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Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009: 3) Geologia e paleosismologia delle faglie abruzzesi

Il terremoto del 6 aprile 2009 è stato generato dall’attivazione di una faglia normale (estensionale), denominata faglia di Paganica in quanto l’evidenza in superficie di questa struttura tettonica attraversa l’abitato di Paganica. La faglia di Paganica era, in parte, nota prima del terremoto del 2009 nella letteratura scientifica (es. Bagnaia et al., 1992; Boncio et al., 2004) ed è riportata nella Carta Geologica della Regione Abruzzo di Vezzani e Ghisetti (1998) e nella Cartografia Geologica Ufficiale, Foglio CARG 359 “L’Aquila” (Figura 1a).

Gli studi geologici di terreno condotti nell’area epicentrale dopo l’evento del 6 aprile 2009 hanno riconosciuto l’occorrenza di fagliazione di superficie lungo la faglia di Paganica (es. Falcucci et al., 2009; Boncio et al., 2010; EMERGEO Working Group, 2010; Vittori et al. 2011). Ovvero, la rottura cosismica si era propagata dalla profondità dell’ipocentro (circa 9 km di profondità) fino alla superficie, dislocandola fino a un massimo di 10-15 cm sulla verticale (Figura 1b).

Studi geologici di dettaglio hanno inoltre chiarito la storia dei movimenti della faglia di Paganica nelle ultime centinaia di migliaia di anni, definendone il ruolo nella dislocazione di depositi alluvionali e lacustri quaternari di decine o centinaia di metri (es. Galli et al., 2010; Giaccio et al., 2012; Improta et al., 2012; Nocentini et al., 2018), con rigetti man mano crescenti all’aumentare dell’età dei depositi  (Figura 1c).

Fig. 1. a) Stralcio del Foglio CARG 359 “L’Aquila”; le frecce rosse indicano la traccia della faglia di Paganica, che pone a contatto sedimenti quaternari del Pleistocene Inferiore con altri del Pleistocene Superiore. b) fagliazione di superficie lungo la faglia di Paganica, indicata dalle frecce rosse. c) Schema geologico-strutturale della zona di faglia (Galli et al., 2010), distinta in tre rami principali (linee rosse).

A seguito dell’evento sismico del 2009, per meglio comprendere l’attività della faglia di Paganica nelle ultime migliaia di anni e riconoscere eventi di attivazione della faglia stessa precedenti a quello del 2009, sono state effettuate indagini “paleosismologiche” attraverso alcuni dei rami (splay) della faglia, allo scopo di definire ogni quanto tempo si attiva e l’entità della dislocazione in superficie determinata da ogni evento di attivazione. A titolo di esempio, analoghi studi sulla faglia del Monte Vettore-Monte Bove condotti prima dei terremoti del 2016 avevano permesso di ipotizzare che la faglia fosse in grado di generare eventi sismici di magnitudo intorno a 6.5 e che l’ultimo evento di dislocazione era precedente all’ultimo millennio (Galadini e Galli, 2003). Ipotesi poi verificata, appunto, dalla sequenza sismica del 2016 e in particolare dalla scossa del 30 ottobre di magnitudo 6.5. Va precisato che i tempi di ritorno dei terremoti stimati dalle indagini paleosismologiche sono tipicamente caratterizzati da incertezze dell’ordine di qualche secolo e non consentono quindi di effettuare delle “previsioni”, in merito ai futuri terremoti, che siano utilizzabili ai fini di protezione civile, ma sono tuttavia elementi preziosi per la valutazione della pericolosità sismica di una regione.

Gli studi paleosismologici condotti lungo la faglia di Paganica hanno definito che questa struttura tettonica si è attivata diverse volte nel tardo Olocene (Figura 2a e 2b). In particolare, la faglia si è probabilmente attivata nel passato insieme ad altre faglie adiacenti, generando terremoti più forti di quello del 6 aprile 2009 (es. Galli et al., 2010; Cinti et al., 2011; Moro et al., 2013). Nello specifico, aggregando diverse osservazioni geologiche alcuni autori hanno suggerito che la faglia di Paganica faccia parte di un sistema di faglie più grande che comprende le faglie del Monte Pettino e del Monte Marine (Galli et al., 2011; Moro et al., 2013) Falcucci et al., 2015), noto in letteratura come sistema di faglie dell’Alta Valle dell’Aterno (Galli et al., 2011; Moro et al., 2016). Secondo questi autori l’intero sistema di faglie, compresa la faglia di Paganica, si sarebbe attivato durante il terremoto del 2 febbraio del 1703 (M 6.7; Rovida et al., 2016) (Figura 2c). Tale evidenza non è stata identificata da altri autori (Cinti et al., 2011) i quali ipotizzano invece l’attivazione della faglia di Paganica insieme ad altre faglie quaternarie localizzate più a sud durante eventi sismici passati, non escludendo l’attivazione della stessa faglia in occasione di un evento sismico successivo al terremoto del 1461 (forse l’evento del 1762).

Fig. 2. a) parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica attraverso la faglia di Paganica (modificata da Moro et al., 2013); le frecce bianche indicano il piano della faglia. b) parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica attraverso la faglia di Paganica e la fagliazione superficiale del terremoto del 2009 (modificata da Cinti et al., 2011). c) Schema strutturale della del settore aquilano dell’Appennino abruzzese (modificata da Falcucci et al., 2015); in colore i rami di faglia che appartengono allo stesso sistema. MMF, faglia del Monte Marine; MPF, faglia del Monte Pettino; PF, faglia di Paganica; AF, faglia di Assergi; CIF, faglia di Campo Imperatore; MVA, faglia della Media Valle dell’Aterno; VS, faglia della Valle Subequana. d) parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica attraverso la faglia della Valle Subequana; le linee rosse indicano i piani di faglia (modificata da Falcucci et al., 2011).

Il settore aquilano dell’Appennino abruzzese è interessato anche da altri sistemi di faglie estensionali attivi, considerati come l’espressione in superficie di sorgenti sismogenetiche responsabili di terremoti di magnitudo compresa tra 6 e 7. Tra questi, il sistema di faglie Campo Imperatore-Assergi (es. Giraudi e Frezzotti, 1995; Galli et al., 2002), quello di Montereale (es. Civico et al., 2016; Cinti et al. 2018) e quello della Media Valle dell’Aterno-Valle Subequana (es. Bosi e Bertini, 1970; Galadini e Galli, 2000; Falcucci et al., 2011) (Figura 2c). Studi paleosismologici condotti lungo questi sistemi di faglia (Figura 2d) hanno permesso di definire eventi di attivazioni cronologicamente diversi di queste strutture rispetto a quelli della faglia di Paganica, suggerendo che tali sistemi abbiano storie di attivazioni indipendenti fra loro. Inoltre, per ciò che riguarda il sistema di faglie di Campo Imperatore-Assergi, dati preliminari sembrano suggerire un evento di attivazione in epoca medievale dell’intera struttura tettonica (Gori et al., 2015; Moro et al., in preparazione), con un evento di magnitudo stimata tra 6.5 e 7; il sistema di faglie di Montereale si potrebbe essere attivato in occasione del terremoto del 16 gennaio della sequenza del 1703; il sistema di faglie della Media Valle dell’Aterno-Valle Subequana si sarebbe attivato l’ultima volta fra il I e il II secolo a.C. (es. Falcucci et al., 2015), anch’esso con un evento sismico di magnitudo intorno a 6.5-7.

Fig. 3. Parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica realizzato e studiato nel 2018-2019 attraverso la faglia del Monte Morrone nei pressi dell’abitato di Roccacasale. Le frecce nere indicano i principali piani di taglio osservati nei depositi di versante interessati dal movimento della faglia.

Infine, poco a sudest della faglia della Media Valle dell’Aterno-Valle Subequana è presente un’altra faglia attiva maggiore dell’Appennino abruzzese, quella che borda il fianco occidentale del Monte Morrone, rilievo che delimita ad oriente la piana di Sulmona. La faglia del Monte Morrone è stata investigata da diversi autori in passato e definita come attiva e sismogenetica (es. Vittori et al., 1995; Gori et al., 2011). Indagini archeosismologiche hanno suggerito che l’ultimo evento di attivazione di questa faglia sia avvenuto nel II secolo d.C. (Ceccaroni et al., 2009). Tale ipotesi sembrerebbe essere avvalorata da indagini paleosismologiche condotte dopo l’evento del 2009 (Galli et al., 2014). Ulteriori indagini di questo tipo (realizzate da INGV, Università di Chieti-Pescara e Università degli Studi di Cassino) sono attualmente in corso, allo scopo di verificare o meno i risultati delle indagini precedenti (Fig. 3).

Gli studi paleosismologici consentono di estendere all’indietro di alcune migliaia di anni le nostre conoscenze sulla storia sismica delle principali faglie dell’Appennino centrale, fornendo inoltre importanti indicazioni sull’evoluzione recente della catena montuosa e sulla pericolosità sismica in Italia.

a cura di Stefano Gori, Emanuela Falcucci, Fabrizio Galadini (INGV-Rm1).


Bibliografia

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Il terremoto del 30 ottobre 2016: trincee paleosismologiche sulla faglia

La scorsa settimana l’INGV, in collaborazione con i colleghi francesi dell’Institut de Radioprotection et de Sûreté Nucléaire, ha aperto 3 trincee per studi paleosismologici lungo la faglia del terremoto del 30 ottobre 2016 (Mw 6.5), con l’obiettivo di individuare e datare i terremoti antenati di quest’ultimo che hanno a loro volta prodotto rotture dall’ipocentro fino alla superficie.

Infatti, il terremoto del 30 ottobre ha rotto la crosta terrestre dall’ipocentro alla superficie producendo sui versanti occidentali dei Monti Vettore-Bove e nelle piane sottostanti degli scalini che interrompono le morfologie e si estendono per circa 25 km (Rapporto di sintesi sul terremoto del 30 ottobre M 6.5 in Italia Centrale).

Questi effetti geologici prodotti dal terremoto in superficie sono avvenuti anche con i terremoti del passato e se conservati nel record geologico possono essere letti e interpretati dai paleosismologi. Ma perché questi studi? Il passato è una chiave per conoscere il futuro. Quindi per poter modellare il comportamento sismico nel futuro di una regione utilizziamo tutta la storia sismica precedente che si basa principalmente su dati di sismologia storica, recente, ma anche di “archeosismologia” e “paleosismologia” che ci permettono di estendere le informazioni sui grandi terremoti indietro nel tempo di alcune migliaia di anni.

Una quindicina di anni fa delle trincee erano state scavate nella piana di Castelluccio (Galadini e Galli, 2003) e vi erano state riconosciute le tracce di un evento più antico di 800 anni – di magnitudo probabilmente simile a quello del 30 ottobre – e di un paio di terremoti precedenti.

Le nuove trincee aperte ai piedi del Monte Vettore (in foto qui sotto) mostrano chiaramente l’andamento della faglia in profondità e le evidenze di dislocazioni prodotte da terremoti precedenti. Sono in corso rilievi accurati e datazioni che permetteranno di caratterizzare tali eventi.

Nei prossimi giorni queste trincee saranno visitate a un centinaio di geologi e sismologi italiani e stranieri che parteciperanno al Workshop internazionale itinerante «From 1997 to 2016: Three destructive earthquakes along the central apennine fault system” che abbiamo organizzato insieme all’Università di Camerino e ad altre Università e enti nazionali e internazionali.

Questo incontro ripercorrerà sul terreno le faglie responsabili dei terremoti del 1997, 2009 e 2016, per rianalizzare gli effetti prodotti in superficie (scarpate di faglia, subsidenza, frane, liquefazioni ecc.), discuterne affinità e differenze, congruenze e incongruenze con gli altri dati a disposizione e definire il ruolo delle conoscenze geologiche nella stima della pericolosità sismica.

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Pagina di approfondimenti sulla sequenza sismica di Amatrice, Norcia e Visso del 2016-2017.


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Sequenza sismica in Italia centrale: rapporto di sintesi sul terremoto del 30 ottobre

E’ stato pubblicato sul sito web dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), all’indirizzo www.ingv.it, il Rapporto di aggiornamento sul terremoto, di magnitudo 6.5, che ha colpito l’Italia centrale il 30 ottobre scorso (in italiano e in inglese). Nelle 49 pagine del rapporto sono descritti sia gli studi in corso sia i risultati preliminari basati sui dati dell’evento sismico in questione e sui rapporti tra questo e i precedenti terremoti del 24 agosto e del 26 ottobre.

map

Mappa della sismicità della regione dal 1985 ad oggi: in blu gli epicentri dal 1985 al luglio 2016, in giallo gli epicentri dal 24 agosto al 25 ottobre 2016, in rosso quelli dal 26 ottobre al 3 novembre 2016. Le stelle sono gli eventi di magnitudo uguale o maggiore di 5.0.

Nel rapporto vengono descritte: le analisi dei dati sismologici, con mappe e sezioni verticali attraverso la zona epicentrale; i modelli di faglia basati sui dati sismometrici e accelerometrici, sui dati geodetici (GPS e da SAR – interferometria radar da satellite) con le prime indicazioni della distribuzione del movimento di dettaglio delle varie faglie; l’impatto del terremoto sul territorio, “visto” dai dati sismici e stimato in base alle Shake maps  e alle analisi sul terreno; la fagliazione, osservata in superficie in tutta l’area interessata dai terremoti più forti dal 24 agosto al 30 ottobre; e, infine, una stima delle probabilità di accadimento delle future repliche (aftershocks).

gps-30ottobre

Mappa degli spostamenti co-sismici GPS – orizzontali (frecce rosse) e verticali (frecce blu) – ottenuti dalla combinazione di tre soluzioni geodetiche indipendenti per l’evento del 30 Ottobre 2016. I quadrati bianchi mostrano la posizione delle stazioni GPS permanenti e quelli color magenta delle stazioni RING-INGV (doi:10.13127/RING). I quadrati arancioni mostrano le stazioni GPS permanenti gestite da DPC e ISPRA. I quadrati verdi e blu mostrano le stazioni della rete CaGeoNet e della rete IGM, rispettivamente, ri-occupati dopo il 24 Agosto.

Dall’analisi di tutti i dati analizzati finora stanno emergendo risultati interessanti sul sistema di faglie che attraversa la regione e che si è attivato in questa sequenza sismica che, lo ricordiamo, è tuttora in corso. Sono infatti ancora diverse centinaia le repliche che vengono localizzate ogni giorno dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV.

L’analisi dei dati geologici, di quelli geodetici e sismologici sono coerenti nell’individuazione delle faglie e della loro cinematica, sebbene siano stati osservati alcuni elementi che sono in corso di approfondimenti e che sono il sintomo della complessità del sistema.

E’ comunque ormai chiaro che le faglie responsabili dei terremoti sono quelle note in letteratura come faglia del Monte Vettore-Bove, faglie normali (ossia a carattere estensionale) orientate in senso NNW-SSE e immergenti verso ovest. Le faglie si sono attivate per l’intero spessore dello strato sismogenetico, da circa 10 km di profondità fino alla superficie, producendo rotture ben visibili in affioramento, con “rigetti” (ossia scalini) che raggiungono in qualche punto i due metri.

faglia-1

Rottura cosismica del 30 Ottobre 2016: dislocazione lungo il piano di faglia in roccia.

Queste rotture osservate in superficie rappresentano la prosecuzione del movimento profondo sul piano di faglia, che si è originato intorno agli 8-10 km (l’ipocentro) e si è propagata lateralmente e verso l’alto. Sia i dati accelerometrici che quelli geodetici sono coerenti nell’individuazione delle zone di massimo spostamento della faglia del 30 ottobre, che si colloca tra le precedenti rotture del 24 agosto a sud e del 26 ottobre a nord, interessando principalmente il settore centrale del sistema di faglie e la sua parte più superficiale, dove vengono individuati spostamenti superiori ai 2.5 metri sul piano di faglia. È infatti evidente che lo spostamento lungo i diversi segmenti di faglia attivi in questi mesi non è avvenuto in maniera omogenea, ma ha avuto forti eterogeneità: spostamenti da pochi decimetri a 1-2 metri sul piano della stessa faglia. Questo potrebbe spiegare la complessità della sequenza, con l’attivazione successiva di segmenti di faglia di grandezza diversa e con spostamenti dei due lembi della faglia anche molto diversi. Sono visibili inoltre altre faglie “minori” che si sono mosse durante la sequenza.

sar-model3faglie

Modello preliminare della sorgente sismica del terremoto del 30 ottobre ottenuta da dati InSAR.

È in corso l’elaborazione di modelli più raffinati per identificare i dettagli di questa geometria e cinematica, confrontando e analizzando congiuntamente tutti i dati disponibili.

L’analisi dei dati accelerometrici del terremoto del 30 ottobre ad Amatrice, dove era stata installata una rete sismica temporanea per effettuare indagini propedeutiche alle attività di microzonazione sismica, ha evidenziato delle forti variazioni delle accelerazioni del suolo a distanze molto brevi, con amplificazioni fino a un fattore 5 rispetto a siti su roccia, dovute principalmente alla struttura geologica superficiale.

amatrice-emersito

Componente Z delle accelerazioni registrate nel paese di Amatrice – San Cipriano durante il terremoto Mw 6.5 del 30 ottobre 2016; per ogni stazione sono anche indicati i valori di PGA verticale.

Le analisi proseguono per seguire attentamente l’andamento delle repliche (il cui numero ha ormai superato quota 26000), per una mappatura di dettaglio degli effetti di superficie, per realizzare dei modelli di faglie che riescano a tener conto di tutti gli elementi osservati sul terreno e dal satellite.

Il report completo è disponibile al seguente link “RAPPORTO DI SINTESI SUL TERREMOTO IN CENTRO ITALIA MW 6.5 DEL 30 OTTOBRE 2016” a cura del Gruppo di Lavoro INGV sul Terremoto in centro Italia (2016).

Citare come: Gruppo di Lavoro INGV sul terremoto in centro Italia (2016). Rapporto di sintesi sul Terremoto in centro Italia Mw 6.5 del 30 ottobre 2016, doi: 10.5281/zenodo.166019


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Sequenza sismica in Italia centrale: scarpate di faglia prodotte dall’evento del 30 ottobre 2016

Il terremoto del 30 ottobre in Italia Centrale ha prodotto almeno 15 km di scarpata di faglia tra gli abitati di Arquata del Tronto e Ussita, in corrispondenza della intersezione del piano di faglia responsabile del terremoto e la superficie topografica. Questo spostamento cosismico (causato cioè dal terremoto e descritto anche in un altro articolo di questo blog) è comune per terremoti con magnitudo prossima o superiore a 6 e rappresenta la prosecuzione verso la superficie della rottura e dello scorrimento avvenuto sulla faglia in profondità.

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Vista del versante occidentale del monte Vettore dove si notano due scarpate di faglia cosismiche prodotte dall’evento del 30 ottobre, una più in quota lungo il piano di faglia principale e una più in basso lungo una faglia minore.

Già dopo il terremoto del 24 agosto erano state osservate delle scarpate sul fianco del monte Vettore, ma erano ben più limitate (vedi porzione del sistema di faglia evidenziato nella mappa in verde – figura sotto), così come quelle segnalate più a nord che si estendono fino a Cupi e causate dal terremoto del 26 ottobre (vedi porzione del sistema di faglia evidenziato in mappa in arancione).

Mappa delle faglie attive (in rosso) note nell’area della sequenza sismica iniziata il 24 agosto. Le stelle in diverso colore indicano la localizzazione dei tre eventi principali della sequenza (24 agosto M 6.0, 26 ottobre M 5.9, 30 ottobre M 6.5). Le fasce colorate indicano i settori del sistema di faglia lungo i quali sono state prodotte rotture cosismiche in occasione dell’evento indicato con lo stesso colore (24 agosto in verde, 26 ottobre in arancione, 30 ottobre in rosa).

Le scarpate di faglia del 30 ottobre (vedi porzione del sistema di faglia evidenziato in mappa in rosa) sono molto evidenti e appaiono come un gradino nella topografia di entità variabile tra 20 e 70 cm, la loro localizzazione lungo la faglia geologica, unitamente alla loro geometria ed entità della deformazione sono del tutto consistenti con il movimento avvenuto in profondità che ha raggiunto picchi superiori a 2 m che hanno prodotto il ribassamento del settore occidentale rispetto a quello orientaleRibassamenti simili sono stati misurati anche elaborando i dati satellitari e tutte insieme queste osservazioni, effettuate sulla superficie terrestre, ci consentono di comprendere cosa è avvenuto in profondità e quindi di caratterizzare il terremoto e la sua faglia sismogenetica.

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Le rotture cosismiche non sono localizzate in modo casuale. Queste avvengono in corrispondenza di faglie geologiche attive che, nel caso di questa sequenza, formano il sistema Vettore-Porche-Bove già noto ai geologi italiani. Infatti i grandi terremoti rompono ripetutamente le stesse faglie e quelle estensionali provocano il ribassamento e il relativo sollevamento delle due porzioni di crosta separate dalla faglia. Il ripetersi di terremoti successivi lungo le stesse faglie porta all’accumularsi delle deformazioni di ciascun terremoto che è alla base della crescita delle montagne e dell’ampliamento dei bacini (es. Mt. Vettore-Piana di Castelluccio). Il terremoto è quindi una delle forze guida principali dell’evoluzione del paesaggio di questo bellissimo settore dell’Appennino centrale.

Anche durante il terremoto del 23 novembre in Irpinia si erano prodotte scarpate di faglia per circa 40 km tra Lioni e Sant’Angelo dei Lombardi, con scarpate alte fino a 120 cm.

In rosso la traccia della scarpata di faglia prodotta dal terremoto dell’Irpinia M6.9 del 1980

In rosso la traccia della scarpata di faglia prodotta dal terremoto dell’Irpinia del 23 novembre 1980 (Mw 6.8 secondo il CPTI15).

Scarpata di faglia del terremoto dell’Irpinia del 1980 sul monte Carpineta, qui il rigetto verticale ha raggiunto anche 120 cm.

Scarpata di faglia del 1980 attraverso la Piana di San Gregorio Magno, alla terminazione sud della rottura dove il rigetto verticale era di 20-40 cm.

Scarpata di faglia del terremoto dell’Irpinia del 1980 attraverso la Piana di San Gregorio Magno, alla terminazione sud della rottura dove il rigetto verticale era di 20-40 cm.

La dimensione della scarpata e, in particolare, la lunghezza e l’altezza sono proporzionali alla magnitudo del terremoto. Il grafico mostra che per una magnitudo 6.5 ci si può aspettare la formazione di scarpate lunghe una ventina di km e alte in media 40 cm, in accordo con quanto osservato per il terremoto del 30 ottobre.

Relazioni empiriche che legano la magnitudo del terremoto con la lunghezza della fagliazione in superficie e con l’altezza della scarpata media (dislocazione). La stella rossa è il terremoto del 30 ottobre 2016 (M 6.5) e quella blu è relativa al terremoto del 1980 (M 6.8).


Video del rilievo dei geologi del gruppo EMERGEO

I geologi del gruppo EMERGEO dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia in collaborazione con i geologi di altre università e enti di ricerca hanno raggiunto il versante sud occidentale di Monte Bove Sud in corrispondenza dell’espressione di superficie della faglia responsabile del terremoto di magnitudo 6.5 del 30 ottobre scorso. È stata osservata la rottura cosismica primaria che presenta un rigetto di circa cinquanta centimetri, diretta espressione in superficie  del movimento del piano di faglia in profondità. La rottura cosismica individuata si localizza sul prolungamento del lineamento tettonico Monte Vettore-Monte Porche-Monte Bove attivatosi durante l’evento di magnitudo 6.5. Il gruppo EMERGEO sin dal 24 agosto è impegnato in rilievi di terreno atti ad identificare e caratterizzare, da un punto di vista geometrico e cinematico, i settori di faglia responsabili della sequenza sismica in corso.

a cura del Gruppo operativo EMERGEO (2016).


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La sequenza sismica in Italia centrale a un mese dal suo inizio: un aggiornamento sugli studi in corso

Un mese dopo l’inizio della sequenza dell’Italia centrale, attivata dal terremoto di magnitudo 6.0 avvenuto nella notte tra il 23 e il 24 agosto, continuano gli studi dei sismologi e dei geologi per delineare sempre meglio il quadro di quanto è accaduto e fare degli scenari sulla possibile evoluzione.

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La sequenza in Italia centrale dal 24 agosto al 23 settembre ore 12.

Anzitutto va detto che la sequenza è ancora in pieno svolgimento, pur con un numero minore di repliche (aftershocks) rispetto alle prime due settimane. Al momento la Rete Sismica Nazionale dell’INGV ha localizzato complessivamente circa 11500 repliche, in un’area che si estende per circa 40 chilometri in direzione NNO-SSE lungo la catena appenninica: 200 terremoti di magnitudo compresa tra 3 e 4, 14 quelli di magnitudo compresa tra 4 e 5 e uno di magnitudo maggiore di 5, oltre naturalmente a quello principale di magnitudo 6 del 24 agosto.

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Andamento temporale della sequenza sismica dal 24 agosto al 23 settembre. In blu i primi dieci giorni, in giallo i dieci giorni successivi, in arancio gli ultimi dieci giorni.

In questo articolo forniamo un aggiornamento sintetico su quanto si è capito finora su questo evento sismico, segnalando che gli studi sono ancora in pieno svolgimento, con i nuovi dati registrati dalle reti di monitoraggio e con quelli che continuano a essere raccolti dalle squadre sul terreno, con le immagini dal satellite e le modellazioni al computer e altro ancora. Un rapporto più esaustivo con maggiori dettagli è disponibile QUI.

Tutti i dati acquisiti dalle reti sismiche e accelerometriche sono stati messi a disposizione della comunità scientifica per studi e ricerche. I dati registrati dalle stazioni della Rete Sismica Nazionale (RSN) e dalle stazioni temporanee installate dopo il terremoto sono disponibili nell’archivio EIDA (European Integrated Data Archive). Tutte le registrazioni accelerometriche della RSN e delle stazioni di emergenza per tutti i terremoti da magnitudo 3 in su avvenuti durante la recente sequenza (oltre 21.000 forme d’onda dal 24 agosto ad oggi) sono pubblicate a scaricabili dal portale web ISMD, ovvero dalla banca dati accelerometrica real time dell’INGV. Al pari, una selezione di forme d’onde processate manualmente, circa 200, è inoltre disponibile su ESM (Engineering Strong Motion Database). Per quanto riguarda le stazioni della Rete Accelerometrica Nazionale (RAN) del DPC, i dati originali sono disponibili sul sito web della RAN.

L’evento principale di ML 6.0 del 24 agosto è stato causato dallo scorrimento di una faglia distensiva (o faglia normale) orientata in direzione NNO-SSE (azimut ~156°) inclinata verso SO con una pendenza di circa 50°. La lunghezza della faglia che si è attivata con questo terremoto è di 20-25 km. A partire dal punto di nucleazione del terremoto, localizzato a circa 8 km di profondità in prossimità di Accumoli, la rottura della faglia è stata bilaterale (propagandosi sia verso NO sia verso SE, ossia verso Norcia e verso Amatrice). Sia i dati accelerometrici che quelli SAR indicano che la faglia non si è dislocata in maniera omogenea lungo la sua estensione ma è caratterizzata da due zone principali di concentrazione dello spostamento sul piano di faglia stesso, con valori massimi di circa un metro.  La durata della rottura, ricavata dai dati accelerometrici, è stata di circa 6 secondi.

Il risultato della modellazione mostra due aree di rottura principali sul piano di faglia uno sopra l’ipocentro ed uno a NW

Il piano di faglia del terremoto del 24 agosto in una vista frontale. Il risultato della modellazione mostra due aree di rottura principali sul piano di faglia, uno sopra l’ipocentro ed uno verso nordovest. La stella rossa indica la posizione del punto di origine della rottura sulla faglia (l’ipocentro), le frecce lo spostamento sulla faglia.

Le aree della faglia caratterizzate dai maggiori valori di slip (movimento lungo il piano di faglia) sono quelle meno popolate dagli aftershocks della sequenza sismica (in particolare questo è vero per l’area con una maggiore concentrazione di slip nel parte più meridionale, vedi figura sotto, pannello a sinistra). Si nota anche come gli aftershocks di magnitudo più elevata (ML>3.0) tendano a concentrarsi lungo i bordi delle aree di maggior slip (figura sotto, pannello a destra).

. Confronto tra la distribuzione degli aftershock e la distribuzione di slip sul piano di faglia principale. Il modello di sorgente riportato in figura è quello derivante dall’inversione dei dati accelerometrici (doi 105281/zenodo.61460) le localizzazioni degli aftershcoks sono mostrate a sinistra tutte, a destra solo quelle con magnitudo superiore a 3.

Confronto tra la distribuzione degli aftershocks e la distribuzione di slip sul piano di faglia principale (proiezione sulla superficie). Il modello di sorgente riportato in figura è quello derivante dall’inversione dei dati accelerometrici (doi 105281/zenodo.61460). Nel pannello di sinistra sono riportate le localizzazioni di tutti gli aftershocks – indipendentemente dalla magnitudo – mentre nel pannello di destra sono graficate solo quelle con magnitudo superiore a 3.

I dati SAR e GPS hanno evidenziato le deformazioni superficiali dell’area dovute al terremoto del 24 agosto, come già descritto in altri articoli del blog. I dati di altri satelliti analizzati in questi giorni hanno permesso di modellare le deformazioni visibili dal SAR con una faglia a slip eterogeneo o con due faglie adiacenti con geometria leggermente differente e analoga distribuzione di slip.

Rappresentazione 3D del modello di slip a due faglie. La linea arancione rappresenta l'intersezione della faglia Nord con la superficie; la linea viola è l'intersezione della faglia Sud. Il simbolo rosso è il mainshock, i simboli verdi sono gli altri eventi maggiori fino al 29/8.

Rappresentazione 3D del modello di slip a due faglie ricavato dai dati SAR. La linea arancione rappresenta l’intersezione della faglia nord con la superficie; la linea viola è l’intersezione della faglia sud. Il simbolo rosso è l’ipocentro dell’evento principale, i simboli verdi sono gli altri eventi maggiori fino al 29 agosto.

Le deformazioni del terreno visibili dai dati SAR analizzati finora sembrano suggerire che il movimento sulla faglia non sia arrivato a interessare direttamente la superficie. Gli spostamenti del terreno osservati dal satellite sembrano piuttosto legati a due fenomeni deformativi a una scala diversa: uno “profondo” legato al movimento sulla faglia a profondità tra i 10 e i 5 km (le aree colorate in blu e celeste nella figura sopra), e un altro, più circoscritto, che produce delle frange caratteristiche negli interferogrammi e che sarebbe legato a deformazioni più superficiali, forse attribuibili a fenomeni gravitativi. Sono in corso verifiche e confronti tra questi dati e quelli di terreno (v. sotto) per discriminare la natura delle rotture evidenziate sul terreno, se queste siano cioè diretta espressione in superficie della faglia responsabile del terremoto del 24 agosto, o, alternativamente, siano degli elementi deformativi secondari.

Come noto, molte “rotture superficiali” del terreno sono state rilevate e mappate lungo la faglia del monte Vettore: si tratta di una zona di fratturazione superficiale continua che si estende per circa 5.2 km lungo il fianco sud-occidentale del monte. Le squadre dei rilevatori stanno tuttora investigando l’area epicentrale per un’estensione totale di circa 40 km tra Castelluccio di Norcia, a Nord, e la Località Ortolano posta a sud del lago artificiale di Campotosto. Al momento, sono state catalogate informazioni geologiche su oltre 3000 punti di osservazione. In generale, nell’intera area investigata sono state segnalate numerose fratture lungo i versanti montuosi e i campi coltivati (questi elementi deformativi risultano spesso ben visibili sul manto stradale), insieme a frane, scoscendimenti e crolli di massi, di piccole-medie dimensioni. Le caratteristiche geometriche degli elementi deformativi osservati sono descritte sinteticamente nella figura sotto.

diagramma a rosa delle direzioni delle rotture cosismiche sui depositi non consolidati (in rosso) e lungo il piano di faglia in roccia del Monte Vettore e del Monte Vettoretto

Diagramma a rosa delle direzioni delle rotture cosismiche sui depositi non consolidati (in rosso) e lungo il piano di faglia in roccia del Monte Vettore e del Monte Vettoretto.

 

Rilievi macrosismici

A seguito del terremoto del 24 agosto, seguito poco dopo dalla forte replica di magnitudo Ml 5.4 (Mw 5.3), le squadre del DPC, CNR‐IGAG e INGV sono partite per effettuare il rilievo macrosismico dell’area epicentrale. Le diverse squadre hanno intrapreso il rilievo nell’area di Norcia, Arquata e Antrodoco, frazione per frazione, talvolta anche nelle stesse località ed in tempi diversi, al fine di confrontare e tarare le osservazioni macrosismiche. Le squadre si sono quindi incontrate più volte sul campo per scambiarsi dati, impressioni e pareri. In remoto hanno operato altri colleghi che raccoglievano notizie e segnalazioni, comunicandole alle squadre.

È opportuno ricordare che il rilievo macrosismico in scala MCS in fase di emergenza è di carattere speditivo, e ha l’obiettivo precipuo di definire al meglio la distribuzione del danneggiamento medio‐grave nell’immediato (2 giorni) e ‐ più in generale ‐ di fornire i limiti dell’area di danno in un tempo ragionevolmente breve (15 giorni) e con un criterio omogeneo e di immediata applicazione, quale quello fornito dalla scala MCS. In particolare, il rilievo viene eseguito utilizzando le percentuali di danneggiamento della scala MCS (1930) quantificate da Molin (2009) in progressione crescente per i gradi di intensità ≥ V MCS e secondo i cinque livelli di danno previsti dalla scala originaria.

D’altro canto, l’applicazione della scala macrosismica europea EMS (Grünthal, 1998), presentando difficoltà collegate alla suddivisione degli edifici di un centro abitato secondo le classi di vulnerabilità proposte dalla scala stessa, è inapplicabile in fase di emergenza. Anche in occasione del terremoto dell’Aquila nel 2009, non è risultato possibile assegnare con sicurezza e con la rapidità generalmente richiesta dai rilievi macrosismici in emergenza la classe di vulnerabilità agli edifici, se non a seguito di sopralluoghi prolungati nei mesi successivi (p.e., Molin et al., 2010).

Dal presente rapporto sono al momento escluse le informazioni di effetti di risentimento che non siano stati direttamente verificati dalle squadre. Alle ore 20 del 15 Settembre sono state rilevate direttamente un totale di 283 località distribuite in 76 comuni. Nella figura sotto sono mostrate le intensità attribuite.

Figura 7. Distribuzione delle intensità rilevate per località in termini di scala macrosismica MCS (cerchi bianchi proporzionali alla intensità di sito). Isosisme dal VI al IX MCS a tratteggio nero. Stelle rosse, eventi con Ml>4 (INGV). Le campiture colorate indicano approssimativamente la distribuzione areale dell'intensità. Sullo sfondo DTM a 20 metri. Le linee blu sono le faglie del Vettore a nord e della Laga a sud. In rosso la rottura superficiale del 2016

Distribuzione delle intensità rilevate per località in termini di scala macrosismica MCS (cerchi bianchi proporzionali alla intensità di sito). Isosisme dal VI al IX MCS a tratteggio nero. Stelle rosse, eventi con Ml>4 (INGV). Le campiture colorate indicano approssimativamente la distribuzione areale dell’intensità. Sullo sfondo DTM a 20 metri. Le linee blu sono le faglie del Vettore a nord e della Laga a sud. In rosso la rottura superficiale del 2016

Queste qui riportate sono solo alcune delle informazioni che si trovano nel “SECONDO RAPPORTO DI SINTESI SUL TERREMOTO DI AMATRICE ML 6.0 DEL 24 AGOSTO 2016 (ITALIA CENTRALE)” a cura del Gruppo di Lavoro INGV sul terremoto di Amatrice (2016).

Citare come: Gruppo di Lavoro INGV sul terremoto di Amatrice (2016). Secondo rapporto di sintesi sul Terremoto di Amatrice Ml 6.0 del 24 Agosto 2016 (Italia Centrale), doi: 10.5281/zenodo.154400


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