Deformazione superficiale della microplacca Adria determinata sulla base dei dati GPS e considerazioni sulla tettonica

Paolo Balocchi*

Riassunto: La microplacca Adria che rappresenta un promontorio della più estesa placca Africana, è ubicata lungo la Pianura Padana, Veneta e lungo il mare Adriatico. Rappresenta una zona relativamente stabile dell’avampaese Appenninico, Dinnarico e del Sudalpino. La porzione più settentrionale corrisponde alla Pianura Padana che si trova incuneata tra le due catene montuose principali della regione italiana: a sud l’Appennino e a nord le Alpi. I dati sismologici e geologici mettono in evidenza come lungo il margine appenninico e quello Sudalpino con la Pianura Padana, si abbia un regime tettonico di netta compressione. Tale regime determina una cinematica di sovrascorrimento dell’Adria e sottoscorrimento dell’Europa lungo del margine Sudalpino e il sottoscorrimento di Adria e sovrascorrimento di Europa lungo il margine Appenninico. Attraverso lo studio dei dati GPS e delle sue velocità, si è calcolato la deformazione tettonica della litosfera più superficiale, in termini di orientazione dell'ellisse dello strain (direzione di massimo allungamento e accorciamento) e deformazione superficiale (aree in allungamento e in accorciamento).

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(*) Geologo del GeoResearch Center Italy – GeoBlog (sito internet: www.georcit.blogspot.com; mail: georcit@gmail.com).

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GeoResearch Center Italy - GeoBlog, pub. n° 3 (2013), ISSN: 2240-7847.

Introduzione

Figura 1: Schema strutturale della Pianura Padana (microplacca  

Adria) e delle aree adiacenti (da: Castellarin e al., 1982). 

Legenda: Il Sudalpino è tettonizato in età eoalpina (Cretaceo-

Paleocene) (1) e in etàEocene inf. e medio (2). L’area Appenninica  

è coeva al settore più occidentale delle Alpi (3) di età Messiniana e 

Plio-Pleistocenica; L’area in forte accorciamento Appenninica e  

Veneto-Friulana (4) caratterizzata dalle strutture sepolte sotto i 

depositi di pianura.

La microplacca Adria (fig. 1) geologicamente è ubicata lungo la Pianura Padana-Veneta e lungo il mare Adriatico, e rappresenta un promontorio della più estesa placca Africana (Channell, 1996; Finetti e al., 1987). Rappresenta una zona relativamente stabile dell’avampaese Appenninico, Dinnarico e del Subalpino. L’Adria è costituita da crosta continentale, e nella porzione più settentrionale è rappresentata dal substrato della Pianura Padana che interagisce con il fronte della catena Appenninica a sud e del Sudalpino a nord, e il substrato della Pianura Veneta che interagisce sempre con il Sudalpino più orientale e il fronte delle Dinaridi.

La collisione continentale a nord tra placca Europea e Adria ha portato alla formazione della catena Alpina con subduzione verso sud della placca Europea e sovrascorrimento della placca Adria (subduzione continente-continente) (Bally e al., 1985) con la formazione di strutture di retro-trusts a vergenza Padana. Per la catena Appenninica si ha la subduzione della placca Adria sempre verso sud e sovrascorrimento della placca Europea (Argnani, 2009; Balocchi, 2011; 2012; 2013) con la relativa formazione di trusts frontali sempre a vergenza Padana raccordate a superfici di scollamento basale (fig. 2).

Figura 2: Modello tettonico delle relazioni tra la microplacca Adria 

e quella Europea sul fronte del Sudalpino e Appenninico (modificato  

da: Castellarin e al., 1985; Balocchi, 2012); La spinta reciproca  

lungo il margine delle Alpi Calcaree Meridionali determina il  

sovrascorrimento dell’Adria e ilsottoscorrimento dell’Europa con la  

formazione dei retro-trusts del Sudalpino; Lungo il margine  

Appeninico  si ha la formazione di una subduzione della placca 

Adria sotto quella Europea, con la formazione dei trusts frontali  

sepolti sotto i depositi della Pianura Padana e le successive faglie 

distensive dell’edificio appenninico.

Dalle velocità orizontali (componenti N-S ed E-W) delle stazioni GPS, si vogliono ricavare informazioni sullo stato della deformazione tettonica della litosfera più superficiale, in termini di orientazione dell'ellisse dello strain (direzione di massimo allungamento e accorciamento) e deformazione superficiale (aree di superfice in allungamento e in accorciamento).

Dati di velocità dalle stazioni GPS

Le reti permanenti GPS, oltre i dati sismologici (Balocchi, 2012; 2013; Balocchi, Santagata, 2012a; 2012b; Balocchi, Riga, 2013) sono un’importante risorsa per lo studio della tettonica attiva alla scala regionale e locale, che comprendono anche gli studi della cinematica e della deformazione crostale. A tale fine è utile una rete GPS sufficientemente densa e opportunamente distribuita su tutto il territorio alla scala considerata (Avalone e al., 2008).

La Rete Integrata Nazionale GPS (RING) dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (Avalone e al., 2008) e la rete GPS della Nasa (Moore, Owen, 2013), rappresentano uno strumento importante per lo studio della tettonica attiva alla scala nazionale. I dati ricavati dalle stazioni sono analizzati simultaneamente rispetto alla posizione dei satelliti, in modo da ottenere, per ogni punto, delle coordinate con una precisione dell’ordine di 1-2 mm/anno sulla componente orizzontale e 5-6 mm/anno su quella verticale. I dati sono rappresentati secondo una serie temporale (fig. 3), dove il campo di velocità è espresso rispetto ad un sistema di riferimento definito “Europa Stabile” o in termini di velocità assolute. Il campo di velocità espresso dalle tre componenti: N-S, E-W e verticale, mettono in evidenza i principali regimi della deformazione superficiale nell'aree sismogenetica rappresentata dalla microplacca Adria (Avalone e al., 2008; Balocchi, 2013).

Figura 3: Serie temporale dei dati GPS secondo le tre 

componenti principali: Latitudine, Longitudine, in altezza;  

a) velocità relative della stazione di Modena (MODE) dai 

dati RING dell’INGV (da: Avalone e al., 2008); b) velocità 

assolute della stazione di Prato (PRAT) dai dati della NASA  

(da: Moore, Owen, 2013).

Deformazione superficiale

I dati delle velocità di punti GPS ricavati dal database RING dell’INGV e dalla NASA (Avalone e al., 2008; Moore, Owen, 2013), sono stati elaborati al fine di determinare lo strain principale orizontale tra tre stazioni GPS (Allmendinger e al., 2012; Cardozo e al., 2009; Cronin e al., 2012; Cuffaro e al., 2010).

L'algoritmo di calcolo utilizza le componenti delle velocità N-S ed E-W di tre stazioni GPS non allineate, che formano una cella triangolare. Lo strain viene attribuito al centro della cella triangolare ed è descritto in termini di elisse della deformazione (S1: direzione di massimo allungamento orizontale; S2: direzione di massimo accorciamento orizontale) e la deformazione superficiale (valori negativi rappresentano aree in accorciamento mentre valori positivi rappresentano aree in allungamento).

Figura 4: Carta dello strain tettonico superficiale. Le zone colorate dal rosso al verde mettono in evidenza rispettivamente le aree in accorciamento (-60 nStrain) e quelle in allungamento (+60 nStrain); l'ellisse della deformazione: S1=direzione di massimo allungamento; Aree colore rosso salmone indicano le principali strutture sismogenetiche (DISS Working Group, 2010); Stazioni GPS: con il triangolo sono rappresentate quelle della NASA, con il palluno sono rappresentate quelle del RING dell'INGV.

Attraverso l'algoritmo di calcolo è stato possibile realizzare la carta dello strain tettonico superficiale (fig. 4) descritto come elisse della deformazione sovrapposta alla deformazione superficiale, dove con colori diversi vengono rappresentate le aree in allungamento e quelle in accorciamento.

Dalla carta si evidenzia come la microplacca Adria sia soggetta ad accorciamenti in corrispondenza di due porzioni: nel settore emiliano-lombardo con una direzione di massimo raccorciamento N-S e quello veneto-romagnolo con una direzione di massimo raccorciamento NW-SE . Il primo settore è legato alla tettonica attiva attuale testimoniata dalle sequenze sismiche emiliane del 2012 (Balocchi, Santagata, 2012b), dove i meccanismi focali dei terremoti più forti evidenziano un regime compressivo, e dalla morsa che stringe la microplacca Adria compresa tra gli Appennini a sud e le Alpi a nord (Balocchi, 2012). L'interpretazione di alcuni autori è quella che alla scala regionale sia presente una struttura antiappennica trastensiva sinistrorsa che determina il sollevamento del basamento occidentale e l'abbasamento relativo di quello orientale. In questo modo si viene a creare l'arco dei trusts sepolti che da Reggio Emilia vanno a raccordarsi alle pieghe Ferraresi (Cuffaro e al., 2010). L'accorciamento del secondo settore, è dovuto al fronte sepolto della catena appennica (pieghe ferraresi e adriatiche) (Balocchi, 2011) dove i thrust basali giocano un ruolo di rampa frontale obliqua compatibili con una direzione di massimo accorciamento NW-SE. Nella pianura veneta, le spinte del retropaese alpino lungo il fronte veneto-friulano (Balocchi, 2012) determina un suo accorciamento.

L'estensione delle aree del retropaese appenninico, che fa parte della placca Europa, è legata allo scorrimento della microplacca Adria sotto quella Europa con la formazione di un piano di subduzione avente immersione SW, e al relativo fenomeno del roll-back (Balocchi, 2011; Balocchi, 2012; Balocchi, Riga, 2013; Petrucci, Balocchi, 2013). Dai dati relativi all'elisse della deformazione, si evidenzia come la direzione di massimo allungamento sia molto variabile, e potrebbe essere dovuto a collassi post orogenetici.

Il settore alpino nord-orientale, rappresenta anch'essa un'area in accorciamento affiancata da un'area in allungamento. Tale conformazione della deformazione superficiale messa in evidenzia dai dati GPS, può essere motivata se si considera la struttura tettonica Schio-Vicenza (Balocchi, 2012), una trascorrente con direzione NW-SE che taglia i retro-trust del Montello e del Monte Baldo, fino a scontrarsi con la struttura delle Giudicarie. I dati GPS mostrano come tale struttura gioca sicuramente un ruolo di svincolo cinematico con un movimento trascorrente destrorso. Questo lineamento tettonico viene messo in evidenza anche dall'accostameno di due zone con ellissi della devormazione orioentati diversamente. L'area o il blocco SW mostra una direzione di massimo accorciamento NW-SE mentre l'altro blocco mostra direzione di accorciamento NE-SW.

Altro settore è quello Piemontese-Lombardo che dai dati GPS mostra una certa stabilità dal punto di vista della deformazione tettonica superficiale, con direzioni di massimo allungamento W-E.

Conclusioni

Dall'analisi dei dati GPS (Avalone e al., 2008; Moore, Owen, 2013), è stato possibile ricavare la carta dello strain tettonico superficiale che da informazioni importanti sul campo di deformazione attivo dovuto alla tettonica.

1. I dati GPS mostrano chiare evidenze come la microplacca Adria sia in accorciamento principalmente in due settori: quello emiliano-lombardo e quello veneto-romagnolo. Tale accorciamento è legato ai movimenti dei trusts frontali della catena sepolta appenninca (in alcuni casi giocano un ruolo di rampe frontali oblique) e alle spinte tettoniche dovute alla morsa che stringe Adria tra la catena dell'Appennino e delle Alpi (Balocchi, 2011; 2012; Balocchi, Santagata, 2012b). 
2. L'estensione superficiale del retropaese appenninico evidenziato dai dati GPS trova spiegazioni nel modello della tettonica appenninica profonda, rappresentata da un piano di subduzione formato da Adria che sottoscorre Europa. Per effetto del roll-back, sulla placca Europa si istaura un regime distensivo con la formazione di strutture horst & graben (Balocchi, Riga, 2013; Petrucci, Balocchi, 2013). 
3. Dai dati GPS del settore alpino nord-occidentale è stato possibile definire la linea Schio-Vicenza come trascorrente con direzione NW-SE e attualmente mostra una cinematica destrorsa (Balocchi, 2012). 
4. Il settore Piemontese-Lombardo mostra una certa stabilità dal punto di vista della deformazione tettonica superficiale.

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