Terremoti e tsunami: quando le faglie scivolano sul fango

Prof. ALESSANDRO AMATO :
Un interessante studio effettuato in laboratorio su campioni di roccia di pochi centimetri contribuisce a capire come funzionano i mega-terremoti (faglie lunghe centinaia di chilometri) e i grandi tsunami, come quello del Giappone del 2011.
Articolo di Stefano Aretusini Elena Spagnuolo Giulio Di Toro e altri su Nature Comm.

Uno studio pubblicato sulla rivista Nature Communications, dal titolo “Fluid pressurisation and earthquake propagation in the Hikurangi subduction zone”, ha permesso di comprendere alcuni aspetti originali della genesi dei grandi terremoti e degli tsunami. Lo studio è stato condotto grazie alla collaborazione tra l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, le Università di Pisa, di Padova e la University College of London, su alcuni campioni provenienti dalla zona di subduzione di Hikurangi in Nuova Zelanda.

Scopo dello studio

I grandi margini di placca in subduzione ospitano due dei fenomeni naturali più pericolosi e più importanti in geofisica: i grandi terremoti e gli tsunami. Inoltre, lungo questi margini si registrano numerosi eventi, simili ai terremoti nel principio ma diversi nel modo in cui rilasciano l’energia accumulata nei secoli sotto forma di onde elastiche. Questi motivi fanno sì che i grandi margini di subduzione abbiano attratto l’interesse della comunità scientifica (Figura 1).

Figura 1. Un margine di placca in subduzione può generare eventi devastanti, dai terremoti di grande magnitudo agli tsunami. Tuttavia queste zone ospitano anche una pletora di eventi di deformazione che non rispondono alle caratteristiche tipiche del terremoto. Ad esempio alcuni eventi producono onde elastiche in una banda di frequenza molto bassa (Very Low Frequency: VLF) oppure in una banda che ricorda un tremore continuo (Deep Episodic Tremor and Slip: ETS e tremori), altri eventi si comportano come terremoti che rilasciano energia molto lentamente e sono chiamati slow slip events (SSE). L’esempio in figura è relativo alla zona di subduzione del Nankai in Giappone che ha recentemente ospitato il terremoto di Tohoku-oki (Mw 9) nel 2011, da Obara e Kato, 2016.

Il problema dello studio di questi margini di placca, problema comune a tutti i terremoti, è che la sismologia è una disciplina relativamente recente rispetto alla scala temporale con cui si ripete un ciclo sismico (da alcune decine a diverse centinaia di anni) e che i dati a nostra disposizione non sono sempre sufficienti a darci la risoluzione spaziale e temporale sul terremoto o sugli altri eventi, quelli che ad esempio generano onde elastiche in una frequenza diversa da quella a cui è tipicamente sensibile un sismometro. Inoltre la sorgente di tutti questi fenomeni è a profondità che vanno dai 5-10 km della crosta superficiale ai 600 km del mantello superiore. Pertanto studiare i meccanismi che inducono questa grande varietà di eventi è complicato dal momento che la sorgente non è direttamente accessibile e molto spesso non ci è possibile determinare il tipo di rocce e minerali coinvolti nel processo.

Per fare fronte a queste limitazioni da circa 50 anni si è utilizzato, accanto alla sismologia, un approccio sperimentale che studia la meccanica del terremoto, si interroga sul concetto di stabilità di una faglia e sui meccanismi che generano i terremoti. Il principio è simile a quello introdotto da Leonardo Da Vinci nel ‘400: il moto di un corpo che scivola su un piano inclinato è regolato dall’attrito. L’attrito regola anche il moto relativo delle rocce di faglia che scivolano con una velocità di deformazione all’interno di un campo di forze nella profondità della litosfera. Per studiare cosa genera il terremoto e in quali condizioni il terremoto si enuclea, come la frattura si propaga, diventa eventualmente grande e poi si arresta, da oltre dieci anni all’INGV nel laboratorio HPHT di alta pressione e alta temperatura, utilizziamo macchine sperimentali ad alto contenuto tecnologico per deformare le rocce a pressioni di centinaia di atmosfere, velocità di scorrimento di metri al secondo, scivolamento dei blocchi ai lati della faglia anche di decine di metri, ovvero le condizioni prossime a quelle del terremoto(Figura 2).

Figura 2. Per studiare il terremoto in condizioni controllate e con un accesso diretto alla sorgente del fenomeno utilizziamo un approccio sperimentale utilizzando macchine ad alto contenuto tecnologico. Sulla sinistra proponiamo lo schema dell’approccio sperimentale: una faglia naturale complessa, ricostruita da inversione di dati geologici e geofisici (in figura la faglia del terremoto di Amatrice), è composta di due lembi di roccia in contatto frizionale posti in un campo di forze qui costituito da una forza normale “σn” alla superficie di faglia (linea rossa) e una forza di taglio “?”. Questo contatto di attrito viene simulato in laboratorio utilizzando il più potente simulatore di terremoti installato al mondo: **SHIVA** (Slow to HIgh Velocity Apparatus, Di Toro et al., 2010) che si trova a Roma nel laboratorio HPHT dell’INGV.

Il vantaggio di questa simulazione (vedi video sotto) è che avviene in condizioni controllate, in un contesto in cui ci è possibile posizionare strumenti di misura e quindi monitorare la faglia sperimentalecon tutti i mezzi resi disponibili dal continuo progresso tecnologico. Inoltre in laboratorio è possibile ripetere l’esperimento numerose volte e generare un set di dati statisticamente consistente per formulare e testare delle ipotesi.

Esperimento condotto su SHIVA a una velocità di 6.5 m/s e carico normale di 20 MPa su rocce di gabbro. In pochi millisecondi tra le due rocce che simulano la faglia in contatto si genera un fuso di roccia dovuto alle alte temperature prodotte dall’attrito per effetto dello scorrimento relativo.

Figura 3. Un esempio di un terremoto “congelato” nella roccia (da Di Toro et al,. 2006). Si tratta di una **pseudotachilite**, un fuso di roccia prodotto durante il terremoto a causa del violento aumento della temperatura che si produce durante lo scivolamento relativo dei lembi della faglia per attrito alle condizioni di pressione e velocità tipiche del terremoto. Questi stessi fusi di roccia vengono riprodotti in laboratorio con macchine ad alta velocità come SHIVA. Studiare la composizione di questo fuso prodotto in laboratorio rende possibile la ricostruzione dei meccanismi avvenuti sulle faglie antiche oggi affioranti in superficie a causa dell’ esumazione tettonica. La roccia di questo esempio è una tonalite dell’Adamello, Italia.

L’approccio sperimentale è continuamente sottoposto a un processo di validazione. Infatti il laboratorio può fornire delle utili leggi matematiche che descrivono un processo su una scala spaziale piccola (fino a qualche centimetro) mentre i terremoti si generano su strutture che possono estendersi per centinaia di km. Dunque per testare la rappresentatività del dato sperimentale si rende necessario uno sforzo di validazione che si basa sul confronto con il dato geologico che deriva dallo studio delle rocce di faglia naturali (come ad esempio le cicatrici dei terremoti, fusi solidificati generati per attrito in una faglia durante un terremoto e chiamate pseudotachiliti, Figura 3) e con il dato sismologico che deriva dallo studio delle informazioni contenute nelle onde elastiche liberate durante i terremoti (Figura 4). Recentemente l’approccio sperimentale si è arricchito di una nuova opportunità che ci deriva dalla perforazione profonda delle zone di subduzione, la quale permette di riportare in superficie e testare in laboratorio campioni di roccia prelevati direttamente dalle zone di faglia attive (https://www.icdp-online.org/home/, http://iodp.org/).

Figura 4. Un parametro fondamentale in fisica è l’energia. L’energia di un terremoto può essere misurata in natura da strumenti come i sismometri ma anche da strumenti disponibili in laboratorio. In questa figura si evidenzia come l’energia di frattura spesa per dislocare i due lembi della faglia (G) aumenta con la dislocazione (slip o spostamento relativo dei lembi di faglia) e che eventi di dimensioni molto diverse (terremoti di laboratorio, hve=cm, terremoti crostali, aml,ma,mn == decine di chilometri, terremoti di subduzione e terremoti forti, rle, arle, lmb= centinaia di chilometri) si sovrappongono anche alle simulazioni numeriche (tcss). Da Nielsen et ali. 2016). Questo tipo di relazioni sperimentali consente di “scalare” le osservazioni sperimentali dal laboratorio (dove i provini hanno dimensioni di cm) alla natura (dove le faglie hanno lunghezze fino a centinaia di km). Per questo motivo il grafico è costruito con scala logaritmica sia nell’asse delle ascisse (spostamento), sia in quello delle ordinate (energia).

Ad esempio, successivamente al grande terremoto di Tohoku-oki 2011(Mw 9, si veda un recente lavoro di sintesi a 10 anni dal terremoto Uchida, N., & Bürgmann, R., 2021) che generò uno tsunami devastante (altezza onde > 10 m), venne avviata la prima campagna di perforazione oceanica profonda nel margine di subduzione al largo del Giappone (progetto JFAST). La spedizione, oltre a fornire un certo numero di dati sullo stato di sforzo della crosta terrestre e delle temperature minime raggiunte in quel particolare terremoto (vedi Brodsky et al., 2020), portò in superficie i campioni del primo chilometro di sedimenti oceanici sotto una colonna d’acqua di 6910 metri (http://www.jamstec.go.jp/e/about/press_release/20120309/). I grandi terremoti che si generano in profondità, consentendo il movimento relativo e improvviso delle placche, sollevano proprio quei primi chilometri sottostanti il fondale marino energizzando la colonna d’acqua sovrastante e producendo devastanti tsunami. In quei primi chilometri però si era sempre ritenuto che i sedimenti composti principalmente di argille impregnate di acqua dovessero arrestare la deformazione sismica impedendo che il terremoto potesse arrivare a deformare il fondale oceanico, ma il grande terremoto di Tohoku fu proprio la dimostrazione che in alcuni casi non è così.

La possibilità di studiare questi sedimenti, la loro composizione e il loro comportamento meccanico e appunto la probabilità che in alcuni casi queste argille possano comportarsi come barriere alla propagazione del terremoto in superficie oppure come “trampolini di lancio” alla deformazione del fondale oceanico è un’opportunità straordinaria. Studi sperimentali hanno dimostrato che queste argille, specialmente in presenza d’acqua, sono in grado di propagare la deformazione con conseguenze simili a quando scivoliamo sul fango, giocando a calcetto in un campo di periferia dopo un acquazzone. Inoltre questi studi sperimentali possono fornire i parametri meccanici necessari (valore della resistenza di una faglia durante un terremoto, per esempio) ai colleghi teorici per le elaborazioni numeriche, l’interpretazione del processo alla scala spaziale (migliaia di km quadrati) e per lo studio di nuovi modelli di pericolosità sismica e da tsunami (Murphy et al., 2018).

Ad oggi sono stati completati numerosi progetti di perforazione profonda (in genere fino a 4000 m di profondità) su scala globale (Figura 5). Alcuni di questi hanno avuto come obiettivo lo studio di faglie attive o dei sedimenti che sono destinati a diventare parte sismicamente attiva del margine di subduzione. In questi casi il nostro laboratorio è stato coinvolto attivamente, tra i tanti citiamo: il progetto SAFOD o perforazione della Faglia di San Andreas in California; il progetto J-FAST o perforazione della faglia che ha prodotto il terremoto di Tohoku Mw 9.0 al largo del Giappone; il progetto WSFD o perforazione delle faglia che ha prodotto il disastroso terremoto di Wenchuan Mw 7.8, Cina, nel 2008 (80.000 vittime), il progetto CRISP in Costa Rica.

Un progetto di perforazione è stato finanziato dall’ICDP anche in Italia (il progetto STAR) per la realizzazione di 6 pozzi superficiali (<250m) in corrispondenza del hanging-wall della faglia Alto-Tiberina, una faglia normale attiva nonostante la sua orientazione non favorevole rispetto al campo di sforzi attivo nella regione (https://www.icdp-online.org/projects/world/europe/northern-apennines-italy/details/). All’interno dei sei pozzi verranno installati una serie di sensori sismici, geodetici e geofisici le cui registrazioni completeranno i dati multidisciplinari che per l’area sono in acquisizione da un’infrastruttura di ricerca, sempre INGV, denominata “The Alto Tiberina Near Fault Observatory”.

Figura 5. I progetti di perforazione profonda (in genere fino a 4000 metri di profondità) comprendono sondaggi della crosta oceanica (IODP) e della crosta continentale (ICDP, https://iodp.tamu.edu/scienceops/maps/iodp_odp_dsdp.jpg). I progetti di perforazione scientifica hanno contribuito in maniera sostanziale ad offrire una nuova visione della Terra e a svelarne il suo straordinario passato: dalla Teoria della Tettonica delle placche, ai cambiamenti climatici e all’evoluzione della vita nel nostro pianeta.

Recentemente, a largo dell’isola del nord della Nuova Zelanda, nel 2017-2018 due missioni di perforazione oceanica hanno campionato una faglia nella zona dove la placca Pacifica scende in subduzione sotto la placca Indo-Australiana (Figura 6).

Figura 6. Il margine di subduzione di Hikurangi è qui rappresentato dalla linea nera dentellata nel pannello a) che mostra la subduzione della placca pacifica sotto quella Indo-Australiano sotto l’Isola sud della Nuova Zelanda e largo dell’isola Nord. Il pannello b) mostra una sezione in profondità, in particolare il transetto evidenziato dalla linea rossa nel pannello a), e il luogo della perforazione profonda della spedizione IODP 375 al sito U1518 (linea verde). Il pannello c) mostra una foto di un tipico campione a contenuto argilloso recuperato dalla zona di faglia della fossa di Pāpaku.

La faglia in questione è anch’essa composta da argilla molto fine, simile a quella di Tohoku. Questa faglia era stata scelta poiché, oltre ad aver prodotto terremoti con onde di tsunami nel 1947, attualmente è interessata da un tipo di deformazione lenta detta “slow slip event”. Gli “slow slip event” che peraltro, nel caso del terremoto di Tohoku-oki (Mw 9), erano stati studiati in associazione alla enucleazione dei megaterremoti (e.g. Michel et al., 2019). Nonostante, come anticipato, i primi studi teorici (Sibson, 1973; Rice, 2006; Bizzarri e Cocco, 2006) avessero suggerito che l’acqua è un elemento essenziale per determinare il comportamento di questi materiali quando deformati alle condizioni del terremoto, alcune limitazioni tecniche avevano impedito uno studio sistematico del fenomeno di interazione di queste argille con l’acqua in pressione. Questo perché, in una faglia, durante un terremoto, si raggiungono condizioni estreme che, riprodotte negli esperimenti, sono tali da espellere completamente l’acqua (o lo stesso campione imbevuto d’acqua) dal portacampioni, rendendo impossibile lo studio dell’interazione di queste argille con fluidi in pressione.

Figura 7. I margini di subduzione sono caratterizzati da zone profonde (in grigio scuro) considerate meccanicamente instabili ovvero capaci di generare forti terremoti o terremoti potenzialmente tsunamigenici. Queste zone sono tipicamente circondate da aree considerate invece stabili in modo condizionale ovvero capaci di generare dei terremoti sotto particolari condizioni (grigio chiaro). Determinare quali siano queste condizioni è uno degli obiettivi della ricerca sperimentale. Sulla destra, la tesi proposta nel lavoro di Aretusini et al. 2021. Secondo questo modello, durante la propagazione del fronte di rottura (Vr, che rompe la faglia “viaggiando” a 1-3 km/s, curva grigia) da sinistra verso destra in figura e dell’impulso di dislocazione associato (o movimento relativo dei blocchi ai lati della faglia, V, che avviene ad una velocità media di circa 1 m/s, curva rossa, appena dietro il fronte di rottura), la faglia si indebolisce (curva nera). L’indebolimento, o riduzione della resistenza di attrito, avviene mentre, nella faglia, viene generato calore e le rocce argillose vengono deformate. Questi incrementi di temperatura e variazioni di volume della roccia di faglia argillosa provocano una rapida e transiente riduzione cui segue un grande aumento della pressione del fluido intrappolato nella roccia (in blu). E’ questo aumento di pressione che facilita e sostiene la propagazione della rottura per un certo tempo. Durante questo tempo, la dislocazione può diventare importante dipendendo in parte dalla capacità delle rocce di diffondere l’acqua lontano dalla zona di scivolamento per consentire il raggiungimento di un nuovo equilibrio. Il fatto che le aree dislocate siano maggiori ha conseguenze sulla deformazione del fondale oceanico (e dunque sulla generazione degli tsunami) e sulla magnitudo del terremoto.

Nello studio appena pubblicato su Nature Communication (Aretusini et al., 2021) sono state finalmente superate queste limitazioni tecniche e viene mostrato, per la prima volta, come l’acqua contenuta nelle argille della faglia aumenta di pressione durante la deformazione associata a un terremoto. Questa pressione esercitata dall’acqua intrappolata nelle polveri argillose “solleva” le rocce sovrastanti, favorendo lo scivolamento dei blocchi di roccia ai lati della faglia. In modo analogo a quanto accade quando noi scivoliamo sotto la pioggia mentre inseguiamo il pallone in un campo di calcetto di periferia, i blocchi di roccia scivolano sul fango imbevuto d’acqua durante il terremoto (Figura 7). In questo modo la deformazione può raggiungere la superficie del margine di subduzione, produrre dislocazioni importanti e generare terremoti di grande magnitudo. Inoltre la deformazione è tale da sollevare il fondale marino con energia sufficiente a movimentare la colonna d’acqua sovrastante eccitando onde di tsunami che hanno effetti devastanti quando raggiungono i bassi fondali delle nostre coste.

A cura di Elena Spagnuolo e Stefano Aretusini (INGV-Rm1), Giulio Di Toro(Università di Padova).

L’articolo è consultabile sul sito della rivista (il file pdf è disponibile su richiesta tramite email agli autori). Il lavoro è stato diffuso anche tramite Comunicato Stampa INGV.

Bibliografia

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