di realizzare questa struttura non sarebbe successo niente intorno.

la realizzazione di questa strada, modificando il versante,
ha aumentato la pericolosità: il muro serve per abbatterla

PROGETTARE UNA INFRASTRUTTURA: PERICOLOSITÀ E RISCHIO. A questo punto viene la critica più importante alla frase “non dovevano costruire un gasdotto in una zona a rischio”

Da quanto detto nei paragrafi precedenti chi ha detto o scritto questo ha commesso un grave errore. Perchè è proprio l’infrastruttura a portare il rischio!

In genere è possibile collocare un nuovo edificio in area a bassa pericolosità, mentre in Italia è altmente probabile che una infrastruttura lineare debba per foza attraversare perimetri contreaddistinti da certapericolosità. Alcuni di questi prima di questa realizzazione sono a rischio inesistente o quasi perché con il niente antropico intorno; però inserendovi la nuova infrastruttura il primo effetto sarà quello di aumentare il rischio solo per la sua presenza. Quindi la progettazione dovrà tenere conto ad esempio della pericolosità di un versante da cui possono venire dei crolli e abbattere il rischio che si creerebbe con delle reti paramassi o altra opera (fino a quando sarebbero caduti su un bosco o su un pascolo rischio non ce n’era… ). Inoltre le modifiche alla morfologia dei versanti potranno introdurre aumenti della pericolosità da frana (la realizzazione di muri di contenimento serve proprio a diminuirla quando introdotta) o la costruzione di un terrapieno può aumentare la pericolosità idraulica a monte di esso.

Quindi diciamo che sarebbe più corretto dire che nella realizzazione di una nuova infrastruttura lineare si deve cercare di passare per luoghi a minore pericolosità possibile.

MITIGARE PERICOLOSITÀ E RISCHIO. La formula R= P x V x E dimostra semplicemente una cosa: mitigare i rischi geologici vuol dire lavorare per ridurne almeno uno dei fattori che lo determinano. 

Se vogliamo ridurre i rischi abbiamo due strade: 

• evitare di costruire nelle zone dove la pericolosità è alta (banalmente nelle pianure più esposte alle alluvioni o in pendii che possono franare). Sembra logico ma spesso questo principio continua a non essere rispettato
• una volta che la frittata è fatta intervenire con opere di difesa che diminuiscano la pericolosità e – a cascata – il rischio, o semplicemente abbattere il rischio, delocalizzando

Il muro costruito ad Aulla per abbattere pericolosità
e rischio di un quartiere costruito troppo vicino al Magra

AULLA: DUE ESEMPI CONCRETI. Vediamo una applicazione delle due metodologie con le azioni effettuate ad Aulla (Lunigiana, provincia di Massa e Carrara). Qui non si può dire che sia stata negli ultimi decenni del XX secolo una azione particolarmente intelligente il continuo avvicinarsi della città al Magra con nuovi insediamenti in zone ad elevata pericolosità idraulica. Qualche anno fa dopo una serie di gravi catastrofi dovute a più episodi di piogge devastanti si è capito che non si poteva continuare così e sono state effettuate delle azioni che hanno provocato una forte mitigazione del rischio, attraverso le due diverse modalità:

• è stata diminuita la pericolosità di un’aeea urbana costruendo un muro sufficientemente alto per essere invalicabile dalle acque del fiume in piena. Diminuendo la pericolosità è diminuito ovviamente anche il rischio
• è stato diminuito solo il rischio senza incidere sulla pericolosità semplicemente delocalizzando un intero quartiere

IN CONCLUSIONE. Purtroppo Il “Bel Paese” (termine peraltro dovuto a un geologo, l’abate Stoppani) convive con il dissesto idrogeologico perché, come spesso dimostrano i toponimi, alluvioni e frane sono una costante nella nostra storia durante tutta la storia, e non – come potrebbe pensare qualcuno – soltanto dal dopoguerra quando l’aumento della popolazione, l’industrializzazione e la crescita del terziario hanno comportato la necessità di occupare aree precedentemente lasciate stare perché pericolose. Quindi il nostro sarebbe un territorio da sfruttare con una certa attenzione e invece per un corretto uso del territorio è stato fatto tanto di quello che non andava fatto ma poco di quello che andava fatto. Il risultato è lo sconfortante elenco dei disastri. La cosa più logica sarebbe la delocalizzazione di quanto più a rischio; ma in Italia è un problema perché lo spazio a pericolosità idrogeologica bassa è nettamente insufficiente.

E allora cosa si può fare? Si deve diminuire la pericolosità, e per farlo c’è un’unica strada, la corretta manutenzione del territorio. Tante volte i geologi sottolineano l’importanza di queste pratiche, grazie alle quali si può diminuire la probabilità e l’entità di frane e alluvioni in un certo luogo, abbassandone la relativa pericolosità e – di conseguenza – anche il rischio che vi è associato.

Hunga Tonga: risvolti distruttivi di una eruzione senza i quali sarebbe stata tutto sommato un evento "normale"

Se non fosse stato per lo tsunami e per i gravi danni patiti nelle isole Tonga l'eruzione del 15 gennaio 2022 sarebbe passata inosservata o quasi: di parossismi di questo tipo i vulcani di margine di placche convergente ne producono diversi ogni anno. Insomma, se fosse successo su un vulcano sulla terraferma non se lo sarebbe filato nessuno, a parte i vulcanofili e – ovviamente – le popolazioni locali. Purtroppo i guai quando si tratta di un vulcano su un'isola sono sempre in agguato, come l'eruzione dell'Hunga Tonga del gennaio 2022. Ma tutti quei post e tutti quei commenti sull'impatto globale di questa eruzione sono assurdi... eh, no... non è un nuovo Tambora, tantomeno questo evento è paragonabile a quello del 1883 a Krakatau.

carta pre-eruzione. Fonte: The Conversation.com

Innanzitutto va precisato un concetto: non è che sabato 15 gennaio sia esploso l’Hunga Tonga con la produzione di una caldera come nel 1883 a Krakatoa, come da molti indicato a caldo all'evento appena registrato: l'analogia fondamentalmente è stata consentita dallo scatenamento dello tsunami e dal boato sentito a grande distanza, ma si è semplicemente trattato di un forte parossismo durante la fase di attività iniziata il 15 dicembre, un parossismo come ne succedono parecchi tutti gli anni in diversi vulcani sparsi sulla Terra (normalmente fra quelli delle aree di convergenza fra placche). Questo è evidente partendo da due considerazioni: 

1. un collasso esplosivo genereale del vulcano avrebbe cancellato del tutto le poche parti subaeree che ora affiorano (anche se qualcosa rispetto a prima manca)
2. in caso di esplosione del vulcano lo tsunami avrebbe dovuto avere una dinamica diversa. 

Come si vede dal disegno tratto da The conversation, le piccole isole di Hunga Tonga e Hunga Ha'apai rappresenta(va)no le parti più elevate della cresta della caldera di circa 5 km di diametro appartenente a un grande edifico vulcanico andesitico che si erge da un fondo marino profondo circa 1800 metri, situata circa 40 km a NNW di Tongatapu, l’isola principale delle Tonga con alcune delle maggiori città del regno, compresa la capitale Nukuʻalofa. Il vulcano è stato teatro di diverse eruzioni sottomarine dalla prima eruzione storica nel 1912. Nella fase eruttiva precedente a questa, iniziata a metà dicembre 2014 ha costruito una nuova isola tra le altre due grandi isole.

CRONISTORIA DELLA ERUZIONE. Il Global Volcanism Program dello Smithsonian riporta che la fase attuale di attività è iniziata la mattina del 20 dicembre ed è proseguita con emissioni di ceneri e nuvole di gas; la colonna è arrivata inizialmente a 12 km di altezza per poi diminuire ed è proseguito l’accrescimento dell’isola nata nel 2015. Il tutto è stato ovviamente seguito con attenzione dal centro che controlla i vulcani per la sicurezza del traffico aereo competente per territorio, il VAAC (Volcanic Ash Advisory Center) di Wellington. Ai primi dell’anno la situazione si era calmata (per chi volesse sapere qualcosa di più sui VAAC avevo scritto questo post). Poi, il 14 gennaio inizia una forte eruzione nella parte subaerea con la colonna di ceneri che arriva a 20 km di altezza, e abbondanti ricadute di ceneri nelle isole vicine. Questa nuvola conquista a mani basse il record per la produzione di fulmini: sono una cosa comune nelle nubi vulcaniche ma qui la rete di GLD360 ha registrato fino a 200.000 fulmini all’ora. Sui fulmini nelle nubi vulcaniche avevo scritto questo post.

Il 15 gennaio è iniziato un nuovo parossismo: la colonna eruttiva è arrivata “solo” a 15 km ma stavolta l’eruzione si è presentata immediatamente al di sotto della superficie del mare e questo ha probabilmente scatenato lo tsunami, l’onda di pressione e il boato.

Pertanto è chiaro e evidente che non c’è stata nessuna esplosione DEL vulcano, ma solo un importante episodio parossistico.

LE EMISSIONI DI CENERI: NON QUELLE DI UNA ESPLOSIONE DEL VULCANO. Già nelle prime ore del 15 gennaio numerosi commenti in particolare in siti e gruppi meteo si chiedevano se e quali saranno le conseguenze climatiche globali di questa eruzione. Direi che se la ricaduta delle ceneri ha provocato una situazione decisamente drammatica nelle isole vicine, a livello globale non succederà nulla perché i quantitativi non sono particolarmente rilevanti. 

LO TSUNAMI: MOLTO DIVERSO DA QUELLO DEL 1883. La domanda principale che ci si pone dal punto di vista scientifico è perché questa eruzione abbia provocato lo tsunami. Innanzitutto che non ci sia stata una esplosione del vulcano in stile Krakatau del 1883 lo dice anche la dinamica dello tsunami stesso: in caso di esplosione del vulcano si sarebbero prodotte onde di tsunami ad alta frequenza, molto corte ed estremamente distruttive nei dintorni ma che non sarebbero state capaci di propagarsi “decentemente” a distanza. Invece si è trattato di uno tsunami dalle caratteristiche “normali”, causato da importanti movimenti del fondo marino, come avviene per i terremoti e – appunto – per frane sottomarine: in questi casi si producono onde a bassa frequenza che si propagano a grande distanza, proprio come è successo sabato 15 gennaio sulle coste di quasi tutto l’Oceano Pacifico. Basta confrontare lo tsunami del 2004 con quello del 1883, ben descritto da Choi et al (2003): in quell’occasione  lungo le coste dello stretto della Sonda ci sono state decine di migliaia di vittime per onde alte anche parecchie decine di metri, ma lungo le coste dello Sri-Lanka e dell'Africa l'altezza si è rivelata di poche decine di centimetri. Solo in Australia e Nuova Zelanda l’altezza dello tsunami ha passato il metro.

Quindi lo tsunami si è probabilmente originato per il collasso di una parte sommersa della parete del vulcano innescata dall’esplosione.

L’ONDA DI PRESSIONE E I BOATI SENTITI A GRANDE DISTANZA. Due parole meritano anche il boato sentito a grande distanza e l’onda di pressione, davvero enormi. Questa eruzione non passerà certo alla storia per il volume delle emissioni, tranne nelle isole vicine (ricordo ancora che eventi di questa portata dal punto di vista della quantità di emissioni ne avvengono parecchi ogni anno), ma sarà studiata negli anni a venire per lo tsunami e soprattutto per il rumore: sono questi gli aspetti analoghi al disastro del 1883 che hanno portato fuori strada tanti commentatori non esperti. Hunga Tonga si è distinto per il fragore già all’inizio di questa fase eruttiva: la prima attività esplosiva del 15 dicembre fu sentita a quasi 300 km di distanza, mentre il parossismo principale del 15 gennaio è stato percepito addirittura in Alaska, a 9000 km di distanza, con una serie di boati durata una decina di minuti!! E non dimentichiamoci l'onda di pressione.

l'onda di pressione da Perugia Meteo

Sulla intensità dei boati si possono fare quindi alcune considerazioni:

• probabilmente questa fase eruttiva è stata caratterizzata da una quantità di gas particolarmente ingente e per giunta ad elevata pressione: magmi andesitici di aree di convergenza fra placche come quelli di Hunga Tonga sono molto viscosi, perchè i gas non riescono a sfogare in atmosfera come succede durante le eruzioni dei magmi basaltici 
• l’acqua potrebbe aver dato il suo contributo dinamico (c’è giusto un oceano a disposizione), specialmente se l’innesco dell’interazione con il magma è avvenuto poco sotto il livello del mare, generando una attività di tipo Surtseyano: il nome deriva dalla celebre isola di Surtsey, sorta dalle acque dell’oceano a sud dell’Islanda nel 1963 e i quattro anni dell’eruzione sono stati caratterizzati da una elevata esplosività proprio a causa dell’interazione tra magma e acqua a bassissima profondità 

Venendo nei particolari, quando il magma viene a contatto con un corpo di acqua poco profondo, l’acqua viene riscaldata improvvisamente e vaporizza, apportando quindi un quantitativo molto significativo di gas in aggiunta a quelli vulcanici. Se il contatto avviene a una certa profondità la pressione della colonna d’acqua limita e non poco la velocità di risalita dei gas: ad esempio la superficie dei cuscini di basalto delle colate laviche messe in posto a grande profondità negli oceani si presenta butterata; i cosiddetti varioli sono semplicemente le impronte delle bolle di gas che non sono riusciti a risalire la colonna d'acqua a causa della pressione. A bassa profondità invece la ridotta pressione idrostatica consente ai gas e all'acqua che vi si è mescolata di essere proiettati in alto dalla pressione proveniente dal basso 

E proprio questa improvvisa emissione di vapore d’acqua ha anche stimolato la formazione del numero straordinario di fulmini.

Da ultimo qui sotto due immagini che non hanno bisogno di commento:

• 117 terremoti con M 7 o più dal 1 gennaio 1990 (quasi 4 all'anno..) tra Nuova Guinea e Nuova Zelanda
• i vulcani conosciuti nell'area (in rosso quelli attivi nell'Olocene) 

Choi et al 2003 Simulation of the trans-oceanic tsunami propagation due to the 1883 Krakatau volcanic eruption Natural Hazards and Earth System Sciences (2003) 3: 321–332

Di come con un servizio di sorveglianza del territorio con i satelliti InSAR sarebbe stato possibile individuare alcune frane prima del loro procedere

Il 29 maggio 2018 si è verificato un collasso di frana a Gallivaggio, in provincia di Sondrio, lungo la statale dello Spluga. Dal 2011 quel versante era monitorato da terra per il rischio del distacco di una massa importante della rupe che incombeva sul sottostante Santuario. Il Centro di monitoraggio geologico di Arpa Lombardia aveva già segnalato dei movimenti anomali fra dicembre 2017 e febbraio 2018. Il 24 maggio 2018 il sistema di rilevamento ha individuato un aumento della velocità dei movimenti della massa rocciosa, con il superamento al mattino della soglia di moderata criticità e poi, nel pomeriggio, il superamento della soglia successiva di elevata criticità.
 Da allora in poi il monitoraggio si è fatto sempore più attento fino a quando il 28 maggio, il report del Centro ha evidenziato il progredire dell'accelerazione e il manifestarsi di una situazione di estrema pericolosità che si è esplicizzata il giorno dopo con il crollo della parte incriminata. Grazie allo stato di allerta non si è fatto male nessuno. In questo caso si trattava di una frana nota, posta al di sopra di un bene storico come il Santuario della Madonna di Gallivaggio e di una strada importante, per cui appunto da tempo era stato implementato un sistema di monitoraggio. Ma le aree dove si può scatenare una frana in Italia (e non solo) sono tantissime ed è impossibile monitorare da terra tutto il territorio. Vediamo come sia realmente possibile con una indagine speditiva sorvegliare con i satelliti rada un territorio molto vasto e prevedere l’innesco di una frana. I casi che presento sono “a posteriori”, cioè se ci fosse stato tale sistema, sarebbe stato facile capire che stava per avvenire una frana. Sarà importante implementare questi sistemi per avere sempre in mano la situazione reale e capire dove e quando sia opportuno prendere una serie di provvedimenti di Protezione Civile a salvaguardia di cose e persone. 

Ralph Peck e Karl Terzaghi nel 1956
 The Terzaghi & Peck Libraries NGI, Oslo

PREVEDERE UNA FRANA? Quando ci si accorge che sta per scatenarsi una frana in genere è ormai troppo tardi: il danno è fatto e va bene se ci sono soltanto danni alle cose oltreché alle persone. Ma nel 1950 il grande Terzaghi, uno di quelli che hanno fatto la storia della geologia applicata ai suoi albori, osservò argutamente che le frane possono verificarsi in quasi tutti i modi immaginabili, lentamente e all'improvviso, con o senza alcuna apparente provocazione. Ma se una frana arriva all’improvviso, sarebbe più esatto affermare che nessuno abbia potuto notare i fenomeni che hanno preceduto il suo innesco.

La domanda è se dal 1950 sia cambiato qualcosa che consenta di accorgersi di quei movimenti impercettibili alla base dello scatenarsi di una frana citati da Terzaghi. Chiaramente si, a patto che ci sia un sistema di monitoraggio adeguato, come abbiamo visto per Gallivaggio; purtroppo questi sistemi in genere vengono allestiti dopo che il danno è avvenuto. Il problema è che non si può mettere sensori a tappeti sul territorio, per i costi e per la quantità di risorse umane che occorrerebbero per la loro manutenzione. Allora come si può fare?

Distinguiamo innanzitutto fra vari tipi di frana, usando ovviamente la classicissima classificazione di Cruden e Varnes (altri giganti della materia) e vediamo come sia possibile in mancanza di un sistema di monitoraggio sul posto capire come “prevedere” (termine piuttosto impegnativo) l’innesco di una frana quando questa abbia – almeno all’inizio – una cinematica lenta.

LA SOLUZIONE: IL RADAR SATELLITARE. Il Dipartimento di Scienze della Terra dell’Università di Firenze è fra i centri più importanti al mondo che lavorano su questo argomento, anche perché è stato uno dei primi ad occuparsene (non a caso nel 2023 il prossimo World Landslide Forum si terrà proprio a Firenze). La tecnica si basa sullo studio delle serie temporali dei PS, sigla che abbrevia la denominazione di persistent scatterers (riflettori persistenti). Si tratta di punti o superfici più estese che riflettono sempre allo stesso modo il segnale emesso dal satellite. Le elaborazioni forniscono ad ogni passaggio del satellite la distanza del PS da esso e viene costruito un grafico nel quale si evidenzia la storia dello spostamento del punto rispetto al satellite. InSAR (abbreviazione di INterferometric Synthetic-Aperture Radar) dovrebbe essere anche un vanto nazionale visto che le prime tecniche di sfruttamento dei dati e le aziende che hanno iniziato a produrre questi dati sono italiane. 

I satelliti InSAR si muovono in orbita polare e passano sopra un territorio sia in orbita ascendente (quando si dirigono verso il Polo Nord) che in orbita discendente, quando si dirigono verso il Polo Sud. Siccome le ottiche dei satelliti guardano verso destra un movimento gravitativo viene segnalato dal diverso comportamento dei PS nelle due orbite: ad esempio se il versante guarda a est i PS si allontaneranno dal satellite in orbita ascendente e si avvicineranno al satellite in orbita discendente. Invece se entrambe le orbite registreranno un allontanamento dei PS questo evidenzierà una subsidenza.

I GROUND MOTION SERVICES. Ormai di satelliti o di costellazioni satellitari equipaggiati con radar InSAR ce ne sono diversi e fra tutti sono largamente usate le immagini della costellazione Sentinel-1 dell’ESA, attiva dal 2014, che hanno una serie di vantaggi: innanzitutto la frequenza del passaggio (in Europa uno ogni 6 giorni), e poi un buon compromesso fra precisione, densità della misura e area coperta da una singola immagine. Inoltre aggiungiamo che le immagini Sentinel-1 sono gratuite e di facile ottenimento (ma ovviamente non è immediato il loro utilizzo, che per ottenere le serie temporali dei PS necessita di lunghe e costose elaborazioni!). Il risultato di questo complesso di operazioni è un "ground motion service", in sigla GMS, cioè un servizio in cui un territorio viene costantemente sorvegliato aggiornando dopo ogni passaggio del satellite le serie temporali dei Persistent Scatterers. Di fatto Sentinel è nato proprio in prospettiva di attivare dei ground motion service tante di vasti territori

Con i dati di Sentinel-1 già diverse regioni italiane hanno attivato dei Ground Motion Services e quindi coprono il proprio territorio con regolarità: la Toscana, grazie proprio alla sensibilità della Regione e ai geologi dell’Università di Firenze, è stata nel 2016 la prima regione al mondo a mettere in opera un GMS (ne ho parlato qui); successivamente sono stati attivati servizi analoghi in Valle d’Aosta, Veneto e Friuli. Alcune nazioni come la Germania e la Norvegia hanno un servizio del genere, altre si stanno organizzando, come si sta organizzando l’Europa nel suo complesso. L’Italia, pur con il fantastico precedente del Piano Straordinario di Telerilevamento con i dati di tutto il territorio nazionale tra 1991 e 2011 che è stato una prima mondiale) e dove sono stati approntati i primi GMS regionali al mondo, è purtroppo invece un po' in ritardo come nazione. Questi servizi sono utili ma per esempio quello europeo fornirà gli aggiornamenti ogni 6 mesi con tutti i dati del semestre precedente: servirà per vedere cosa è successo in passato quindi, ma non lo possiamo considerare utile per vedere ad ogni passaggio del satellite cosa succede. Quindi i GMS regionali avranno ancora la loro utilità e chiunque dovrà veder ele cose in tempo reale non potrà accontentarsi di quei dati.

L'obbiettivo per chi si occupa di frane quindi è ottenere un controllo del territorio attraverso lo studio delle immagini dei satelliti InSAR per  allestire un sistema di monitoraggio a terra prima di un evento o addirittura ad intervenire per eliminare le condizioni che possono portare a scatenarlo.

Vediamo quindi tre casi studiati dal Dipartimento di Scienze della Terra dell’Università di Firenze in cui un monitoraggio satellitare preventivo in tempo reale sul tipo di quello della Regione Toscana avrebbe consentito di capire l’innescarsi di un movimento franoso prima che avvenisse davvero studiando i dati satellitari delle immagini precedenti l’evento (il cosiddetto back-monitoring), grazie ai quali è stato possibile riconoscere i segnali, impercettibili all’occhio umano, in base ai quali un monitoraggio in tempo reale avrebbe letteralmente previsto l’evento.

Le serie temporali dei Persistent Scatterers a Ponzano evidenziano già oltre 10 anni prima
i primi sintomi dell'innesco del fenomeno (Solari et al, 2018)

LA FRANA DI PONZANO. Il 12 Febbraio 2017 a Ponzano (località del comune di Civitella del Tronto in provincia di Teramo) l’effetto combinato di piogge molto intense, dello scioglimento di una coltre nevosa di circa un metro e di un incremento molto sensibile della temperatura ha innescato una frana che ha danneggiato 25 case e costretto all’evacuazione un centinaio di persone. Per studiare cosa fosse successo prima dell’innesco del movimento sono state utilizzate le immagini di Sentinel-1 dall’inizio del servizio (2014), insieme a quelle del canadese RADARSAT-2, che lavora con le stesse lunghezze d’onda di Sentinel-1 (banda C, lunghezza d'onda 5,6 cm) tra 2003 e 2009. Le serie temporali dei persistent scatterers hanno dimostrato che la frana si stava già muovendo lentamente già a partire dal 2004 (Solari et al, 2018). Nella figura qui sopra si vedono le serie temporali degli ascendenti in blu (in avvicinamento) e dei discendenti in rosso (in allontanamento). Si capisce anche che il versante guarda verso ovest, altrimenti i comportamenti sarebbero stati opposti: allontanamento in ascendente e avvicinamento in discendente.

Da Intrieri et al (2018) a sinistra: l'area di futuro distacco della frana presenta già dei movimenti a Maoxian
a destra: le serie temporali evidenziano un aumento della deformazione subito prima dell'evento

LA FRANA DI MAOXIAN. Un caso ben più nefasto per le sue conseguenze, è la frana di Maoxian, avvenuta in Cina sui monti che sovrastano il Sichiuan: il 24 giugno 2017 il villaggio di Xinmo è stato sepolto dalla frana e purtroppo si sono registrate decine di vittime. Anche qui le immagini radar di Sentinel-1 sono state elaborate per capire se e cosa cosa fosse successo nei mesi precedenti (Intrieri et al 2018). Vediamo nella figura qui sopra nella parte sinistra l'immagine del versante, diretto a SE. I persistent scatterers sono quelli dell'orbita discendente e quindi quelli che si muovono si allontanano; vediamo che si annidano nella parte più alta del versante. A destra le serie temporali di alcuni di essi, dove si vede non solo che i movimenti iniziano ben prima dell’evento, ma anche la loro vistosa accelerazione nelle due settimane precedenti allo scatenarsi del fenomeno, che quindi avrebbe potuto essere ampiamente predetto con una sorveglianza satellitare in tempo reale.

da Carlà et al (2018) Una miniera di rame a cielo aperto in cui si è verificato un importante cedimento
su un lato, al di sopra dell'area coltivata. I PS rossi  evidenziano l'area che è stata interessata dal crollo

UNA MINIERA A CIELO APERTO. Un terzo caso è un miniera a cielo aperto. In queste coltivazioni le frane sono all’ordine del giorno: particolarmente studiato è l’evento della miniera di Bingham Canyon nello Utah del 2013 (Moore et al 2017), predetta dai monitoraggi a terra già 2 mesi prima (il buon Dave Petley ha ben coperto l’evento nel suo Landslide Blog). Anche quando l’evento non registra vittime (questo succede in genere se e solo se viene predetto), una frana in una miniera a cielo aperto provoca interruzioni anche molto lunghe dell’attività, con evidenti danni economici. Per questo oggi tutte le principali attività di questo tipo sono attentamente monitorate sia con strumentazione a terra sia con i radar satellitari. Nel novembre 2016, si è verificato un catastrofico cedimento del pendio in una miniera di rame a cielo aperto, di cui per questioni di riservatezza non vengono indicati nome e ubicazione (Carlà et al, 2018). La miniera era – direi ovviamente – dotata di un sistema di monitoraggio del versante, ma sfortunatamente la frana è avvenuta senza evidenti segnali di allarme perché è partita da un settore di versante naturale soprastante la miniera, al di fuori del campo visivo del sistema. Oltre alla sospensione delle attività estrattive,  la mancata previsione è alla base della morte di 16 minatori. L'instabilità potrebbe essere associata a un semplice meccanismo di traslazione, e il suo innesco è stato attribuito ad un periodo di piogge maggiore del normale.

Sono quindi state aquisite le immagini InSAR in orbita ascendente degli ultimi 10 mesi più quella immediatamente successiva. Le serie temporali dei persistent scatterers evidenziano nell’area che sarà interessata successivamente dal crollo una notevole deformazione che quindi lo anticipa. Non solo, ma i dati hanno descritto persino il perimetro entro il quale si è innescato il fenomeno, perché i bersagli radar che circondavano l’area in deformazione erano in gran parte stabili (Carlà et al 2018).

Questi esempi dimostrano che è possibile in diversi casi individuare i fenomeni precursori di frana in un’area coperta da un servizio di monitoraggio dei dati satellitati InSAR. Si tratta proprio di quei movimenti citati da Terzaghi, spesso invisibili persino all’occhio di un esperto, ma che sarebbero stati rilevati da un sistema di monitoraggio a terra o, in mancanza di questo – e cioè in quasi tutti i casi – dai dati satellitari se fosse stato utilizzato un ground motion service sul tipo di quello della Regione Toscana.

BIBLIOGRAFIA

Carlà et al 2018. Integration of ground-based radar and satellite InSAR data for the analysis of an unexpected slope failure in an open-pit mine. Engineering Geology 235 (2018) 39–52

Cruden e Varnes 1996. Landslide types and processes. In: Turner AK, Schuster RL (eds) Landslides investigation and mitigation, Special Report 247. Transportation Research Board, National Research Council, Washington, DC, pp 36–75

Intrieri et al 2018. The Maoxian landslide as seen from space: detecting precursors of failure with Sentinel-1 data. Landslides 15:123–133

Moore et al 2017. Dynamics of the Bingham Canyon rock avalanches (Utah, USA)resolved from topographic, seismic, and infrasound data. J. Geophys. Res. EarthSurf., 122, 615–640

Solari et al 2018. Satellite radar data for back-analyzing a landslide event: the Ponzano (Central Italy) case study. Landslides 15:773–782

A 55 anni dall’evento alluvionale della Toscana e dell’Italia di Nord-est: lo stato dei lavori lungo il corso dell’Arno

La ricorrenza del 4 novembre 1966 è sempre una occasione importante per vedere cosa è stato fatto in 55 anni per mitigare il rischio – alluvione a Firenze e in tutto il bacino dell’Arno (mitigare, perché – appunto – il rischio zero non esiste), ma anche per ricordare attraverso questo evento che Firenze non è stata l’unica città colpita in quei giorni e che comunque in Italia di centri urbani, industriali e commerciali a rischio – alluvione ce ne sono fin troppi. E che spesso la soluzione costa molto meno dei danni che può evitare con la sua realizzazione.

la situazione meteorologica ai primi di novembre 1966

SCENARI IN UN CLIMA CHE CAMBIA. Sono passati 55 anni da quel drammatico 4 novembre 1966 in cui l’evento alluvionale della Toscana e dell’Italia di Nord-est arrecò danni immensi a vasti territori. Quello del 1966 è passato alla storia come l’alluvione di Firenze ma siccome non è che nel resto del Valdarno e dell’Ombrone, o nelle Alpi orientali come il Cadore e in città come Venezia o Trento le cose andarono meglio. Per questo, nonostante lo abbia vissuto proprio a Firenze, io insisto a voler portare avanti questa definizione, per me più completa. La domanda non è “se” ma “quando” si ripresenteranno condizioni come quelle del 1966: ad esempio nel Veneto con la tempesta Vaia ci siamo arrivati vicino… mi ricordo nei giorni precedenti i commenti sulla situazione, ampiamente prevista, che stava per crearsi e come con alcuni amici come il cadorino Paolo de Pasqual e lo staff dell’Osservatorio Meteosismico di Perugia eravamo in serio pensiero per quelle valli alpine dalle quali non arrivavano notizie e di cui nei TG, troppo impegnati a fa rivedere i danni agli yacht in Liguria, non facevano menzione. Ma anche a Firenze e in Toscana tutta che si ripresentino quelle condizioni prima o poi è sicuro. Adesso poi, con i mari sempre più caldi e quindi con una evaporazione maggiore rispetto al passato la situazione si fa ancora più grave: oggi 300 mm di pioggia in un giorno (quelli del 1966) stanno diventando normali anche se il regime pluviometrico sta cambiando: per fortuna in genere questi livelli di precipitazione estrema interessano aree ristrette e non l’intera estensione di grandi bacini e quindi più che grandi alluvioni dei bacini principali, destano più preoccupazione soprattutto i flash flood dei piccoli bacini colpiti da nubifragi pesantissimi (si chiamano così! Odio il termine “bombe d’acqua”). 

Nell’immagine si vede la situazione del 1966: la bassa pressione che viene dalla penisola iberica viene bloccata da un anticiclone nei Balcani, con forti venti meridionali nell’Adriatico. Nel 2018 con Vaia la situazione era abbastanza simile, in particolare nel gradiente di pressione che ha scatenato i venti.

L'Arno si stringe prima di arrivare al Ponte Vecchio

L’ARNO: I PROBLEMI. Venendo allo specifico dell’Arno, vediamo cosa è stato fatto negli ultimi dieci anni e cosa si sta facendo nel suo bacino per migliorare la situazione. Riprendo l’ultimo dei 4 post che ho scritto nel 2016 per il 50esimo dell'evento in cui parlavo degli scenari futuri, dove evidenziai tre cose:

1. il reticolo fluviale del bacino dell’Arno non è in grado di contenere le acque piovane nel caso di un evento analogo a quello del 4 novembre 1966 (pioggia su quasi tutto il bacino, mediamente sull'ordine dei 160 mm di altezza, con punte, in determinate aree, di 250 - 300 mm, arrivate per giunta dopo una serie di giornate molto piovose per cui né i suoli né i torrenti erano in grado di assorbire qualcosa; e da ultimo, anche se questo è un aspetto che ha riguardato soprattutto le Alpi, il riscaldamento ha provocato lo scioglimento improvviso della neve accumulatasi in quota nei freschi giorni precedenti, accumulando portata a portata
2. le condizione più critiche sono a valle di Firenze, ove praticamente tutto il Valdarno Inferiore costituisce una grande area di espansione per le portate di piena tipo 1966. 
3. a Firenze città più di così non si può fare e come si vede la caratteristica più importante è la strettoia che inizia a monte del Ponte Vecchio e dopo il Ponte alle Grazie

Inoltre aggiungo che molte aree alluvionate nel 1966 sono state oggetto di interventi urbanistici, soprattutto industriali e commerciali ma anche a destinazione abitativa. Una alluvione porterebbe a delle conseguenze gravissime a livello proprio della produzione industriale (oltreché dell’inquinamento).

la piana di Pisa e le Everglades, ottimo esempio di come sarebbe la piana di Pisa senza le bonifiche

 

progetto di Bernardo Buonalenti per il taglio
di un mendro presso Empoli

ARNO, PALUDI E RETTIFICHE. Qual’è il problema fondamentale? Come nel resto d’Italia, prima delle bonifiche sia nel Valdarno superiore che in quello inferiore esistevano dei sistemi di paludi che consentivano di stoccare l’acqua delle piene: ricordo che le pianure come le vediamo noi non sono per niente naturali e che il termine geomorfologico è “pianure alluvionali” come ricordo spesso, cioè se c'è del sedimento è una alluvione che lo ha portato lì. Nell’immagine qui sopra la piana di Pisa e le Everglades in California, che hanno l’aspetto della piana di Pisa come sarebbe senza l’intervento umano. 

A causa delle bonifiche e delle operazioni sugli alvei (restringimenti e rettifiche) i  fiumi quindi si trovano a dover gestire anche le acque che in condizioni naturali sarebbero finite nelle paludi. In seguito le aste fluviali sono state ristrette e rettificate, e questo ha ulteriormente diminuito la capacità del sistema di contenere acqua. Comunque le alluvioni avvenivano lo stesso, talvolta però più per il disboscamento selvaggio che contribuì massicciamente ad esempio al disastro del 1557 e dopo il quale il governo granducale impose severi limiti al taglio degli alberi dei versanti più alti, oppure arrecavano danni a costruzioni costruite nel posto sbagliato. 

Il contributo delle paludi alla laminazione delle piene è dimostrato dal caso di Pisa dove l’Arno ha una portata minore rispetto a quella che ha a Firenze, nonostante la ricca serie di affluenti che riceve fra le due città (2800 mc/sec in uscita da Firenze e 2300 a Pisa!) e dove quindi ai tempi delle paludi la piena da Firenze arrivava parecchio in ritardo rispetto ad oggi e pure più distribuita nel tempo: ciononostante anche la città della Torre era spesso sott’acqua, ma se da un lato per una serie di motivi (probabilmente per la fine della piccola era glaciale, in cui il clima era più piovoso), Firenze dalla fine del XVIII secolo ha subìto ben poche (ma disastrose) alluvioni, dall'altro lato Pisa ha continuato ad alluvionarsi a tal punto che come ho scritto in questo post è stato deciso di realizzare lo scolmatore di Pontedera, che da quel momento ha salvato spesso Pisa da un bagno non desiderato, anche poco tempo fa.

Cassa di espansione del Bisenzio a San Donnino

GLI INTERVENTI ATTUATI POST – 1966. Quindi il rischio idraulico sussiste ed è pesante lungo tutto il corso del fiume, non solo a Firenze. 

Dal 1966 fino a qualche anno di interventi nel bacino dell’Arno e dei suoi affluenti principali ne sono stati fatti pochi: lo scolmatore di Pontedera nel 1976 dopo decenni di lavori, aumento della portata del fiume nel centro storico fiorentino (sempre negli anni ‘70) e negli anni ‘90 l’invaso di Bilancino, che però è in grado di risolvere in parte le magre estive ma sulle piene non ha praticamente effetto alcuno.

Negli anni recenti sono state realizzate diverse casse di espansione nei bacini degli affluenti (per esempio di Bisenzio, Ombrone pistoiese e Mensola). Sono tutte realizzazioni importanti, alcune delle quali hanno già consentito di evitare delle situazioni gravi a livello locale, ma di non particolare estensione e quindi di scarsa inicdenza per il corso principale, che comunque di quest’acqua avrebbe risentito ben poco, semplicemente data la differenza di dimensioni. 

LE CASSE DI ESPANSIONE LUNGO L’ASTA PRINCIPALE DELL’ARNO. In questo post quindi parlo delle casse di espansione di dimensioni più importanti in corso di realizzazione lungo il corso dell’Arno, visibili nella carta a fianco e come dichiarato in un comunicato della Regione Toscana di pochi giorni fa.

Nel Valdarno superiore, a monte di Firenze, il sistema di laminazione di Figline comprende le casse di espansione di Pizziconi, Prulli, Leccio e Restone. A cose fatte saranno in grado di gestire la laminazione di circa 25-30 milioni di mc di acqua, diminuendo la portata di acqua in arrivo nel centro storico di Firenze del 10%.

Di queste, l’unica già realizzata in parte è Pizziconi: il primo lotto è stato concluso nel luglio 2019, mentre il secondo dovrebbe concludersi entro il 2022. L’acqua dell’Arno in eccesso verrà convogliata nella cassa di espansione sottopassando la autostrada A1 e la linea dell’Alta Velocità, immediatamente adiacenti (dalla ferrovia si vede benissimo). 

Per quanto riguarda le altre, i lavori della cassa di Restone dovrebbero concludersi nel 2023 e per quella di Prulli nel 2025. Per la cassa di Leccio le cose sono un po' più complesse: la conclusione prevista per il 2026, ma se e solo se ci sarà un finanziamento Pnrr. Speriamo bene.

Ciò comunque non toglie che con i valori del 1966 qualche problema ci sarà e che in ogno caso il rischio zero non esiste mai da nessuna parte. 

la cassa di espansione di Roffia a San Miniato

A valle di Firenze, nel Valdarno inferiore, ci sono altre 3 opere importanti:

• la cassa di espansione dei Renai (a Signa) in corso di realizzazione dalla capacità di circa 11 milioni di metri cubi 
• la cassa di espansione di Fibbiana, immediatamente a monte di Empoli, estesa circa 60 ettari per un un volume totale di invaso di circa 4 milioni di metri cubi, per la quale la conclusione dei lavori è vicina
• la cassa di espansione di Roffia (o dei Piaggioni), che è l’unica già efficiente: situata nel Comune di San Miniato, con un estensione totale di oltre 100 ettari, un volume totale di invaso di circa 9 milioni di metri cubi. I lavori sono conclusi da circa 3 anni ed è già entrata in funzione durante la piena dell'Arno del 17 novembre 2019

CONCLUSIONE. Tutte queste operazioni sono costate e costeranno diverse decine di milioni di euro ma è una cifra ridicola rispetto a quello che può essere evitato con la loro realizzazione. Per questo sarebbe meglio che di opere di questo tipo, come di canali scolmatori e di bacini montani ne venissero finanziate tante e non solo nel bacino dell’Arno. Per esempio a Genova gli scolmatori di Bisagno e Fereggiano, in realizzazione, diminuiranno fortemente la portata dei fiumi in una zona urbanisticamente molto delicata e già colpita duramente negli ultimi 20 anni. Ne ho parlato spesso che occorre da questo punto di vista una maggiore consapevolezza sia da parte delle istituzioni che della cittadinanza. 

A questo punto una annotazione cabalistica: le alluvioni principali sono avvenute nel 1333, 1555 e 1966, che sono poi le uniche che hanno interessato il quadrilatero della città romana, posto in area sopraelevata: Florentia nacque proprio come presidio militare per difendere l’unico guado possibile dell’Arno tra Arezzo e la foce – o forse addirittura già un ponte – presente proprio a causa di questo minimo rialzo che stringeva il fiume (ne ho parlato qui). E oltre al 1966 l’unica altra alluvione post XVIII secolo è avvenuta nel 1844. 

Se fossi superstizioso per l’autunno 2022 avrei dei forti timori…

Il vulcanismo pre e post collisionale in Himalaya

Sul gruppo facebook di geologi.it, dove oltre a geologi ci sono parecchi curiosi, come geologi siamo contenti (almeno la maggior parte…) che ci siano in quel gruppo non geologi e siamo contenti che questi facciano domande di qualsiasi tipo (siamo molto meno contenti quando molti di essi arrivano a conclusioni o presentano ipotesi perché in genere si tratta di sfondoni notevoli...). Fra le tante è stata recentemente posta una domanda piuttosto interessante e cioè come mai nell’Himalaya, pur essendoci uno scontro fra placche, non ci sia vulcanismo. La risposta sarebbe molto semplice e nell’occasione ho contribuito a dare una risposta, ma come membro del gruppo di Geologia Himalayana della Società Geologica Italiana mi sento in dovere di precisare meglio le cose: di vulcanismo convergente ce n'è stato, e tanto, nel passato. Solo che da quando l'India si è scontrata con l'Eurasia sono venute a mancare le le condizioni adatte alla sua continuazione.

PLACCHE CONVERGENTI CON SUBDUZIONE E NO. Da un punto di vista generale il vulcanismo di collisione richiede la presenza di una placca in subduzione, cosa che si verifica puntualmente quando la collisione coinvolge crosta oceanica, sia in collisioni oceano – oceano che oceano – continente (dove per questioni di densità la crosta che va in subduzione è sempre quella oceanica). Però alla chiusura di un oceano la collisione diventa continente – continente e le cose cambiano perché la crosta continentale è troppo densa per “immergersi” all’interno del mantello. Insomma, è un po' come immergere un palloncino pieno d’aria nell’acqua: se non viene spinto non rimane sott'acqua. Siccome nulla preme sopra la crosta continentale se non quanto vi sta sopra, non c’è quindi verso che la crosta continentale vada in profondità nel mantello. In molti casi addirittura la vecchia crosta oceanica prosegue il movimento e si distacca da quella continentale (come si vede dall'immagine a fianco, che evidenzia nel punto cerchiato la rottura dello slab). E questo chiude la possibilità di sviluppo di nuovo vulcanismo di tipo “sopra subduzione”. Non preclude però, come vedremo, un altro tipo di vulcanismo che è comune proprio a tutte le collisioni continente – continente.

Una applicazione pratica di queste differenze fra collisione oceano – continente e continente – continente si vede proprio la lunga zona di convergenza che va da Gibilterra all’Indonesia passando per Italia, Mediterraneo, Iran e Himalaya: il magmatismo di tipo orogenico, quello “sopra una subduzione” si trova alle Eolie, in Grecia e poi in Indonesia, cioè negli unici punti dove la collisione è ancora oceano – continente. Nel resto dell’area non abbiamo più magmatismo (o – meglio – se è presente ha altra origine) perché, consumata ormai tutta la crosta oceanica della Tetide, Africa, Arabia e India sono entrate in collisione con l’Eurasia. Dopodichè i blocchi meridionali continuano a spingere e provocare terremoti in Eurasia anche a distanza del fronte di collisione attuale e questo vale sia per il blocco Africa-Adria (specialmente nelle Alpi orientali, ne ho parlato qui) che per l’Arabia (ne ho parlato qui). Ma chi fa veramente sconquassi è l’India che sta penetrando come un rompighiaccio nell’Eurasia (ne ho parlato qui): di fatto una buona parte della sismicità all’interno del continente asiatico è dovuta a movimenti lungo le vecchie cicatrici fra i blocchi che si sono amalgamati nel paleozoico formando l’orogene dell’Asia centrale, una gigantesca fascia orogenica, nata dalla chiusura dell’oceano paleoasiatico, un bacino che iniziò a formarsi oltre un miliardo e mezzo di anni fa alla separazione fra Siberia e Cina settentrionale e che si è chiuso fondendo insieme una impressionante serie di blocchi continentali più o meno grandi (ne ho parlato qui). 

da PALEOMAP di Christopher Scotese la situazione dopo l'amalgamazione
del microcontinente di Lhasa nell'Eurasia  

INDIA E TERRENI TIBETANI IN AMALGAMAZIONE CON L'EURASIA. Dopo questo grande evento l’Asia, fusa anche con l’Euroamerica grazie alla formazione degli Urali, ha continuato ad accrescersi nel suo fianco SW con l’aggregazione dei terreni cimmerici (Iran Afghanistan etc etc), tibetani e da ultimo, circa 55 milioni di anni fa, dell’India.

Di fatto, mentre l’America Settentrionale e i continenti meridionali, India compresa, sono il residuo del vecchio supercontinente Pangea, l’Asia nella sua grandezza e maestosità è all’opposto un continente nato di recente proprio grazie a questa enorme collisione e che ancora si sta amalgamando (ma, contemporaneamente, rispezzettando).

Sulla collisione India – Eurasia innanzitutto occorre fare una distinzione, anche se approssimativa e non completa, ma funzionale a questa narrazione fra i due oceani mesozoici, la Paleotetide e la Neotetide e al magmatismo associato alla loro chiusura:

• la Paleotetide era frapposta fra i terreni che si sono staccati nel tardo paleozoico dal Gondwana (in genere dl lato dell’Africa – Arabia) e l’Asia 
• la Neotedide tra questi terreni e il Gondwana

Insomma, nel Mesozoico tra l’Eurasia e l’India c’erano due settori oceanici, divisi dal blocco di Lhasa e dall’arco del Kohistan – Ladakh.

L'immagine tratta dalle Paleomap di Scotese mostra la situazione nel Paleocene.

Il blocco di Lhasa altro non è che un microcontinente staccatosi dal Gondwana nel Triassico o tutt’al più nel Giurassico e che si è scontrato con l’Asia (esattamente contro il blocco del Qiangtang) nel Cretaceo, lungo la sutura di Bangong–Nujiang, che si trova nel Tibet. Vediamo la sua storia nella figura tratta da Peng et al (2020).

Le suture lungo le quali si erano sviluppati precedentemente gli archi vulcanici 

IL VULCANISMO DI CONVERGENZA IN HIMALAYA. Adesso nei dintorni dell’Himalaya di vulcanismo non ce n’è o quasi (si registrano in Tibet 3 zone attive nel Quaternario, ma non direttamente collegate alla collisione), ma di vulcanismo “sopra una subduzione” ce n’è stato parecchio in passato, a più riprese.

In particolare ci sono 2 episodi fondamentali: la chiusura della Paleotetide e la chiusura della Neotetide e si deve dire che il magmatismo pre-collisionale di arco, ovviamente in genere a chimismo calcalcalino è stato molto abbondante ed è una cosa complessa perché sono esistite e si sono alternate nel tempo diverse suture (come succede ad esempio adesso con l’arco delle Izu-Bonin davanti a quello delle Filippine).

Questo vulcanismo si suddivide in diversi blocchi principali (il timing è preso da Parsons et al, 2020):

1. LATO NORD DEL BLOCCO DI LHASA E QIANGTANG MERIDIONALE: la fascia metallogenica di Bangong–Nujiang contiene rocce magmatiche che si sono prodotte durante la collisone fra il microcontinente di Lhasa e il Qiangtang fra fine Triassico e Cretaceo inferiore. La cosa curiosa è che sono distribuite in entrambi i lati della sutura di Bangong–Nujiang e quindi la direzione della collisione è ancora incerta: qualche ricercatore la vede diretta verso nord sotto il Qiangtan, altri verso sud sotto il microcontinente di Lhasa e così altri ancora hanno pensato ad una subduzione doppia come succede ora in Indonesia tra Sulawesi e le Molucche oppure a due subduzioni diverse nello stesso lato che si sono alternate nel tempo.

2. IL BATOLITE DEL KARAKORAM. Si tratta di una suite dalla storia molto lunga, perchè inizia alla fine del Triassico e arriva fino al miocene (ma la parte più recente fa parte di un altro contesto geodinamico, come vedremo poi). Gli eventi orogenici sono registrati dal Giurassico al Cretaceo. Da notare che in genere le ricostruzioni pleogeografiche considerano il Karakoram come l’estensione verso ovest del Qiangtang (ora sono divisi dalla importantissima faglia del Karakoram)

3. A SUD DEL BLOCCO DI LHASA: IL GANGDESE. Il microcontinente di Lhasa era in mezzo all’oceano e quindi dopo che la collisione ha sancito la chiusura di quel settore della Tetide, a sud c’era ancora l’oceano che lo separava dall’India. Per cui è iniziata la subduzione della Neotetide sotto il blocco di Lhasa, che è diventato un margine di tipo andino tra il cretaceo e il paleocene, quando all’arrivo dell’India contro l’Asia la collisione da oceano – continente diventa continente – continente e si conclude la fase magmatica. La grande sutura dell’Indo – Brahmaputra (Tsangpo in cinese) è la traccia della collisione.

Quindi il blocco di Lhasa è circondato da subduzioni che vedono la presenza di importanti episodi vulcanici sia a nord che a sud di esso, a nord tra fine triassico e inizio del cretaceo con lo scontro con il Qiangtang e – finita questa – quella meridionale del Gangdese che inizia nel Cretaceo arriva all’inizio dell’Eocene.

4. L’ARCO DEL KOHISTAN – LADAKH. Questo blocco registra il magmatismo correlato alla subduzione della Neotetide sotto l’Asia in un ambiente intraoceanico tra il Giurassico superiore e l'Eocene, e si compone dell’arco intraoceanico del Kohistan dove affiorano sia la crosta inferiore che quella superiore di una imponente e quasi completa sequenza magmatica di arco intraoceanico. A questa sequenza è tradizionalmente associato il vicino batolite del Ladakh. La relazione tra l'arco intraoceanico di Kohistan e il Gangdese è controversa. Alcuni autori propongono che l'arco intraoceanico del Kohistan si sia formato lungo una zona di subduzione intraoceanica non correlata al Gangdese, mentre altri propongono che l'arco intraoceanico del Kohistan fosse la continuazione verso ovest dell'arco Gangdese, una situazione simile a quello che succede oggi con la subduzione delle Aleutine, che inizia in Alaska sotto il continente e prosegue nell’arcipelago. C’è poi un pò di incertezza ancora sui tempi della collisione fra India e arco del Kohistan – Ladakh. Ne parlai a suo tempo, ma sull’argomento non sono molto aggiornato e so che sono stati scritti diversi altri lavori in proposito.

le zone interessate nel tempo dal vulcanismo post-orogenico.
Le stelle rosse indicano gli episodi più recenti e quella gialla la zona
dell'Himalaya in cui il gruppo italiano ha trovato evidenti tracce di un eventi termico

IL MAGMATISMO POST-COLLISIONALE: la chiusura definitiva dell’oceano fra India e Eurasia ha provocato la cessazione del vulcanismo orogenico nel Kohistan e nel Gangdese all’inizio dell’eocene. Però un nuovo ciclo vulcanico è iniziato quasi subito: il magmatismo tardo orogenico.  Questa attività la troviamo quasi dovunque ci sia stata una collisione continente – continente, addirittura fin dall’esordio della tettonica a placche, nel paleoproterozoico. Diciamo che negli orogeni di questo tipo si instaura spesso un regime estensionale (conditio sine qua non per avere vulcanismo!). Oltre a un collasso gravitativo dovuto allo squilibrio di masse dovuto alla sovrapposizione di vasti domini una volta affiancati durante la fase di convergenza ci sono altri fattori importanti che possono contribuire (o addirittura originare) il regime tensionale: una questione geodinamica, il richiamo di magma dal mantello che si incunea nella zona di rottura dello slab che abbiamo visto all'inizio del post e una questione geometrica: in tutti gli sconti continente - continente c'è una componente di movimento non perpendicolare alla convergenza,  per cui gli sforzi laterali continuano lungo le suture che diventano linee di debolezza o lungo altre linee di debolezza preesistenti; il che può portare a situazioni strane con la formazione di grandi trascorrenti come nel post-varisico mediterraneo (Muttoni et al, 2009). Un esempio himalayano è la faglia di Altyn Tagh che borda a nord il Tibet e corrisponde alla sutura lungo la quale si sono scontrati il blocco del Tarim e quelli del Tibet settentironale nel Paleozoico superiore: e ora viene ripresa come faglia trascorrente (Heron et al, 2016). Inoltre la placca che preme può anche portare all'estrusione di parti crustali come nel settore orientale delle Alpi e - appunto - dell'Himalaya 

In Italia di queste fasi ne sappiamo qualcosa, con i graniti “tardo-varisici” delle Alpi (Gottardo, Monte Rosa, Monte Bianco etc etc) e di Sardegna, Corsica e Calabria) e con l’attività tardo – alpina nelle Alpi Occidentali (Adamelllo e Hochgall, per esempio). In Himalaya questo magmatismo è dovuto ad un cambiamento dello stile tettonico, dalla compressione ad una componente estensionale (come nel post-varisico dell’area italiana). In ogni caso è probabile che in questo quadro anche la rottura dello slab vista all'inizio di questo post conti qualcosa.

Le rocce ignee neogeniche sono distribuite in tutto il Tibet. Nella carta, modificata da Mo et al (2006) e dove ho evidenziato le suture ma purtroppo non sono riuscito a inserire la topografia (ahi, le mie scarse competenze in computer graphics...), si vede un ottimo quadro riassuntivo della evoluzione spazio-temporale delle aree via via interessate dal vulcanismo tardo – orogenico, che sia pure in minimi termini sta continuando tuttora. 

Immagino che l’evento termico che è stato oggetto di studi da parte di ricercatori italiani nell’area dell’Himalaya, a Dolpo (Nania et al, 2021) sia riferibile proprio ai riflessi della messa in posto di questi magmi.

BIBLIOGRAFIA

Heron et al 2016. Lasting mantle scars lead to perennial plate tectonics. Nature communications DOI: 10.1038/ncomms11834

Muttoni et al 2009. Opening of the Neo-Tethys Ocean and the Pangea B to Pangea A transformation during the Permian. GeoArabia, v. 14, no. 4, 2009, p. 17-48

Nania et al 2021. A thermal event in the Dolpo region (Nepal): a consequence of the shift from orogen perpendicular to orogen parallel extension in central Himalaya?  Journal of the Geological Society, DOI 10.1144/jgs2020-261
Parsons et a. 2020. Geological, geophysical and plate kinematic constraints for models of the India-Asia collision and the post-Triassic central Tethys oceans. Earth-Science Reviews 208 (2020) 103084
Peng et al 2020. The odyssey of Tibetan Plateau accretion prior to Cenozoic India-Asia collision: Probing the Mesozoic tectonic evolution of the Bangong-Nujiang Suture. Earth-Science Reviews 211 (2020) 103376
Po et al 2006. Petrology and geochemistry of postcollisional volcanic rocks from the Tibetan plateau: Implications for lithosphere heterogeneity and collision-induced asthenospheric mantle flow Geological Society of America Special Paper 409, 507-530