Misure geodetiche GPS e terrestri nell’area sismica dello Stretto di Messina

Lo Stretto di Messina, situato tra la costa calabrese e quella siciliana, è una delle aree a maggiore rischio sismico dell’intero bacino Mediterraneo. Il disastroso terremoto del 28 dicembre 1908, ora 04.20 GMT, che colpì l’area fu uno dei più forti terremoti avvenuti in Italia durante tempi storici e causò circa 120.000 morti anche per l’insorgenza di forti onde di maremoto che raggiunsero una altezza di 12 metri (Baratta, 1910). Le registrazioni strumentali permisero di assegnare una magnitudo di Ms=7.5 per la scossa principale e di localizzare l’evento in mare tra le città di Messina e di Reggio Calabria. Subito dopo l’evento vennero eseguiti rilievi macrosismici che permisero di assegnare alla scossa principale una intensità di XI grado (scala MCS) (Omori, 1909; Baratta, 1910).

 Fig. 1. Sismicita' dello stretto di Messina. Sono evidenziati i terremoti e i relativi meccanismi focali  degli eventi del 28 dicembre 1908 e del 6 gennaio 1975

Sebbene misure geodetiche volte allo studio dei movimenti crostali non venissero sistematicamente eseguite in Italia in quegli anni, una linea di livellazione venne eseguita da parte dell’Istituto Geografico Militare Italiano poco prima del terremoto (Lo Perfido, 1909; De Stefani, 1909). Poco dopo l’evento sismico tale linea venne misurata nuovamente permettendo di rivelare una considerevole subsidenza cosismica da entrambi i lati dello Stretto (fino a -70 cm a Messina e -50 cm a Reggio Calabria). Studi successivi evidenziarono come il terremoto fosse caratterizzato da un movimento distensivo interpretabile per mezzo di una faglia normale o di un sistema a doppia faglia con andamento circa nord-sud, posta al di sotto dello Stretto (Shick, 1977; Mulargia & Boschi, 1983; Bottari et alii, 1986; Capuano et alii, 1988; Boschi et alii, 1989; De Natale & Pingue, 1991).

In particolare Mulargia & Boschi (1983) ipotizzano per l’evento del 1908 un meccanismo di rottura secondo un sistema costituito da due faglie disposte in una struttura a graben con orientazione quasi parallela all’asse dello Stretto. Per la formulazione di tale modello sono stati utilizzati i già citati dati di livellazione ottenuti nel 1908 e nel 1909 da Lo Perfido (1909), interpretandoli secondo il modello di deformazione teorica prodotta da una faglia rettangolare proposto da Maruyama (1964) e utilizzando la formula di Mansinha & Smylie (1971). Il confronto tra i dati di livellazione ottenuti tra il 1981-1982 e il 1970 hanno mostrato come l’area dello Stretto di Messina sia stata sottoposta ad una moderata subsidenza di circa 1mm/anno durante questo periodo. Baldi et alii (1983) spiegano tale deformazione verticale con una dislocazione di 4 cm attraverso una faglia caratterizzata da un meccanismo distensivo dedotto sulla base del modello elaborato da Mulargia & Boschi (1983).

Intorno al 1970 l’area in esame iniziò ad essere interessata da un importante progetto di ingegneria civile riguardante la costruzione di un ponte a campata unica della lunghezza di 3 km da realizzarsi sullo Stretto per unire permanentemente la Sicilia al continente. Geofisici e geologi vennero coinvolti nel progetto con l’importante compito di identificare in dettaglio la complessa situazione tettonica, la stabilità delle formazioni presenti e di valutare l’attuale tasso di deformazione dell’area. In questo contesto venne realizzata una rete geodetica attraverso lo Stretto per stimare con tecniche terrestri l’entità della presunta deformazione orizzontale tra la Sicilia e la Calabria (Bencini, 1975; Barbarella et alii, 1981; Caputo et alii, 1981; Baldi et alii, 1983; Mulargia et alii, 1984; Arca et alii, 1986). Durante il mese di maggio 1987 venne realizzata e misurata per la prima volta con la tecnica satellitare Global Positioning System (GPS) una rete composta da 7 vertici di cui 4 appartenenti alla rete esistente (fig.1). La tecnica GPS, che si avvale di segnali radio emessi dalla costellazione satellitare Navstar (USA) e misurati a terra dagli osservatori, si è rivelata un mezzo estremamente rapido e preciso per misurare reti geodetiche sia a scala locale che regionale (Kahle et alii, 1993; Straub & Kahle, 1994; Anzidei et alii, 1996). Nel 1989 venne realizzata una densificazione ed estensione della rete, istituendo tre nuovi siti (INGR, San Placido e Paterriti) in modo da ampliare l’area sottoposta ad indagine geodetica; nel settembre 1994 le misure vennero ripetute con lo scopo di misurare una possibile variazione della posizione relativa tra le stazioni della rete, prendendo come riferimento le coordinate stimate nel 1987.

La disponibilità di risultati relativi a rilievi geodetici terrestri eseguiti tra il 1970 e il 1980, unitamente a quelli dei rilievi GPS del 1987 e del 1994, permette di studiare le eventuali deformazioni planimetriche tra quattro siti comuni alle reti terrestre e GPS (Nicola-1, Scrisi-2, Arena-3 e Apostoli-4) su un periodo piuttosto lungo (24 anni). Per quanto riguarda le misure terrestri, sono state utilizzate le coordinate e le ellissi di errore ottenute dalla compensazione effettuata in un sistema di riferimento locale, definito da una stazione (1) e da una direzione fissa (1-2) (Barbarella et alii, 1981 ; Caputo et alii, 1981).

Fig. 2. Spostamenti delle stazioni poste in Sicilia rispetto a quelle calabre dal 1970 al 1994

conclusioni

In conclusione il contributo fornito dai dati geodetici per la comprensione dell’ evoluzione attuale dell’area dello Stretto di Messina, può essere così riassunto:

• l’assenza di deformazione planimetrica ci porta ad escludere che sia in atto una deformazione distensiva dello Stretto di Messina, sebbene alcuni modelli geologici individuino lo stile a Graben per questa area (Ghisetti, 1984; Montenat et alii, 1991);

• l’ipotizzata componente distensiva sembra essere esclusivamente evidenziata all’occorrenza di grandi terremoti che provocherebbero, di conseguenza, anche una subsidenza cosismica, come nel caso del terremoto del 1908 (Lo Perfido, 1909), recentemente riconosciuto come terremoto caratteristico di quest’area (Valensise & Pantosti, 1992).

Tali considerazioni ci portano a ritenere che una deformazione planimetrica all’interno della rete non sia chiaramente evidenziata nell’arco di tempo interessato dalle misure, soprattutto perché sono avvenuti solo tre terremoti di moderata energia (1971: Ms=4.8 ; 1975: Ms=4.7 e 1985: Ms=4.0).

Inoltre, assumendo che il modello di sorgente del terremoto del 1908 rappresenti la struttura tettonica caratteristica dell’area, responsabile del pattern di deformazione locale dello Stretto (Mulargia & Boschi, 1983; Valensise & Pantosti, 1992), e` possibile che la maggior parte dei siti di osservazione giacciano al di sopra dello stesso lembo di faglia, non permettendo così il rilevamento delle deformazioni sismiche e asismiche della struttura tettonica presente. Sulla base di queste considerazioni nel 1994 la rete GPS e` stata estesa verso la parte meridionale dello Stretto, collegando la rete locale ad una rete regionale (TYRGEONET), volta al controllo delle deformazioni crostali del Mediterraneo centrale (Achilli et alii, 1993 ; Anzidei et alii, 1996).


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