Archivi categoria: Database e Analisi dati

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

Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009: 1) La sequenza sismica e la struttura del sistema di faglie

In questo primo approfondimento sulla sequenza sismica del 2009 in Italia centrale riassumiamo l’evoluzione spazio-temporale della sequenza, ricostruita attraverso l’analisi di circa 60.000 terremoti che sono stati studiati integrando i dati della Rete Sismica Nazionale dell’INGV con quelli delle reti mobili installate subito dopo l’evento del 6 aprile. Con gli stessi dati è stata ricostruita la struttura del sistema di faglie in profondità. Nei prossimi post vedremo come questi dati siano stati utilizzati, insieme a quelli geodetici, accelerometrici e di superficie, per vincolare altre caratteristiche della faglia principale responsabile del terremoto del 2009 e delle altre faglie presenti nella regione. Negli ultimi anni sono stati già affrontati diversi aspetti del terremoto su questo sito, come per esempio in questo articolo e in questo.

Il 6 Aprile 2009 alle ore 03:32 un terremoto di Mw6.1 [1] si verifica nell’area attorno alla città dell’Aquila, dove era in atto un’attività sismica da alcuni mesi, generando una lunga sequenza di repliche. Gran parte della sequenza sismica si verifica sulla faglia responsabile del terremoto principale, la faglia di Paganica, mentre altre faglie minori vengono attivate nei giorni successivi al 6 aprile. A seguito della ridistribuzione degli sforzi causata dall’evento principale, unita ad una probabile migrazione di fluidi presenti nella crosta superiore, l’attività sismica migra inoltre su una faglia posizionata immediatamente a Nord nella zona dei Monti della Laga (figura 1).

Subito dopo l’evento principale, i ricercatori e tecnici dell’INGV, con la successiva collaborazione dell’Università di Grenoble, hanno installato una rete sismica composta da 47 stazioni temporanee che hanno permesso di integrare le informazioni fornite dalla rete permanente (la Rete Sismica Nazionale dell’INGV, RSN) per seguire e monitorare l’evolversi della sequenza e permettere studi successivi di dettaglio.

Figura 1: la figura mostra la distribuzione spazio-temporale dei terremoti avvenuti lungo l’asse della catena appenninica (asse verticale del grafico) a partire dal 1 gennaio al 31 dicembre 2009 (asse orizzontale), cioè circa 3 mesi prima e 9 mesi dopo l’occorrenza dell’evento del 6 aprile 2009. Notiamo la sequenza sismica che inizia a metà gennaio concentrata attorno all’epicentro della scossa del 6 aprile (stella più grande). Le altre stelle indicano i terremoti con magnitudo ML > 5. Come si vede gran parte dei terremoti più forti è avvenuta nella prima settimana a partire dal 6 aprile. Il sistema di faglie attivato, composto da due faglie principali (definite qui faglia di Paganica e faglia dei Monti della Laga) si estende per circa 45 km in direzione NW-SE lungo l’asse dell’Appennino (da Valoroso et al., 2013)

Con la sequenza del 2009, per la prima volta in Italia è stato possibile generare un catalogo ricchissimo di terremoti registrato da stazioni sismiche permanenti e temporanee. Questo catalogo è stato usato per capire a fondo il processo di rilascio sismico e riconoscere le strutture crostali coinvolte nella genesi del terremoto. Dal segnale sismico acquisito in continuo dai sismometri sono stati estratti i segnali di oltre 60.000 terremoti, la cui localizzazione di estrema precisione ha consentito di rilevare il corteo di faglie interessate dai movimenti principali verificatisi durante la sequenza. Il numero così elevato di eventi dipende dal fatto che siamo riusciti a riconoscere e a localizzare con procedure automatiche terremoti molto più piccoli di quelli che normalmente vengono riconosciuti con i metodi standard di analisi; è stato così possibile abbassare la magnitudo di completezza del nostro catalogo di terremoti.

L’architettura delle faglie in profondità delineate dalle repliche (o aftershocks) è stata definita con un’accuratezza della decina di metri, simile quindi a quella osservata dalla geologia di superficie. Questo può consentire di colmare il gap che ancora esiste tra osservazioni geologiche (di superficie) e sismologiche (nel sottosuolo). Infatti per la prima volta sono state osservate, dalla distribuzione della sismicità, le caratteristiche della zona di faglia che rispecchiano le geometrie delle faglie identificate sul terreno. In un prossimo post vedremo come sono organizzate queste ultime e come sono state studiate in questi dieci anni.

 

Figura 2: la figura mostra la distribuzione dei numerosi aftershocks in pianta e in sei sezioni verticali perpendicolari al sistema di faglie, che come è noto si presenta allungato in direzione nordovest-sudest. Se ne apprezza così la geometria, la pendenza (verso sudovest) e l’estensione in profondità (fino a circa 10 km). Notiamo la faglia principale di Paganica-Monte Stabiata (PaF-MSF) e il corteo di altre strutture che si sono attivate durante la sequenza (da Valoroso et al., 2013)

I dati sismologici di dettaglio ci hanno permesso di effettuare una vera e propria radiografia delle faglie nel sottosuolo. La faglia principale, sulla quale si è originato il terremoto del 6 aprile, è chiaramente definita dalla distribuzione degli aftershocks in profondità: questi individuano un piano che si estende per una lunghezza di circa 20 km nella direzione appenninica (nordovest-sudest), inclinato di 50° gradi verso sudovest, e definito dagli aftershocks tra la superficie e 8-9 km di profondità (si veda la sezione verticale 10a in figura 2). La proiezione in superficie di questa faglia coincide con le rotture del terreno mappate in superficie nelle zone di Paganica e Monte Stabiata (faglie PaF e MSF in figura 2). Insieme alla faglia principale sono state osservate alcune altre faglie più piccole che sono state coinvolte nella sequenza. Il complesso corteo di faglie attivate ha permesso di osservare la complessità geologica del sottosuolo in zone di catena “giovani”; questa complessità si traduce anche nella difficoltà di individuare con precisione quali siano le faglie sismogenetiche che si potrebbero attivare in altre zone della catena appenninica.

I numerosi dati sismici di alta qualità hanno permesso inoltre di ricostruire le principali strutture tettoniche del sottosuolo tramite l’utilizzo di tecniche di tomografia sismica. In pratica, i raggi sismici che si propagano dall’ipocentro dei terremoti alle stazioni sismiche “illuminano” la struttura dell’interno della terra lungo il loro tragitto, analogamente a quanto avviene con una TAC per vedere all’interno del corpo umano. Incontrando zone a diversa composizione, e quindi a diversa velocità, le onde sismiche subiscono dei rallentamenti o delle accelerazioni che modificano il loro tempo di percorso nella crosta tra gli ipocentri e le stazioni di rilevamento. Con le tecniche tomografiche siamo quindi in grado di definire la struttura tridimensionale del sottosuolo in termini di velocità delle onde sismiche. L’interpretazione congiunta della sismicità e della struttura profonda ha permesso di capire come la sequenza sismica abbia in parte riattivato numerose strutture geologiche pre-esistenti che si erano generate durante la precedente fase di formazione della catena appenninica. La complessità che abbiamo osservato durante la sequenza del 2009, con l’attivazione di più segmenti di faglie adiacenti, potrebbe derivare da questa eterogeneità del sottosuolo. In generale, nei processi di generazione dei terremoti dell’Appennino, questi segmenti di faglia possono rompersi individualmente oppure in rapida sequenza, originando eventi più o meno forti, come osservato in altre sequenze sismiche (es. Emilia 2012 ed Amatrice-Norcia 2016).

Figura 3: la figura mostra alcune sezioni verticali del modello tomografico (velocità delle onde P) attraverso le due faglie principali posizionate nel settore dei Monti della Laga (faglia dei Monti della Laga, MLGF nelle sezioni 1, 2 e 3) e la faglia di Paganica (faglia PAGf nelle sezioni 4, 5 e 6). Dall’andamento delle velocità in profondità (forma delle anomalie e dei corpi con simile velocità) sono stati tracciati i principali elementi strutturali riconosciuti nel sottosuolo e relativi sia alla tettonica compressiva della catena (piani di thrust, Mot, Tt, GSt, Act) che le faglie estensionali coinvolte nell’attuale fase tettonica distensiva (PAGf, MLGf) (da Buttinelli et al., 2018)

[1] La magnitudo Richter o locale (ML) del terremoto del 6 aprile 2009 alle 3:32 è stata stimata in 5.9 (+/-0.2), mentre le stime della magnitudo momento Mw sono comprese tra 6.1 e 6.3

A cura di Luisa Valoroso e Claudio Chiarabba, INGV-ONT


Riferimenti bibliografici

Buttinelli, M., Pezzo, G., Valoroso, L., De Gori, P., & Chiarabba, C. (2018). Tectonics inversions, fault segmentation, and triggering mechanisms in the central Apennines normal fault system: Insights from high-resolution velocity models. Tectonics, 37, doi:10.1029/2018TC005053

Margheriti, L., et al. (2011). Rapid response seismic networks in Europe: lessons learnt from the L’Aquila earthquake emergency. Ann. Geophys., 54, 4, doi: 10.4401/ag-4953

Valoroso L., L. Chiaraluce, D. Piccinini, R. Di Stefano, D. Schaff, and F. Waldhauser (2013), Radiography of a normal fault system by 64,000 high-precision earthquake locations: The 2009 L’Aquila (central Italy) case study, J. Geophys. Res., 118, doi:10.1029/2012JB009927

Valoroso L., L. Chiaraluce, C. Collettini, (2014), Earthquakes and fault zone structure. Geology, 118, doi:10.1029/2012JB009927


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Pubblicata la nuova versione di ITACA, il Database Italiano delle registrazioni accelerometriche

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E’ stata appena pubblicata la versione 3.0 di ITACA, l’ITalian ACcelerometric Archive (http://itaca.mi.ingv.it/): è la banca dati delle registrazioni accelerometriche dei terremoti con magnitudo superiore a 3.0 avvenuti dal 1972 al 2018 in Italia, o in paesi limitrofi con risentimenti in Italia.

ITACA è il risultato di un percorso mai interrotto, ormai più che decennale. Nel 2007, infatti, veniva pubblicata la prima versione, al termine della convenzione tra INGV e Dipartimento della Protezione Civile nel biennio 2004-2006 (http://istituto.ingv.it/index.php/it/2-non-categorizzato/98-convenzione-quadro-tra-ingv-e-dpc). Da allora, l’archivio è stato aggiornato con cadenza annuale, non solo con i dati dei terremoti avvenuti nel periodo, ma è stato anche arricchito progressivamente con informazioni nuove e più accurate (per esempio sulla caratterizzazione dei siti delle stazioni), con nuovi strumenti per la consultazione, la selezione e l’elaborazione delle registrazioni.

La raccolta sistematica di registrazioni accelerometriche è motivata dalla necessità di avere sempre a disposizione dati aggiornati per applicazioni sismologiche e ingegneristiche, come ad esempio la valutazione del comportamento strutturale delle opere civili o geotecniche, la calibrazione di leggi predittive del moto del suolo, o il calcolo delle mappe di scuotimento.

Il costante aggiornamento della banca dati si è rivelato fondamentale per realizzare in tempi brevi una serie di prodotti utili alla società. Tra le applicazioni più recenti dei dati accelerometrici contenuti in ITACA, ricordiamo la selezione dell’input per le simulazioni numeriche monodimensionali della microzonazione sismica di terzo livello dei 138 comuni maggiormente danneggiati dalla sequenza dell’Italia centrale del 2016-2017 (https://www.centromicrozonazionesismica.it/it/attivita/terremoto-centro-italia). Un’altra importante applicazione dei dati di ITACA è stata la selezione dei modelli predittivi del moto del suolo per il calcolo del nuovo modello di pericolosità sismica a scala nazionale (https://ingvcps.wordpress.com/2015/04/02/aggiornamento-del-modello-di-pericolosita-sismica-di-lungo-termine-per-litalia/) che sarà rilasciato a breve. Infine, in fase di emergenza sismica, la raccolta e la rapida elaborazione delle registrazioni è stata fondamentale per il calcolo delle Shakemaps (http://shakemap.rm.ingv.it/).

Gli accessi numerosi e continui a ITACA sin dalla pubblicazione testimoniano che in questi anni è diventato un riferimento e una fonte di informazioni fondamentali non solo per i ricercatori, ma anche per molti professionisti.

La versione 3.0 di ITACA (http://itaca.mi.ingv.it/) è la risposta alla necessità di innovazione attraverso l’adozione di strumenti software più aggiornati, utili a migliorare la velocità della selezione dei dati e l’accessibilità alle informazioni contenute.

Tra le principali novità segnaliamo:

  • La possibilità di effettuare l’accesso al sito tramite il proprio account google o orcid
  • L’adozione della base cartografica Openstreetmap (https://www.openstreetmap.org/)
  • Un’ampia documentazione, inclusa la statistica sui dati contenuti (Figura 1)
  • Il link alle mappe di scuotimento degli eventi sismici (http://shakemap.rm.ingv.it/)
  • Le analisi sismologiche finalizzate alla caratterizzazione della risposta dei siti di registrazione (Figura 2)
  • La pubblicazione di mappe geotematiche e parametri di sito quali la frequenza di risonanza e la velocità delle onde di taglio calcolata al substrato sismico.
  • Le informazioni relative alla sorgente sismica, di cui è riportata la geometria della faglia e le coordinate del punto di enucleazione
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Figura 1 – Dettaglio della statistica dei contenuti di ITACA 3.0: distribuzione delle registrazioni in funzione della magnitudo di evento e della distanza epicentrale sorgente – sito.

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Figura 2 – Rapporto tra la componente orizzontale e verticale dello spettro di Fourier (fase S) per la stazione di Amatrice (IT.AMT).

I numeri di ITACA 3.0 sono:

  • 1882 terremoti dal 1972 al 2018, nell’intervallo di magnitudo 3 – 6.9.
  • 1543 stazioni appartenenti alle due maggiori reti nazionali (Rete Accelerometrica Nazionale, RAN – gestita da DPC -, e Rete Sismologica Nazionale, RSN – gestita da INGV), una serie di reti regionali, tra cui quella dell’Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale di Trieste, e reti temporanee per lo studio degli effetti di sito, quali la rete 3A, installata nei comuni del centro Italia nel 2016.
  • 43258 forme d’onda che sono distribuite sia nella versione originale sia nella versione elaborata, dopo un attento controllo degli errori e l’eliminazione del rumore eventualmente presente attraverso procedure di filtraggio del segnale. Insieme alle registrazioni accelerometriche vengono distribuite le forme d’onda di velocità e spostamento e gli spettri di risposta elastici in accelerazione e spostamento, calcolati assumendo il 5% del rapporto di smorzamento critico (Figura 3).
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Figura 3 – Componente E-W della registrazione accelerometrica del terremoto del 24 Agosto 2016 (Mw 6.0) alla stazione Amatrice (IT.AMT).

A cura di Lucia Luzi e Giovanni Lanzano, INGV Milano.


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DISS, ovvero il Database delle sorgenti sismogenetiche italiane

Il Database delle sorgenti sismogenetiche italiane (DISS Working Group, 2018) è un repository georiferito di informazioni di natura sismotettonica. Con il termine sismotettonica si intende il settore disciplinare che si interessa dei rapporti tra la geologia, la tettonica attiva e la sismicità di una data area, e che ha come obiettivo principale l’individuazione delle strutture che generano terremoti – le sorgenti sismogenetiche – e la stima del loro potenziale (per un approfondimento si veda un articolo recente di P. Vannoli e P. Burrato, pubblicato su Geologia dell’Ambiente).

Figura 1: Ultima versione (v. 3.2.1) del Database DISS accessibile online dalla pagina http://diss.rm.ingv.it/diss/

Perché “sorgenti sismogenetiche”? In cosa il Database delle sorgenti sismogenetiche italiane si differenzia da una normale mappa di faglie attive?

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I terremoti studiati dai satelliti: l’interferometria SAR

Sono più di venti anni che i satelliti per l’Osservazione della Terra ci permettono di studiare i terremoti. In particolare, i satelliti che equipaggiano un particolare sensore RADAR, il SAR, sono ormai utilizzati sistematicamente per misurare gli effetti che un terremoto produce sulla superficie terrestre, misurando con elevata precisione le deformazioni crostali indotte dal terremoto stesso.

Un RADAR (RAdio Detection And Ranging) è un sensore attivo, ovvero dotato di una propria sorgente di segnali elettromagnetici, nella banda di frequenza delle onde radio, che invia impulsi di onde equi-spaziati tra loro in base ad una frequenza di ripetizione o PRF (Pulse Repetition Frequency). Gli impulsi giungono dallo spazio sulla superficie terrestre e l’eco che da essa torna verso il sensore viene registrato, fornendo informazioni puntuali circa la distanza tra l’oggetto (o target) sulla superficie colpito dall’impulso elettromagnetico e le sue caratteristiche di retro diffusione del segnale stesso.

I RADAR che vengono usati per l’osservazione della Terra e lo studio dei terremoti (ma anche delle eruzioni vulcaniche) sono i Synthetic Aperture Radar (SAR), in italiano Radar ad Apertura Sintetica.

Il SAR è un RADAR che, posto su una piattaforma satellitare in movimento, sfrutta il percorso compiuto dal satellite lungo la sua orbita per simulare una antenna “sintetica” più grande, e di molto, rispetto a quella reale che permette di ottenere informazioni più dettagliate sul target rispetto ad un RADAR classico, sotto forma di immagine.

Esempio di immagine SAR acquista in Egitto nel sito archeologico delle piramidi (Dati del satellite TerraSAR-X dell’Agenzia Spaziale Tedesca). I pixel dell’immagine, in bianco e nero, riportano informazioni sull’energia retrodiffusa dall’impulso RADAR e sulla distanza tra target a terra e sensore SAR a bordo del satellite.

Trattandosi di un RADAR, il SAR può operare praticamente in qualsiasi condizione meteorologica, sia di giorno che di notte. Esistono numerose applicazioni che sfruttano le immagini SAR. Tra esse ha assunto un ruolo di grande rilievo lo studio dei movimenti del suolo. Per raggiungere tale scopo si applica al dato SAR una particolare tecnica di elaborazione del segnale denominata Interferometria SAR, o InSAR.

L’InSAR è stata sviluppata intorno alla fine degli anni ’80 e si basa sul principio che, se disponiamo di due immagini SAR di una stessa scena acquisite da due punti di osservazione leggermente diversi, è possibile estrarre l’informazione circa la distanza che ciascun punto (il pixel delle immagini) al suolo ha rispetto al SAR. In pratica possiamo dire che la tecnica InSAR consente di misurare le differenze di distanza, pixel per pixel, tra due immagini SAR, e di fornire l’immagine delle variazioni avvenute tra la prima e la seconda immagine SAR nell’area “fotografata”.

L’immagine che risulta dall’applicazione della tecnica InSAR è detta interferogramma. Questo comporta che se tra la prima e la seconda immagine alcuni pixel si sono spostati, ad esempio a causa di un terremoto, l’interferogramma evidenzierà le aree che hanno subito tali modifiche e ne misurerà l’entità.

La prima volta che venne usata l’interferometria SAR per lo studio di un terremoto fu nel 1992. Fu il caso del terremoto di Landers, California (USA), che generò una energia che i sismologi quantificarono con una magnitudo momento 7.2. Gli esperti misurarono spostamenti in superficie superiori anche a 5 metri. E per decine di chilometri intorno all’epicentro del sisma la superficie terrestre presentava numerose fratture e scarpate prodotte dal sisma. L’estensione dell’area interessata dalle deformazioni non poteva consentire di avere un quadro sinottico degli effetti del sisma semplicemente attraverso osservazioni in situ degli effetti. Landers fu il primo esempio di utilizzo dell’InSAR che fornì un’immagine completa e dettagliata di ciò che il sisma aveva prodotto (vedi figura sotto).

Su un’area di circa 100 km x 100 km, il satellite europeo ERS-1 misurò spostamenti del suolo variabili tra circa 3 cm fino a svariati metri. In un interferogramma le deformazioni prodotte dal sisma, dette deformazioni “cosismiche”, sono evidenziate con una serie di “linee di eguale spostamento” denominate in gergo “frange” (in inglese fringes). Immagine da Massonnet, D. et al., 1993.

Vennero usate una coppia di immagini SAR acquisite dal satellite europeo ERS-1 (European Remote Sensing satellite 1), il primo satellite per lo studio della Terra equipaggiato con un sensore SAR. Era stato lanciato nel 1991 dall’Agenzia Spaziale Europea (ESA).  Ad esso fece seguito nel 1995 il gemello ERS-2. ERS-1 ed ERS-2 aprirono la strada ad una serie di missioni satellitari dedicate allo studio del nostro pianeta con i sensori SAR, lanciati dalle agenzie spaziali di tutto il mondo.

Negli anni seguenti, a questo primo successo fecero seguito altre applicazioni. Tra esse possiamo ricordare il primo esempio di utilizzo della tecnica InSAR in Italia, quando il 26 settembre 1997 due forti terremoti (il primo alle ore 00:33 di magnitudo Mw 5.8 e il secondo alle ore 09:40 di magnitudo Mw 6.0) colpirono l’area al confine tra Umbria e Marche. I ricercatori italiani dell’INGV applicarono la tecnica InSAR ad una coppia di immagini ERS-2 acquisite prima e dopo il 26 settembre, ottenendo l’interferogramma che misurò i movimenti in superficie che si estendevano per decine di chilometri dall’epicentro del terremoto e che raggiungevano un massimo di 25 cm.

Anche i recenti terremoti che hanno interessato l’Italia centrale ad Amatrice e Norcia, a partire da agosto 2016, sono stati studiati con l’InSAR, sfruttando i dati acquisiti da più moderni SAR, molto più performanti in termini di accuratezza di misura e dettaglio spaziale, come quello a bordo della missione COMSO-SkyMed (https://www.asi.it/it/attivita/osservare-la-terra/osservazione-della-terra/cosmo-skymed) dell’Agenzia Spaziale Italiana, della missione ALOS-2 (https://directory.eoportal.org/web/eoportal/satellite-missions/a/alos-2) della Giapponese JAXA e della innovativa piattaforma Sentinel-1 (https://sentinel.esa.int/web/sentinel/missions/sentinel-1) dell’ESA.

La mappa delle deformazioni co-sismiche superficiali causate dai due eventi di Amatrice-Accumoli e Norcia (magnitudo momento 6.0 e 5.3, rispettivamente), avvenuti, a distanza di circa un’ora, nella notte del 24 agosto 2016, ottenuta con i dati SAR del satellite Sentinel-1 dell’Agenzia Spaziale Europea. Lo spostamento del suolo ha raggiunto valori massimi di circa 20 cm, approssimativamente in abbassamento.

Sono moltissimi i lavori presenti in letteratura scientifica che documentano le grandi potenzialità dell’InSAR, e sempre più numerose sono le applicazioni che ne mostrano l’utilità in casi pratici di impiego. Possiamo quindi affermare senza dubbio che l’InSAR ha assunto un ruolo di assoluto rilievo tra le tecniche di studio utilizzate nelle Scienze della Terra.

A cura di Christian Bignami (INGV – Osservatorio Nazionale Terremoti).

Referenze

Massonnet, D., Rossi, M., Carmona, C., Adragna, F., Peltzer, G., Feigl, K., Rabaute, T., 1993. The displacement field of the Landers earthquake mapped by radar interferometry. Nature 364, 138–142. https://doi.org/10.1038/364138a0


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