In seguito a un forte terremoto, la crosta terrestre subisce dei cambiamenti, che includono una variazione temporanea della velocità delle onde sismiche dovuta alle modifiche delle proprietà elastiche delle rocce, e che possono essere osservati attraverso tecniche come l’interferometria passiva [Claerbout, 1968]. Vediamo in questo approfondimento cosa ha rivelato questa tecnica sul comportamento della crosta terrestre durante la sequenza sismica di Amatrice-Visso-Norcia del 2016-2017, anche in relazione al terremoto che nel 2009 colpì L’Aquila, in una parte dell’Appennino centrale solo poco più a sud.

Molto rumore per nulla

Dalla nascita della sismologia moderna, l’obiettivo principale è stato quello di analizzare i sismogrammi per identificare le forme d’onda associate ai terremoti, al fine di determinare con precisione i tempi di arrivo delle varie fasi e di caratterizzare le sorgenti sismiche o il mezzo attraversato. Tuttavia, a partire dagli anni 2000, grazie al miglioramento della capacità di archiviazione dei dati e della potenza di calcolo, si è rivolta l’attenzione anche alla porzione più estesa del sismogramma, finora trascurata: il segnale del rumore sismico, o vibrazione di fondo del pianeta [Brenguier et al., 2008]. Si è compreso che questa componente può fornire informazioni utili sulle proprietà meccaniche della crosta terrestre al di sotto delle stazioni sismiche che le hanno registrate, permettendo di monitorare dinamiche e cambiamenti del sottosuolo nel tempo.

Elogio della passività

In questo contesto, una tecnica chiamata interferometria passiva permette di ricostruire la struttura di velocità del sottosuolo senza dover fare affidamento solo sulle onde sismiche generate dai terremoti. Questa metodologia si basa sulla correlazione del rumore sismico ambientale registrato da coppie di sensori, che consente di ricostruire la propagazione delle onde tra le due stazioni come se una di esse agisse da sorgente sismica virtuale. In altre parole, il rumore sismico, anziché essere un disturbo da eliminare, diventa un segnale prezioso da cui estrarre informazioni sul sottosuolo. In questo modo è possibile ricavare informazioni sulle proprietà meccaniche del mezzo attraversato e seguirne l’evoluzione nel tempo mediante un monitoraggio continuo e non invasivo, particolarmente utile per studiare i processi di danneggiamento e il successivo ripristino delle condizioni pre-terremoto del sottosuolo.

Il rumore sismico utilizzato in questo tipo di analisi è costituito principalmente da segnali continui di origine naturale, generati dall’interazione tra il moto ondoso e il fondo oceanico. Queste vibrazioni si propagano attraverso la Terra e vengono registrate pressoché ovunque dalle reti di monitoraggio sismico, fornendo una sorgente persistente e distribuita nello spazio e nel tempo che rende possibile l’applicazione dell’interferometria passiva in molte aree del pianeta.

Il terremoto de L’Aquila 2009 come banco di prova

Il terremoto che ha colpito L’Aquila il 6 aprile 2009 (Mw 6.1) ha rappresentato un importante banco di prova per l’applicazione dell’interferometria sismica passiva in Italia. Per la prima volta questa tecnica è stata utilizzata per monitorare l’evoluzione delle proprietà della crosta più superficiale dopo un grande terremoto [Zaccarelli et al., 2011]. Le osservazioni (Figura 1) hanno mostrato una diminuzione immediata della velocità delle onde sismiche subito dopo il terremoto (maggiore alle alte frequenze e indicativa di un danneggiamento degli strati più superficiali della crosta), e successivamente un lento aumento della velocità verso i valori pre-evento. 

La sequenza di Amatrice-Visso-Norcia, un nuovo laboratorio naturale negli Appennini

Sette anni dopo il sisma de L’Aquila, l’Appennino centrale è stato colpito da una nuova e intensa sequenza sismica. Il 24 agosto 2016 un terremoto di magnitudo Mw 6.0 ha colpito Amatrice. Sono seguiti i forti eventi di Visso (26 ottobre, Mw 5.9), di Norcia (30 ottobre, Mw 6.5) e di Capitignano (18 gennaio, Mw 5.5): complessivamente, la sequenza ha prodotto oltre 110.000 terremoti in tre anni.

L’analisi di due anni di rumore sismico registrato da una rete di 28 stazioni distribuite entro circa 90 km da Amatrice (Figura 2) ha mostrato che ciascuno degli eventi principali della sequenza ha provocato una brusca riduzione della velocità delle onde sismiche nella crosta (Figura 3). Nei mesi successivi si è osservato un graduale aumento delle velocità delle onde sismiche, tanto che alla fine del 2017 circa il 75% della perturbazione indotta dai terremoti era già stato recuperato, indicando un ripristino delle condizioni pre-sisma relativamente rapido [Soldati et al., 2019].

Dal confronto con il terremoto de L’Aquila  (Figura 4) emerge una differenza significativa: nel 2009 il ripristino delle velocità delle onde sismiche è stato molto più lento, con appena il 30% della perturbazione riassorbito a quattro anni di distanza [Soldati et al., 2015]. Questa differenza potrebbe essere legata alle diverse caratteristiche geologiche e strutturali delle aree coinvolte [Cosentino et al., 2010] e alle differenze nel contenuto in fluidi delle rocce crostali.

Il ruolo dei fluidi nelle due sequenze sismiche

Il sistema di faglie attivato dalla sequenza di Amatrice-Visso-Norcia ha interessato un settore dell’Appennino centrale caratterizzato da rocce sedimentarie e porose. Lo scuotimento prodotto da un evento sismico genera la mobilizzazione dei fluidi presenti nei pori; questo favorisce la coalescenza delle bolle o delle fasi fluide, con conseguente aumento della dimensione effettiva dei pori e riduzione della velocità delle onde sismiche. Tuttavia, il successivo processo di “guarigione” (ovvero il recupero della velocità ai livelli pre-terremoto) è favorito dalle caratteristiche strutturali di queste rocce: la combinazione di un minor contenuto di fluidi (relativamente ad altre aree dell’Appennino) e di una loro rapida migrazione favorita dall’alta permeabilità permette un più veloce processo di chiusura delle fratture, di rilassamento dello stress e di riequilibrio del sistema, portando a un recupero estremamente rapido delle condizioni crostali originarie.

Al contrario, se vi fosse una grande quantità di fluidi, il flusso e la pressione interna manterrebbero le fratture aperte molto più a lungo, prolungando il danno crostale. È quello che è successo per la sequenza aquilana: la regione interessata si trovava su una piattaforma carbonatica caratterizzata da grandi volumi di fluidi in condizioni di sovrapressione. La pressione nei pori e il flusso dei fluidi hanno ostacolato la chiusura delle fratture generate dal terremoto, mantenendole aperte e pressurizzate per molto tempo; perciò il danno alla crosta in questo caso si è protratto molto più a lungo.

Un’ulteriore differenza risiede nell’evoluzione spaziale degli eventi: durante la sequenza de L’Aquila del 2009 la sismicità si è concentrata su un’area ristretta, che ne ha ostacolato il rapido recupero. Al contrario, la sequenza in Italia centrale del 2016-2017 ha visto i suoi terremoti principali spostarsi geograficamente nel corso dei mesi (verso nord e poi verso sud), permettendo a ciascun segmento di faglia di iniziare più rapidamente il processo di chiusura delle microfratture e di rilassamento dello stress.

Ma c’è anche un punto in comune fra i due casi: l’andamento della velocità delle onde sismiche dopo il terremoto è ben descritto da una combinazione di funzioni lineari e logaritmiche. Questo suggerirebbe che il recupero delle proprietà della crosta sia dovuto all’azione combinata di meccanismi che agiscono su tempi diversi: lo scorrimento post-sismico (afterslip) lungo la faglia e il rilassamento viscoelastico delle rocce circostanti.

Conclusioni

L’effetto dei terremoti non si esaurisce nel momento della rottura della faglia; anche dopo la scossa principale, la crosta continua a modificarsi e le proprietà delle rocce mutano nel tempo. Il rumore sismico ambientale, un tempo considerato solo un disturbo, è oggi uno strumento prezioso per osservare questa lenta evoluzione e per costruire modelli sempre più realistici dei processi che governano la dinamica crostale in relazione all’attività sismica.

A cura di Gaia Soldati, Lucia Zaccarelli, Licia Faenza, INGV.

Bibliografia

Brenguier, F., Campillo, M., Hadziioannou, C., Shapiro, N. M., Nadeau, R. M., & Larose, E. (2008). Postseismic relaxation along the San Andreas fault at Parkfield from continuous seismological observations, Science, 321, 1478–1481. https://doi.org/10.1126/science.1160

Claerbout, J.F. (1968). Synthesis of a layered medium from its acoustic transmission response, Geophysics, 33 (2): 264–269. https://doi.org/10.1190/1.1439927

Cosentino, D., Cipollari, P., Marsili, P., & Scrocca, D. (2010). Geology of the Central Apennines: A regional review. Journal of the Virtual Explorer, 36(11), 1–37. https://doi.org/10.3809/jvirtex.2010.00223

Soldati, G., Zaccarelli, L., Faenza, L., & Michelini, A. (2015). Monitoring of crustal seismic velocity variations in the L’Aquila fault zone inferred from noise cross-correlation. Geophys. J. Int., 201, 604-611. https://doi.org/10.1093/gji/ggv172

Soldati, G., Zaccarelli, L., & Faenza, L. (2019). Spatio-temporal seismic velocity variations associated to the 2016-2017 central Italy seismic sequence from noise cross-correlation. Geophys. J. Int., 219, 2165–2173. https://doi.org/10.1093/gji/ggz429

Zaccarelli, L., Shapiro, N. M., Faenza, L., Soldati, G., & Michelini, A. (2011). Variations of crustal elastic properties during the 2009 L’Aquila earthquake inferred from cross-correlations of ambient seismic noise. Geophys. Res. Lett., 38, L24304. https://doi.org/10.1029/2011GL049750

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A dieci anni dal 24 agosto 2016, data che ha segnato profondamente il territorio e la comunità dell’Appennino centrale, ripercorrere quei mesi significa anche ricordare il grande sforzo scientifico compiuto per analizzare in tempo reale l’evoluzione della sequenza sismica iniziata con il terremoto di Amatrice (Mw 6.0). Nelle prime settimane dopo la scossa, con i dati strumentali acquisiti in tempo reale dalla Sala di Sorveglianza Sismica dell’INGV, alcuni studi si concentrarono su un parametro classico ed estremamente significativo: il b-value della legge di Gutenberg-Richter. Questo valore indica il rapporto tra il numero di piccoli terremoti e quelli di magnitudo maggiore in una determinata area. In questa chiave di lettura, anche i piccoli terremoti assumono una rilevanza informativa primaria: oltre a consentire la localizzazione della sismicità, permettono di monitorare la variazione temporale di questo rapporto e di stimare la conseguente distribuzione dello stress lungo la faglia.

Ma perché il b-value è così importante e in che modo si lega ai “colori dello stress”?

La fisica dietro il parametro b: asperità e fluidi

La relazione di Gutenberg-Richter, formulata nel 1944, è una di quelle scoperte nel campo della sismologia che, dopo più di 80 anni, resta ancora valida. I due sismologi americani osservarono che, riportando in un grafico il logaritmo del numero cumulato dei terremoti (asse y) in funzione della magnitudo (asse x), si ottiene una retta. Per numero cumulato si intende il numero di terremoti con magnitudo maggiore o uguale al valore considerato. 

La relazione è rappresentata da questa equazione: Log N = a – b * M

dove M è la magnitudo, N il numero dei terremoti con magnitudo maggiore o uguale a M, a e b i parametri che descrivono la retta (Figura 1).

 

L’inclinazione della retta che interpola i dati è quindi il b-value. Una pendenza più ripida (alto b-value) indica una grande quantità di piccoli eventi rispetto a quelli grandi; una pendenza più dolce (basso b-value) indica che la quota di eventi più forti rispetto a quelli di bassa magnitudo aumenta, cosa che indica un forte accumulo di stress.

Il valore medio del b-value a scala globale è solitamente pari a 1, questo significa che per ogni terremoto di una determinata magnitudo, ne avvengono mediamente dieci di magnitudo inferiore di un punto: ad esempio, dieci eventi di magnitudo 4 per ogni terremoto di magnitudo 5. Tuttavia, la crosta terrestre non è omogenea e le variazioni locali riflettono lo stato meccanico della crosta:

• Bassi valori di b (<1): Si riscontrano in aree sottoposte a forte stress crostale. In queste zone la proporzione degli eventi più energetici è maggiore e le faglie sono “bloccate” in porzioni chiamate asperità, dove l’energia si accumula ed è più probabile la nucleazione di futuri forti terremoti. Nelle mappe (Figura 2), queste zone sono rappresentate con toni freddi (blu e viola).

• Alti valori di b (>1): Indicano zone a minore stress o aree caratterizzate da un’alta densità di fratturazione, maggiore eterogeneità dei materiali, variazioni di temperatura o forte presenza di fluidi in pressione. I fluidi agiscono riducendo l’attrito, favorendo il rilascio continuo di sismicità diffusa, e agevolando l’evoluzione della sequenza stessa. Nelle mappe, queste aree si colorano invece di sfumature calde (rosso e arancione).

La distribuzione del b-value nelle diverse fasi della sequenza

Nel 2016, all’indomani del terremoto del 24 agosto, è stato realizzato uno studio sull’evoluzione temporale della sismicità dell’Appennino centrale a partire dal 2005 (Figura 2). Di seguito è riportata l’analisi della distribuzione spaziale del b-value nelle diverse fasi temporali dal 2005 in poi:

• periodi 1 e 2 | prima del 24 agosto 2016: sia nel periodo precedente al terremoto dell’Aquila del 2009 (Figura 3a) sia nel periodo compreso tra l’evento dell’Aquila e quello di Amatrice (Figura 3b), l’area mostra una forte eterogeneità tra Campotosto e Accumoli, evidenziando come lo stress e i fluidi si fossero ridistribuiti lungo la catena appenninica;
• periodo 3 | dopo il terremoto di Amatrice: subito dopo la scossa del 24 agosto 2016 (Figura 3c), l’area mostra un cambiamento significativo. Al di sotto di Accumoli e in corrispondenza dell’area ipocentrale del mainshock, è presente un vistoso volume ad alto b-value (fino a 1.6). Questo valore è coerente con l’effetto della sismicità indotta dai fluidi profondi in pressione e con la risposta del volume di faglia che ha rilasciato il massimo spostamento (slip) co-sismico. Al contrario, ai bordi della struttura sismogenetica attivata, si sono delineati due volumi a basso b-value (circa 0.8): uno a sud-est (tra Amatrice e Campotosto) e uno a nord (nei pressi di Norcia), riconducibili a porzioni di faglia bloccate (asperità) e sottoposte a un forte carico di stress.

Proiettando i dati lungo le sezioni verticali longitudinali (Figura 4), le anomalie del b-value delineano la complessa anatomia della crosta appenninica. Il profilo prima del terremoto di Amatrice (Profilo AA’) mostra un vistoso contrasto: un volume ad alto b-value (cerchio rosso) al di sotto di Accumoli tra i 6 e i 12 km di profondità e un’asperità a basso b-value al di sotto di Amatrice (cerchio bianco). In corrispondenza di quest’ultima area, al di sotto di Amatrice, era inoltre presente una significativa concentrazione di terremoti, indicando che la sismicità non era confinata al solo settore di Accumoli. Subito dopo la scossa del 24 agosto, la nuova fotografia dell’area (Profilo BB’) ha rivelato un’evoluzione importante: mentre al di sotto di Accumoli il b-value rimane alto per il rilascio di fluidi e deformazioni, ai bordi della struttura si sono delineate due nette anomalie ‘fredde’ a basso b-value (circa 0.8), una a sud (tra Amatrice e Campotosto) e una a nord (Figura 4b), localizzata al di sotto di Norcia (cerchio bianco). Questi settori, non ancora deformati e soggetti a un elevato carico di stress, corrispondono ad asperità della crosta terrestre in cui si concentra e si accumula l’energia.

L’evoluzione della sequenza durante la fase di elaborazione dati

L’analisi ha preso in esame un arco temporale di oltre dieci anni di sismicità includendo anche l’intera evoluzione della sequenza dell’Aquila del 2009. Questo ha permesso di osservare come il b-value sia variato nel tempo e nello spazio, seguendo le fluttuazioni dello stress crostale lungo questo intero settore dell’Appennino centrale.

Nel caso dell’Appennino centrale, la sequenza sismica del 2016 ha mostrato un’evoluzione particolarmente rapida e complessa. La progressiva propagazione della sismicità verso nord è infatti poi proseguita fino alla forte scossa di Norcia del 30 ottobre 2016 (Mw 6.5, ipocentro a circa 9 km), interessando un settore crostale caratterizzato da bassi valori del b-value. 

Il susseguirsi di questi eventi ha offerto l’opportunità di studiare a posteriori la risposta della crosta, evidenziando come le variazioni del b-value aiutino a descrivere la complessa ridistribuzione dello stress tra i diversi segmenti di faglia durante una sequenza sismica.

Guardare indietro per muoversi in avanti

Rileggere quelle mappe a dieci anni di distanza da una sequenza così drammatica, evidenzia il valore straordinario del monitoraggio costante dei parametri statistici che caratterizzano la sismicità. Identificare i punti di maggiore concentrazione dello stress lungo una faglia nel corso di una sequenza attiva non consente di fare previsioni deterministiche precisando data e ora degli eventi sismici; tuttavia, risulta essenziale per comprendere le modalità di distribuzione dello sforzo all’interno di una struttura sismogenetica, fornendo un contributo cruciale per la valutazione della pericolosità sismica a breve termine.

La ricerca avviata in quei giorni convulsi non si è fermata e continua a perfezionarsi, integrando i dati del b-value con studi multidisciplinari, con l’obiettivo di rendere i colori dello stress uno strumento utile per comprendere la complessità delle faglie e migliorare gli strumenti per la difesa dai terremoti.

Analisi così dettagliate sul b-value sono possibili solo grazie alla qualità, continuità e omogeneità del Bollettino Sismico Italiano (BSI Working Group., 2015), alimentato dalla Rete Sismica dell’INGV. Su questa robusta base si fonda il lavoro del Centro di Pericolosità Sismica (CPS) dell’INGV [1], che integra dati, modelli e competenze per trasformare la ricerca sullo stato della crosta terrestre in strumenti utili alla valutazione della pericolosità sismica per il territorio italiano.

A cura di Caterina Montuori, Giuseppe Falcone, Maura Murru, INGV

Bibliografia

BSI Working Group (2015). Bollettino Sismico Italiano (BSI). Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV). https://doi.org/10.13127/bsi

Montuori, C., Murru, M., Falcone, G., (2016). Spatial Variation of the B-Value Observed for the Periods Preceding and Following the 24 August 2016, Amatrice Earthquake (ML 6.0) (central Italy). Annals of Geophysics, 59. https://doi.org/10.4401/ag-7273.

[1] https://www.ingv.it/risorse-e-servizi/centri/centro-pericolosita-sismica-cps 

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