Trenta anni fa: il Pinatubo

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a cura di Roberto Scandone



Trenta anni fa, il 15 giugno del 1991, avveniva la fase più violenta dell’eruzione del vulcano Pinatubo, la maggiore dell’ultimo secolo. Per quanto inattesa, questa eruzione ha rappresentato uno straordinario successo nella previsione dell’evoluzione di un evento altamente calamitoso, oltre che nelle operazioni di soccorso della popolazione.

Il vulcano Pinatubo si trova nelle Filippine, sull’isola di Luzon, e era in una fase di quiescenza da almeno 800 anni. Il 16 luglio del 1990, circa un anno prima del ritorno in attività, era avvenuto un terremoto di magnitudo 7.8  a circa 100 chilometri a Nord Est del vulcano. Ancora oggi non è chiaro se questo terremoto possa essere stato la causa scatenante del successivo evento vulcanico.

A partire dal 15 marzo del 1991, i residenti dei villaggi alle falde del vulcano cominciarono ad avvertire alcuni terremoti, senza peraltro notare variazioni nel tenore delle fumarole di una vicina area geotermica. Il numero e l’intensità dei terremoti aumentarono improvvisamente il 2 aprile, quando avvenne anche un’esplosione freatica, alle 4 del pomeriggio. Il 4 aprile, Suor Emma Fondevilla riferì all’Istituto Filippino di Sismologia e Vulcanologia (PHIVOLCS) la notizia di questo evento e di un forte odore di zolfo. Un volo di emergenza sul vulcano confermò che le esplosioni avevano creato un allineamento di punti di emissione di vapore sul lato nord della montagna.

Il 5 aprile fu installata la prima stazione sismica ad una distanza di circa 7 km ad Ovest-Nord-Ovest dalla cima. La stazione registrava su carta e l’analisi dei sismogrammi veniva effettuata al cambio del rullo di carta alle 6 del mattino di ogni giorno. L’analisi preliminare mostrava l’accadimento di numerosi terremoti VT (vulcano-tettonici, così si definiscono quei terremoti che avvengono in un’area vulcanica, ma che hanno caratteristiche del tutto simili a quelli che si verificano in altre zone del pianeta e che sono interpretati come conseguenza della fratturazione di porzioni di roccia). Questo è un fenomeno abbastanza comune quando avviene il risveglio di un vulcano quiescente.

Nei giorni successivi furono installate altre quattro stazioni sismiche per ottenere una localizzazione dei terremoti. Con le strumentazioni allora disponibili al PHIVOLC, i dati dovevano essere recuperati ogni giorno ed inviati a Manila per la loro analisi. Un ulteriore problema era la distribuzione geografica delle stazioni, sbilanciata sul fianco Ovest del vulcano, che non consentiva una precisa localizzazione degli eventi.

Alla fine di aprile, nel quadro di un accordo di cooperazione fra il PHIVOLC e il Servizio Geologico degli Stati Uniti (USGS), furono installate sette stazioni sismiche che comunicavano in radio-trasmissione i dati ad un centro di raccolta localizzato in una base aerea americana, distante 29 chilometri dal vulcano. L’acquisizione dei dati era effettuata con un PC che permetteva una rapida elaborazione per ottenere la localizzazione e la stima delle magnitudo. Ciò che adesso sembra un processo di routine nell’elaborazione dei dati, a quel tempo rappresentava una rete sismica con tecnologia d’avanguardia, che sfruttava l’esperienza maturata dall’USGS nel corso della crisi del Mt St Helens fra il 1980 e il 1986.

Fino al 31 maggio, i dati mostravano una serie di eventi VT localizzati a circa 5 km a Nord-Ovest del vulcano, a una profondità compresa fra i tre e i sette km. Occasionalmente, si registravano sporadici episodi di tremore vulcanico (una vibrazione del suolo con frequenze comprese fra 1 e 8 Hz, indicativa della presenza di fluidi vulcanici).

Alcuni episodi più vigorosi di tremore furono osservati il 26 e 27 maggio in occasione di piccole esplosioni. Insieme a questi eventi sismici furono notati dei terremoti di Lungo Periodo (LP) con frequenze fra 1 e 2 Hz, tipiche di fasi di degassamento del magma. Questi eventi erano localizzati a bassa profondità, ma un’analisi più accurata, condotta dopo l’eruzione, rivelò che alcuni erano avvenuti a una profondità maggiore.

Un’analisi dei gas emessi dalle fumarole mostrava inoltre un rapido aumento, fino alla fine di maggio, dell’emissione di biossido di zolfo (SO2) che raggiunse un valore dell’ordine delle 5000 tonnellate al giorno, quantità tipica di un vulcano attivo.



Inizio dell’attività eruttiva

Fra l’1 e il 7 giugno aumentò la frequenza dei terremoti, oltre a frequenza e intensità degli episodi di tremore che accompagnavano piccole esplosioni al cratere sommitale. Anche i terremoti VT si localizzarono in un cluster sotto il vulcano, ad una profondità fra 1 e 5 km.

L’attività sismica (VT) ebbe un aumento drammatico fra il 6 e 7 giugno quando, alle 16.30 subì una drastica diminuzione. Solo l’8 giugno, in un volo di ricognizione sul vulcano si notava l’estrusione di un piccolo duomo di lava al cratere sommitale (un duomo di lava è formato da lava ad elevata viscosità che non ha la capacità di scorrere).

Una relativa quiescenza sismica seguì questa fase, interrotta il giorno 9, quando episodici sciami di eventi LP e ibridi (eventi VT con una coda LP) cominciarono ad essere osservati, fino al 12 giugno, in coincidenza, prima di una piccola esplosione registrata alle 03.10 del 12, e poi un’eruzione esplosiva violenta, alle 08.51.


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Figura 1. La prima eruzione del 12 giugno (fonte Usgs).
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La colonna eruttiva raggiunse i 18 chilometri d’altezza e durò per circa 45 minuti. Altre tre eruzioni di minore durata si ripeterono la notte del 12, e ancora il 13 e il 14 alle 13.09. Tutte ebbero una colonna verticale di altezza superiore a venti chilometri. Durante questa fase la sismicità si intensificò, con eventi LP. A partire dall’evento delle 13.09 del 14 giugno, aumentò il numero di eventi VT e LP, accompagnati da una successione di 15 eruzioni, con una significativa differenza rispetto alle quattro precedenti: i nuovi eventi erano accompagnati dalla generazione di flussi piroclastici.

Alle 13.42 del 15 un tremore, con elevata ampiezza, cominciò a saturare tutte le stazioni sismiche intorno al vulcano e dalle 14.30 tutte le stazioni, tranne quella alla Clark Air Base, erano fuori uso. Era l’inizio della fase parossistica dell’eruzione: una colonna eruttiva alta 34 chilometri si espandeva nella stratosfera, fino ad avere un diametro di quattrocento chilometri. A partire dalle 15.39 si avvertì una serie di violenti terremoti, con magnitudo compresa fra 4.3 e 5.7, possibile segnale di un collasso della camera magmatica e conseguente formazione di una caldera superficiale. Con buona parte delle stazioni di rilevamento fuori uso, solo il segnale barografico indicò il termine dell’eruzione intorno alle 22.30 del 15.


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Figura 2. L’inizio della fase parossistica dell’eruzione il 15 giugno (fonte Usgs).
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Gli effetti dell’eruzione

Nel corso di circa nove ore della fase parossistica dell’eruzione, il Pinatubo eruttò quasi 5 km3 di magma, con una portata media di 159000 m3/s. Anche se l’eruzione non è fra le maggiori avvenute sulla Terra (si pensi ai 3500 Km3 dell’eruzione di Toba di 75000 anni fa) è comunque la maggiore degli ultimi 100 anni, confrontabile come dimensioni con quella del Vesuvio del 79 d.C.

Del Pinatubo, prima del suo risveglio, non si conosceva praticamente nulla; gli studi geologici condotti rapidamente durante la crisi sismica, mostrarono che l’attività del vulcano era caratterizzata da lunghi periodi di quiescenza, interrotti da poche eruzioni di grande violenza, con formazione di flussi piroclastici che erano arrivati fino a decine di chilometri di distanza. Non si escluse, pertanto, che la nuova attività potesse dar luogo a fenomeni simili a quelli del passato.

Come spesso accade al risveglio di un vulcano quiescente da lungo tempo, già con l’inizio dell’attività sismica era avvenuta l’evacuazione spontanea della popolazione di alcuni villaggi. Tuttavia, il perdurare della sismicità per oltre due mesi aveva fatto calare il livello di attenzione.

La formazione del duomo di lava, che si ritenne potesse precedere un’attività fortemente esplosiva, fu il segnale che fece scattare l’immediata evacuazione di parte del personale e dei mezzi della base americana di Clark; l’inizio della fase esplosiva del 10 giugno suggerì l’evacuazione, che avvenne in 4 ore, di 14.000 delle 15.000 persone presenti nella base e quella di oltre 50000 abitanti intorno al vulcano. Alla base restò solo un nucleo di militari per la sorveglianza e un gruppo di vulcanologi dell’USGS che, a loro volta, se ne andarono con l’inizio della fase parossistica, quando il raggio di sicurezza venne esteso a 30 km dal vulcano.

Gli unici a non voler abbandonare le proprie abitazioni furono i componenti della tribù indigena degli Aeta che consideravano la montagna come la propria divinità tutelare. Quattrocento di essi persero la vita durante la fase parossistica. Vivevano sul vulcano da quando erano sfuggiti alla colonizzazione spagnola e il vulcano li aveva per secoli difesi e nutriti. Abituati all’isolamento, erano da sempre poco propensi a interagire con il resto dei filippini da cui differivano per tratti somatici, struttura sociale e spesso anche religione. Si opposero al trasferimento nei centri di accoglienza, in territori che non conoscevano.
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Figura 3. I depositi dell’eruzione erosi dal fiume (Foto Giacomelli-Scandone).
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Il bilancio dei danni fu aggravato dalla concomitanza di un ciclone tropicale che con le sue piogge torrenziali causò innumerevoli valanghe di fango (lahar), trascinando a valle le ceneri accumulate sui pendii del vulcano.

Questi fenomeni sono durati per molti anni e alla fine hanno costretto le autorità a costruire una diga per impedire il continuo seppellimento dei villaggi ai piedi del vulcano. Ancora oggi sono visibili sui fianchi del Pinatubo e nei villaggi le tracce e le lapidi a ricordo dei danni causati dai flussi di fango.

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Figura 4. La diga costruita per limitare i danni causati dai lahar (foto Giacomelli Scandone).
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Figura 5. La chiesa di San Guillermo sommersa da 6 m di fango dopo l’eruzione (foto Giacomelli Scandone).
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Il meccanismo dell’eruzione

I molti studi fatti dopo l’eruzione, raccolti nel volume edito dai due ricercatori responsabili del monitoraggio, Christopher Newhall e Raymundo Punongbayan “Fire and Mud: eruption and lahars of Mt Pinatubo, Philippines”, hanno contribuito a fare nuova luce sul meccanismo di riattivazione di un vulcano quiescente.

Gli studi petrologici hanno fornito l’evidenza che la riattivazione è stata causata dall’intrusione di nuovo magma basaltico all’interno di un serbatoio magmatico che si trovava ad una profondità fra i 7 e 12 km. Il mescolamento del magma basaltico con quello dacitico che si trovava nella camera magmatica ha prodotto un nuovo magma ibrido, con rinnovata capacità di movimento verso la superficie, dove ha dato forma al duomo sommitale. Le prime esplosioni hanno poi innescato la risalita del magma, sempre più abbondante, fino alla fase di massima violenza.

In uno studio fatto con Kathy Cashman e Steve Malone, abbiamo analizzato le modalità di sviluppo della fase esplosiva e identificato un processo di accelerazione nella risalita del magma fino alle fasi cataclismiche. Il sistema di flusso, sempre più efficiente, crea un condotto eruttivo diretto fra la camera magmatica e la superficie, che incrementa l’emissione di magma e una decompressione esplosiva del serbatoio.

Con il progredire dell’eruzione, il rapido drenaggio di magma e la diminuzione di pressione all’interno della camera magmatica, fino al collasso, sigillano di nuovo il serbatoio, impedendone il completo svuotamento. Un fenomeno simile era stato osservato durante  l’eruzione del St Helens negli Stati Uniti nel 1980.
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Figura 6. Distribuzione in profondità dei terremoti post-eruzione con delineata la forma della camera magmatica (Modificato da Scandone e Acocella, 2007).
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Bibliografia

 

Giacomelli L., Pesaresi C. 2019, Vulcani nel modo: viaggio visuale fra rischi e risorse: Franco Angeli Ed. 514 pp.

Newhall C. e R. Punongbayan, 1996 “Fire and Mud: eruption and lahars of Mt Pinatubo, Philippines” University of Washington Press, 1126 pp

Scandone R.,  Acocella V., 2007. The control of the aspect ratio of the chamber roof on caldera formation during silicic eruptions. Geophys. Res. Lett.. 34, L22307, doi:10.1029/2007GL032059

Scandone R., Cashman K., Malone S.D., 2007,  Magma Supply, Magma Ascent and the Style of Volcanic Eruptions, Ea. Plane. Sci. Lett.  253, 513-529, doi: 10.1016/j.epsl.2006.11.016

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