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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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Evento sismico M4.4 al confine tra Lazio e Abruzzo (7 novembre ore 18:35)

Un terremoto di magnitudo Richter 4.4 (Mw 4.4) è avvenuto alle 18:35 (ora italiana) al confine tra Lazio e Abruzzo, tra le province di Frosinone e quella dell’Aquila, a una profondità stimata di 14 km. Le località più vicine all’epicentro sono riportate sotto:

Comune Prov Dist Pop CumPop
Balsorano AQ 5 3569 3569
Pescosolido FR 5 1555 5124
Sora FR 6 26144 31268
Campoli Appennino FR 7 1725 32993
Broccostella FR 9 2741 35734
San Vincenzo Valle Roveto AQ 9 2347 38081
Villavallelonga AQ 10 919 39000

 

Fig. 1. Epicentro del terremoto delle 18:35

La zona interessata dall’evento odierno è caratterizzata da una sismicità frequente, sia a livello strumentale (Fig. 2) che dai dati storici (Fig. 3). Nelle ore precedenti l’evento di M 4.4 erano avvenuti circa 30 piccoli terremoti, tutti di magnitudo inferiore a 3. Nell’ora successiva al terremoto delle 18:35 sono state registrate circa 15 repliche di piccola magnitudo (la maggiore di M 2.2).

Fig. 2. Sismicità recente dell’area

La zona del terremoto odierno è caratterizzata da pericolosità molto alta (Fig. 4), come testimoniato anche dai forti terremoti avvenuti in passato. L’evento sismico storico più prossimo all’area dell’evento odierno è quello del 1654, per il quale si è stimata una magnitudo pari a 6.3. A nord e a sud sono avvenuti in passato altri forti terremoti, come quello del 1915 nella zona della Marsica, e nel 1349 al confine tra Lazio e Molise.

Fig. 3. Sismicità storica dell’area

Altri terremoti storici più recenti sono avvenuti, tra gli altri, nel 1922 (M~5.2) e nel 1984 nella zona della Val Comino (M5.9).

Fig. 4. Mappa di pericolosità della zona

La zona è caratterizzata dalla presenza di una tettonica di tipo estensionale, con faglie dirette (normali) prevalenti. La soluzione del meccanismo focale preliminare mostra infatti una faglia normale orientata parallelamente alla catena appenninica (NO-SE); è attualmente in corso di analisi la soluzione definitiva.

Il terremoto è stato avvertito in un’ampia regione dell’Italia centrale (Fig. 5), come attestano i numerosi questionari ricevuti sul sito di http://www.haisentitoilterremoto.it

Fig. 5. Risentimenti del terremoto dai questionari sul web di “Hai sentito il terremoto?”

La storia sismica di Sora (Fig. 6), uno dei centri più prossimi all’epicentro, mostra una frequenza elevata degli effetti di terremoti di media intensità, soprattutto a partire dalla metà dell’Ottocento quando le osservazioni sono diventate più complete. Si notano anche alcuni eventi che hanno raggiunto il grado VIII o IX della scala Mercalli-Cancani-Sieberg.

Fig. 6. Storia sismica di Sora dall’anno 1000 al 2000. In ordinate l’intensità MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) dei terremoti con effetti a Sora. La maggiore densità di dati nel periodo recente è dovuta a una maggiore documentazione degli effetti.


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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.

Figure6NEW

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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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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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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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

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