Relazione spazio-temporale e sismotettonica degli eventi sismici nel periodo 2012-2013 nell'area Tosco-Emiliana (Appennino settentrionale)

Paolo Balocchi(1), Tommaso Santagata(2), Marta Lazzaroni(3)

Riassunto: L’area Tosco-Emiliana, geograficamente è rappresentata dai bacini tirrenici della Lunigiana e Garfagnana e dalla bassa pianura Emiliana sul versante adriatico. Dal 2012 è stata sede di diversi eventi sismici di notevole importanza, tra cui i principali di Ml 4,9 e 5,4 rispettivamente del 25 e 27 Gennaio 2012 a Reggio Emilia e Parma, quelli della bassa pianura modenese del 20 e 29 Maggio e infine i terremoti della Garfagnana e Lunigiana di Ml 4,8 e 5,2 avvenuti il 25 Gennaio e 21 Giugno 2013. Questa zona, storicamente nota per la sua attività sismica, mostra diverse caratteristiche soprattutto dal punto di vista tettonico: le strutture che si trovano nelle parti più esterne della catena appenninica (versante adriatico), aventi regimi di tipo compressivo, sono separate dalle strutture legate ad una tettonica di tipo distensiva che si trovano nel retropaese (versante tirrenico). In mezzo troviamo la parte centrale dell'Appennino Tosco-Emiliano, che mostra invece un'evoluzione più lenta rispetto alle aree periferiche. Con questo lavoro vengono descritte le analisi delle sequenze sismiche degli eventi che si sono verificati nel periodo considerato, in relazione alle strutture tettoniche di importanza regionale, e l'ipotesi di una loro evoluzione spazio-temporale nel periodo 2012-2013. Da questa relazione è stato possibile  definire l’ipotesi di una cronologia di attivazione delle  strutture tettoniche, nel periodo di tempo considerato, che hanno generato le sequenze sismiche, descrivendone le principali caratteristiche e la loro evoluzione.

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

2) Geometra, ricercatore  del GeoResearch Center Italy – GeoBlog.

3) Geologa, collaboratrice del GeoResearch Center Italy – GeoBlog.

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GeoResearch Center Italy - GeoBlog, 8 (2015), ISSN: 2240-7847.

Introduzione

I recenti terremoti di Reggio Emilia e Parma del 2012, eventi dell’Emilia 2012 ed eventi della Garfagnana e Lunigiana 2013, si sono verificati all’interno di un’area relativamente estesa che abbraccia parte della Toscana NW e dell’Emilia centrale.

Dal punto di vista geografico l’area Tosco-Emiliana è rappresentata dai bacini della Lunigiana e Garfagnana sul versante tirrenico e dalla bassa pianura Emiliana (bassa parmense, reggiana e modenese) sul versante adriatico (fig. 1).

Attraverso l’analisi e il confronto dei dati sismici (eventi principali delle sequenze sismiche) e della tettonica regionale, si vuole definire la relazione spazio-temporale e descrivere la sua evoluzione.

Figura 1: Inquadramento geografico dell’area Tosco-Emiliana.

Inquadramento tettonico regionale

L'Appennino Settentrionale è una catena orogenica di età Alpina, che si è originata dalla chiusura del bacino oceanico Ligure-Piemontese individuatosi nel Giurassico e situato tra i margini continentali della Placca Sardo-Corsa (solidale fino al Miocene con la placca Euroasiatica) e la placca Adria, inizialmente connessa alla zolla Africana (Elter, 1960;  Boccalletti e al., 1971; Boccalletti, Guazzane, 1972; Reutter, Groscurth, 1978;).

Lo scontro tra le due placche, forma un piano di subduzione inclinato di 65°-70° circa, dove Adria immerge verso SW catena appenninica formatasi sulla placca Europa (Doglioni e al., 1991; Riguzzi e al., 2010; Balocchi, 2011).

La convergenza tra le placche ha giocato in modo differente nella zona più esterna della catena (versante adriatico) e in qualla più interna (versante tirrenico), generando uno stile strutturle diverso in risposta alle forze tettoniche in gioco.

Figura 2: Schema delle strutture tettoniche sepolte 

sotto i depositi della pianura Padana (Buried Belt).

Le strutture più esterne (zona di Buried Belt; Bartolini e el., 1983; Boccaletti e al., 1985; Balocchi, 2011) sono rappresentate da sistemi di thrusts ad embrice ciechi (Pieri, Groppi, 1981), a causa del loro seppellimento al di sotto dei depositi alluvionali della Pianura Padana. Si possono distinguere differenti gruppi arcuati di strutture a pieghe denominate anche dorsali e limitate al letto dai sistemi di thrust (fig. 2): le pieghe Emiliane, quelle Ferraresi e le pieghe Adriatiche-Romagnole.

L’arco delle pieghe Emiliane ha una larghezza di circa 25-35 km ed è rappresentata da una successione di thrust ciechi disposti ad embrice. Il piegamento risale al Pliocene ed è attivo nel Quaternario. L’arco delle pieghe Ferraresi e Adriatiche-Romagnole sono formate da due distinti thrusts ciechi e anch’essi ad embrice: internamente la piega Romagnola ed esternamente quella Ferrarese, sono separate da un thrust principale asimmetrico con vergenza Nord-Est. Il margine esterno settentrionale del Buried Belt è marcato da un gruppo di thrusts ciechi denominati Esternal Thrust Front (ETF) che corrispondono alle faglie di sovrascorrimento frontali di letto delle pieghe emiliane, Ferraresi e Romagnole.

Figura 3: Schema strutturale prospettico delle strutture

a horst & graben della Toscana settentrionale con

evidenziate le principali faglie riconosciute nella zona.

In particolare la “faglia Liguride”, immergente a basso

angolo verso NE e le faglie “secondarie” associate. 

B.L.= Bacino della Lunigiana, B.S. = Bacino di Sarzana, 

B.V. = Bacino del Vara 

(modificato da Bernini, Papani, 2002).

Il retropaese appenninico corrispondente al versante tirrenico (zona di Internal Belt; BARTOLINI e al., 1983; BOCCALETTI e al., 1985), caratterizzato dallo sviluppo di bacini intermontani con direzione appenninica. La formazione e l’evoluzione di tali bacini, è legata esclusivamente alla tettonica distensiva (Trevisan, 1952; Giglia, 1974; Lazzarotto, Mazzanti, 1976; Ambrosetti e al., 1979; Bossio e al., 1993; Martini, Sagri, 1993) lungo le fosse tettoniche in corrispondenza dei bassi strutturali e limitate dagli alti strutturali da sistemi di faglie normali coniugate, che determinano un regime distensivo dell’area.

Le fosse tettoniche della Lunigiana e Garfagnana (fig. 3) rappresentano due struttura distensive in direzione NE-SW, costituite da due graben asimmetrici limitati da faglie bordiere e dagli horst laterali (Mantovani e al., 2010). La faglia principale è rappresentata da un livello di scollamento denominato “faglia Liguride” (Auglieri e al., 1990; Finetti, 2010; Mantovani e al., 2010;) ben visibile sulle linee sismiche (Argnani e al., 1997), ed ubicata al tetto delle unità del basamento, posta grossomodo ad una profondità variabile e compresa tra i 5 e i 10 km (Anelli e al., 1994). Questa superficie di scollamento è inclinata verso NE di circa 30° e viene utilizzata dai principali sistemi di faglie normali listriche che rappresentano le strutture bordiere dei graben della Lunigiana e Garfagnana (Finetti, 2010; Mantovani e al., 2010).

Associate alle pieghe del fronte appenninico e agli horst & graben del retropaese, si ritrovano strutture tettoniche ad andamento antiappenninico, denominate in letteratura come linee trascorrenti con una notevole evidenza geomorfologica e già evidenziata in passato da numerosi autori (Ghelardoni, 1965; Gelmini, 1974; Boccaletti e al., 1981; Fazzini, Gelmini, 1982; Castellarin e al., 1986; Perlotti, 1991). Anche i dati sismici (distribuzione degli epicentri e ipocentri) mettono in evidenza la loro presenza e la sismicità delle faglie antiappenniniche sembra direttamente correlata alle strutture appenniniche compressive per il fronte della catena e distensive per il retropaese.

Alla scala mesoscopica, le linee trasversali sono rappresentate da vere e proprie fasce deformative, composte da piani di faglia verticali (Castellarin e al., 1985) che limitano blocchi affiancati strutturalmente omogenei.

Alcuni autori (Fazzini, Gelmini, 1982; Bettelli e al., 2002), sulla base di evidenze  geomorfologiche e ad indizi geologico–strutturali, le descrivono come strutture di svincolo cinematico dei diversi blocchi adiacenti (tear-fault o faglie di trasferimento subverticali ad andamento antiappenninico), senza però definire se il movimento sia stato il medesimo nel tempo o se si abbiano avute delle inversioni, non escludendo eventuali ringiovanimenti di alcune delle strutture. Studiando i dati stratigrafici relativi all’Unità Tosco–Umbro–Marchigiana, e dalle coperture sedimentarie mio–plioceniche e pleistoceniche del margine appenninico padano, è stato stimato che la loro attività abbraccia l’arco di tempo che corre dal Mesozoico inferiore fino al Pliocene, Pleistocene. Lo svincolo cinematico delle linee trascorrenti antiappenniniche ha giocato un ruolo fondamentale durante la storia tettonica dell’Appennino che ha visto la sua rotazione antioraria e il movimento verso est dei singoli blocchi fino alla posizione attuale.

Sismotettonica

Lo studio dei dati sismologici in relazione alle strutture tettoniche, permette una definizione più dettagliata del modello tettonico attuale della catena Appenninica e più in particolare della zona Tosco-Emiliana. Considerando la distribuzione temporale degli eventi, si incomincia nel Gennaio 2012 con gli eventi di Reggio-Emilia e Parma, successivamente si è verificata la sequenza sismica dell'Emilia e per ultimi, nel gennaio 2013 il terremoto in Garfagnana e nel giugno 2013 in Lunigiana, per una durata complessiva di circa 17 mesi. Precedentemente al gennaio 2012 e successivamente al giugno 2013 non si sono registrati terremoti di una magnitudo confrontabile a sismi descritti in questo studio.

Di seguito vengono descritte le caratteristiche sismotettoniche inerenti ai principali eventi sismici di Reggio Emilia e Parma del 2012 (Balocchi, Santagata, 2012a), quelli dell’Emilia 2012 (Balocchi, Santagata, 2012b) della Garfagnana e Lunigiana 2013 (Balocchi, Riga, 2013; Petrucci, Balocchi, 2013).

Figura 4: Distribuzione dei principali eventi sismici dell’area Tosco-Emiliana. Con la stella sono indicati i terremoti con magnitudo superiore a 5, mentre con il pallino i terremoti con magnitudo compresa tra 4 e 5. Eventi sismici di: 1) Reggio Emilia; 2) Parma; 3) Emilia; 4) Garfagnana; 5) Lunigiana. In rosso sono descritte le principali strutture sismogenetiche (DISS, 2010). La traccia A-A’ rappresenta la sezione tettonica in fig. 5.

Eventi di Reggio Emilia e Parma 2012

Gli eventi sismici del 25 e 27 Gennaio (fig. 4), rappresentano due terremoti principali di due sequenze ben distinte. Il terremoto del 25 Gennaio di magnitudo 4,9 e profondità 33,2 km, si colloca con epicentro nella provincia di Reggio Emilia, mentre il secondo terremoto del 27 Gennaio, di magnitudo 5,4 e profondità 60,8 km, si colloca nel distretto sismico del Frignano nella provincia di Parma.

Dai dati sismologici relativi alle due sequenze, si evidenzia come per il terremoto di Reggio Emilia si ha una sismicità relativamente superficiale, mentre per il terremoto nel parmense gli ipocentri sono relativamente più profondi. I meccanismi focali evidenziano una cinematica da faglia normale per l'evento di Reggio Emilia e da faglia inversa per quello di Parma.

I due eventi sismici sono legati allo stesso piano di subduzione della placca Adria che scende al di sotto della placca Europea e che durante la sua fase discendente reagisce in modo diverso alle forze tettoniche (Balocchi, 2012), fratturandosi in modo differente, a causa della flessione verso il basso di Adria (evento sismico di Reggio Emilia) e a causa dell’attrito tra Adria ed Europea nella porzione più profonda della piastra discendente (evento sismico di Parma).

Eventi Emiliani 2012

Gli eventi sismici che hanno colpito la Pianura Padana Emiliana mostrano la presenza di tre sequenze sismiche (fig. 4). La prima del 20 Maggio ha avuto inizio il giorno precedente con un evento di magnitudo 4,1 e successivamente si sono avute tre eventi sismici forti, il mainshock (evento principale) di  5,9 e i due eventi successivi di  5,1. La seconda sequenza del 29 Maggio ha inizio con un mainshock di 5,8 e i successivi eventi di 5,3 e 5,1. Mentre la terza sequenza del 03 Giugno ha inizio con un mainshock 5,1. Tutte e tre le sequenze hanno mostrato numerosi aftershocks (eventi sismici successivi a quello principale) di magnitudo variabile decrescenti in numero e intensità, durante i giorni subito successivi ai mainshock.

Gli epicentri dei diversi terremoti appartenenti alle tre sequenze sismiche mostrano una distribuzione secondo una fascia a direzione W-E. Considerando la  profondità dei terremoti si evidenzia un netto approfondimento progressivo degli ipocentri andando da Nord verso Sud, inoltre la concentrazione massima di ipocentri si ha in corrispondenza di due superfici alla profondità di 5 km e 10 km. Tali superfici  inclinate verso sud rappresentano dei piani di scorrimento basale (thrust basali).

I meccanismi focali evidenziano cinematiche inverse dovute alla riattivazione dei thrusts al letto delle pieghe ferraresi.

La sequenza sismica dell'emilia è legata ad una tettonica compressiva (Balocchi, 2012) alla scala regionale, che ha riattivato due strutture sismogenetiche preesistenti (Astiz e al., 2014): la faglia di Ferrara mediana, rappresentata da thrusts con direzione WNW-ESE inclinata verso sud, e la faglia di Mirandola rappresentata da thrusts con una direzione W-E e inclinazione verso sud.

Eventi Toscani 2013

I due eventi toscani (fig. 3) sono rappresentati dal terremoto della Garfagnana del 25 gennaio 2013 di magnitudo 4,8 e profondità 15,5 km, e quello della Lunigiana del 21 giugno 2013 di magnitudo 5,2 e profondità 5,1 km. L'evento sismico della Lunigiana è stato seguito da numerosi aftershocks di magnitudo inferiore.

I dati della distribuzione ipocentrale evidenziano una superficie  sismogenetica debolmente immergente verso NE, posta alla  profondità  di  circa 10  km. Tale superficie denominata “faglia Liguride” è interpretata come scollamento principale tra il basamento e la copertura sovrastante (Auglieri e al., 1990; Finetti, 2010; Bernini, Papani, 2002). I meccanismi focali mostrano, per la Garfagnana, una cinematica da faglia trascorrente destra con direzione antiappenninica e per la Lunigiana, una faglia normale con direzione circa appenninica (Balocchi, Riga, 2013).

Gli eventi Toscani del 2013 sono legati ad una tettonica distensiva (Balocchi, 2012) alla scala regionale e la formazione di strutture quali horst & Graben. La direzione di massima tensione dello sforzo tettonico è circa NE-SW, che ha riattivato lo scollamento principale generando gli eventi della Lunigiana e Garfagnana. Associato alle faglie normali sono presenti strutture secondarie rappresentate da faglie trascorrenti (tear-faults) a direzione antiappenninica con il compito di accomodare la diversa deformazione tettonica in blocchi adiacenti.

Tettonica attuale

Figura 5: Modello della subduzione della placca Adria al di sotto

della placca Europea, con la relativa Catena Appenninica (sezione 

A-A’ in fig. 4). Eventi sismici Tosco-Emiliani in ordine 

spazio-temporale: 1) Reggio Emilia; 2) Parma; 3) Emilia; 

4) Garfagnana; 5) Lunigiana. (modificato da: Doglioni 1991).

Lo studio dei differenti eventi sismici localizzati in diverse aree, ha permesso di definire una loro relazione spaziale.

L'assetto tettonico della zona più esterna è caratterizzata da strutture distensive e compressive responsabili dei terremoti, rispettivamente di Reggio Emilia e Parma, che sono da mettere in relazione alla curvatura della placca Adria durante la discesa al di sotto della placca Europea con la formazione di faglie normali e all’attrito tra le due placche con la formazione di faglie inverse (figg. 4 e 5). Tale meccanismo è descritto in letteratura come slab-pull, corrispondente alla forza di trazione a cui è soggetta la piastra in subduzione che viene trainata verso il basso, dalla parte superiore dell’astenosfera.

Nella zona del  Buried Belt si trovano le strutture sepolte al di sotto dei depositi della Pianura Padana. La “piega Ferrarese” (figg. 4 e 5) limitata da sistemi di faglie di thrusts basali (superfici di scorrimento debolmente inclinate verso sud) e da faglie inverse frontali in grado di generare terremoti in un regime tettonico compressivo come la sequenza dell'Emilia.

Diverso è il versante Toscano (retropaese appenninico), che è generalmente caratterizzato da una tettonica estensionale (figg. 4 e 5) in cui possono verificarsi movimenti trascorrenti sempre associati ad una distensione litosferica generalmente in direzione NE-SW. Questa distensione litosferica è originata da un meccanismo descritto in letteratura come rool-back, dovuto all’arretramento del piano di subduzione, il quale favorisce un regime distensivo sulla placca Europa con la formazione di strutture horst & graben (figg. 4 e 5). In questo campo di sforzi si sono generati i terremoti della lunigiana e Garfagnana.

Considerando la distribuzione temporale degli eventi, che coprono un periodo di 17 mesi, da gennaio 2012 a giugno 2013. Non si sono registrati eventi di una certa rilevanza prima del gennanio 2012 e dopo giugno 2013.

La cronologia che mette in relazione i diversi eventi sismici descritti in precedenza (figg. 4 e 5):

1. La microplacca Adria andando in subduzione verso SW, sotto Europa, si flette incurvandosi verso il basso, si riattivano le faglie normali che generano l'evento sismico di Reggio Emilia;
2. Lo scorrimento relativo tra le due placche e per effetto dello slab-pull, si riattivano di faglie inverse più profonde che generano il sisma di Parma;
3. Adria si muove verso SW trasporta con se la placca di tetto, che si deforma   elasticamente, fino a raggiungere il limite massimo oltre il quale si riattivano i thrust basali e frontali delle pieghe ferraresi, generando la sequenza dell'Emilia (rilascio di energia elastica precedentemente immagazzinata).
4. Per effetto del roll-back e l'arretramento della zona di subduzione, si instaura  un regime distensivo nel retropaese appenninico, dove si riattivano le faglie normali e le tear-faults, generando i terremoti della Lunigiana e Garfagnana.

Conclusioni

Dall’analisi e il confronto dei dati sismici e della tettonica regionale, relativa agli eventi sismici dell’area Tosco-Emiliana (Balocchi, Santagata, 2012a; 2012b; Balocchi, Riga, 2013; Petrucci, Balocchi, 2013), sembra possibile ipotizzare una evoluzione spazio-tempo dei principali eventi, che copre un periodo relativamente breve (circa 17 mesi). Gli eventi sismici, in relazione alle strutture tettoniche, rappresentano una sequenza sismotettonica (Balocchi, Santagata, 2012a; 2012b) che è l’espressione di un cuneo di estrusione (Mantovani e al., 2009; 2010; Balocchi e al., 2014) di importanza regionale.

La relazione spazio-tempo mette in evidenza, come la deformazione tettonica procede dalle regioni più esterne verso l’interno della catena. Le prime strutture tettoniche ad attivarsi sono quelle relativamente più profonde che portano la placca Adria in subduzione sotto a Europa, poi quelle più esterne alla catena con un regime compressivo, e infine  quelle più interne distensive, seguendo uno schema molto simile al modello del cuneo di estrusione (extruding wedge). Le strutture compressive del fronte e quelle distensive del retropaese, delineano una geometria a formare il cuneo tettonico Tosco-Emiliano, che rappresenta la sorgente principale dell’area. La zona centrale dell’Appennino Tosco-Emiliano, invece mostra un’evoluzione tettonica più lenta, rispetto alle aree più periferiche del versante adriatico e tirrenico (fig. 5).

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