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Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009: 2) Modelli di faglia

In questo secondo contributo alla conoscenza del terremoto del 2009 vediamo come sia stato possibile ricostruire il processo di rottura associato alla scossa principale del 6 aprile alle ore 3:32, attraverso l’utilizzo di dati geodetici e sismologici.

Deformazioni e modelli di faglia geodetici

La deformazione della crosta terrestre causata dalla sequenza sismica dell’Aquila del 2009 è stata misurata sia da stazioni GPS collocate a terra in un’ampia regione dell’Italia centrale (Anzidei et al., 2009; Cheloni et al., 2010; D’Agostino et al., 2012; Gualandi et al., 2014), sia dai satelliti con le tecniche radar (Atzori et al., 2009; Walters et al., 2009; Trasatti et al., 2011), e sia da tecniche di geodesia terrestre (Cheloni et al., 2014). Tali tecniche hanno permesso di evidenziare gli spostamenti della superficie terrestre e realizzare così un modello di faglia (posizione, estensione, spostamento dei due lembi della faglia) per l’evento principale del 6 aprile del 2009 (Anzidei et al., 2009; Atzori et al., 2009, Cheloni et al., 2010; Walters et al 2009).

Figura 1 – Spostamenti cosismici orizzontali misurati (frecce nere) e simulati (frecce rosse) ai caposaldi GPS presenti nella zona epicentrale. Il rettangolo blu rappresenta il modello di faglia (proiezione sulla superficie) ricavato da tali spostamenti. Il riquadro in basso a destra mostra invece gli spostamenti verticali osservati e modellati (Anzidei et al., 2009.)

In particolare i massimi spostamenti orizzontali e verticali osservati furono dell’ordine dei 10 e 15 cm alla stazione GPS denominata CADO (Figura 1).

Figura 2 – Interferogrammi calcolati con i satelliti (a) COSMO-Sky-Med e Envisat (b and c) per la scossa del 6 aprile. La stella rossa indica l’epicentro del terremoto del 6 aprile (Atzori et al., 2009).

Gli interferogrammi (ottenuti dai sensori radar satellitari in passaggi prima e dopo il terremoto) mostrano un campo di deformazione caratterizzato da frange concentriche (Figura 2) indicanti che il terreno si era allontanato dal satellite (lungo la linea di vista – Light Of Sight – del satellite) su un’area di circa 480 km2 estesa verso sud-est a partire dall’epicentro del terremoto del 6 aprile. I massimi spostamenti osservati lungo la linea di vista dei satelliti furono dell’ordine dei 20-28 cm, misurati tra la città dell’Aquila e Fossa (AQ).

Per la prima volta in Italia, sono stati inoltre osservati dei movimenti lenti della superficie terrestre nell’area circostante l’epicentro, dovuti al movimento post-terremoto che avviene sul piano di faglia successivamente al terremoto (Cheloni et al., 2010; D’Agostino et al., 2012; Cheloni et al., 2014; Gualandi et al., 2014). Definiamo “lento” questo spostamento perché avviene in un arco temporale di molte settimane o alcuni mesi, mentre durante il terremoto lo spostamento di tutta la faglia avviene in pochi secondi, come vedremo più avanti. Questo movimento lento viene definito afterslip (scivolamento post-sismico). Le registrazioni giornaliere GPS disponibili mostrano chiaramente il lento movimento avvenuto nei giorni successivi alla scossa principale (Figura 3).

Figura 3 – Spostamento misurato alle stazioni GPS dell’Aquila (AQUI) e di Paganica (PAGA) durante (freccia rossa) e nelle settimane successive (freccia blu) al terremoto del 6 aprile 2009. Sono mostrate le tre componenti del movimento (North, East, Up) (Cheloni et al., 2010).

In particolare, i dati GPS misurati unitamente agli interferogrammi mostrati sopra, misurati prima e dopo il terremoto principale del 6 aprile, hanno permesso di calcolare lo spostamento del terreno e ricavare quindi un modello di faglia per la sequenza del 2009. I principali modelli di faglia sono stati proposti da Anzidei et al. (2009), Atzori et al. (2009), Walters et al. (2009), Cheloni et al. (2010) e Gualandi et al. (2014). Altri modelli vennero proposti da Balestra et al. (2015) e Castaldo et al. (2018).

Figura 4 – Modello di faglia e distribuzione di movimento (slip) sul piano di faglia stimato da misure di spostamento GPS. Le frecce nere rappresentano gli spostamenti osservati, mentre quelle bianche gli spostamenti previsti dal modello. La scala di colori rappresenta l’entità di movimento stimata sul piano di faglia (Gualandi et al., 2014).

Gli spostamenti cosismici medi sull’intero piano di faglia ottenuti dall’inversione dei dati GPS (Anzidei et al., 2009; Cheloni et al., 2010; Gualandi et al., 2014), sono di circa 50-60 cm, in accordo con l’inversione di dati interferometrici (Atzori et al., 2009, Walters et al., 2009), con massimi movimenti di circa 1 metro (Figura 4).

In generale, i vari modelli di faglia proposti per la scossa del 6 aprile 2009, concordano nel definire come sorgente sismogenetica della sequenza dell’Aquila del 2009 la faglia di Paganica. Tutti i modelli la caratterizzano come una faglia con geometria planare con un angolo di immersione (dip) verso SW di circa 50° fino ad una profondità di circa 10 km, attivatasi per una lunghezza di circa 16 km. La geometria della faglia identificata dai dati sopra descritti è in accordo con quanto mostrato dalla distribuzione in mappa e in profondità delle repliche (o aftershocks), descritti nell’articolo precedente.

Ulteriori dettagli sul processo di fagliazione, in particolare quelli legati all’evoluzione temporale della rottura durante il terremoto del 6 aprile, possono essere ricavati dai dati accelerometrici registrati dalle stazioni poste in area epicentrale, come illustrato nel seguito.

Modellazione congiunta sismologica / geodetica

Il terremoto del 6 aprile 2009 e i principali eventi della sequenza sismica ad esso associati sono stati registrati da diverse stazioni digitali appartenenti alla “Rete Accelerometrica Nazionale” (RAN) gestita dal Dipartimento della Protezione Civile, da diverse stazioni accelerometriche a larga banda della Rete MedNet e dalle stazioni sismiche permanenti digitali della Rete Sismica Nazionale Italiana dell’INGV (tutti i dati sono disponibili su http://itaca.mi.ingv.it/ItacaNet_30/#/home). Subito dopo l’evento principale, l’INGV in collaborazione con il Laboratoire de Géophysique Interne et Tectonophysique (LGIT) di Grenoble ha provveduto all’installazione di una fitta rete temporanea composta di ulteriori 40 stazioni sismiche digitali (Chiaraluce et al., 2011), che ha permesso la registrazione dell’intera sequenza. I dati accelerometrici registrati dalle stazioni dislocate nella regione epicentrale (Figura 5) durante il terremoto dell’Aquila del 2009, costituiscono per la comunità scientifica un set di osservazioni senza precedenti per un evento con meccanismo di faglia normale.

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Figura 5 – Mappa del terremoto dell’Aquila: – il rettangolo in rosso rappresenta la proiezione in superficie del piano di faglia; – i triangoli bianchi indicano le stazioni accelerometriche strong-motion e i punti in viola i siti GPS selezionati nello studio di Cirella et al., (2012) per la modellazione della sorgente sismica. L’epicentro del terremoto è identificato dalla stella rossa mentre in giallo vengono riportate le posizioni della città de L’Aquila e di Paganica.

L’analisi e la modellazione della radiazione sismica associata al terremoto dell’Aquila, eseguite attraverso l’applicazione di metodologie che tengono conto degli effetti dovuti alla vicinanza della sorgente sismogenetica, ha permesso di ricostruire l’evoluzione spazio-temporale della rottura co-sismica avvenuta sulla faglia di Paganica, responsabile del terremoto. In particolare, l’inversione congiunta di dati geodetici (GPS e DInSAR) e dati sismologici (Cirella et al., 2009; Yano et al., 2009; Cirella et al., 2012; Gallovič et al., 2015; Del Gaudio et al., 2015) ha consentito di ottenere una descrizione dettagliata del processo di sorgente sismica, in termini di distribuzioni dei parametri cinematici (picco della velocità di dislocazione, velocità del fronte di rottura, durata e direzione della dislocazione) sul piano di faglia.

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Figura 6. a) Modello della sorgente sismica responsabile del terremoto dell’Aquila, descritto in termini di distribuzioni della dislocazione sul piano di faglia (in alto), durata (centro) e picco (in basso) della velocità di dislocazione sul piano di faglia. b) Confronto tra le forme d’onda osservate (blu) e modellate (rosso). I numeri indicano i valori di picco, in cm/s, osservati su ciascuna stazione e per ogni componente del moto.

La Figura 6a mostra il modello di rottura ottenuto per il terremoto dell’Aquila del 6 aprile 2009, da Cirella et al. (2012). I pannelli in alto, al centro e in basso mostrano, rispettivamente, le distribuzioni di dislocazione, la durata ed il picco della velocità di dislocazione sul piano di faglia. Le isolinee in bianco rappresentano i tempi di rottura e i vettori in nero corrispondono alla direzione di dislocazione. La stella rossa identifica la posizione dell’ipocentro. In Figura 6b si ha il confronto tra i sismogrammi osservati (in blu) e modellati (in rosso) alle stazioni riportate in Figura 5.

Il video mostra l’evoluzione temporale della velocità di dislocazione (in m/s) sul piano di faglia proiettata sulla superficie terrestre. I punti in rosso identificano i siti della città dell’Aquila e dei villaggi di Paganica ed Onna. Si nota come l’intero processo di rottura della faglia duri meno di 10 secondi. Questa durata non va confusa con quello dello scuotimento, che è molto maggiore per il propagarsi delle onde sismiche nella crosta, con riflessioni e rifrazioni multiple, come si vede nel video della propagazione delle onde in Italia centrale.

Questo tipo di indagini fornisce uno strumento essenziale per ottenere una descrizione della sorgente sismica che sia il più possibile rappresentativa dei reali processi sismogenetici, nell’ottica di migliorare la conoscenza dei meccanismi che sono alla base della generazione di un terremoto. Conoscenza indispensabile per la prevenzione e la mitigazione del rischio sismico.

A cura di Daniele Cheloni (INGV-ONT) e Antonella Cirella (INGV-Rm1).


Riferimenti bibliografici

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Atzori S., Hunstad I., Chini M., Salvi S., Tolomei C., Bignami C., Stramondo S., Trasatti E., Antonioli A., Boschi E., (2009). Finite fault inversion of DInSAR coseismic displacement of the 2009 L’Aquila earthquake (central Italy). Geophys. Res. Lett., 36, doi:10.1029/GL039293.

Balestra J., Delouis B., (2015). Reassessing the Rupture Process of the 2009 L’Aquila Earthquake (Mw 6.3) on the Paganica Fault and Investigating the Possibility of Coseismic Motion on Secondary Faults. Bull. Seismol. Soc. Am., 105, doi:10.1785/0120140239.

Castaldo R., De Nardis R., DeNovellis V., Ferrarini F., Lanari R., Lavecchia G., Pepe S., Solaro G., Tizzani P., (2018). Coseismic Stress and Strain Field Changes Investigation Through 3D-Finite Element Modeling of DinSAR and GPS Measurements and Geologica/Seismological Data: The L’Aquila (Italy) 2009 Earthquake Case Study. J. Geophys. Res., 123, doi:10.1002/2017JB014453.

Cheloni D., D’Agostino N., D’Anastasio E., Avallone A., Mantenuto S., Giuliani R., Mattone M., Calcaterra S., Gambino P., Dominici D., Radicioni F., Fastellini G., (2010). Coseismic and initial post-seismic slip of the 2009 Mw 6.3 L’Aquila earthquake, Italy, from GPS measurements. Geophys. J. Int., 181, doi:10.1111/j.1365-246X.2010.04584.x.

Cheloni D., Giuliani R., D’Anastasio E., Atzori S., Walters R.J., Bonci L., D’Agostino N., Mattone M., Calcaterra S., Gambino P., Deninno F., Maseroli R., Stefanelli G., (2014). Coseismic and post-seismic slip of the 2009 L’Aquila (central Italy) Mw 6.3 earthquake and implications for seismic potential along the Campotosto fault from joint inversion of high-precision levelling, InSAR and GPS data. Tectonophysics, 622, doi:10.1016/j.tecto.2014.03.009.

Chiaraluce, L., L. Valoroso, D. Piccinini, R. Di Stefano and P. De Gori, (2011), The Anatomy of the 2009 L’Aquila Normal Fault System [central Italy] Imaged by High Resolution Foreshock and Aftershock Locations, J. Geophys. Res.,, 116, B12311, doi:10.1029/2011JB008352.

Cirella, A., A. Piatanesi, M. Cocco, E. Tinti, L. Scognamiglio, A. Michelini, A. Lomax, and E. Boschi (2009), “Rupture history of the 2009 L’Aquila earthquake from non-linear joint inversion of strong motion and GPS data”, Geophys. Res. Lett. 36, L19304, doi:10.1029/2009GL039795

Cirella A., Piatanesi A., Tinti E. Chini M. and M. Cocco (2012), “Complexity of the rupture process during the 2009 L’Aquila, Italy, earthquake”, Geophysical Journal International.190, 607-621, doi:10.1111/j.1365-246X.2012.05505.x.

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Gallovič, F., Imperatori, W., and Mai, P. M. ( 2015), Effects of three‐dimensional crustal structure and smoothing constraint on earthquake slip inversions: Case study of the Mw6.3 2009 L’Aquila earthquake, J. Geophys. Res. Solid Earth, 120, 428– 449, doi:10.1002/2014JB011650.

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Trasatti E., Kyriakopoulos C., Chini M. (2011). Finite element inversion of DInSAR data from the Mw6.3 L’Aquila earthquake, 2009 (Italy). Geophys. Res. Lett., 38, 8, https://doi.org/10.1029/2011GL046714.

Yano T.E. , Shao G., Liu O. , Ji C., and Ralph J. Archuleta, Coseismic and potential early afterslip distribution of the 2009 Mw 6.3 L’Aquila, Italy earthquake, Geophysical Journal International, Volume 199, Issue 1, October, 2014, Pages 23–40, https://doi.org/10.1093/gji/ggu241

Walters R.J., Elliott J.R., D’Agostino N., England P.C., Hunstad I., Jackson J.A., Parsons B., Phillips R.J., Roberts G., (2009). The 2009 L’Aquila earthquake (central Italy): A source mechanism and implications for seismic hazard. Geophys. Res. Lett., 36, doi:10.1029/2009GL039337.


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Il maremoto del 26 ottobre 2018 nel Mediterraneo: aggiornamenti delle ore 14.00

Un terremoto di magnitudo Mw 6.8 si è verificato alle ore 00.54 italiane del 26 ottobre 2018, a largo della Costa Occidentale del Peloponneso ad una profondità di 10 km.

A seguito dell’analisi dei parametri sismici, dopo 8 minuti, il Centro Allerta Tsunami dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia ha comunicato al Dipartimento della Protezione Civile un’allerta tsunami di livello arancione (advisoryper le regioni Puglia e Calabria , che corrisponde ad un’onda attesa inferiore a un metro in terraferma e inferiore a mezzo metro al largo. L’allerta è stata inviata anche alle istituzioni di riferimento nei paesi del Mediterraneo. Per le coste greche più vicine all’epicentro è stata emessa un’allerta rossa (watch).

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Mappa con epicentro del terremoto (stella rossa), tempi di arrivo sulle coste e livelli di allerta ai mareografi (triangoli colorati dal rosso).

L’allerta arancione è stata subito diramata dal Dipartimento della Protezione Civile, che coordina il Sistema d’Allertamento nazionale per i Maremoti generati da sisma (SiAM), perché il terremoto di magnitudo 6.8 è avvenuto a una distanza maggiore di 100 km dalle coste italiane. Ciò significa che ci si attendeva un fenomeno relativamente piccolo, ma potenzialmente pericoloso per chi si fosse trovato nei porti o sulle spiagge.

L’allerta è stata confermata dopo l’arrivo dell’onda al mareografo di Kyparissia (Peloponneso) dopo 26 minuti. Le onde di tsunami sono state in seguito osservate, 56 minuti dopo il terremoto, al mareografo di Le Castella, in provincia di Crotone, raggiungendo l’ampiezza di circa 6 centimetri rispetto al livello medio del mare e di 9 centimetri al mareografo di Crotone nei minuti successivi.

lecastella

Variazioni del livello del mare osservate al mareografo di Le Castella, in provincia di Crotone.  (stazione gestita da INGV, ISPRA e JRC). Si notano le variazioni lunghe dovute alla marea e quelle a più alta frequenza nelle prime ore del 26 ottobre.

Sebbene queste altezze possano far pensare a un evento poco significativo, bisogna specificare che le onde possono essere comunque rischiose per le persone, perché arrivano sulle coste a una velocità elevata, generando forti correnti. Inoltre, si possono generare localmente effetti di amplificazione ancora più pericolosi. Diversi testimoni, come riportato dalle agenzie di stampa, hanno osservato un aumento del livello del mare di circa mezzo metro in alcune località del Salento, nel litorale tra Capo di Leuca e Otranto.

L’allerta è stata revocata con il messaggio di fine evento, emesso alle ore 6.48 italiane, dopo aver verificato che le variazioni del livello del mare osservate sui mareografi fossero nuovamente confrontabili con i livelli precedenti all’evento.

L’epicentro del terremoto si trova in una zona di transizione tra due strutture geologiche caratterizzate da una forte sismicità storica (Arco Ellenico a sud e Struttura di Cefalonia – Lefkada a nord). In passato, a seguito di forti terremoti si sono verificati diversi tsunami come quello del 365 d.C., originatosi al largo di Creta, che ha distrutto Alessandria d’Egitto provocando migliaia di morti in tutto il Mediterraneo. Più recentemente, nel novembre del 2015, si è verificato un terremoto di magnitudo 6.5 nei pressi dell’Isola di Lefkada che ha generato un piccolo tsunami locale.

Definizione dei livelli di allerta

I livelli di allerta indicati nel messaggio sono associati all’entità stimata del suo impatto sui vari punti di costa:

  • Il livello di allerta Arancione (Advisory) indica che le coste potrebbero essere colpite da un’onda di tsunami con un’altezza sul livello del mare inferiore a 0,5 m in mare aperto e/o un run-up inferiore a 1 m.
  • Il livello di allerta Rossa (Watch) indica che le coste potrebbero essere colpite da un’onda di maremoto con un’altezza sul livello del mare superiore a 0,5 m in mare aperto e/o un run-up superiore a 1 m.

Per “run-up” si intende la massima quota topografica raggiunta dall’onda di maremoto durante la sua ingressione (inondazione) rispetto al livello medio del mare.

A cura del Centro Allerta Tsunami (CAT) dell’INGV


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SPECIALE 2013, un anno di terremoti

Nel 2013 la Rete Sismica Nazionale (RSN) dell’INGV ha permesso di localizzare 21369 terremoti, un numero superiore a quello degli ultimi 3 anni, ma comunque inferiore al 2009 quando si verificò la sequenza nell’Aquilano e furono registrati in Italia oltre 26000 eventi.  In Italia, nel 2013, sono avvenuti in media quasi 60 terremoti al giorno, o un terremoto ogni 25 minuti. 

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La distribuzione dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel 2013 (fonte dati http://iside,rm.ingv.it). 

Il numero totale di terremoti registrati del 2013 è maggiore di quello del 2012, anche se gli eventi di magnitudo (ML) superiore o uguale a 5.0 sono stati molti di meno: infatti nel 2013 si è verificato un solo evento di magnitudo (ML)  maggiore di 5, mentre nel 2012 ne avevamo avuti complessivamente 10, quasi tutti registrati tra maggio e giugno in Emilia Romagna. Il terremoto più forte del 2013, di ML 5.2, è avvenuto il 21 giugno in Lunigiana dove si è verificata una lunga sequenza sismica con più di 2500 terremoti localizzati dalla RSN.

Visualizza e naviga nella MAPPA INTERATTIVA degli eventi del 2013 di magnitudo maggiore o uguale di 2.5.

Nella tabella qui sotto sono elencati i terremoti di magnitudo ML maggiore di 4.5 avvenuti nel 2013.

TabellaEventi2013

Terremoti di magnitudo ML superiore a 4.5 avvenuti nel 2013.

Oltre all’evento della Lunigiana del 21 giugno, che è stato risentito in molte regioni dell’Italia centro-settentrionale, ricordiamo Leggi il resto di questa voce

SPECIALE 2012, un anno di terremoti

Nell’anno che si è appena concluso la Rete Sismica Nazionale dell’INGV ha permesso di localizzare 16.085 terremoti, un numero leggermente al di sopra di quello degli ultimi 2 anni (2010 e 2011), ma inferiore al 2009.  Nel 2012 in Italia sono avvenuti in media più di 40 terremoti al giorno, precisamente 44.

La distribuzione dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel 2012 (fonte dati http://iside,rm.ingv.it). Gli eventi con magnitudo maggiore o uguale a 5.0 sono rappresentati con le stelle di colore rosso.

La distribuzione dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel 2012 (fonte dati http://iside,rm.ingv.it). Gli eventi con magnitudo superiore o uguale a 5.0 sono rappresentati con le stelle rosse.

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Terremoto Pianura Padana Emiliana: aggiornamento ore 18.00 del 30 maggio

Dall’ultimo aggiornamento alle ore 09.00, l’attività sismica nella zona è continuata con numerose piccole scosse e alcuni terremoti avvertiti. Si sono verificati 41 eventi in totale con 4 eventi di magnitudo superiore a 3.0. L’evento più forte ha avuto magnitudo 3.2. Nelle ultime 24 ore i terremoti sono stati 141, con 17 eventi compresi tra magnitudo 3.0 e 3.9.

Dall’inizio della sequenza sono più di 1000 i terremoti avvenuti in un’area che si estende per circa 50km in direzione est-ovest.

 
Mappa sequenza aggiornata alle ore 18.00 del 30 maggio. In rosso gli eventi avvenuti nelle ultime 24 ore.
Grafico dell’andamento della sequenza aggiornato alle ore 18.00 del 30 maggio. In rosso l’andamento degli eventi nelle ultime 24 ore.
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