SOMMARIO

Le caratteristiche dei litorali emersi, quali morfologia, stratigrafia e assemblaggi fossili, sono preziose per ricostruire la storia dei movimenti verticali della crosta nelle zone costiere. In particolare, l’individuazione della storia degli eventi tettonici singoli può facilitare la comprensione dei processi seismo- e vulcano-tettonici a livello regionale. Sulla costa orientale della Penisola di Izu, nel Giappone centrale, la formazione di più livelli di caratteristiche litorali emerse è stata il risultato del sollevamento ripetuto causato dall’attività del campo vulcanico monogenetico di Higashi-Izu o da processi seismo-tettonici associati durante il Tardo Olocene. Al fine di delineare la cronologia degli eventi di sollevamento e il meccanismo sottostante la tettonica regionale, abbiamo condotto rilevamenti focalizzati sugli assemblaggi fossili sessili. Attraverso l’analisi della loro altezza e datazione, sono state identificate tre zone legate a eventi di emergenza intermittenti, denominate Zona 1 (sollevamento di 1,05 m nel 595–715 d.C.), Zona 2 (sollevamento di 1,33 m nel 1356–1666 d.C.), e Zona 3 (sollevamento di 0,82 m post 1830 d.C.), con intervalli tra gli eventi di 400–800 anni. La Zona 3 è stata interpretata come soggetta a un sollevamento graduale ma costante durato 130 anni, indotto da deformazioni crostali vulcaniche osservate geodeticamente accompagnate da sciami sismici. Per le zone 1 e 2, si ipotizza un meccanismo di sollevamento per intervalli simili di deformazione vulcanica, senza tuttavia escludere il contributo di movimenti cosismici da faglie offshore. La tempistica di questi eventi di emersione coincide con periodi di intensificata attività vulcanica e sismica nella regione, suggerendo una correlazione tra i fenomeni. Basandoci sull’altezza e sull’età dell’assemblaggio più antico, denominato Zona 0, sovrapposto alla Zona 1, e sui depositi transgressivi post-glaciali nelle zone limitrofe, proponiamo che il sollevamento crostale della Penisola di Izu abbia avuto inizio circa 3000 anni fa, in concomitanza con l’eruzione maggiore del vulcano Kawagodaira, sottolineando così l’importanza dell’attività vulcanica nel controllo del sollevamento costiero in questa area.

1. Introduzione

Per comprendere l’interazione tra l’attività vulcano-tettonica e le configurazioni tettoniche circostanti, è fondamentale investigare le deformazioni crostali correlate ai movimenti del magma sottosuperficie. Le indagini geofisiche, come le osservazioni sismiche, geomagnetiche e geodetiche, sono comunemente impiegate a questo fine; tuttavia, è necessario anche acquisire dati storici e geologici per valutare l’attività a lungo termine nei periodi antecedenti l’avvio delle osservazioni strumentali (es., Gudmundsson, 2020; Acocella, 2021). Sebbene i metodi geologici tradizionali, quali analisi stratigrafiche e dei materiali dei depositi vulcanici, consentano di ricostruire la cronologia delle eruzioni, questi si rivelano inadeguati per la quantificazione dei movimenti vulcano-tettonici. Di conseguenza, abbiamo focalizzato la nostra attenzione sulle tracce delle antiche linee di riva lungo le coste di aree vulcanicamente attive. La morfologia, la stratigrafia e gli assemblaggi fossili riscontrati nelle zone costiere spesso costituiscono un registro di deformazione verticale. Ad esempio, in aree costiere attive dal punto di vista sismo-tettonico, è comune trovare prove di eventi di sollevamento ripetuti causati da grandi terremoti, identificabili attraverso la morfologia delle linee di riva emerse e assemblaggi sessili emersi. La distribuzione altimetrica e l’età delle linee di riva emerse sono state a lungo utilizzate per ricostruire le storie sismiche e i cambiamenti del livello relativo del mare (RSL) (es., Pirazzoli, 1996; Nelson, 2013; Kelsey, 2015). Studi incentrati sulla relazione tra vulcanismo e variazioni del RSL dal Pleistocene all’Olocene sono stati condotti anche in contesti vulcanici come Iwo Jima (Kaizuka, 1992), l’area circostante il Monte Etna, l’Isola di Nisyros nel Mar Egeo (Stiros et al., 2005), la caldera dei Sabatini vicino Roma (Marra et al., 2019), e la caldera dei Campi Flegrei vicino Napoli (Todesco et al., 2013; Marturano et al., 2018; Costa et al., 2022). Poiché questi siti, ad eccezione dell’area circostante il vulcano Etna, non presentano strutture tettoniche di grande scala e sono confinati a zone molto vicine al vulcano, le deformazioni crostali rilevate possono essere interpretate semplicemente come fenomeni di sollevamento e subsidenza dovuti principalmente all’attività magmatica, lasciando così inesplorata la relazione con le configurazioni tettoniche circostanti.

L’area circostante il Monte Etna è ritenuta essere influenzata dall’interazione tra le placche Euroasiatica e Africana, con il versante orientale del Monte Etna che si estende nel Mar Ionio verso sud-est a causa dell’attività vulcanica. Numerosi studi sono stati realizzati per indagare lo stato della deformazione crostale a lungo termine a partire dai depositi marini del Pleistocene (Di Stefano e Branca, 2002; Catalano et al., 2004; Antonioli et al., 2006; Ristuccia et al., 2013) e dalle caratteristiche paleo-costiere dell’Olocene (Firth et al., 1996; Rust e Kershaw, 2000). Questi, tuttavia, sono stati interpretati piuttosto come risultati di variazioni tettoniche, senza identificare una causa diretta legata al vulcanismo. La complessità di questa regione rende difficile distinguere nettamente tra attività vulcanica e variazioni tettoniche. Di conseguenza, per valutare la storia vulcano-tettonica a lungo termine legata ai movimenti del magma sotterraneo e alla sua interazione con la sismotettonica, risulta più appropriato concentrarsi su aree con strutture crostali più semplici, dove sia il vulcanismo che la deformazione tettonica sono attivi, la loro storia è ben documentata e la recente deformazione crostale è accuratamente monitorata attraverso reti di osservazione strumentale dense. In particolare, negli studi che sfruttano le caratteristiche delle linee di riva emerse, è essenziale che anche la storia regionale del livello relativo del mare (RSL) sia ben documentata attraverso ulteriori indagini.

L’estremità settentrionale dell’Arco di Izu-Bonin-Mariana (IBM), localizzata nel Giappone centrale, rappresenta una delle aree più idonee per questo tipo di studio, poiché si trova nella zona di collisione con le isole di Honshu, dove la deformazione crostale è pronunciata, e la storia del vulcanismo, della struttura crostale e del RSL è stata approfonditamente indagata. Lungo la costa orientale della Penisola di Izu, abbiamo identificato multipli livelli di caratteristiche di linee di riva emerse, principalmente costituite da assemblaggi fossili sessili. Quest’area, nota come campo vulcanico monogenetico di Higashi-Izu, è caratterizzata da un’intensa attività vulcanica e sismica (Aramaki e Hamuro, 1977). Ricerche geologiche precedenti hanno evidenziato l’attività vulcanica nell’arco degli ultimi 150.000 anni (Hayakawa e Koyama, 1992; Koyama et al., 1995) e hanno ricostruito la storia delle faglie attive interne e dei grandi terremoti di subduzione megathrust nell’area circostante durante l’Olocene medio-finale (Gruppo di Scavo della Faglia di Tanna, 1983; Kondo et al., 2003; Shishikura, 2014; Komori et al., 2017).

La deformazione crostale causata dall’attività vulcanica, dalle faglie intraplacca e dal movimento delle placche in subduzione nel periodo antecedente il XIX secolo rimane quantitativamente indeterminata, sebbene per quest’area siano disponibili dati di osservazione strumentali relativamente dettagliati per l’ultimo secolo. Di conseguenza, abbiamo esaminato la distribuzione altimetrica e l’età delle linee costiere emerse identificate nel corso di questa ricerca, cercando di ricostruire la cronologia dei sollevamenti nel campo vulcanico monogenetico di Higashi-Izu, prendendo in considerazione le cause degli eventi emergenti. Questi dati possono arricchire la nostra comprensione delle geodinamiche in un arco vulcanico e sottolineare il valore delle indagini sulle caratteristiche delle coste emerse per la valutazione dell’attività vulcanica su scala temporale estesa. In aggiunta, si prevede che i risultati saranno di utilità per le strategie di prevenzione dei disastri legati ai vulcani e alla sismicità nelle aree metropolitane del Giappone.

Figura 1 illustra il contesto tettonico attorno alla Penisola di Izu e localizza l’area oggetto di studio in relazione all’Arco Izu-Bonin-Mariana (IBM Arc). La mappa mostra vari elementi geologici e sismici rilevanti, i quali sono elencati di seguito con dettagli aggiuntivi:

  1. Placche Tettoniche: La regione è caratterizzata dalla complessa interazione tra la Placca Euroasiatica, la Placca del Pacifico, la Placca Nordamericana e la Placca delle Filippine. Le frecce indicano il movimento relativo di queste placche con le relative velocità in millimetri all’anno.
  2. Faglie Attive: Diverse faglie sono indicate, con le faglie attive in superficie mostrate con linee piene (ad esempio, faglie reverse e strike-slip) e le faglie dedotte, la cui attività non è stata confermata in superficie, rappresentate con linee tratteggiate.
  3. Zone di Faglia Specifiche: La Zona di Faglia di Kita-Izu (KIFZ), la Faglia della Baia di Sagami Occidentale (WSBF) e la Fessura Eruptiva Iwanoyama-Ioyama (IIEF) sono indicate, evidenziando le aree chiave dove si verificano movimenti della crosta.
  4. Vulcani: La posizione dei vulcani monogenetici è segnalata con stelle rosse, indicando siti come il Vulcano Kawagodaira (Kg) e il Vulcano Omuroyama (Om), che fanno parte del campo vulcanico monogenetico di Higashi-Izu.
  5. Epicentri dei Terremoti: I punti gialli indicano gli epicentri dei terremoti passati con la loro magnitudo specificata (ad esempio, M7.9 per il terremoto del 1923).
  6. Deformazione Coseismica: Le linee di contorno blu scuro mostrano la deformazione verticale del suolo (sollevamento o abbassamento) avvenuta durante il terremoto di Kanto del 1923, con intervalli di 0.2 metri.
  7. Dati di Spostamento delle Placche: L’inserto mostra il movimento delle placche secondo Bird (2003), con le tracce delle faglie attive basate su vari studi di ricerca sismica e geologica, sia per le regioni emerse sia per quelle sommerse.
  8. Rilievo e Acque: Il rilievo terrestre e le profondità marine sono indicate con colori graduali, dal marrone per le altitudini più elevate al blu per le profondità marine maggiori.

Questa mappa fornisce una rappresentazione visuale della complessa dinamica tettonica, vulcanica e sismica dell’area, integrando dati storici, geologici e sismologici per supportare la comprensione dei processi geodinamici in atto. L’interpretazione di queste informazioni è cruciale per la valutazione del rischio sismico e vulcanico nella regione, così come per la comprensione dell’evoluzione geologica dell’area.

Configurazione Geologica della Penisola di Izu

La Penisola di Izu, situata all’estrema punta settentrionale dell’Arco Vulcanico Izu-Bonin-Mariana (IBM), si è formata circa 1 milione di anni fa a seguito della collisione di un’isola sulla placca del Mare delle Filippine, che si muoveva verso nord, con l’Arco di Honshu (Sugimura, 1972; Matsuda, 1978) (Fig. 1). La placca del Mare delle Filippine ha continuato il suo spostamento in direzione nord-ovest dopo la collisione ed è attualmente in fase di subduzione sotto la placca nordamericana lungo la Fossa di Sagami, situata a est della penisola, e sotto la placca eurasiatica lungo la Fossa di Suruga, a ovest della penisola. Questo processo è causa di eventi sismici nella regione. L’area di studio si affaccia sulla Fossa di Sagami, dove si sono verificati due grandi terremoti storicamente significativi, il terremoto di Genroku Kanto del 1703 (M8.2) e il terremoto di Kanto Taisho del 1923 (M7.9), noti come eventi di megathrust interplacca (Fig. 1). Sebbene i meccanismi delle faglie siano ancora sconosciuti, eventi più antichi, come quelli del 878, 1293 e 1433 o 1495, sono stati ipotizzati basandosi su registri storici e trovano parziale conferma in prove geologiche (Shimazaki et al., 2011; Kaneko, 2012; Ishibashi, 2020). Le ricerche sulle terrazze marine e sui depositi di tsunami lungo le coste delle penisole di Boso e Miura hanno evidenziato una storia di ripetuti eventi di megathrust con un intervallo medio di 400 anni a partire dal medio Olocene (Shishikura, 2003, 2014). Ricchi archivi storici relativi alla Fossa di Nankai, che si estende verso sud-ovest dalla Fossa di Suruga, documentano una sequenza di eventi di megathrust ripetuti negli ultimi 1300 anni con frequenza di 100-200 anni (Usami et al., 2013). La zona di faglia di Kita-Izu (KIFZ), contenente faglie attive di scorrimento trasversale con movimento laterale sinistro situata nella parte settentrionale della penisola, si ritiene abbia generato terremoti a intervalli di 460-1600 anni e sia stata l’epicentro del terremoto di Kita-Izu del 1930 (M7.3) (Il Gruppo di Ricerca sul Taglio della Faglia di Tanna, 1983; Kondo et al., 2003).

Rilevamento di Faglie Attive Offshore e Attività Vulcanica Associata nella Penisola di Izu

Sono state identificate faglie attive nella zona offshore intorno alla Penisola di Izu (Okamura et al., 1999). Sebbene lontane dall’area oggetto di studio, sono state riconosciute tracce di sollevamento a Shimoda associate all’attività delle faglie offshore nella parte più a sud della penisola, collegandole a quattro eventi negli ultimi 3000 anni (Fukutomi, 1935; Kitamura et al., 2015).

La collisione della Penisola di Izu, causata dal movimento verso nord della Placca del Mare delle Filippine, ha indotto l’intrusione di magma e ha generato una serie di crateri risultanti da un vulcano monogenetico (il gruppo di vulcani monogenetici di Higashi-Izu), orientati in direzione nord-ovest/sud-est sul lato orientale della penisola (Aramaki e Hamuro, 1977; Koyama e Umino, 1991). Sebbene la geologia fornisca un record delle eruzioni risalente a circa 150.000 anni fa, nel periodo Olocene, la prima grande eruzione documentata è stata quella dell’Omuroyama, avvenuta intorno al 2000 a.C., seguita dall’eruzione di Kawagodaira, la più grande degli ultimi 100.000 anni, nel periodo 1210–1187 a.C. (Hayakawa e Koyama, 1992; Koyama et al., 1995; Tani et al., 2013). Questa fu seguita dalla frattura eruttiva di Iwanoyama-Ioyama, intorno al 800–700 a.C. Dopo questi eventi, sia i dati geologici che quelli storici indicano l’assenza di grandi eruzioni, ad eccezione di una piccola esplosione freatomagmatica presso il Teishi Knoll al largo della costa di Ito nel 1989. I dati sismici degli ultimi cento anni rivelano due fasi di intensa attività sismica di sciame, accompagnate da intrusione di magma sottosuperficiale in questa area, incluso il settore offshore. La prima fase fu registrata nel 1930 (Nasu et al., 1931). Durante la seconda fase, dal 1978 al 2011, l’area ha registrato 49 sciami sismici (Agenzia Meteorologica del Giappone, 2014). In relazione a queste attività, è stato osservato un sollevamento graduale tramite misurazioni altimetriche e dati dei mareografi (Autorità per le Informazioni Geospaziali del Giappone, 2016).

Prima della prima fase di attività sismica dello sciame nel 1930, i documenti storici indicano la presenza di terremoti simili in almeno due periodi distinti, precisamente tra il 1816 e il 1817 e nel 1868 o 1870, con intervalli di 50–60 anni (Koyama, 1999; Tabella S1).

Metodologie di Ricerca sulla Costa Rocciosa della Penisola di Izu

Abbiamo effettuato un’indagine sul campo lungo la costa rocciosa vicino a Ito, nella parte nord-orientale della Penisola di Izu, dove inizialmente abbiamo confermato la distribuzione delle linee costiere paleoemergenti, per poi identificare i fossili di assemblaggi sessili litorali. Per quanto riguarda la morfologia delle coste emerse, abbiamo ispezionato la superficie delle piattaforme di abrasione e degli incavi causati dalle onde, che si formano primariamente nelle zone intertidali. Abbiamo anche osservato la distribuzione degli assemblaggi sessili, annotando l’altezza dei loro confini superiore e inferiore, così come la loro composizione specie-specifica, e raccolto campioni per la datazione al radiocarbonio (¹⁴C). Le misurazioni dell’elevazione, effettuate utilizzando una Stazione di Riferimento Virtuale GS10 (Leica Geosystems AG), sono espresse in relazione al Tokyo Peil (T.P.), il livello medio del mare della Baia di Tokyo. Al fine di chiarire la relazione tra le elevazioni delle caratteristiche della linea di costa emersa e gli indicatori della linea di costa attuale, abbiamo condotto un’analisi e misurazioni simili sulla morfologia della linea di costa attuale e sugli assemblaggi sessili come analoghi moderni. L’altezza relativa tra le linee di costa paleoemergenti di più livelli, ricostruite da questi dati, indica l’ammontare del cambiamento del Livello Relativo del Mare (RSL). Sebbene questo metodo introduca alcuni errori nell’identificazione e nella misurazione degli indicatori delle linee di costa paleoemergenti, l’incertezza del RSL in questo studio è stata calcolata essere relativamente bassa, pari a 0,08 m, basandosi sulle formule di Rovere et al. (2016). Pertanto, utilizziamo direttamente i dati misurati per discutere i cambiamenti del RSL.

La datazione al radiocarbonio dei campioni raccolti è stata realizzata da Beta Analytic Inc. Le età misurate sono state calibrate utilizzando il programma OxCal versione 4.4 (Bronk Ramsey, 2009) con la curva Marine20 (Heaton et al., 2020). I valori riportati per la variazione locale (ΔR) dell’effetto di riserva marina nelle aree vicine al sito di studio variavano da valori positivi di +109 anni nella parte meridionale della Penisola di Izu (Yoneda et al., 2000) e +83 ± 33 anni sulla Penisola di Miura (Shishikura et al., 2007) a un valore negativo di -24 ± 13 anni nella parte meridionale della Penisola di Boso (Shishikura, 2019), dimostrando un’elevata variabilità all’interno di questa area relativamente ristretta. In questo studio, pertanto, descriviamo le età basandoci sulla media globale ΔR = 0. Vengono inoltre discussi i valori segnalati per le aree limitrofe.

4. Risultati 4.1. Specie dell’organismo identificato

Lungo la costa a sud-est del centro di Ito City sono state osservate molteplici linee di costa paleoemersa a quote inferiori a circa 4 m T.P. In cinque siti (Siti 1–5) sono stati trovati assemblaggi sessili emersi (Fig. 2, 3). I Siti 1–4 sono vicini tra loro, distanti approssimativamente 0,8 km, mentre il Sito 5 si trova a 1,4 km a sud-est del Sito 4. Nei Siti 2–4, gli assemblaggi sessili erano fissati alle pareti di grotte marine (Fig. 3, S2, S4, S5). Nei Siti 1 e 5, erano attaccati sopra una terrazza di abrasione emersa e a un incavo di abrasione emerso (Fig. S1, S6). Gli organismi dominanti che componevano questi assemblaggi sessili includevano Chthamalus challengeri Hoek (Cc) e altri cirripedi, nonché il verme policheta Pomatoleios kraussii (Pk) e altri vermi tubicoli (Fig. S7), in casi rari intervallati da bivalvi quali Barbatia (Savignyarca) virescens. In questo studio, abbiamo estratto principalmente Pk per la datazione al radiocarbonio ¹⁴C. L’habitat di Pk è limitato alle zone intertidali basse e medie, e il suo livello superiore corrisponde approssimativamente al livello medio del mare. Di conseguenza, rappresenta un indicatore estremamente utile per la ricostruzione dei livelli marini paleo (Kayanne et al., 1987).

4.2. Elevazioni degli organismi attuali

Gli assemblaggi di Pomatoleios kraussii (Pk) attuali in questa area sono stati osservati a quote che vanno da -0,60 a +0,30 m T.P. (estensione verticale di 0,90 m), con il livello superiore che varia localmente tra +0,15 e +0,30 m T.P. (Fig. 4). Alcuni campioni di Chthamalus challengeri (Cc) sono stati sottoposti a datazione con il radiocarbonio ¹⁴C. È noto che l’habitat di Cc si sovrappone a quello di Pk nella zona intertidale, ma che la sua distribuzione si estende più in alto rispetto a quella di Pk, fino alla zona intertidale superiore e, in alcuni casi, anche oltre il livello dell’alta marea (Mori, 1986). Kitamura et al. (2014) hanno riportato che l’habitat di Cc è predominante fino a +0,60 m T.P. e raggiunge raramente +0,70 m T.P. nella parte più meridionale della penisola di Izu. Sebbene non sia stato possibile determinare la distribuzione verticale degli assemblaggi di Cc attuali in quest’area, considerando questi studi precedenti e l’elevazione media dell’alta marea in quest’area (circa +0,70 m T.P.) osservata alla stazione mareografica di Ito, possiamo ipotizzare che Cc sia distribuito fino a un’altezza massima di almeno +0,70 m T.P. È probabile che l’estensione inferiore di Cc sia intorno all’elevazione media della bassa marea.

La Figura 2 è una rappresentazione cartografica che mostra i punti di indagine in una specifica area di studio sulla costa. I punti sono indicati come Loc. 1, Loc. 2, Loc. 3, Loc. 4 e Loc. 5, e sono posizionati su una mappa di base che è una fotografia aerea fornita dall’Autorità Geospaziale del Giappone. Questi punti di indagine sono probabilmente le località in cui sono state condotte osservazioni o campionamenti nel quadro di uno studio scientifico, forse legato a ricerche ecologiche, biologiche o geologiche.

Analizzando la fotografia:

  • I siti Loc. 1 a Loc. 4 si trovano lungo la linea di costa e sono relativamente vicini tra loro, indicando che l’area di studio è concentrata intorno a questa specifica sezione del litorale.
  • Il sito Loc. 5 è situato a una certa distanza a sud-est di Loc. 4, vicino a una zona con più infrastrutture, come indicato dalla maggiore presenza di edifici e vie di comunicazione.
  • La distanza tra i punti di indagine è importante per comprendere la variazione spaziale degli organismi o dei parametri ambientali studiati.
  • La freccia con l’indicazione “N” denota il nord, permettendo così di orientarsi rispetto alla direzione geografica.
  • La barra di scala mostra 500 metri, fornendo un riferimento per valutare la distanza tra i vari punti di indagine e la scala dell’area studiata.
  • L’area sembra essere caratterizzata da un ambiente naturale lungo la costa con promontori e baie, un habitat potenzialmente interessante per studiare le comunità costiere e marine.

La precisa disposizione e la vicinanza dei punti di indagine suggeriscono uno studio dettagliato delle variazioni ambientali o biologiche lungo un gradiente costiero. Tali studi sono spesso utilizzati per valutare l’impatto di fattori ambientali sui sistemi ecologici, per esaminare la distribuzione di specie specifiche, o per raccogliere dati per la ricostruzione di ambienti paleo.

4.3. Elevazioni ed età degli organismi emersi

Sulla base delle elevazioni della morfologia costiera emersa corrispondente e delle età al carbonio (¹⁴C) degli organismi componenti, abbiamo classificato gli assemblaggi trovati a elevazioni di 3,50 m T.P. o inferiori in tre zone (Zone 1 a 3), in ordine discendente (Fig. 3 e Tabella 1). Nonostante la distribuzione verticale degli assemblaggi tra le zone mostri una certa variabilità a causa di differenze nell’habitat locale o dell’effetto della denudazione, le zone sono state definite da assemblaggi costituiti principalmente da Pk, i cui intervalli verticali sono di 0,95 m nella Zona 1, 1,20 m nella Zona 2, e 0,82 m nella Zona 3, rispettivamente. Per esempio, nella Loc. 2, assemblaggi sessili sono stati trovati ancorati alle pareti di due incavi a diverse elevazioni, ossia le Zone 1 e 2, all’interno della stessa grotta marina (Fig. 3 e S2). Gli assemblaggi della Zona 3 erano distribuiti a elevazioni prossime all’attuale livello del mare (Fig. 3, S3, S5). Al di sopra della Zona 1 nella Loc. 2, assemblaggi sessili emersi erano distribuiti fino a un’elevazione di 4,20 m T.P., ma questa distribuzione non è stata definita come una zona a causa dell’assenza di Pk (Fig. S2). Pertanto, abbiamo denominato questa assemblaggio Zona 0.

Gli assemblaggi della Zona 1 sono stati identificati in due siti (Loc. 2 e Loc. 3). Questi erano distribuiti ad elevazioni comprese tra 2,55 e 3,50 m T.P. nella Loc. 2 e tra 2,85 e 3,45 m T.P. nella Loc. 3 (Fig. 4). Nella Loc. 2, gli assemblaggi erano distribuiti in modo continuo e ricoprivano interamente l’incavo emerso modellato dall’azione delle onde (Fig. S2). L’intervallo verticale totale nella Zona 1 era di 0,95 m, quasi identico a quello degli assemblaggi attuali di Pk. Quattro campioni raccolti ad elevazioni di 3,40, 2,93 (due campioni) e 2,69 m T.P. sono stati datati al ¹⁴C tra 480 e 886 d.C. Al di sopra della Zona 1 nella Loc. 2, è stata osservata la Zona 0, costituita interamente da Cc, a un’elevazione di 3,50 a 4,20 m T.P. Considerato che l’habitat attuale di Cc si estende per ≥ +0,50 m sopra il limite superiore di Pk, questo potrebbe rappresentare un’estensione verso l’alto della Zona 1. Tuttavia, campioni raccolti a un’elevazione di 3,59 m T.P. sono stati datati al ¹⁴C tra 1265 e 926 a.C., significativamente antecedenti alle età ottenute per gli assemblaggi sottostanti.

Sulla base di queste osservazioni, consideriamo l’assemblaggio superiore di Cc come rappresentativo di un assemblaggio sessile più antico, diverso da quelli identificati nella Zona 1.

Gli assemblaggi della Zona 2 sono stati identificati in tutti i siti. La loro distribuzione altimetrica variava tra 1,25 e 2,45 metri T.P., offrendo un intervallo verticale più esteso rispetto a quello delle altre zone (Fig. 4). Nella Località 1, gli assemblaggi erano posizionati nella parte più bassa della Zona 2 (elevazione di 1,25–1,50 m T.P.), e due campioni raccolti sono stati datati al carbonio-14 (¹⁴C) tra il 1440 e il 1730 d.C. Gli assemblaggi nelle Località 2–4 si trovavano in posizioni medie o elevate della Zona 2 (elevazioni di 1,59–2,30 m T.P. nella Località 2, 1,65–2,45 m T.P. nella Località 3, e 1,64–2,04 m T.P. nella Località 4). Cinque campioni prelevati in questi siti sono stati datati al ¹⁴C tra il 1272 e il 1612 d.C.; questa fascia di età si sovrappone parzialmente a quella dei campioni della Località 1, ma risulta leggermente più antica. Sulla base dell’altezza e dell’età degli assemblaggi, la Zona 2 può essere suddivisa in una sezione superiore (Località 2–4) e una sezione inferiore (Località 1). L’assemblaggio nella Località 5, a un’elevazione di 1,40–1,50 m T.P., sembra coerente con la sezione inferiore, ma il campione ottenuto è stato datato a un periodo più antico (1279–1488 d.C.), approssimativamente corrispondente alla gamma di età delle Località 2–4 nella sezione superiore.

Gli assemblaggi della Zona 3 sono stati identificati in tre siti (Località 1, 3 e 4). Erano distribuiti ad elevazioni comprese tra 0,30 e 1,12 m T.P. Nella Località 1, è stata trovata una piccola estensione di assemblaggio composta da Pk a un’elevazione di 1,00–1,05 m T.P., ma non è stato possibile ottenere campioni per la datazione al ¹⁴C (Fig. S1). L’assemblaggio nella Località 2 è stato osservato a un’elevazione di 0,30–0,45 m T.P. nella parte più bassa della Zona 3 (Fig. S3). I due campioni raccolti da questo assemblaggio sono stati datati al ¹⁴C tra il 1839 e il periodo Post 1950 d.C. nella parte superiore e come moderni nella parte inferiore. L’assemblaggio nella Località 4 era distribuito quasi continuamente da un’elevazione di 0,62 a 1,12 m T.P. (Fig. 3, S5). Tutti i quattro campioni raccolti dall’alto al basso dell’assemblaggio sono stati datati al periodo successivo al 1830 d.C.

la Figura 3 illustra due fotografie che documentano le tracce di linee costiere emerse, osservate in due diverse località indicate come Loc. 2 e Loc. 4.

(a) Nella foto di sinistra (Loc. 2), vediamo una persona in piedi accanto a una stanga di misura posizionata davanti a un’apertura che sembra una grotta o un incavo marino. Sono evidenziate due zone distinte:

  • “Zona 1” si estende fino a un’altitudine di 4.20 metri T.P. (Terreno Presente o Tide Point, un riferimento di livello che potrebbe essere legato al livello medio del mare o a un punto fisso noto), situata nella parte superiore dell’immagine.
  • “Zona 2” è indicata più in basso, con il punto più alto segnato a 3 metri sopra il terreno dove si trova la persona. Questo indica che ci sono stati almeno due distinti episodi in cui il livello del mare ha raggiunto queste altezze, consentendo la formazione di organismi o la deposizione di materiali in queste fasce specifiche.

(b) La foto di destra (Loc. 4) mostra un ambiente simile con un paesaggio roccioso e detriti. Qui è indicata solo la “Zona 3”, la quale arriva fino a un’altitudine di 1.12 metri T.P., posizionata più in basso rispetto alle altre zone mostrate nella prima immagine. Questa zona rappresenta il livello più recente di attività marina o la fascia di organismi, suggerendo che il mare ha formato questa linea costiera emersa più recentemente rispetto alle altre due zone.

In entrambe le immagini, la stanga di misura gialla serve come scala per aiutare a quantificare l’altitudine delle zone. La presenza di una persona fornisce un ulteriore riferimento per la scala. Queste immagini sono utili per gli scienziati che studiano i cambiamenti del livello del mare, la geologia costiera, e la storia delle linee costiere. Dall’analisi di queste zone e dall’età dei campioni raccolti in queste aree, i ricercatori possono inferire la cronologia dei cambiamenti del livello del mare e degli eventi geologici associati.

La Figura 4 presenta un diagramma che illustra la distribuzione altimetrica e le età determinate mediante datazione al radiocarbonio (¹⁴C) delle caratteristiche delle linee costiere emerse. Questo grafico è proiettato lungo un asse che rappresenta la variazione della latitudine da nord a sud (indicato dalla freccia N per il nord), attraverso cinque località geografiche specifiche (Loc. 5 a Loc. 1).

Le principali caratteristiche del grafico sono:

  • Altezza (m): Sull’asse verticale (y) è rappresentata l’altitudine in metri sopra il livello del mare attuale. Questo indica quanto alta sopra il livello del mare attuale si trovava la linea costiera in passato.
  • Latitudine: L’asse orizzontale (x) mostra un tratto costiero con cinque località distinte, che si estende da 34.955° a 34.970° di latitudine.
  • Zone di Assemblaggio:
    • Zona 0 (in verde scuro): Indica assemblee sessili emerse composte esclusivamente da Cc (un tipo di organismo costiero).
    • Zona 1 (in verde chiaro): Mostra assemblee sessili emerse prevalentemente composte da Pk, con presenza di Cc e altre specie.
    • Zona 2 (in azzurro): Simile alla Zona 1 per la composizione, ma situata a un’altitudine inferiore.
    • Zona 3 (in viola): Indica l’attuale intervallo di vita di una specie particolare, Patella caerulea, che vive vicino al livello del mare attuale.
  • Dati di Datazione ¹⁴C: I rettangoli colorati rappresentano i campioni dai quali sono state ricavate le età ¹⁴C. Ogni rettangolo è posizionato all’altitudine corrispondente del campione e l’intervallo di date all’interno di ciascuno indica l’età calibrata del campione. Le età sono espresse in anni, con il più antico (BCE) a sinistra e il più recente (CE) a destra.
  • Intervalli di Età:
    • Le età nella Zona 0 variano dal 926 al 783 BCE.
    • Nella Zona 1, le età variano dal 886 al 480 CE.
    • Nella Zona 2, si estendono dal 1612 al 1272 CE.
    • Nella Zona 3, le date vanno dal 1950 CE al presente (moderno).

La distribuzione delle età fornisce informazioni cruciali sulla cronologia dell’emersione delle linee costiere, suggerendo momenti diversi nei quali queste zone erano abitate dagli organismi indicati. La differenziazione delle zone e l’associazione con specifiche età al radiocarbonio aiutano a ricostruire la storia geologica della linea costiera e l’evoluzione delle comunità biologiche in relazione ai cambiamenti del livello del mare.

la tabella è un esempio di risultati scientifici ottenuti tramite la datazione al radiocarbonio, che è un metodo per determinare l’età di materiali organici misurando la quantità di carbonio-14 (C14) residuo. Ecco una spiegazione più dettagliata dei vari elementi della tabella:

  1. Location: Questo indica il sito geografico specifico da cui i campioni sono stati raccolti. Le coordinate GPS sono fornite per precisione.
  2. Sample no.: Questo è un numero di identificazione unico assegnato a ogni campione raccolto, che consente ai ricercatori di tracciare e riferire i risultati specifici per quel campione.
  3. Zone: Questo numero potrebbe corrispondere a una zona stratigrafica o ecologica particolare da cui i campioni sono stati raccolti. Le zone stratigrafiche sono utilizzate in geologia e archeologia per identificare strati di sedimenti o rocce che hanno caratteristiche simili.
  4. Altitude (m): Questo è l’altitudine sopra il livello del mare alla quale il campione è stato raccolto. L’altitudine può influenzare il tipo di depositi trovati in un’area.
  5. Material: Questa colonna specifica il tipo di materiale che è stato datato. In questo caso, tutti i campioni sono “Marine shell”, indicando che si tratta di conchiglie raccolte da un ambiente marino.
  6. Species: Questo identifica la specie biologica a cui appartiene il campione. La specie può essere importante per comprendere il contesto ambientale e biologico del campione.
  7. Conventional age: Questa è l’età del campione calcolata mediante la datazione al radiocarbonio, espressa in anni radiocarbonio prima del presente (BP), dove “il presente” è standardizzato all’anno 1950.
  8. δ13C: Questo valore rappresenta la deviazione della proporzione isotopica del carbonio-13 rispetto a un campione standard. È usato per calibrare i risultati della datazione al radiocarbonio, poiché il rapporto isotopico può influenzare la velocità di decadimento del carbonio-14.
  9. Calendar age (cal BP): L’età calibrata del campione in anni prima del presente. Questa età è calibrata contro curve di calibrazione del radiocarbonio per tenere conto delle variazioni nella concentrazione di carbonio-14 nell’atmosfera terrestre nel corso del tempo.
  10. Calendar age (cal AD or BC): Questa è l’età calibrata del campione convertita in anni del calendario gregoriano, espressa come anni dopo Cristo (AD) o prima Cristo (BC).
  11. Lab. Code: Questo è il codice di identificazione del laboratorio che ha eseguito la datazione al radiocarbonio. Ogni laboratorio ha un codice unico che viene usato internazionalmente per identificare da dove provengono i risultati della datazione.

In conclusione, questa tabella fornisce dati scientifici essenziali per comprendere l’età e il contesto ambientale dei campioni archeologici o geologici. I ricercatori utilizzano queste informazioni per ricostruire la storia dell’ambiente, tracciare i cambiamenti climatici, e in archeologia per determinare l’età dei siti o degli artefatti.

  1. Discussione
  2. 5.1. Età degli eventi di emergenza e variazione del Livello Relativo del Mare (RSL)

La Figura 5 illustra la distribuzione spaziotemporale dell’età e dell’altitudine delle comunità sessili emerse identificate in questo studio. Questa distribuzione permette di determinare il timing degli eventi di emergenza e l’entità della variazione del RSL.

L’ampiezza verticale della Zona 1 (0,95 m) si avvicina molto a quella delle attuali comunità di Pk (0,90 m), e le età determinate mediante il carbonio 14C) dei quattro campioni prelevati dalle parti superiore e inferiore della zona risultano concentrate nell’intervallo 480-886 d.C. Questi dati indicano che l’intera Zona 1 è emersa in un arco temporale relativamente breve. Assumendo che i quattro campioni siano contemporanei, l’evento di emergenza, stimato mediante la funzione Combine del programma OxCal, avrebbe avuto luogo tra il 595 e il 715 d.C. La riduzione del RSL è stata stimata essere di almeno 1,05 m, basandosi sulla differenza di elevazione dei limiti superiori dell’assemblaggio di Pk tra la Zona 1 (3,50 m s.l.m.) e la Zona 2 (2,45 m s.l.m.).

La Zona 0 è costituita esclusivamente da Cc e si trova sopra la Zona 1 in Loc. 2, ad un’elevazione di 3,50–4,20 m s.l.m. Questa è stata datata tra il 1265 e il 926 a.C., rappresentando verosimilmente l’assemblaggio più antico emerso circa 3000 anni fa in quest’area. La stima della riduzione del RSL è complessa a causa dell’incertezza relativa all’elevazione dell’assemblaggio corrispondente di Cc nella Zona 1. Tuttavia, si può considerare che la variazione netta non superi l’ampiezza verticale di questo assemblaggio (0,70 m).

L’ampiezza verticale della Zona 2 (1,20 m) supera di 0,30 m quella delle comunità di Pk attuali (0,90 m). Inoltre, l’intervallo delle età stimate per gli otto campioni (1272–1730 d.C.) è piuttosto ampio, con i due campioni nella sezione inferiore ottenuti in Loc. 1 che risultano essere più recenti rispetto ai cinque campioni della sezione superiore raccolti nelle Locs. 2–4. L’assemblaggio in Loc. 5, situato a distanza dagli altri siti di campionamento, è probabilmente ascrivibile alla sezione superiore data la sua età 14C relativamente antica nonostante una minore elevazione. Questa discrepanza è attribuita a differenze locali nei movimenti verticali della crosta terrestre. Di conseguenza, il campione di Loc. 5 viene escluso da questa discussione. Le osservazioni suggeriscono che la Zona 2 comprenda assemblaggi sovrapposti risultanti da due distinti eventi di emergenza. Pertanto, il timing dell’emergenza è stato stimato utilizzando la funzione Combine per i cinque campioni della sezione superiore e i due della sezione inferiore.

Le sezioni superiore e inferiore sono state datate al 1356–1470 d.C. e 1482–1666 d.C., rispettivamente. Nonostante il divario tra i due intervalli di età sia minimo di 12 anni e massimo di 310 anni, la moda della distribuzione di probabilità è 1425 d.C. per la sezione superiore e 1570 d.C. per quella inferiore, risultando in un intervallo temporale di 145 anni. Di conseguenza, è plausibile che la Zona 2 sia emersa in un processo graduale esteso su un periodo di 100–200 anni, iniziando dalla sezione superiore per proseguire successivamente con quella inferiore. Il confronto del limite superiore delle elevazioni delle Zone 2 e 3 rivela che l’ammontare totale di riduzione del RSL derivante dall’emersione completa della Zona 2 è stato di almeno 1,33 m, cifra che rappresenta il totale risultante da due eventi di emersione attraverso un processo sequenziale. La stima accurata dell’ammontare individuale di riduzione del RSL associato a ciascun evento risulta complessa, in assenza di un livello di riferimento identificabile tra gli assemblaggi. Tuttavia, il fatto che l’ampiezza verticale della Zona 2 superi di 0,30 m quella degli assemblaggi di Pk odierni suggerisce che la riduzione del RSL dalla sezione superiore a quella inferiore sia di almeno 0,30 m.

L’ampiezza verticale della Zona 3 (0,82 m) si avvicina a quella degli assemblaggi di Pk attuali (0,90 m), ma esiste la possibilità che gli assemblaggi prossimi al limite inferiore della zona si mescolino con quelli odierni. I campioni sottoposti a datazione con il carbonio 14C) includono esclusivamente Pk, con sei campioni datati al 1830 d.C. o successivamente e un campione classificato come moderno. Ciò indica che gli assemblaggi sono connessi a un evento di emersione avvenuto negli ultimi 200 anni.

La quantità di diminuzione del livello relativo del mare (Relative Sea Level, RSL) risultante dall’emersione della Zona 3 è stimata essere almeno di 0,82 m, basata su un confronto tra i limiti superiori delle assemblaggi fossili di Pk e le assemblaggi attuali di Pk. Dalle risultanze sopracitate si può dedurre che le assemblaggi sessili emerse, distribuite in tre zone nell’area di studio, sono il risultato principale di tre abbassamenti del RSL che variano in magnitudine da 0,82 a 1,33 m. Per questi eventi di emersione, l’intervallo di ricorrenza è di circa 800 anni tra la Zona 1 e la Zona 2, e di circa 400 anni tra la Zona 2 e la Zona 3. L’emersione della Zona 0, che rappresenta l’evento più recente prima dell’emersione della Zona 1, è avvenuta approssimativamente 3000 anni fa con un intervallo verticale di meno di 0,70 m, indicando che non ci sono state ulteriori emersioni per circa 1500 anni dopo tale evento. Presumendo che le assemblaggi più antiche non siano state erose, non sono state rinvenute tracce di eventi di emersione più vecchi di 3000 anni al di sopra dell’assemblaggio più elevato. Questi risultati suggeriscono che questa area ha iniziato a sperimentare una diminuzione del RSL circa 3000 anni fa, con eventi di abbassamento che diventano più frequenti e di maggiore entità a partire da circa 1500 anni fa.

L’assenza di prove di sollevamento prima di 3000 anni fa nell’area di studio viene confermata dall’analisi di campioni di carote di trivellazione ottenuti dalle pianure oloceniche di Ito centrale. Il livello più elevato di depositi marini transgressivi, che indicano un innalzamento del RSL successivo all’ultimo stadio glaciale, è datato a circa 4000 anni fa e si trova a quasi 0 m T.P. (Taguchi, 1993). Fujiwara et al. (2014) hanno proposto che il RSL abbia raggiunto un picco di 3–4 m T.P. circa 6800 anni fa (Fig. 6). Sebbene la loro stima presenti un errore di alcuni metri, ciò significa che non esistono prove evidenti di sollevamento superiore almeno alla Zona 0.

la Figura 5 presenta un diagramma spaziotemporale degli eventi di emersione correlati a date ottenute tramite la datazione al radiocarbonio (¹⁴C), insieme alla cronologia di eruzioni vulcaniche, eventi di sciame sismico, terremoti interfacciali lungo il Fossa di Sagami, e eventi di fagliazione della KIFZ (Kanto Inner Fault Zone).

I dettagli sono i seguenti:

  • Eruzioni vulcaniche: Le date delle eruzioni sono rappresentate da linee rosse verticali. Per esempio, la colonna di sinistra mostra l’eruzione di Omuroyama approssimativamente datata al 2000 a.C., mentre un’altra attività vulcanica complessa è indicata intorno al 750 a.C.
  • Eventi di sciame sismico: Gli eventi di sciame sismico sono rappresentati da linee viola verticali, le quali indicano un periodo di frequente attività sismica di minore intensità in un’area geograficamente ristretta. Questi dati sono basati sul lavoro di Koyama (1999).
  • Terremoti interfacciali: Questi sono eventi sismici più grandi che si verificano al confine tra le placche tectoniche lungo la Fossa di Sagami, mostrati con linee nere verticali. Le date sono sintetizzate da pubblicazioni di Shishikura (2014), Ishibashi (2020) e Komori et al. (2021).
  • Eventi di fagliazione della KIFZ: Questi eventi sono associati al movimento lungo la zona di faglia di Kanto Interno, segnati con linee marroni verticali, e le età sono riportate seguendo Kondo et al. (2003).
  • Zone di emersione (0, 1, 2, 3): Le quattro zone di emersione sono indicate da blocchi colorati sovrapposti alle linee temporali degli eventi geologici. Questi blocchi sono colorati in giallo (Zona 0), arancione (Zona 1), verde chiaro (Zona 2) e rosa (Zona 3). Ogni blocco mostra l’intervallo di altezza in metri di assemblaggi sessili emersi e l’intervallo di età in base alle datazioni al ¹⁴C.
  • Distribuzione di probabilità di ¹⁴C: Le barre orizzontali azzurre e blu attraverso le zone rappresentano la distribuzione di probabilità delle date calibrate al ¹⁴C dei campioni analizzati (Pk assemblage e conchiglie).
  • Cambiamento del RSL: L’asse orizzontale inferiore indica i cambiamenti relativi del livello del mare nel tempo, con le date calibrate secondo la datazione al ¹⁴C.
  • Scala temporale: L’asse orizzontale inferiore mostra anche il tempo in anni BCE/CE, che sta per “Before Common Era” e “Common Era” (prima e dopo la nascita di Cristo).

L’interpretazione di questo diagramma permette di correlare gli eventi geologici e sismici con i cambiamenti verticali osservati nelle varie zone di emersione, fornendo così una ricostruzione storica delle dinamiche geologiche e dei cambiamenti del livello del mare nell’area di studio.

5.2. Cause degli eventi di emersione

Nell’analizzare le cause degli eventi di emersione, discutiamo l’effetto del cambiamento eustatico del livello del mare intorno all’area di studio (Fig. 6). La ricostruzione geologica del cambiamento del livello del mare olocenico nell’area del Lago Inba, che si trova in una regione quasi tetticamente stabile vicino a Tokyo, indica che potrebbe essere stato fino a -2 metri sotto il livello del mare attuale 3000 anni fa (Chiba et al., 2016). Tuttavia, non è stata proposta alcuna ricostruzione precisa per il periodo a partire da 1500 anni fa. Okuno et al. (2014) hanno simulato due curve del Livello Relativo del Mare (RSL) teoriche basandosi sui modelli di aggiustamento isostatico glaciale con dati di osservazione dei mareografi per ciascuna stazione in Giappone. I risultati della simulazione per Ito indicano che il livello del mare è rimasto quasi costante o è diminuito gradualmente di circa 1 metro negli ultimi 4000 anni. Le cadute intermittenti del RSL osservate nell’area di studio, che si sono verificate a intervalli di 400-800 anni negli ultimi 1500 anni, non possono essere spiegate da tali cambiamenti graduati del livello del mare su una scala temporale millenaria e, quindi, sono probabilmente il risultato di sollevamenti crostali causati da attività sismica, attività vulcanica o altri processi tettonici. Sebbene le piccole fluttuazioni negli ultimi 2000 anni, entro 0,5 metri del cambiamento eustatico del livello del mare, come quelle simulate da Grinsted et al. (2009), potrebbero contribuire parzialmente alla caduta del RSL, qui discutiamo principalmente la causa degli eventi di riduzione del RSL in quest’area in relazione ai processi tettonici.

La differenza di elevazione tra il limite superiore della Zona 1 (3,50 m T.P.) e quello delle attuali assemblaggi di Pk (0,20 m T.P.) è approssimativamente di 3,30 metri. Dividendo questo valore per 1500 anni, si ottiene un tasso medio di sollevamento di 2,20 mm/anno, che è estremamente rapido rispetto all’intervallo di tasso di sollevamento apparente medio di 0,01 ± 0,01 a 1,47 ± 0,08 mm/anno ottenuto dal database globale delle coste sollevate (Pedoja et al., 2014), ma è spesso osservato in aree vulcaniche (es. 1,7 mm/anno nel vulcano di Nisyros; Stiros et al., 2005). Menant et al. (2020) hanno simulato un segnale topografico dell’avampiano su scala di milioni di anni causato da eventi di stripping transitorio della cima della lastra alla base della crosta dell’avampiano, suggerendo che un sollevamento di fondo correlato di 1–5 mm/anno possa influenzare la deformazione crostale su scala di 101 a 103 anni coperta in questo studio. Tuttavia, poiché l’area di studio non si trova nella regione dell’avampiano, ma su un’estremità settentrionale di un arco vulcanico in collisione, tale modello di deformazione dell’avampiano non può essere applicato direttamente.

Per quanto riguarda il processo di sollevamento per ciascun evento di emersione, iniziamo prima esaminando l’attività crostale nella Penisola di Izu e nelle aree circostanti basandoci sui dati di misurazione strumentale raccolti negli ultimi circa 100 anni e poi verifichiamo la relazione tra questa attività e l’emersione della Zona 3, datata dopo il 1830 d.C. Sulla base dei risultati di questo esame, discutiamo la relazione tra l’emersione delle Zone 1 e 2 e l’attività sismica/vulcanica nota per essere avvenuta basandoci su registri storici e geologici. La causa dell’emersione della Zona 0 e la tettonica complessiva nel tardo Olocene sono discusse nella Sezione 5.3.

la Figura 6 mostra quattro curve che rappresentano la variazione del livello del mare Olocenico nell’area di studio e offrono informazioni diverse basate su metodi di ricostruzione e previsione diversi:

  1. Curva a (Arancione): Rappresenta la ricostruzione geologica del livello del mare nell’area del Lago Inba, calibrata per tener conto dei movimenti crostali a lungo termine. Questa curva mostra che circa 10.000 anni fa (cal yBP – “calibrated years Before Present”), il livello del mare era significativamente più basso rispetto a oggi, e poi è salito raggiungendo un picco che si è mantenuto fino a circa 3.000 anni fa, dopo il quale mostra una lieve discesa o un livello relativamente costante.
  2. Curve b1 (Blu) e b2 (Verde): Queste curve sono previsioni teoriche del Livello Relativo del Mare (RSL) per la località di Ito, basate sui modelli glaciali isostatici ANU (Australian National University). La curva b1 segue il modello ANU originale, mentre la curva b2 segue un modello ANU rivisto. Entrambe indicano una tendenza generale alla diminuzione del livello del mare negli ultimi 10.000 anni, con il modello rivisto b2 che mostra una caduta meno marcata rispetto al modello originale b1, specialmente negli ultimi 4.000 anni.
  3. Curva c (Rosso): Mostra una previsione teorica del RSL per gli ultimi 2000 anni basata sui lavori di Grinsted et al. (2009). Questa curva suggerisce che il livello del mare ha avuto fluttuazioni minori, entro 0,5 metri dal livello attuale, senza una chiara tendenza al rialzo o al ribasso a lungo termine.
  4. Curva d (Nera): Fornisce una ricostruzione geologica del cambiamento del livello del mare per Ito, che non tiene conto del movimento crostale. Mostra un aumento fino a circa 6.000-7.000 anni fa, seguito da una discesa, ma poiché non è stata corretta per i movimenti crostali, questa curva potrebbe non riflettere fedelmente i cambiamenti relativi specifici per l’area di studio.

Dall’analisi di queste curve si possono trarre alcune conclusioni scientificamente attendibili:

  • Variazione Olocenica: Tutte le curve concordano sul fatto che il livello del mare durante l’inizio dell’Olocene era molto più basso, aumentando poi durante il periodo post-glaciale fino a stabilizzarsi o diminuire lievemente.
  • Risposta Regionale: La risposta del livello del mare può variare regionalmente a causa dei movimenti crostali, come indicato dalla curva a rispetto alla curva d.
  • Modello di Previsione vs Ricostruzione Geologica: Le curve teoriche (b1, b2, c) basate su modelli di previsione possono divergere dalla ricostruzione geologica (curva a) a causa di differenze nei dati utilizzati, nei metodi di calibrazione, e nelle assunzioni di fondo del modello.
  • Implicazioni per l’emersione: Le curve suggeriscono che i cambiamenti eustatici del livello del mare non possono da soli spiegare le cadute intermittenti del RSL osservate, implicando che processi come il sollevamento crostale dovuto a attività sismica o vulcanica potrebbero essere stati fattori significativi negli eventi di emersione osservati nell’area di studio.

In sintesi, la figura 6 fornisce una visione complessa delle variazioni del livello del mare in relazione all’area di studio, evidenziando la necessità di considerare fattori locali e regionali, come il movimento crostale, per interpretare accuratamente i cambiamenti passati del livello del mare e il loro impatto sugli eventi di emersione.

5.2.1. Movimento Verticale della Crosta Rilevato Geodeticamente

Un’indagine livellometrica è stata avviata nel 1904 lungo un percorso di benchmark situato approssimativamente 2 km a ovest dell’area di studio. I risultati di questa indagine possono essere discussi in relazione alle attività sismiche e vulcaniche (Fig. 7). Il terremoto del Taisho Kanto del 1923, un terremoto megathrust interplacca lungo il Trough di Sagami, rappresenta uno dei terremoti di maggiore entità nelle vicinanze dell’area di studio. Questo evento sismico è stato accompagnato da un innalzamento costiero fino a circa 2 metri della Baia di Sagami e della Penisola di Boso, ma non sono stati osservati significativi movimenti verticali della crosta nell’area di studio (Figg. 1, 7) (Dipartimento di Rilevamento Terrestre, 1926). L’isola di Hatsushima, situata 9 km a nord-est di Ito, ha registrato un sollevamento di circa 1 metro nonostante fosse posizionata sul lato del piede di faglia che ha subito la rottura durante il terremoto del 1923. Ishibashi (1988, b; 2004) ha ipotizzato che il sollevamento di Hatsushima sia stato causato dalla Frattura di West Sagami Bay (WSBF), una faglia attiva inversa sinistrorsa teoricamente postulata e posizionata in direzione nord-sud a 5–10 km a est dell’area di studio (Fig. 1).

Dopo l’evento del 1923, si sono verificati sciami sismici nella parte orientale della Penisola di Izu da febbraio ad aprile e in maggio 1930. Questi eventi sono stati seguiti da un terremoto superficiale nell’entroterra (M7.3) a novembre 1930, causato dall’attività della KIFZ (F1 in Fig. 5). Per esaminare questi eventi, un’indagine livellometrica dettagliata è stata condotta ripetutamente tra il 1930 e il 1933 da Tsuboi (1933). L’analisi di questi dati indica che il sollevamento cumulativo lungo il percorso di livellamento ha raggiunto circa 0,30 metri in questo periodo; tuttavia, la deformazione registrata al momento del terremoto M7.3 era al massimo dell’ordine di 0,03 metri. Questo fenomeno può essere spiegato con il modello di intrusione di dike di magma (Nishimura e Murakami, 2007).I diversi eventi tettonici avvenuti in prossimità dell’area di studio in un breve lasso di tempo sono verosimilmente interconnessi. Il livello del suolo ha subìto una graduale subsidenza di circa 0,10 m nel corso dei successivi 40 anni, ma ha iniziato nuovamente a risollevarsi a partire dal 1974. Il sollevamento graduale è proseguito per circa i successivi 24 anni (fino al 1998), culminando in un sollevamento cumulativo di 0,40 a 0,50 m (Fig. 7) (Autorità per le Informazioni Geospaziali del Giappone, 2016). I dati dei misuratori di marea della stazione di Ito dal 1974 mostrano una tendenza corrispondente a quella dei dati di livellamento dei benchmark. In questo periodo, si sono verificati sciami sismici intermittenti e l’eruzione del Teishi Knoll nel 1989 (Agenzia Meteorologica del Giappone, 2014). È stato riportato che la deformazione crostale in questo periodo è stata indotta da intrusioni di dicchi magmatici, che hanno provocato sollevamenti episodici in concomitanza con gli sciami sismici (ad esempio, Tada e Hashimoto, 1991; Okada e Yamamoto, 1991; Aoki et al., 1999). Dall’inizio degli anni 2000, non sono state osservate variazioni significative nella deformazione; l’ammontare totale di sollevamento netto registrato negli ultimi circa 100 anni dai dati dei benchmark è di 0,60 a 0,70 m. Questo valore rappresenta lo spostamento relativo rispetto al benchmark 9328 ad Atami, ma poiché risulta sostanzialmente in linea con i dati dei misuratori di marea della stazione di Ito, può essere associato alla variazione del livello relativo del mare (RSL).

La Figura 7 è un grafico che illustra la variazione temporale dello spostamento verticale in vari punti di riferimento geodetici (benchmark) intorno alla città di Ito, integrando i dati di livellamento geodetico con i dati forniti dai misuratori di marea della stazione di Ito. Questa integrazione di dati permette di correlare direttamente le misure di variazione del livello del mare con i cambiamenti nel livello del terreno, offrendo una visione complessiva della dinamica della crosta terrestre in relazione agli eventi sismici e vulcanici nella regione.

Analizzando il grafico:

  • Spostamento Verticale dei Benchmarks: È rappresentato rispetto al benchmark di riferimento 9328. Ogni serie di dati colorata corrisponde a un benchmark diverso, e il trend temporale di ciascuno mostra le variazioni nel tempo dell’altezza del suolo rispetto a questo punto fisso.
  • Dati del Misuratore di Marea: Indicano variazioni mensili del livello del mare rispetto a un livello di base misurato nel luglio 1973. Questo può essere utilizzato per inferire cambiamenti relativi del livello del suolo.
  • Eventi Sismici e Vulcanici: Il grafico include anche gli epicentri dei terremoti maggiori e le eruzioni vulcaniche (indicati dall’icona della stella e dei trapezoidi viola rispettivamente), che sono eventi geologicamente significativi capaci di influenzare la deformazione crostale.
  • Variazioni Temporali: Dal grafico si può osservare che dopo il terremoto di Taisho Kanto del 1923, c’è stato un sollevamento significativo seguito da una fase di subsidenza che ha durato circa 40 anni. Dal 1974, si registra un nuovo sollevamento che dura fino al 1998, con un accumulo di sollevamento di 0,40-0,50 m.
  • Stabilità Crostale Post-2000: Dall’inizio degli anni 2000, la grafica mostra una stabilità nel livello del suolo senza significative variazioni verticali, indicando un periodo di quiescenza nelle deformazioni crostali.
  • Spostamento Netto e RSL: Lo spostamento netto totale osservato nel corso degli ultimi 100 anni è di 0,60-0,70 m. Questo valore è importante perché fornisce una misura dello spostamento relativo della superficie terrestre, che può essere correlato al cambiamento del livello relativo del mare (Relative Sea Level, RSL).
  • Informazioni Contestuali: L’inserto cartografico fornisce il contesto geografico e geologico, mostrando la posizione dei benchmarks, l’attività sismica, i vulcani e le faglie attive, come il tracciato della faglia del KIFZ, che è rilevante per comprendere i meccanismi sottostanti che guidano la deformazione osservata.

Questa figura è quindi un importante strumento per gli scienziati che studiano i processi geodinamici e la loro relazione con gli eventi tettonici, permettendo di inferire i processi sottostanti come le intrusioni di dicchi magmatici e di correlarli con i cambiamenti osservati in superficie.

5.2.2. Causa dell’emersione della Zona 3

Le sollevazioni geodetiche rilevate nel corso dei periodi 1930–1933 e 1974–1998 coincidono con i tempi dell’emersione costiera della Zona 3. Non sono state osservate distinte variazioni verticali coseismiche in questi intervalli temporali. Pertanto, i dati suggeriscono che l’emersione della Zona 3 sia correlata a un sollevamento vulcanotettonico attribuibile a movimenti di magma in profondità. L’entità totale della riduzione del livello relativo del mare (RSL) per la Zona 3 è di 0,82 m, superiore al sollevamento cumulativo di 0,60–0,70 m registrato nell’ultimo secolo. Dato che il percorso di livellamento si trova a circa 2 km dalla linea costiera, una delle possibili spiegazioni per tale discrepanza potrebbe risiedere nella variabilità spaziale della deformazione crostale. Alternativamente, considerando che l’età più remota stimata per la Zona 3 risale alla metà del XIX secolo, esiste la possibilità di un precedente evento di sollevamento antecedente al 1930. Documentazione storica attesta la presenza di sciami sismici nel 1816–1817 e nel 1868 o 1870, antecedentemente all’avvio delle misurazioni strumentali (Koyama, 1999; Tabella S1). Quest’ultimo evento si colloca temporalmente nell’intervallo di età della Zona 3. Tali evidenze indicano che l’emersione della Zona 3 sia risultata da eventi di sollevamento vulcanotettonico articolatisi in due fasi principali attorno al 1930–33 (~0,3 m) e 1974–1998 (~0,4–0,5 m), e possibilmente una terza fase circoscritta al 1868–1870 (~0,1–0,2 m; assumendo l’assenza di subsidenza nel lasso temporale 1870–1930). Basandosi sui dati di età specifici, si postula che le assemblage presenti nelle sezioni medie e superiori della Zona 3, nelle località 2 e 4, siano correlate ai sollevamenti avvenuti nel 1868 o 1870 e nel 1930, mentre le assemblage della sezione inferiore della Zona 3, in località 2, che includono anche campioni ritenuti contemporanei, siano associate al sollevamento verificatosi tra il 1974 e il 1998.

5.2.3. Causa dell’emersione della Zona 2

Come illustrato nella Sezione 5.1, la Zona 2 è distinguibile verticalmente in due segmenti, i quali presumibilmente hanno subito un’emersione per fasi nel corso di 100–200 anni. Questo processo di emersione rispecchia quello osservato per la Zona 3, le cui dinamiche possono pertanto essere estese alla Zona 2. Nello specifico, la distribuzione e le caratteristiche cronologiche della Zona 2 possono essere interpretate ipotizzando l’occorrenza di due distinti eventi di sollevamento, conseguenti a movimenti magmatici sottosuperficiali, avvenuti in due intervalli temporali (1356–1470 e 1482–1666 d.C.) nell’arco di 100–200 anni. Per quanto riguarda l’ultimo periodo menzionato, è stata avanzata l’ipotesi di un evento di sciame sismico nel 1596, basandosi su fonti storiche (Koyama, 1999; Tabella S1). Tali fonti descrivono episodi frequenti di sismicità per un mese, benché Koyama (1999) abbia suggerito che potrebbero trattarsi di scosse di assestamento generate da un altro evento sismogeno nelle vicinanze dell’area di Izu. Non sono stati rinvenuti ulteriori documenti storici che attestino eventi localizzati, quali piccole eruzioni o sciami sismici indicativi di intrusione magmatica (è da notare la scarsità di registrazioni storiche in Giappone prima del XVI secolo). È quindi necessario valutare altre potenziali cause. Sebbene le testimonianze di grandi terremoti siano lacunose per questo intervallo temporale, l’area in esame ha probabilmente risentito di terremoti di megathrust interplacca nel 1293 e, con possibile approssimazione, nel 1433 o 1495 lungo la Trincea di Sagami (Ishibashi, 2020). Similmente a quanto accaduto per il terremoto del 1923, durante il quale non è stato registrato alcun sollevamento costiero nell’area di studio, mancano resoconti storici di sollevamenti in Ito o nelle sue adiacenze correlati a tali eventi sismici. Tuttavia, analogamente a quanto verificatosi nel XX secolo, i terremoti di megathrust interplacca lungo la Trincea di Sagami potrebbero aver catalizzato un ciclo di attività vulcanica e sismica nell’area circostante nel secolo successivo. Come alternativa, si considera la possibilità che le faglie intraplaque offshore nella Baia di Sagami occidentale si siano attivate simultaneamente, inducendo un sollevamento nell’area di indagine.

La Faglia WSBF rappresenta uno dei potenziali candidati tra le faglie offshore, nonostante il fatto che non abbia generato sollevamenti durante il terremoto del 1923 nell’area di studio (Figura 1). Okamura et al. (1999) hanno identificato una faglia inversa a vari chilometri a est del tracciato presunto della WSBF, basandosi sull’interpretazione dei profili sismici marini. Multiple terrazze marine oloceniche, situate al di sotto di circa 10 m T.P., sono state rilevate sull’Isola di Hatsushima, suggerendo che la WSBF potrebbe aver subito ripetute rotture. Le datazioni al radiocarbonio indicano che la terrazza marina olocenica più elevata si è formata tra 6000 e 7000 anni fa, mentre le altre terrazze inferiori non sono state ancora datate (Ishibashi et al., 1982). Un’estensione meridionale di una precedente rottura della WSBF avrebbe potuto contribuire al fenomeno di emersione costiera nell’area di studio. Per analizzare il sollevamento dovuto all’attività della WSBF, abbiamo pertanto calcolato la deformazione crostale verticale utilizzando un modello di faglia (Okada, 1985) (Figura 8; Tabella 2). La faglia proposta ha una lunghezza di 40 km lungo il tracciato ipotizzato della WSBF. L’estremità settentrionale della faglia è limitata dalla linea costiera, dato che il tracciato della faglia interna non può essere identificato geomorfologicamente, mentre l’estremità meridionale è stata determinata facendo riferimento alla distribuzione dello scarpato sottomarino. L’angolo di inclinazione (dip) e l’angolo di strappo (rake) della faglia sono stati impostati rispettivamente a 80° e 60°, conformemente a quanto riportato da Ishibashi (1988, 2004) e Aida (1993). La larghezza della faglia è stata definita in 10 km, in base alla distribuzione in profondità dello strato sismogenico in quest’area (Headquarters for Earthquake Research Promotion, Earthquake Research Committee, 2015). L’ammontare dello slittamento è stato fissato a 4 m, utilizzando la relazione tra la lunghezza e l’ammontare dello slittamento della faglia attiva descritta da Matsuda (1975). Tale faglia può produrre un sollevamento di circa 0,4 m nell’area di studio e la sua attività può contribuire in parte all’emersione della Zona 2. Tuttavia, è improbabile che eventi di faglia di tale natura si siano ripetuti più volte con intervalli di ricorrenza brevi unicamente in questo lasso temporale per giustificare la totalità dell’emersione.

Faglie attive in ambiente marino sono state individuate al largo di Shimoda, la porzione più a sud della Penisola di Izu (Figura 1). Kitamura et al. (2015) hanno proposto due modelli di faglia capaci di spiegare la distribuzione del sollevamento, ricostruito a partire da assemblaggi sessili emersi negli ultimi 3000 anni attorno all’estremità della penisola. Gli eventi di sollevamento più recenti suggeriti sono datati al 1430–1660 e al 1506–1815 d.C. (con un sollevamento medio di 1.1–1.5 m per ciascuno degli eventi), i quali sembrano coincidere temporalmente con gli eventi di emersione della Zona 2. Tuttavia, è inverosimile presupporre una correlazione tra questi insiemi di eventi dato che le faglie sorgenti proposte distano troppo per influenzare il sollevamento nell’area di studio. Qualora questi eventi fossero correlati, implicherebbero un fenomeno di sollevamento di grande ampiezza, suggerendo un’origine vulcanotettonica piuttosto che uno spostamento cosismico lungo faglia.

Un evento di fagliazione interna in questo periodo, attribuibile alla KIFZ, è stato evidenziato tramite dati da sondaggi di trincea (Kondo et al., 2003). La datazione dell’evento F2, ricalibrata mediante la curva IntCal 20 (Reimer et al., 2020), è stimata tra il 1320 e il 1420 d.C., il che si sovrappone grossomodo con il periodo stimato di emersione della Zona 2 (Figura 5). Considerato che il sollevamento cosismico indotto dall’attività della faglia nel 1930 è stato minimo (0.03 m) lungo il percorso di livellamento, principalmente a causa di movimenti trasversali, e che non sono state rilevate tracce di faglia interna nelle vicinanze dell’area di studio, appare improbabile un coinvolgimento diretto dell’attività della KIFZ nell’emersione della Zona 2. Dato che l’evento di sciame sismico del 1930 è probabilmente correlato all’evento di fagliazione del 1930 attribuito alla KIFZ, è concepibile che uno sciame sismico sincronizzato con l’evento F2 si sia verificato, determinando un sollevamento per le medesime ragioni che hanno portato all’emersione della Zona 3.

In assenza di movimenti tettonici significativi nel periodo intercorrente tra le sezioni superiore e inferiore, un’ulteriore possibile causa dell’emersione, attribuibile a un abbassamento del livello relativo del mare (RSL) di almeno 0,30 m (come dedotto dalla estensione verticale della Zona 2), risiede nel cambiamento del livello marino regionale o eustatico. La discrepanza temporale massima tra le età stimate degli eventi per le due sezioni è di 310 anni. Tale lasso temporale suggerisce una riduzione del RSL a un ritmo di circa 0,1 m ogni 100 anni, spiegabile mediante variazioni del livello marino eustatico (es., la curva di livello marino c in Fig. 6, simulata da Grinsted et al., 2009). Fenomeni asismici analoghi, di età pressoché identica, sono stati ipotizzati per due località lungo la costa del Mare del Giappone (Fig. 1): una diminuzione del RSL di 0,30–0,40 m nel 1430–1655 d.C. o successivamente nella Penisola di Noto (Shishikura et al., 2009), e un calo del RSL di 0,40 m nel 1342–1418 d.C. o successivamente a Hamada (Shishikura et al., 2020). Ciononostante, in tali studi, il cambiamento eustatico del livello del mare rappresenta solamente una delle ipotesi avanzate tra diverse interpretazioni per spiegare le morfologie litoranee emerse osservate.

In conclusione, l’origine dell’emersione della Zona 2 può essere attribuita sia a sollevamento vulcanico, sia a sollevamento cosismico indotto dall’attività di una faglia offshore, oppure a una combinazione di tali sollevamenti con un abbassamento del livello marino eustatico. Prendendo a riferimento il processo di emersione della Zona 3 come analogo contemporaneo, il sollevamento vulcanico risulta essere il più plausibile. Analogamente a quanto accaduto per l’evento di sciame sismico nel 1930, avvenuto in prossimità di grandi terremoti nel 1923 e 1930, l’emersione di ciascuna zona potrebbe essersi verificata in un contesto di intensificata attività tettonica nell’area di studio e nelle sue immediate vicinanze. Il sollevamento vulcanico, dovuto a movimenti magmatici sottosuperficiali responsabili dell’emersione della Zona 2, potrebbe inoltre essere associato a storici terremoti di megathrust interplacca e all’attività della KIFZ nel periodo corrispondente alla Zona 2 (Fig. 5).

la Figura 8 mostra i risultati di una simulazione del movimento verticale della crosta terrestre come conseguenza dell’attività sismica lungo la Faglia della Baia di Sagami occidentale. La simulazione si basa su un modello di faglia, che è una rappresentazione matematica e fisica delle forze e degli spostamenti lungo una faglia geologica.

Le curve chiuse, conosciute come linee di livello o isopache, rappresentano gli incrementi di sollevamento o abbassamento della crosta, con un intervallo di 0.2 metri tra una linea e l’altra. Queste linee di contorno sono utilizzate per visualizzare in maniera chiara e quantificabile l’estensione e l’intensità del movimento crostale che si prevede avvenga a seguito del movimento lungo la faglia.

  • Aree di sollevamento (Uplift): Le linee rosse indicano le aree dove la simulazione prevede che la crosta terrestre si sollevi. Questo sollevamento è tipicamente associato a compressione o all’accumulo di tensione lungo la faglia che può portare a un terreno più elevato.
  • Aree neutre (Neutral): Le linee nere indicano aree dove non ci sono cambiamenti significativi nel livello della crosta terrestre. In queste zone, la simulazione suggerisce che l’attività della faglia non ha un impatto apprezzabile sul movimento verticale della crosta.
  • Aree di subsidenza (Subsidence): Le linee blu rappresentano le aree di abbassamento della crosta. Questo fenomeno di solito si verifica in risposta all’estensione o al rilassamento delle tensioni lungo la faglia, che può portare a un terreno più basso.

La disposizione e la forma delle isopache sono determinate dalla geometria della faglia, dalla distribuzione degli sforzi e dal meccanismo di movimento. La simulazione aiuta a comprendere non solo la magnitudo, ma anche la distribuzione spaziale del potenziale movimento crostale durante un evento sismico. Queste informazioni sono cruciali per la valutazione del rischio sismico, la pianificazione dell’uso del suolo, la progettazione di infrastrutture resistenti ai terremoti e per la comprensione generale della dinamica tettonica della regione.

La Tabella 2 riporta i parametri utilizzati per caratterizzare il modello di faglia della Western Sagami Bay Fault (WSBF). Di seguito è fornita una descrizione dettagliata e tecnicamente precisa di ciascun parametro elencato nella tabella, utilizzando notazione scientifica corretta per apici e pedici:

  • Latitudine (deg N) e Longitudine (deg E): Indicano le coordinate geografiche del punto di riferimento per il modello di faglia, tipicamente il vertice nordorientale del piano di faglia. La latitudine è 35.25950N e la longitudine è 139.167840E.
  • Profondità (km): Definisce la profondità sotto la superficie terrestre al quale inizia il piano di faglia. Qui la profondità è 11 km.
  • Lunghezza (km): Rappresenta l’estensione del piano di faglia lungo la sua lunghezza. Il valore fornito è 4040 km.
  • Larghezza (km): Misura la distanza perpendicolare alla lunghezza del piano di faglia, indicata come 1010 km.
  • Angolo di strike (deg): L’orientamento della linea di strike della faglia rispetto al nord geografico, misurato in gradi. In questo caso, l’angolo di strike è 170o.
  • Angolo di dip (deg): L’angolo tra il piano della faglia e un piano orizzontale. Un angolo di dip di 800 indica che la faglia è quasi verticale.
  • Angolo di rake (deg): Descrive la direzione del movimento lungo la superficie di faglia. Un rake di 600 indica un movimento che ha una componente significativa verso l’alto.
  • Quantità di slip (m): Indica lo spostamento relativo tra le due parti del piano di faglia durante il terremoto. In questo modello, lo slip è di 44 m.
  • Momento magnitudo (Mw): È una stima della quantità di energia rilasciata dal terremoto, calcolata a partire dal momento sismico della faglia. Qui, Mw​ è 7.1.

La nota aggiuntiva precisa che la rigidità della faglia, cioè la resistenza a deformarsi sotto carico, è assunta essere 4×10N/m². Questo parametro, noto anche come modulo di rigidità, è cruciale nella definizione del momento sismico, che a sua volta è fondamentale per calcolare la magnitudo del momento (Mw​) del terremoto.

Questa tabella è essenziale per la modellazione sismica e la valutazione del rischio sismico, poiché fornisce i parametri necessari per generare simulazioni computerizzate del potenziale movimento sismico lungo la faglia.

5.2.4. Causa dell’emergenza della Zona 1

Considerando il contesto tettonico dell’area di studio, è altamente probabile che l’emergenza della Zona 1 sia stata causata anche dal sollevamento associato al movimento di magma sotterraneo. Tuttavia, basandosi sulla distribuzione delle elevazioni e delle età dei campioni di ¹⁴C, l’intera zona sembra essere emersa attraverso un unico evento e potrebbe non aver subito il processo di emergenza per fasi ipotizzato per le Zone 2 e 3. Se l’emergenza della Zona 1 è stata provocata da un singolo evento, tale evento potrebbe essere stato un sollevamento cosismico. Non sono state trovate descrizioni di terremoti nel periodo di emergenza inferito della Zona 1 (595–715 d.C.), sebbene ci siano pochissimi record storici di questo periodo. Nonostante ciò, nell’intervallo di età del ¹⁴C per la Zona 1, sono stati identificati grandi terremoti che hanno causato danni nella Penisola di Izu e nelle aree circostanti negli anni 841 e 878 (Usami et al., 2013). L’evento del 841 è stato correlato con l’attività della KIFZ (Kanto Ignimbrite Fault Zone) basandosi sui risultati di un’indagine di trincea (F3 in Figura 5) (Kondo et al., 2003). L’evento del 878 è stato interpretato come un terremoto megathrust interplacca lungo la Trincea di Sagami basandosi su documenti storici (Ishibashi, 2020). Se si applica l’effetto del reservoir marino con un valore ΔR positivo, come +109 anni per Shimoda (Yoneda et al., 2000), gli eventi del 841 e 878 si avvicinano al periodo di emergenza inferito per la Zona 1. Come discusso nella Sezione 5.2.2, è improbabile che un terremoto megathrust interplacca lungo la Trincea di Sagami e un evento di fagliazione della KIFZ abbiano sollevato direttamente l’area di studio. Tuttavia, la concentrazione di tali eventi tettonici in un periodo di 100–200 anni è simile alla situazione per le Zone 2 e 3, suggerendo che le attività tettoniche e magmatiche nell’area circostante abbiano indotto il sollevamento della Zona 1.

5.3. Tectonica dell’Olocene Tardo nel Campo Vulcanico Monogenetico di Higashi-Izu

5.3.1. Sollevamento Crostale negli Ultimi 3000 Anni La Zona 0, che rappresenta l’area più antica e con l’elevazione più alta nello studio, è stata osservata presso la Località 2. Benché la causa dell’emersione di questo insieme sia difficile da identificare a causa della sua distribuzione limitata, l’emersione è stata datata al periodo 1265–926 a.C., il quale coincide con il tempo dell’eruzione di Kawagodaira (l’eruzione più grande del gruppo di vulcani monogenetici di Higashi-Izu negli ultimi 100.000 anni), stimata essere avvenuta tra il 1210 e il 1187 a.C. (Tani et al., 2013). Dunque, sembra che l’inizio degli eventi di emersione intermittente nell’area di studio coincida con l’avvio dell’attività vulcanica dell’Olocene nel campo vulcanico monogenetico di Higashi-Izu. Tale simultaneità è osservata anche nella parte meridionale della penisola. Il livello più elevato di assemblaggi sessili emersi (2,7–3,5 m T.P.) e i depositi transgressivi post-glaciali (1,2–1,4 m T.P.) risalgono a circa 3000 anni fa (Taguchi, 1993; Kitamura et al., 2014, 2015), senza alcuna evidenza di sollevamento prima di questo periodo.

Questi risultati indicano che il sollevamento crostale nella Penisola di Izu ha avuto inizio intorno al tempo dell’eruzione di Kawagodaira, circa 3000 anni fa. Ciò è probabilmente strettamente correlato al processo di formazione di magma per il gruppo di vulcani monogenetici di Higashi-Izu. Questo gruppo ha prodotto un totale di scarico di magma di 5,5 miliardi di tonnellate nel corso di 150.000 anni. Nei primi 50.000 anni, si sono verificate due eruzioni con uno scarico di 0,6 a 1 miliardo di tonnellate, ma è rimasto inattivo per i 60.000 anni successivi, con solo poche eruzioni minori. Il gruppo vulcanico è diventato leggermente più attivo circa 40.000 anni fa, ma il periodo più attivo è stato negli ultimi 4000 anni, con tre grandi eruzioni, Omuroyama (510 milioni di tonnellate), Kawagodaira (760 milioni di tonnellate) e Iwanoyama-Ioyama (360 milioni di tonnellate), avvenute in rapida successione.

Il tasso medio di emissione di magma è aumentato a partire da 40.000 anni fa, ed è stato particolarmente elevato negli ultimi 4.000 anni (Koyama et al., 1995). Sebbene le eruzioni iniziali, avvenute oltre 150.000 anni fa, abbiano prodotto esclusivamente magma basaltico, le eruzioni di magma andesitico hanno iniziato a manifestarsi dopo i 15.000 anni fa, e l’eruzione di Omuroyama, avvenuta 4.000 anni fa, ha anch’essa emesso magma andesitico. Tuttavia, l’eruzione di Kawagodaira, che si è verificata circa 3.000 anni fa, è stata la prima eruzione dacitica-riolitica nel gruppo di vulcani monogenetici di Higashi-Izu. Anche l’eruzione successiva di Iwanoyama-Ioyama ha rilasciato magma andesitico e dacitico-riolitico (Koyama et al., 1995). Si ipotizza che la formazione di magma da andesitico a riolitico sia stata causata dalla fusione della crosta superiore a seguito di un aumento della temperatura al confine tra la crosta superiore e inferiore (Koyama e Umino, 1991). La produzione di grandi quantità di magma da andesitico a riolitico nella crosta potrebbe aver conferito galleggiabilità alla crosta superiore, provocando il sollevamento esteso della Penisola di Izu a partire da circa 3.000 anni fa e determinando l’emersione della Zona 0.

5.3.2. Relazione tra gli eventi di emergenza e l’attività vulcanica e sismica circostante

Nel periodo che va da 3000 a 1500 anni fa, l’entità del sollevamento appare essere minima se confrontata con il sollevamento verificatosi dal 1500 a.C. ad oggi. Ciò potrebbe indicare un processo vulcanotettonico connesso alla variazione dell’attività magmatica in questa area. Tuttavia, riferendosi alla curva del Relative Sea Level (RSL) proposta da Chiba et al. (2016), è possibile che circa 3000 anni fa il livello del mare fosse inferiore di 2 metri rispetto a oggi, per poi iniziare a salire (Fig. 6). Se tale innalzamento del livello del mare si è verificato, potrebbe aver avuto un ruolo nel compensare il sollevamento, risultando in un tasso di sollevamento apparentemente più lento. In questo scenario, un sollevamento intermittente con intervalli di 400–800 anni potrebbe essersi verificato non solo negli ultimi 1500 anni, ma anche nel periodo da 3000 a 1500 anni fa.

Negli ultimi 1500 anni, si sono verificati almeno tre eventi di emersione a intervalli di 400–800 anni nell’area di studio. Durante questo lasso di tempo, non si sono registrate eruzioni vulcaniche significative ad eccezione di una piccola eruzione del Teishi Knoll nel 1989 (Fig. 5). Come osservato in eventi recenti relativi all’emersione della Zona 3, il sollevamento vulcanico dovuto a eventi di intrusione magmatica senza eruzioni vulcaniche significative rappresenta una delle principali caratteristiche del campo vulcanico monogenetico di Higashi-Izu (Koyama et al., 1995). Il movimento sotterraneo del magma può essere generalmente rilevato solo nelle aree dove esiste una rete di osservazione strumentale moderna ben sviluppata, rendendo piuttosto difficile valutare l’attività a lungo termine nei periodi storici e preistorici. Tuttavia, integrando i dati delle osservazioni strumentali degli ultimi 100 anni con i dati geologici relativi alle caratteristiche delle linee di costa emerse, si può ipotizzare che gli eventi di intrusione del magma siano stati periodicamente attivi su scala di centinaia di anni. L’attività sismica circostante suggerisce che la KIFZ potrebbe essere stata interessata da fratture ad intervalli di 460 a 1600 anni, e che terremoti megathrust interplaccari lungo il Sagami Trough potrebbero essersi verificati con un intervallo medio di ricorrenza di circa 400 anni, con tempistiche che quasi coincidono con gli eventi di emersione (Fig. 5). È concepibile che l’attività magmatica venga innescata da tali cicli sismici.

6. Conclusione

Abbiamo esaminato le caratteristiche delle linee di costa emerse lungo la costa di Ito, nella parte orientale della penisola di Izu, Giappone, allo scopo di dimostrare l’efficacia delle tracce di sollevamento nell’analisi quantitativa e a lungo termine dei movimenti magmatici sotterranei e per verificare la loro correlazione con il contesto tettonico circostante. Nel nostro area di studio, sono stati identificati almeno tre livelli di linee di costa emerse (Zone da 1 a 3, in ordine decrescente). Si stima che le variazioni di Relative Sea Level (RSL) (date di emersione) per le zone siano di 1,05 m (595–715 d.C.), 1,33 m (1356–1666 d.C.) e 0,82 m (post 1830 d.C.), suggerendo un sollevamento intermittente negli ultimi 1500 anni con intervalli di 400–800 anni. La Zona 3 è risultata emersa principalmente a causa di movimenti crostali verticali recenti indotti da movimenti magmatici sotterranei, accompagnati da sciami sismici, che hanno portato a sollevamenti graduali e stepwise nel periodo 1930–1933 e 1974–1998. Incluso un possibile sollevamento nel 1868 o 1870 dedotto dagli sciami sismici presenti nei resoconti storici, la Zona 3 è emersa in un arco temporale di 130 anni. La Zona 2 può essere suddivisa in sezioni superiore e inferiore sulla base dei dati cronologici e, insieme alla Zona 3, sembra essere emersa attraverso un processo stepwise in un periodo di 100–200 anni.

Ciò implica che anche l’emersione della Zona 2 possa essere attribuita a un sollevamento vulcanico. Tuttavia, in assenza di prove storiche che attestino la presenza di sciami sismici o eruzioni vulcaniche nell’area di studio, è altresì plausibile che l’emersione sia stata provocata da un sollevamento cosismico connesso all’attività di faglie sottomarine e/o a un leggero calo del livello del mare a livello regionale. Si ritiene che anche l’emersione della Zona 1 sia frutto di sollevamento vulcanico, ma va considerato il sollevamento cosismico legato alle faglie sottomarine, dato che l’assemblaggio sessile sembra essersi interamente manifestato attraverso un unico evento. La Zona 0, l’aggregazione più elevata che giace sopra la Zona 1, datata a circa 3000 anni fa, non mostra evidenze chiare di sollevamenti antecedenti. La sua emersione coincide temporalmente con l’eruzione di Kawagodaira. I depositi transgressivi nelle aree di bassa quota oloceniche circostanti l’area di studio indicano anche che il massimo livello post-glaciale si è verificato tra 3000 e 4000 anni fa. Questi elementi suggeriscono che il sollevamento crostale della penisola di Izu abbia avuto inizio circa 3000 anni fa, in concomitanza con l’attività vulcanica olocenica, soprattutto a seguito della maggiore eruzione del vulcano Kawagodaira. Per tutti gli eventi di emersione dalle Zone 1 a 3, terremoti megathrust interplaccari lungo il Sagami Trough, l’attività della KIFZ e l’attività magmatica si sono verificati entro un lasso di tempo di 100–200 anni, suggerendo che le attività crostali nell’area di studio e nelle sue vicinanze potrebbero essere state correlate tra loro, contribuendo al sollevamento costiero.

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