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Un aggiornamento a tre anni dal terremoto del 24 agosto 2016

A tre anni dal terremoto del 24 agosto 2016, cerchiamo di fare il punto sull’attività sismica in corso nell’area e vediamo come sono proseguite le ricerche in quest’ultimo anno. La grande quantità di dati sismici, geodetici, geologici, raccolti durante la sequenza è stata già oggetto di numerose pubblicazioni e sono tuttora in corso analisi più di dettaglio, con nuovi metodi e collaborazioni con ricercatori di altri istituti e università italiane e internazionali.

Abbiamo pensato di porre delle domande ad alcuni dei ricercatori che in questi anni hanno studiato e stanno studiando la sequenza sismica e le faglie presenti sul territorio, iniziando da Lucia Margheriti, primo ricercatore dell’Osservatorio Nazionale Terremoti dell’INGV, attuale responsabile del gruppo di lavoro del Bollettino Sismico Italiano e co-autrice dell’articolo “Multi-segment rupture of the 2016 Amatrice-Visso-Norcia seismic sequence (central Italy) constrained by the first high-quality catalog of Early Aftershocks“, di Improta et al., pubblicato sulla rivista Scientific Reports di Nature nel maggio 2019.

Lucia, a tre anni dal terremoto del 24 agosto 2016 possiamo dire che la sequenza sismica nel centro Italia è terminata?

“La sequenza sismica che ha interessato l’Appennino centrale con numerose scosse di magnitudo maggiore di 5 tra il 24 agosto del 2016 e il 18 gennaio del 2017 non è ancora conclusa; infatti l’area compresa tra Camerino e L’Aquila è ancora oggi interessata da una sismicità persistente che presenta un rilascio di energia maggiore rispetto a quanto accadeva prima del 24 agosto 2016. Nel grafico sottostante è riportato l’andamento della sismicità da luglio 2016 ad agosto 2019 all’interno del rettangolo di coordinate lat. 42.4 – 43.2, lon. 12.6 – 13.9: in particolare, le linee verticali mostrano il numero di eventi giornalieri di magnitudo≥2.0 avvenuti durante la sequenza; i giorni e le ore con il maggior numero di terremoti sono quelli che seguono le scosse più forti: più di 800 eventi dopo il 24 agosto 2016 (di cui due forti di magnitudo Mw 6.0 e Mw 5.4 nella zona di Amatrice); quasi 1000 eventi giornalieri dopo il 30 ottobre 2016 (aftershocks degli eventi di magnitudo Mw 5.4 e Mw 5.9 del 26 ottobre nell’area di Visso (MC) e dell’evento più forte della sequenza del 30 ottobre di magnitudo Mw 6.5, con epicentro a Norcia), circa 500 eventi il 18 gennaio 2017 (di cui quattro con magnitudo maggiore o uguale a 5.0 verificatisi nell’area meridionale della sequenza nei pressi di Barete). Nello stesso grafico i cerchietti neri indicano il rilascio di momento sismico giornaliero, una grandezza che stima la somma dell’energia rilasciata dai terremoti ogni giorno, l’asse delle ordinate a destra è in scala logaritmica: il momento sismico rilasciato dagli eventi del 30 ottobre 2016 raggiunge quasi 10^19 Nm, un valore un milione di volte più elevato del fondo scala del grafico; come si può vedere il livello dell’energia rilasciata a luglio-agosto 2019 è ancora mediamente più alto di quello di luglio 2016“.

Figura 1 – Grafico dell’andamento della sismicità dal luglio 2016 ad agosto 2019, l’asse delle ordinate a sinistra indica il numero giornaliero di terremoti rappresentati dalle linee verticali nel grafico; l’asse delle ordinate a destra mostra i valori del rilascio di momento sismico giornaliero rappresentato dai cerchietti neri nel grafico; vedi testo per i dettagli.

“In totale, l’INGV ha localizzato nell’area della sequenza sismica più di 110000 eventi sismici, Leggi il resto di questa voce

100-1000-10000 terremoti nel 2019 in Italia

Ieri, 15 agosto, abbiamo fatto qualche calcolo sui numeri dei terremoti avvenuti in Italia dal 1° gennaio 2019, iniziando con quelli di magnitudo pari o superiore a 3 (M3+): ne abbiamo contati 100. In pratica 13.3 al mese in media. Questo numero include anche 7 eventi fuori dal territorio nazionale, poiché la selezione che abbiamo fatto (e che potete fare anche voi sul sito terremoti.ingv.it) comprende un’area che va da latitudine 35°N a 49°N e longitudine da 5°E a 20°E.

Considerata la forma dell’Italia, allungata principalmente in senso nordovest-sudest, prendiamo in questa zona anche qualche terremoto dell’Algeria e della Tunisia, o della Slovenia e Croazia. Infatti, dei 100 terremoti di magnitudo M3+ estratti, 7 risultano al di fuori dei confini italiani (un paio sui confini li abbiamo attribuiti alle regioni italiane più vicine, così come gli eventi in mare sono stati quasi tutti attribuiti alle regioni più prossime agli epicentri).

Epicentri dei 100 terremoti di magnitudo pari o superiore a 3 localizzati dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV dal 1° gennaio al 15 agosto 2019.

I 100 terremoti non sono avvenuti con la stessa frequenza mese per mese Leggi il resto di questa voce

20 maggio 2019: sette anni dalla sequenza sismica in Pianura Padana Emiliana

Sette anni fa, il 20 maggio 2012 alle ore 4:03 italiane, un terremoto di magnitudo Mw 5.8 provocava danni considerevoli in una vasta area tra le province di Modena, Mantova, Ferrara e zone adiacenti, dando l’avvio a una sequenza sismica molto lunga e con oltre 3000 repliche (aftershocks). Oltre al forte evento del 29 maggio alle ore 9:00 italiane di magnitudo Mw 5.6, che causò ulteriori crolli e vittime, si contarono altri 6 terremoti di magnitudo pari o superiore a 5 e, in totale, 24 eventi sismici di magnitudo compresa tra 4.0 e 4.9 e circa 230 di magnitudo compresa tra 3.0 e 3.9.

Il primo mese della sequenza della Pianura Padana Emiliana. In blu gli eventi tra il 19 e il 29 maggio 2012, in rosso dal 29 maggio fino al 19 giugno 2012. Il terremoto del 20 maggio 2012 alle ore 4:03 italiane ha avuto magnitudo momento Mw 5.8 e magnitudo locale ML 5.9 e l’evento del 29 maggio alle ore 9:00 italiane ha avuto magnitudo momento Mw 5.6 e magnitudo locale ML 5.8.

Il terremoto fu per molti, tra i non addetti ai lavori, una “sorpresa” in quanto non si ricordavano eventi recenti di quella magnitudo. Inoltre, il fatto di essere avvenuto in pianura costituì un altro elemento di anomalia, poiché si riteneva che solo in zone montuose potessero esserci faglie attive in grado di generare forti terremoti. Entrambe le considerazioni erano frutto di una scarsa conoscenza della storia e della geologia. Proprio per questo motivo, dopo il 20 maggio del 2012 prese vita questo blog ingvterremoti.wordpress.com, con il quale abbiamo tentato, per quella sequenza e per tanti altri terremoti che sono seguiti, di fornire informazioni rapide e puntuali, approfondimenti scientifici su terremoti, maremoti, attività di ricerca, curiosità e altro ancora. Per la sola sequenza nella Pianura Padana Emiliana e gli studi ad essa correlati sono stati pubblicati oltre 100 articoli (facilmente recuperabili effettuando una ricerca con la chiave “Pianura Padana Emiliana”). A testimonianza della funzione informativa che ha svolto durante la sequenza emiliana, il blog è stato visitato da più di 880.000 persone in un solo giorno, subito dopo una delle repliche più forti, quella del 3 giugno 2012, che fu ben avvertita in un’area vastissima del nord Italia.

Sorgenti Sismogenetiche Individuali (ISS) e Sorgenti Sismogenetiche Composite (CSS) della Pianura Padana (rappresentate rispettivamente con rettangoli neri e fasce rosse; per le definizioni si vedano Basili et al., 2008; DISS v. 3.2 http://diss.rm.ingv.it/diss/). Le anomalie della rete di drenaggio sono evidenziate in tratteggio bianco. SAMF: fronte montuoso delle Alpi Meridionali; SAOA: arco esterno delle Alpi Meridionali; GS: Sistema delle Giudicarie; SVL: Schio-Vicenza; PTF: fronte pedeappenninico; EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo.

In questo post riassumiamo, attraverso alcuni dei contributi più significativi, le conoscenze sul terremoto del 2012, partendo dal primo articolo del 20 maggio 2012, che fu seguito nella stessa giornata da numerosi aggiornamenti.

In questo articolo, pubblicato due anni dopo il terremoto, i ricercatori INGV rispondono a 10 domande ricorrenti sul terremoti, sulla storia, la geologia, la pericolosità dell’area e molto altro: SPECIALE Due anni dal terremoto in Emilia.

Una delle polemiche che hanno seguito il terremoto del 2012 riguardò la presunta “sottostima” della pericolosità dell’area. In questo articolo i ricercatori esperti di pericolosità spiegavano i motivi del fraintendimento e cosa fosse opportuno confrontare e considerare: I terremoti in Pianura Padana Emiliana del maggio 2012 e la pericolosità sismica dell’area: che cosa è stato sottostimato?

Nei mesi successivi ai terremoti di maggio, alcuni ricercatori dell’INGV, in collaborazione con colleghi di altre amministrazioni, avevano effettuato numerosi incontri con la popolazione, allo scopo di spiegare i fenomeni e informare correttamente e direttamente i cittadini. In questo articolo hanno riassunto le domande più ricorrenti, cercando di dare una risposta a ciascuna di esse: Terremoto in Pianura Padana Emiliana: le domande più frequenti dagli incontri con la popolazione.

Le squadre di rilevamento del danno, Gruppo Operativo QUEST, hanno prodotto diversi rapporti sulla situazione post-evento del 20 e del 29 maggio. Qui si descrive il rapporto riassuntivo: Terremoto Pianura Padana Emiliana: rapporto macrosismico degli effetti dei terremoti del 20 e del 29 maggio.

Uno degli elementi di maggiore interesse fu la “scoperta” di strutture geologiche attive al di sotto della coltre dei sedimenti della Pianura Padana. In realtà si trattava di una conoscenza diffusa tra geologi e sismologi, come spiegato in questo post e nel video collegato: Terremoto Pianura Padana Emiliana: le faglie sepolte.

Il tipo di movimento delle faglie attive è stato studiato con varie tecniche, tra cui quelle sismologiche classiche, che hanno permesso di ricostruire la struttura attiva e i movimenti delle faglie sepolteTerremoto in Pianura Padana Emiliana: meccanismi focali e magnitudo.

Un altro approfondimento significativo e doveroso, vista la memoria corta della maggior parte dell’opinione pubblica all’indomani del terremoto del 2012, riguardò la storia sismica dell’area: Terremoto in Pianura Padana Emiliana: storia sismica dell’area.

Uno dei fenomeni più eclatanti dei terremoti del 2012 furono gli estesi fenomeni di liquefazione del terreno osservati in molte località. Squadre di geologi esperti del Gruppo Operativo EMERGEO, mapparono tutta l’area e produssero diversi rapporti sul fenomeno: Terremoto in Pianura Padana Emiliana: fenomeni di liquefazione.

Molti altri argomenti sono stati trattati e pubblicati in altri articoli. Una lista completa è consultabile qui.


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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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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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