Archivi categoria: Approfondimenti scientifici sui terremoti

Alcune riflessioni in caso di una sequenza sismica come quella di Sora-Balsorano del 7 novembre 2019

Ogni volta che si attiva una sequenza sismica da qualche parte in Italia, specialmente se accade in qualche area ad alta pericolosità, ci poniamo delle domande sulla sua possibile evoluzione. Spesso queste domande sono stimolate dalle persone impaurite che vivono vicino all’area epicentrale o che hanno vissuto in precedenza esperienze di forti terremoti, o ancora da giornalisti.

Abbiamo provato qui a raccogliere alcune delle riflessioni che facciamo in questi casi, provando a dare delle risposte ad alcuni quesiti ricorrenti. Molte delle domande che ci vengono poste sono purtroppo senza risposta, o hanno delle risposte caratterizzate da un elevato grado di incertezza. Alcune delle informazioni qui riassunte sono state riportate più in dettaglio in precedenti post sul terremoto del 7 novembre 2019, sull’inquadramento sismotettonico di questo evento, su un precedente evento sismico di qualche anno fa.

Cosa succede quando c’è uno sciame sismico come quello di questi giorni a Sora-Balsorano?

Si attiva una piccola faglia (o una porzione piccola di una faglia più grande), in un’area notoriamente sismica. Niente di anomalo, in fondo. Di terremoti e sequenze così ce ne sono molti ogni anno in Italia, soprattutto nelle zone più sismiche.

Quali sono le domande più ricorrenti in questi casi?

È normale che si verifichino terremoti? Sì, quell’area come tantissime altre del territorio nazionale sono sismiche.

È collegato con altri terremoti, per es. con quelli del 2016 o del 2009? No, in questo caso sono sistemi di faglia differenti e non collegati direttamente.

Cosa succederà? Non lo sappiamo. Nessuno lo sa … a parte tirare a indovinare.

Ce ne saranno altri? Sì. Dalla notte del 6 novembre ad oggi (ore 21.00, 11 novembre) sono stati 124 i terremoti localizzati in quell’area: oltre al più forte (magnitudo Mw 4.4) del 7 novembre alle ore 18:35 italiane, solo 1 ha avuto M>3, 13 hanno avuto magnitudo M>2.

Ce ne possono essere di più forti? Sì.

È probabile che ci siano terremoti più forti? È poco probabile.

È possibile che ci siano terremoti più forti? Sì. Anche se la probabilità è bassa, non possiamo escludere che avvengano.

Quando? Non si sa… allo stato delle conoscenze attuali non è possibile prevedere un terremoto.

È uno sciame precursore? Molto probabilmente no (si stima tra il 95% e il 99% la probabilità che non ci sia un terremoto più forte), ma potrebbe diventarlo. Da notare che si definirebbe precursore solo dopo un eventuale terremoto più forte. Non c’è modo di capirlo prima.

Cosa si può dire di questa sequenza?

Storia

In quest’area ci sono stati in passato terremoti di magnitudo anche superiore a 6, come nel 1654. Più a sud e a nord anche più forti (1349, 1915) di magnitudo vicina o superiore a 7. Non ci sono elementi sufficienti per calcolare un periodo di ritorno di questi eventi e fare previsioni anche a lungo termine sui futuri terremoti.

Geologia

Ci sono numerose faglie attive nella zona, studiate e catalogate (vedi post sull’inquadramento sismotettonico). Si tratta di faglie “normali” (o dirette), cioè faglie che rispondono a un processo di estensione crostale, ben noto in Appennino e misurato anche dai satelliti. Il terremoto del 7 novembre 2019 ha avuto un movimento per faglia normale appunto, con una piccola componente trascorrente (ossia di movimento laterale), coerente con la geologia recente nota e con altri terremoti dell’Appennino centrale (1984, 2009, 2016). Questo significa che questo pezzetto di faglia si comporta, in piccolo, come quelle più grandi e note. Maggiori dettagli sono disponibili nel post sull’inquadramento sismotettonico.

La profondità ipocentrale (~15 km) è caratteristica degli eventi di questo settore. Nel caso dei grandi terremoti, le faglie che si attivano lo fanno per la loro intera estensione, da 10-15 km in profondità fino a rompere la superficie.

Pericolosità

La pericolosità dell’area è molto alta, in conseguenza dei dati, sismici e geologici, descritti sopra. La pericolosità stimata non da però informazioni su quando potrebbe verificarsi il prossimo terremoto.

Le sequenze di questo tipo in Italia

La maggior parte delle sequenze in Italia con eventi di questa magnitudo (4-4.5) tende a durare da qualche giorno fino ad alcune settimane. La maggior parte finisce senza eventi più forti. In qualche raro caso, invece, si è osservata una scossa maggiore dopo qualche mese (es. L’Aquila 2009, ma ricordiamo che in altri casi, come ad Amatrice nel 2016, l’evento distruttivo iniziale, quello del 24 agosto, non è stato preceduto da alcun foreshock).

Precedenti recenti nella zona

Considerando il catalogo strumentale dei terremoti italiani dal 1985, in un’area di raggio 30 km centrato su Sora, si trovano 6 eventi di magnitudo M≥4, compreso l’ultimo del 7 novembre 2019. Tre di questi eventi, di magnitudo 4.0, 4.0 e 4.1, sono stati scosse isolate, senza repliche. In un caso, in occasione del terremoto del 1 gennaio 2019 (M 4.1) l’attività si è protratta per alcuni giorni, circa 5; in un altro, in occasione del terremoto del 16 febbraio 2013, il più forte del periodo (M 4.8), la sequenza è durata circa due settimane. In nessuno dei 5 casi precedenti si è osservato un aumento della magnitudo dopo gli eventi di M≥4.

Data e Ora (Italia) Magnitudo Zona Prof. Lat. Long.
07/11/2019 18:35  Mw 4.4 5 km SE Balsorano (AQ) 16 41.78 13.60
01/01/2019 19:37 Mw 4.1 3 km W Collelongo (AQ) 17 41.88 13.55
28/02/2015 04:16 Mw 4.1 1 km SW Trasacco (AQ) 11 41.95 13.53
16/02/2013 22:16 Mw 4.8 4 km W Sora (FR) 17 41.71 13.57
06/08/2009 17:36 Mw 4.0 3 km S Fontechiari (FR) 16 41.65 13.67
22/07/2007 19:26 ML 4.0 4 km SW LecceMarsi(AQ) 16 41.91 13.67

Se guardiamo una mappa degli epicentri localizzati finora, l’area interessata si estende per circa 3 km in senso est-ovest e circa 2 km in senso nord-sud.

L’area colpita

Epicentri della sequenza iniziata il 6 novembre 2019 al confine tra Lazio e Abruzzo. Sono riportati gli epicentri di 124 eventi di magnitudo compresa tra 0.5 e 4.4 (dati da terremoti.ingv.it)

Considerando che le localizzazioni epicentrali mostrano sempre una dispersione degli epicentri maggiore del reale (pur avendo in quest’area la rete nazionale INGV un’ottima performance, con errori sui parametri contenuti), l’area interessata è verosimilmente anche più piccola di 3 km x 2 km, una dimensione appropriata per un evento di magnitudo 4.4 (sia la magnitudo ML che quella Mw hanno questo valore). Stiamo quindi osservando l’attivazione di una porzione di faglia molto piccola; non sappiamo come questa sia collegata con le grandi faglie presenti nel sottosuolo e visibili in superficie che sono probabilmente l’origine dei grandi terremoti del passato (come quello del 1349, del 1654 ecc.). Queste devono avere avuto un’estensione di centinaia di km2. Questo non significa che non possano “rompersi” per intero nuovamente (anzi prima o poi lo faranno di sicuro), ma per il momento l’attività è confinata in un volume piuttosto ristretto. Va detto comunque che nei casi di forti terremoti preceduti da altri eventi sismici (foreshocks), l’attività precedente i forti terremoti è generalmente contenuta in un volume ristretto. In sostanza quindi la sequenza di questi giorni non può dirci molto più di quello che sappiamo sull’attivazione di un eventuale forte terremoto. Secondo alcuni modelli statistici c’è un aumento di probabilità di un forte terremoto quando avviene un evento anche piccolo come quello del 7 novembre, ma le probabilità calcolate restano comunque basse. È assodato che la stragrande maggioranza di queste sequenze (tra il 95% e il 99%) finisce dopo alcuni giorni o settimane senza un forte terremoto.

Cosa fare?

Comprensibile la paura. L’unico modo per vincerla è essere sicuri delle case in cui si vive, delle scuole dove mandiamo i nostri figli, dei posti di lavoro, ecc. Approfittiamo di queste occasioni (eventi forti ma sotto la soglia del danno) per ricordarci che viviamo in una terra sismica e mettiamoci in sicurezza prima che arrivi quello forte (che prima o poi arriva, speriamo tra un po’ di anni così abbiamo il tempo per ridurre il rischio).

A cura di Alessandro Amato, INGV-ONT.


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Inquadramento sismotettonico del terremoto di magnitudo Mw 4.4 del 7 novembre 2019

L’area epicentrale dell’evento sismico del 7 novembre 2019 (Mw 4.4), posta fra gli abitati di Balsorano (AQ), Pescosolido (FR) e Sora (FR), è caratterizzata da faglie potenzialmente sismogenetiche, responsabili della sismicità maggiore che ha interessato la regione in epoca storica, con eventi di magnitudo Mw stimata di poco superiore a 5, come quelli del 1922 e del 1927, e altri con magnitudo superiore a 6-6.5, come quelli del 1654 e 1349 (CPTI15).

Sismicità storica dell’area epicentrale dell’evento sismico del 7 novembre 2019 (Mw 4.4), posta fra gli abitati di Balsorano (AQ), Pescosolido (FR) e Sora (FR).

L’area interessata dai terremoti di questi giorni è situata nella parte centro-meridionale della Val Roveto, corrispondente al tratto settentrionale del corso del fiume Liri. La valle ha andamento NO-SE e congiunge idrograficamente il settore meridionale della piana del Fucino, nella Marsica, e la piana di Sora, nel Lazio meridionale. La depressione della valle si è impostata lungo una faglia che si segue per circa 40 km (es. Mostardini e Merlini, 1986; Montone e Salvini, 1991; Saroli et al., 2003). A questa struttura tettonica va riferita l’evoluzione geologica neogenica di un ampio settore occidentale della catena appenninica, legata anche al suo ruolo di discontinuità litosferica (es. Locardi e Nicolich, 1992; Saroli et al., 2006). La presenza di tale struttura è testimoniata dalla giustapposizione di unità diverse del substrato meso-cenozoico, e da scarpate di faglia, con il relativo piano esposto, presenti in più luoghi lungo il fianco orientale della valle (es. Carrara et al., 1995; Saroli et al., 2003; Galadini e Messina, 2004).

Mappa delle faglie quaternarie (linee bianche e rosse): OPF, Faglia Ovindoli-Pezza; MF, Faglia della Magnola; TMFZ, Zona di faglia dei Tre Monti; ACF, Faglia di Avezzano-Celano; SVF, Faglia di San Vittorino; LFF, Faglia La Foce; PSF, Faglia di Pescina; SMF, Faglia della Strada Statale Marsicana; PFZ, Zona di faglia del M. Parasano; SBGF, Faglia di San Benedetto dei Marsi-Gioia dei Marsi; TF, Faglia di Trasacco; LMF, Faglia di Luco dei Marsi; VLF, Faglia della Vallelonga fault; ASFZ, Faglia dell’Alta Valle del Sangro. Le stelle indicano gli epicentri dei terremoti storici avvenuti nell’area con l’indicazione della magnitudo stimata Mw e dell’anno di occorrenza (CPTI15). L’epicentro del terremoto di magnitudo Mw 4.4 del 7 novembre 2019 è indicato dalla stella gialla.

La complessità della storia cinematica della faglia, nota in letteratura come “Linea Val Roveto-Atina-Caserta” (es. Funiciello et al., 1981), è riconducibile alle evidenze di movimenti prima trascorrenti e poi, più recentemente, distensivi (Serafini e Vittori, 1995; Galadini e Messina, 2004). In particolare, l’inizio della tettonica estensionale nella zona della Valle del Liri e nelle aree circostanti è da riferirsi al Pliocene superiore. Per ciò che concerne l’attività quaternaria (ultimi 2,6 milioni di anni) della struttura tettonica, ovvero la storia evolutiva “recente” di questo settore, alcuni autori hanno riconosciuto evidenze di deformazione di sedimenti alluvionali relativi almeno al Pleistocene Inferiore (es. Carrara et al., 1995), lungo il tratto centro-meridionale della faglia nella Val Roveto. Nel settore più meridionale, in prossimità degli abitati di Pescosolido e Campoli Appennino, sono state individuate tracce dell’attività anche in tempi più recenti, riferibili alla dislocazione di sedimenti del Pleistocene Superiore-Olocene (quindi con deposizione inquadrabile negli ultimi millenni) (Saroli et al., 2006). Tali evidenze di attività recente sono presenti anche più a sud, nella zona di Posta Fibreno.

Sequenza sismica tra le province di L’Aquila e Frosinone. Dal 6 novembre ad oggi (9 novembre alle ore 11.30) sono localizzati circa 100 terremoti: il più forte è quello del 7 novembre di magnitudo pari a 4.4, uno di magnitudo pari a 3.5, 12 eventi di magnitudo compresa tra 2.0 e 3.0, tutti gli altri di magnitudo inferiore a 2.0.

Nel settore appenninico interessato dalla sequenza sismica sono presenti altre faglie a est della Val Roveto, di interesse per l’inquadramento sismotettonico, in particolare quella della Vallelonga e quella dell’Alta Valle del Sangro. La prima interessa la lunga depressione della Vallelonga, con asse NO-SE, che si sviluppa parallelamente alla Val Roveto, a circa 8 km a nord-est. Lungo il suo fianco orientale affiora a luoghi la scarpata di faglia, immergente verso SO, sia nella parte alta che al piede dei versanti. La faglia sarebbe stata responsabile della formazione della depressione della Vallelonga e sarebbe stata attiva nella parte iniziale del Quaternario (Galadini e Messina, 2001). Successivamente, la sua attività si sarebbe ridotta nel tempo (Galadini e Messina, 2001): a partire dal Pleistocene Medio questa non sarebbe in grado di generare eventi sismici di magnitudo superiore a Mw 6.0±0.2, ovvero in grado di determinare significativa fagliazione di superficie (es. Michetti et al., 2000; Falcucci et al., 2016). Ciò sarebbe testimoniato dalla mancanza di evidenze geologicamente recenti (Pleistocene Superiore-Olocene) di movimenti in superficie, conseguenza della limitata capacità sismogenetica della struttura tettonica. Inoltre, ad oggi non è ancora del tutto chiarito il rapporto tra la faglia della Vallelonga e quella di Trasacco che ne rappresenta il proseguimento verso NO, certamente attiva nel corso degli ultimi millenni e facente parte del sistema di faglie del Fucino (es. Galadini e Galli, 1999), responsabile del grande terremoto del 1915 (Mw 7; CPTI15).

Il sistema di faglie che borda sul fianco sinistro l’alta Valle del fiume Sangro è individuabile a est-sudest della zona epicentrale dell’evento del 7 Novembre 2019. Questo consiste in più segmenti, orientati NO-SE, caratterizzati da cinematica normale e trascorrente sinistra (Galadini e Messina, 1993). Uno dei segmenti più occidentali interessa la zona dell’abitato di Pescasseroli. Gli autori citati hanno riconosciuto evidenze di deformazione di sedimenti di età pliocenica e del Pleistocene Inferiore (Bosi et al., 2003). Evidenze di movimenti più recenti di questa struttura tettonica sono rappresentate dalla deformazione di sedimenti di versante riferibili al Pleistocene Superiore-Olocene (Galadini e Messina, 1993; Galadini et al., 1998). Quindi, l’attività del sistema di faglie che interessa l’alta Valle del Sangro è iniziata nel Pliocene ed è proseguita sicuramente fino al tardo Quaternario.

Gli epicentri della sequenza sismica si collocano a ridosso dell’espressione superficiale della faglia della Val Roveto. Tuttavia, considerata la profondità e la magnitudo, quindi la dimensione della faglia attivatasi con la scossa di M4.4, definire la faglia responsabile della sismicità presenta ampi margini di incertezza, anche in considerazione della complessità strutturale definita dalle conoscenze di superficie sopra descritte. A questo proposito, è opportuno sottolineare che nel caso in cui gli ipocentri della sequenza si distribuissero con andamento sub-verticale, l’elemento tettonico di riferimento potrebbe essere la citata faglia della Val Roveto o strutture a essa associate. Qualora la stessa distribuzione mostrasse un andamento con inclinazione minore e verso ovest, allora si osserverebbe una compatibilità con le descritte faglie poste a est del Liri (faglia della Vallelonga e faglia dell’alta valle del Sangro).

Quanto sopra descritto evidenzia che gli eventi sismici che stanno interessando la zona di Balsorano e le aree circostanti si collocano in un’area che rappresenta il “crocevia” di diverse strutture tettoniche che mostrano attività significativa nel Quaternario, cioè in un ambito cronologico, corrispondente agli ultimi 2.6 milioni di anni, di riferimento per l’individuazione di faglie attive e potenzialmente sismogenetiche.

A cura di Emanuela Falcucci, Stefano Gori, Marco Moro, Fabrizio Galadini (INGV), e Michele Saroli (Università degli Studi di Cassino).


Bibliografia

Carrara, C., Dai Pra, G., Giraudi, C. (1995). Lineamenti di tettonica plio-quaternaria dell’area. In: Lazio Meridionale, Sintesi Delle Ricerche Geologiche Multidisciplinari. ENEA Dipartimento Ambiente, Roma, 151-155.

Falcucci, E., Gori, S., Galadini, F., Fubelli, G., Moro, M., Saroli, M. (2016). Active faults in the epicentral and mesoseismal Ml 6.0 24, 2016 Amatrice earthquake region, central Italy. Methodological and seismotectonic issues. Annals of Geophysics, 59 (5), 59(5). https://doi.org/10.4401/ag-7266.

Funiciello R., Parotto M., Praturlon A. (1981). Carta tettonica d’Italia alla scala 1:1.500.000. Pubbl. n. 269 del Progetto Finalizzato Geodinamica, C.N.R., Roma.

Galadini F., Galli P. (1999). The Holocene paleoearthquakes on the 1915 Avezzano earthquake faults (central Italy): implications for active tectonics. Tectonophysics, 308, 143-170.

Galadini F., Messina P. (1993). Stratigrafia dei depositi continentali, tettonica ed evoluzione geologica quaternaria dell’alta valle del F. Sangro (Abruzzo meridionale). Bollettino della Società Geologica Italiana., 112: 877-892.

Galadini F., Messina P. (2001). Plio-Quaternary changes of the normal fault architecture in the Central Apennines (Italy). Geodinamica Acta., 14: 321-344.

Galadini F., Messina P. (2004). Early- Middle Pleistocene eastward migration of the Abruzzi Apennine (central Italy) extensional domain. Journal of Geodynamics., 37: 57-81.

Galadini F., Ceccaroni E., Falcucci E. (2010). Archaeo-seismological evidence of a disruptive Late Antique earthquake at Alba Fucens (central Italy). Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata, 51 (2-3), 143-161.

Galadini F., Giraudi C., Messina. P. (1998). Nuovi dati sulla tettonica tardo-pleistocenica dell’alta valle del Sangro: implicazioni sismotettoniche. Il Quaternario., 11: 347-356.

Locardi E., Nicolich R. (1992). Geodinamica del Tirreno e dell’Appennino centro-meridionale: la nuova carta della Moho. Mem. Soc. Geol. It., 41, 121-140.

Michetti, A.M., Ferreli, L., Esposito, E., Por-fido, S., Blumetti, A.M., Vittori, E., Serva, L., Roberts, G.P. (2000). Ground effects during the September 9, 1998, Mw=5.6, Lauria earthquake and the seismic potential of the aseismic Pollino region in Southern Italy. Seism. Res. Letts., 71, 31-46.

Montone P., Salvini F. (1991). Evidence of strike-slip tectonics in the Apennine chain near Tagliacozzo (L’Aquila), Abruzzi, central Italy. Boll. Soc. Geol. It., 110 (3-4), 707-716.

Mostardini F., Merlini S. (1986). Appennino centro-meridionale. Sezioni geologiche e proposta di modello strutturale. Mem. Soc. Geol. It., 35, 177-202.

Rovida A., Locati M., Camassi R., Lolli B., Gasperini P. (eds) (2016). Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (CPTI15). Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV).

Saroli M., Moro M. (2012). Campoli Appennino. Field-trip Guidebook, 16th Joint Geomorphological Meeting, Rome, Italy, July 1-5, 2012; ISBN 978-88-548-4916-7.

Saroli M., Biasini A., Cavinato G.P., Di Luzio E. (2003). Geological setting of the southern sector of the Roveto Valley (Central Apennines, Italy). Boll. Soc. Geol. It., 122, 467-481.

Saroli M., Moro M., Cinti F., Montone P. (2006). La linea Val Roveto-Atina-Caserta: evidenze di attività tettonica. Parte prima: la Faglia Val Roveto-Atina (FVA). Responsabile Scientifico Dott.ssa P. Montone. INGV-Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia-Roma. Progetto MIUR-FIRB “Sviluppo di nuove tecnologie per la protezione e la difesa del territorio dai rischi naturali” – Unità di Ricerca “Indagine multidisciplinare per l’imaging crostale”, Rapporto Finale del 10-08-2006.

Saroli M., Moro M., Gori S., Falcucci E., Salvatore M.C. (2011). Tectonics, hydrology and karstic morphogenesis: a new multidisciplinary approach to investigate active faults? From the examples of the 1980 Irpinia earthquake to the Western Marsica case study (southern Latium region). Geoitalia, VIII Forum Italiano di Scienze della Terra, Torino, 19-23 settembre 2011.

Serafini S., Vittori E. (1995). Analisi delle mesostrutture tettoniche di tipo fragile nella Val Roveto, nella piana di Sora e in Val di Comino. In: Carra C. (Ed.) “Lazio Meridionale. Sintesi Delle Ricerche Geologiche Multidisciplinari”. ENEA Dipartimento Ambiente, Serie Studi e Ricerche, 93-107.


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Il terremoto del 7 ottobre 2019, Mw 4.0 in provincia di Catanzaro: approfondimento geologico

Il terremoto del 7 ottobre 2019, Mw 4.0, si è verificato circa 10 km ad ovest della città di Catanzaro ad una profondità di 27 km, nel contesto della zona di subduzione dell’Arco Calabro (Figura 1).

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Figura 1: La stella rossa rappresenta l’epicentro del terremoto del 7 ottobre 2019, Mw 4.0, nel contesto della subduzione dell’Arco Calabro. Il piano di subduzione è rappresentato con isolinee di profondità (il valore di profondità è indicato in bianco), è tratto da DISS v. 3.2.1 (DISS Working Group, 2018; http://diss.rm.ingv.it/diss/, il Database delle sorgenti sismogenetiche italiane è descritto in questo articolo del blog) e visualizzato attraverso Google Earth.

La subduzione è un processo che si instaura lungo il margine tra due placche che convergono, per cui una delle due scorre sotto l’altra, sprofondando nel mantello sottostante. La subduzione dell’Arco Calabro è il risultato della convergenza tra la placca euroasiatica -a nord- e la placca africana – a sud. Le misure geodetiche confermano che questo movimento relativo avviene ad una velocità di alcuni millimetri ogni anno.

Il processo di subduzione (ossia di immersione nel mantello terrestre) di crosta oceanica ionica (africana) al di sotto della placca euroasiatica è iniziato circa 80 milioni di anni fa ed è attualmente ancora in corso nella porzione dell’Arco Calabro compresa tra la Stretta di Catanzaro e lo Stretto di Messina, causando l’arretramento verso sud-est dell’Arco Calabro. La crosta oceanica subdotta (slab) raggiunge una profondità di circa 600 km. I terremoti che avvengono all’interno dello slab permettono di delinearne approssimativamente la geometria, rappresentata attraverso linee di uguale profondità in Figura 1. Per un approfondimento sulla sismicità profonda dell’Arco Calabro è possibile leggere questo post e vedere il video:

Studi recenti hanno definito la geometria dell’interfaccia tra le due placche e le principali caratteristiche della placca in subduzione (vedi Neri et al., 2009; Maesano et al., 2017 e bibliografia relativa). 

L’insieme dei processi geodinamici in atto nella zona di subduzione controlla la sismotettonica dell’area, cioè l’insieme dei processi dovuti all’interazione tra la tettonica attiva e la sismicità.

In generale, nelle zone di subduzione si possono verificare diversi tipi di terremoti in funzione della posizione in cui avvengono rispetto alla subduzione stessa (Figura 2). Avremo quindi terremoti caratterizzati da cinematica inversa sia sull’interfaccia al contatto tra le due placche che sulle faglie che si propagano all’interno della placca superiore partendo dall’interfaccia in prossimità del margine (dette megasplays). All’interno della placca superiore avremo invece terremoti caratterizzati da cinematica normale ed eventualmente anche trascorrente.  Anche la placca subdotta è sottoposta a forze che generano terremoti (detti intra-slab) con cinematica variabile in funzione di profondità e posizione relativa.

Considerando l’intera storia sismica italiana a nostra disposizione, la Calabria è stata interessata da alcuni dei terremoti più forti, le cui faglie responsabili sono spesso poco evidenti nella geologia di superficie o addirittura cieche (che non intersecano la superficie topografica). Sebbene molte faglie siano state individuate come sorgenti sismogenetiche di forti terremoti, ad oggi è possibile che in questa regione alcune faglie attive e responsabili di forti terremoti storici possano non essere state ancora identificate (vedi Tiberti et al., 2017). 

Figura 2: In alto, rappresentazione schematica di una zona di subduzione (modificata da Doglioni et al., 1999). In basso, schema della subduzione in Calabria, con la posizione delle tipologie di sorgenti sismogenetiche note (A1 e A2 faglie normali, B faglie inverse).  La stella rossa rappresenta l’epicentro del terremoto del 7 ottobre 2019. Figura modificata da Tiberti et al., 2017.

Torniamo al terremoto del 7 ottobre. Il meccanismo focale calcolato indica che si tratta di un terremoto generato da una faglia con cinematica normale. Sappiamo che le faglie normali si collocano agevolmente nel contesto generale della sismicità presente nelle zone di subduzione. Considerando le incertezze relative alla posizione dell’interfaccia di subduzione, possiamo collocare la faglia responsabile del terremoto del 7 ottobre sia all’interno della placca superiore, sia all’interno dello slab subdotto (Figura 2).

a cura di Paola Vannoli e Mara Tiberti, INGV-Roma1.


Bibliografia

DISS Working Group (2018). Database of Individual Seismogenic Sources (DISS), Version 3.2.1: A compilation of potential sources for earthquakes larger than M 5.5 in Italy and surrounding areas. http://diss.rm.ingv.it/diss/, Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia; doi:10.6092/INGV.IT-DISS3.2.1.

Doglioni C., P. Harabaglia, S. Merlini, F. Mongelli, A. Peccerillo, C. Piromallo (1999). Orogens and slabs vs. their direction of subduction. Earth-Sci. Rev., 45, 167-208.

Maesano F.E., M.M. Tiberti, R. Basili (2017). The Calabrian Arc: three-dimensional modelling of the subduction interface. Scientific reports, 7, 8887, doi:10.1038/s41598-017-09074-8.

Neri G., B. Orecchio, C. Totaro, G. Falcone, D. Presti (2009). Subduction Beneath Southern Italy Close the Ending: Results from Seismic Tomography. Seismological Research Letters, 80, 63-70, doi:10.1785/gssrl.80.1.63.

Tiberti M.M., P. Vannoli, U. Fracassi, P. Burrato, V. Kastelic, G. Valensise (2017). Understanding seismogenic processes in the Southern Calabrian Arc: a geodynamic perspective. Ital. J. Geosci., 136, 3, 365-388, doi:10.3301/IJG.2016.12.

L’osservatorio della Faglia Alto-Tiberina – The Alto Tiberina Near Fault Observatory (TABOO)

TABOO è un osservatorio geofisico dell’INGV a carattere multidisciplinare, progettato per lo studio dei processi di deformazione attivi lungo un sistema di faglie estensionali dell’Appennino Settentrionale e dei processi di preparazione dei terremoti.

Le faglie sono complessi sistemi naturali le cui proprietà meccaniche evolvono nel tempo. La raccolta di dati ad alta risoluzione spaziale e temporale, provenienti da diverse discipline, è quindi lo strumento principale per la descrizione e la modellazione dei processi chimico-fisici che a differenti scale controllano il processo di fagliazione e, verosimilmente, di genesi dei terremoti. Per queste ragioni, sin dal 2010 l’INGV ha investito risorse finanziare e umane nella creazione di un’infrastruttura di ricerca che attraverso un monitoraggio permanente, di dettaglio e multi-parametrico di un sistema di faglie attive, potesse consentire di affrontare aspetti fondamentali della tettonica e della fisica della sorgente sismica (Fig. 1).

Figura 1. Mappa dell’area di studio (da Chiaraluce et al., 2014a). Sx) Rete multidisciplinare TABOO; vedi legenda per significato simboli. In rosso la zona di emersione dell’ATF. Il riquadro al centro è uno zoom dell’area quadrata identificata in mappa con la linea nera, con schematizzata la distribuzione dei 3 siti dove durante il progetto GLASS sono stati perforati pozzi superficiali 200-250 m, nei quali sono stati installati sensori sismici (Collettini and Chiaraluce, 2013; Chiaraluce et al., 2014b). Dx) I quadrati rossi rappresentano gli epicentri macrosismici dei principali terremoti storici dall’anno 1000 in poi. Ricordiamo che nel catalogo storico non ci sono eventi sismici che possono essere messi in relazione diretta all’attivazione di tutta la faglia ATF (M7). Mentre i punti neri sono gli epicentri strumentali dei terremoti avvenuti nel periodo 1995-2010 (da ISIDE). I meccanismi focali in blu sono riferiti agli eventi sismici con magnitudo M>5, mentre gli altri sono degli eventi con magnitudo 2.9<ML<3.2.

Il sistema di faglie monitorato è quello dell’Alta Valle del Tevere, dominato in profondità dalla presenza di una grande faglia normale a basso angolo d’immersione (15°-20°), nota in bibliografia con il nome di Faglia Alto Tiberina (ATF; Fig. 2). L’ATF è una faglia che per le sue dimensioni (60 x 30 km) potrebbe generare un forte terremoto, fino a magnitudo 7. L’assenza di un evento di tali dimensioni nei cataloghi di sismicità storica, la particolare geometria dell’ATF, ossia il basso angolo di immersione inferiore 30° che ne fa una struttura geologica sfavorevolmente orientata per la riattivazione rispetto al campo di sforzi regionale, e la continua e costante occorrenza di piccoli terremoti, con occasionali eventi di moderata grandezza (fino a magnitudo M 5.5; Gubbio 1984), fa dell’Alta Valle del Tevere un laboratorio naturale per lo studio delle modalità con cui le faglie accomodano la deformazione tettonica.

Figura 2. Sismicità dell’area di studio relativa al periodo 2010-2015 (da Valoroso et al., 2017). SX) Epicentri in mappa con meccanismi focali degli eventi con magnitudo 2.9<ML<3.2. In rosso la traccia in superficie dell’ATF e in verde della faglia di Gubbio. DS) Sezioni verticali che mostrano come la distribuzione in profondità degli eventi sismici (distanti +/-2.5 km dalla traccia della sezione), definisca una struttura geologica immergente a Est che coincide con l’ATF, cosi come ricostruita dalla interpretazione dei profili di sismica a riflessione dell’area (Mirabella et al., 2011 e relative referenze).

È proprio grazie all’alta risoluzione spazio-temporale delle reti geodetiche e sismologiche che lungo l’ATF è stata documentata l’occorrenza di uno slow slip event (terremoto lento) che ha causato una estensione di ~5 mm nei primi sei mesi del 2014, (Gualandi et al. 2017) ed è sempre lungo l’ATF che la modellazione della deformazione geodetica prevede che alcune porzioni di questa grande faglia siano in creeping (scorrimento asismico sul piano di faglia; Anderlini et al., 2016).

Figura 3. (a) Evoluzione della deformazione geodetica (linea rossa) ottenuta dall’analisi delle serie temporali di spostamento GPS rispetto al numero cumulato di terremoti relativi ad uno sciame sismico iniziato a fine 2013 (linea verde). (b) Momento sismico equivalente calcolato dai dati geodetici (linea rossa) rispetto al momento sismico rilasciato (linea verde) dai terremoti relativi allo sciame sismico. (c) Slip cumulato nei 6 mesi dalla fine del 2013 sulle faglie normali ad alto angolo presenti nel tetto (hangingwall) dell’ATF su cui è avvenuto il terremoto lento (slow-slip). Le frecce e i cerchi colorati indicano gli spostamenti cumulati nelle componenti orizzontali e verticale.

Inoltre la zona monitorata da TABOO è stata interessata negli scorsi decenni da un ragguardevole numero di indagini geofisiche, quali prospezioni sismiche e perforazioni di pozzi profondi alcuni chilometri (fino a 5 km; vedi Deep boreholes ENI in Fig. 1), finalizzate alla ricerca di idrocarburi. Queste esplorazioni hanno consentito la ricostruzione accurata delle litologie presenti nei primi chilometri di crosta superficiale, il corrispondente campo di velocità (almeno per le onde P) in 3-dimensioni e la presenza di fluidi (soprattutto anidride carbonica CO2) in sovrappressione. Tutti elementi che arricchiscono ulteriormente l’interesse per lo studio di questa porzione di territorio; soprattutto la presenza di fluidi in pressione. Le modalità del coinvolgimento dei fluidi nella genesi e nell’evoluzione della sismicità è infatti un elemento molto esplorato, anche se le osservazioni dirette a riguardo sono ancora limitate. Nel video qui sotto mostriamo il degassamento di CO2 osservabile al sito di Umbertide, dove allo scopo di monitorarne il flusso nel tempo, è stata installata una delle stazioni geochimiche di misura.

Emissione gassosa di CO2 presso Umbertide. Sul sito è installata una stazione di misura del flusso di CO2, che viene emessa in misura di alcune tonnellate al giorno.

L’infrastruttura tecnologica

Attraverso il contributo congiunto derivante da fondi di progetto internazionali, fondi istituzionali allocati alle diverse sezioni dell’INGV che contribuiscono a TABOO (ONT – Roma1 – Palermo), sono state costruite nell’area di studio, a partire dal 2010 fino ad oggi, decine di nuovi siti equipaggiati con strumentazione per il monitoraggio, a complemento delle già esistenti stazioni di misura permanenti delle reti nazionali INGV (vedi Fig. 1). In queste stazioni remote sono (quando possibile) co-locati sensori sismici (a 3 componenti, a corto e/o lungo periodo e accelerometrici), geodetici (antenne GPS e diffusori satellitari passivi) e geochimici (Radon, CO2 e meteo). È importante ricordare che alcuni di questi moderni sensori (come i misuratori di emissioni gassose e i diffusori satellitari) sono prototipi interamente costruiti presso l’INGV.

Tutte le stazioni sono alimentate da pannelli fotovoltaici e sono collegate in tempo reale attraverso un sistema dedicato di antenne radio Wi-Fi a un centro di acquisizione dati dell’INGV, ubicato nella sede di Ancona, da dove sono inviati anche alla sede INGV di Roma. Nella foto sopra è visibile una delle stazioni di Gubbio (sigla TB01).

In questo modo ci sono due sistemi di archiviazione in due differenti centri, in modo da creare un sistema ridondato e quindi più sicuro. Tutti i dati acquisiti seguono una politica open access, ossia sono resi immediatamente disponibili a tutta la comunità scientifica e non, nazionale ed internazionale, attraverso portali web dedicati, in formati standard decisi in ambiti internazionali.

Attraverso progetti di ricerca all’avanguardia in Europa e nel mondo, con TABOO si sviluppano continuamente moderne metodologie di installazione di sensori sia sismici che di deformazione (strainmeter), all’interno di pozzi della profondità di alcune centinaia di metri.

Il progetto GLASS (ERC-EU; Collettini and Chiaraluce; 2013) è un esempio di una delle prime fasi di questa implementazione infrastrutturale, culminata con la creazione di un seismic array (antenna sismica) in pozzo, unico in Europa in ambiente non industriale, attraverso il quale si può studiare la fisica della sorgente di piccolissimi terremoti (con magnitudo negativa) e monitorare l’occorrenza di un più ampio spettro di transienti di deformazione. Nella foto sopra un momento della fase di installazione di una sonda (velocimetrica a 3C con periodo naturale a 2HZ), in uno dei pozzi profondo 200 m. Il progetto GLASS si è dedicato dello studio delle condizioni per cui si generano processi sismici e/o asismici su faglie, attraverso l’integrazione di dati ad alta risoluzione di fenomeni deformativi osservati sia in ambienti naturali che non, ossia in laboratorio. L’altissima risoluzione delle osservazioni acquisite con le stazioni sismiche TABOO installate in pozzo fa si che questa infrastruttura rappresenti l’osservatorio naturale ideale, complementare alla componente di studio della meccanica dei terremoti attualmente in fase di grande sviluppo, all’interno di laboratori, in quanto consente un avvicinamento tra le scale di osservazione.

Un altro esempio di implementazione e innovazione tecnologica è rappresentato dal progetto STAR (A Strainmeter Array Along the Alto Tiberina Fault System, Central Italy), finanziato di recente dall’International Continental Scientific Drilling Program (ICDP) che attraverso il finanziamento di 6 nuove perforazioni di pozzi della profondità di 80-180 m, dove installare strumentazione sia sismica che geodetica (https://www.icdp-online.org/projects/world/europe/northern-apennines-italy/), ha contestualmente riconosciuto la rilevanza scientifica dello studio delle faglie normali a basso angolo. La strumentazione che sarà installata in questi nuovi siti è stata invece donata all’INGV dal National Science Fundation degli Stati Uniti come prosecuzione del progetto MASS (Measuring aseismic fault slip).

TABOO in Italia e in Europa

La disponibilità di infrastrutture di ricerca all’avanguardia e aperte allo scambio scientifico tra le diverse discipline, è oggi di fondamentale importanza per l’ottenimento di finanziamenti internazionali. I progetti di ricerca nazionali ed internazionali finanziati all’INGV attraverso TABOO ne sono un esempio (Progetti “premiali” del MIUR, progetti europei GLASS-ERC, EPOS, NERA, SERA, RISE, STAR, TECTONIC-ERC).

TABOO è mappata tra le infrastrutture di ricerca di punta in Europa come uno dei Near Fault Observatory Europei (https://www.epos-ip.org/data-services/community-services-tcs/near-fault-observatories), coordinati attraverso Il progetto EPOS (European Plate Observing System; http://www.epos-eu.org/). L’elevato grado di rilevanza scientifica riconosciuto a questi osservatori naturali ha fatto sì che il concetto di laboratorio naturale sia stato di recente formalizzato anche nella comunità dell’Osservazione della Terra (Earth Observation) grazie all’iniziativa dei Supersites, che ha definito i cosiddetti Geohazards Natural Laboratories distribuiti in specifiche aree di tutto il mondo, caratterizzate da un alto rischio sismico, e dove quindi si concentrano i dati acquisiti da sensori su piattaforma satellitare.

Insieme alla ricerca di base, TABOO rappresenta anche un importante strumento per la creazione di prodotti software per l’analisi di dettaglio e in tempo quasi reale di molteplici parametri geofisici caratterizzanti delle sequenze sismiche. Pacchetti che una volta ottimizzati, sono utili anche alle attività istituzionali inerenti il servizio di monitoraggio e analisi che l’INGV espleta presso l’Osservatorio Nazionale dei Terremoti e il Centro Pericolosità Sismica, e quando queste divisioni dell’Ente si interfacciano con Protezione Civile, Società Civile e Media.

TABOO rappresenta quindi oggi un laboratorio naturale all’avanguardia nel panorama internazionale dove i migliori giovani scienziati di tutto il mondo possono recarsi a testare le loro idee sulla fisica che sta alla base dei processi di generazione dei terremoti. Un processo virtuoso che consente insieme all’incremento qualitativo della attività di ricerca scientifica italiana dell’INGV e al miglioramento dell’efficacia e l’efficienza del nostro sistema di osservazione, di migliorare il posizionamento internazionale del nostro paese nella ricerca sui terremoti.

A cura di Lauro Chiaraluce in collaborazione con Antonio Caracausi, Marco Cattaneo, Raffaele Di Stefano, Antonio Piersanti e Enrico Serpelloni, INGV.

Bibliografia

Anderlini, L., E. Serpelloni, and M. Belardinelli (2016), Creep and locking of a low-angle normal fault: Insights from the Altotiberina fault in the Northern Apennines (Italy), Geophys. Res. Lett., 43, 221–4329, doi:10.1002/2016GL068604.

Chiaraluce, L., Amato, A., Carannante, S., Castelli, S., Cattaneo, M., Cocco, C. Collettini, E. D’Alema, R. Di Stefano, D. Latorre, S. Marzorati, F. Mirabella, G. Monachesi, D. Piccinini, A. Nardi, A. Piersanti, S. Stramondo, L. Valoroso (2014). The Alto Tiberina Near Fault Observatory (northern Apennines, Italy). Annals of Geophysics, 57, S0327. https://doi.org/10.4401/ag-6426.

Chiaraluce, L., Collettini, C., Cattaneo, M., & Monachesi, G. (2014). The shallow boreholes at the Altotiberina near fault Observatory (TABOO; northern Apennines of Italy). Scientific Drilling, 17, 31–35. https://doi.org/10.5194/sd-17-31-2014.

Collettini C. and L. Chiaraluce (2013). Integrated Laboratories to Study Aseismic and Seismic Faulting. Vol. 94 N. 10, EOS, TRANSACTIONS, AMERICAN GEOPHYSICAL UNION, 97–104.

Gualandi, A., Nichele, C., Serpelloni, E., Chiaraluce, L., Anderlini, L., Latorre, D., Belardinelli, M.E. & Avouac, J.P., 2017. Aseismic deformation associated with an earthquake swarm in the northern Apennines (Italy),

Geophys. Res. Lett., 44, doi:10.1002/2017GL073687.

Mirabella, F., F. Brozzetti, A. Lupattelli, and M. R. Barchi (2011), Tectonic evolution of a low‐angle extensional fault system from restored cross‐sections in the Northern Apennines (Italy), Tectonics, 30, TC6002, doi:10.1029/2011TC002890.

Valoroso, L., Chiaraluce, L., Di Stefano, R. and Monachesi, G. (2017). Mixed-mode slip behaviour of the Altotiberina low-angle normal fault system (Northern Apennines, Italy) through high-resolution earthquake locations and repeating events. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 122. https://doi.org/10.1002/2017JB014607.


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Il GPS per lo studio delle deformazioni della crosta terrestre

Il GPS è ormai entrato a far parte della vita quotidiana di tutti noi, visto il crescente numero di dispositivi di uso comune che hanno al loro interno un ricevitore GPS (navigatori per auto, smartphone, tablet, orologi). Ma vediamo per quali scopi era nato e soprattutto come viene utilizzato in ambito geofisico, il sistema GPS.

Originariamente sviluppato negli USA per scopi militari negli anni Settanta del secolo scorso, il GPS (Global Positioning System) è un sistema di posizionamento globale basato sulla ricezione a terra di segnali radio emessi da una costellazione di satelliti artificiali in orbita attorno alla Terra ad un’altezza di circa 20000 km. Esso è stato il primo ed è tuttora il più utilizzato sistema di navigazione satellitare al mondo; negli anni infatti nuovi sistemi simili al GPS hanno visto la luce: il russo GLONASS, pienamente operativo dal 2011, il cinese BEIDOU e l’europeo GALILEO, ancora non completamente operativi. Tutti questi sistemi costituiscono, nel loro complesso, quello che è oggi noto con l’acronimo GNSS (Global Navigation Satellite System).

Nel prossimo futuro, l’utilizzo congiunto dei segnali provenienti dalle diverse costellazioni satellitari GNSS, che è in parte già una realtà, porterà vantaggi operativi e miglioramenti nella precisione del posizionamento.

Satelliti GNSS: in alto GPS, GLONASS; in basso BEIDOU, GALILEO.

Il principio di funzionamento del GPS si può semplificare in questo modo: il segnale emesso dai satelliti, piuttosto complesso e costituito da varie componenti (codici e fasi), viene ricevuto a terra da antenne collegate a opportuni ricevitori. Nota la posizione dei satelliti e il tempo impiegato dal segnale a compiere il percorso satellite-ricevitore, si riesce a determinare la posizione del punto a terra. Leggi il resto di questa voce

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