Sorgente sismica
    Cosa e' accaduto durante il terremoto dell'Irpinia

Il 23 novembre 1980 un forte terremoto (MS 6.9) ha colpito una zona dell’Appennino Campano-Lucano seminando morte e distruzione.
Questo evento sismico è stato studiato in dettaglio utilizzando tutti i dati disponibili che hanno permesso di conoscere le caratteristiche fisiche e geometriche delle faglie responsabili.
Il terremoto dell’Irpinia del 1980 è stato caratterizzato da tre distinti fenomeni di rottura lungo differenti segmenti di faglia succedutisi in circa 40 secondi (Fig 1). La rottura si è propagata dall’ipocentro interessando segmenti di faglia lungo i Monti Marzano, Carpineta e Cervialto. Dopo circa 20 secondi la rottura si è propagata verso SE in direzione della Piana di San Gregorio. L’ultimo segmento di faglia (si veda in figura 1 il subevento 3) ad essere stato interessato dal processo di rottura, dopo 40 secondi, è localizzato a NE del primo segmento (si veda in figura 1 il subevento 1).
Le repliche del terremoto si sono distribuite lungo tutta la lunghezza di faglia ed hanno interessato un esteso volume focale compreso tra le quattro faglie coinvolte. La frattura ha raggiunto la superficie terrestre generando una scarpata di faglia ben visibile per circa 35 Km (Fig 2) e localizzata. (Fig 3).
Le registrazioni delle repliche dell’evento hanno permesso di studiare l’andamento della velocità di propagazione delle onde sismiche nella zona circostante la faglia sismogenetica. I risultati di questi studi hanno messo in evidenza una struttura crostale molto eterogenea come dimostrato dalle variazioni della velocità delle onde P mostrata a differenti profondità in Fig 4.
Gli studi eseguiti sul terremoto del 1980 sono sintetizzati in Fig 5. dove vengono mostrati, lungo una sezione parallela al piano di faglia (A - A’ in Fig 1): (I) dislocazione verticale misurata in superficie (altezza della scarpata di faglia), (II) distribuzione della dislocazione sul piano di faglia in profondità per i subeventi 1 e 2, (III) distribuzione delle repliche sul piano di faglia e andamento della velocità delle onde P, (IV) posizione sul piano di faglia delle aree che hanno rilasciato i valori massimi di energia osservata nelle onde sismiche. Questi risultati mostrano l’elevata complessità del processo di rottura responsabile del terremoto dell’Irpinia del 1980 ed, al tempo stesso, evidenziano i successi ottenuti nel ricostruire tali processi mediante un’analisi multidisciplinare che ha coinvolto geologi e sismologi negli anni successivi all’evento.
Studi di paleosismologia eseguiti mediante lo studio di trincee scavate lungo la scarpata di faglia (Fig 6) hanno consentito il riconoscimento e la datazione dei forti terremoti predecessori del 1980, avvenuti sulla faglia irpina (si vedano Fig 3 e Fig 7). Questi risultati dimostrano che la faglia responsabile del terremoto dell’Irpinia ha generato in passato terremoti simili a quello del 1980 e che tali eventi si succedono nel tempo con frequenza di circa 2000 anni.
La successione di rotture che si sono susseguite durante il terremoto del 1980 suggerisce l’esistenza di forti fenomeni di interazione tra i diversi segmenti di faglia. Una misura del grado di interazione tra le faglie e data dalle variazioni del loro stato di sforzo misurate mediante il parametro di Coulomb. Lo stato di sforzo di una faglia sismogenetica può essere interpretato come la quantità di energia accumulata precedentemente al terremoto: maggiore è lo sforzo accumulato, più prossima è la faglia al raggiungimento delle condizioni necessarie all’innesco della rottura.
La figura 8
mostra le variazioni di sforzo di Coulomb calcolate a 9 km di profondità e causate dai primi due subeventi del terremoto del 1980 sul terzo subevento: la parte evidenziata dal cerchio individua la zona dove è stato indotto il massimo dello sforzo. Verosimilmente, tale zona può essere ritenuta quella di nucleazione della rottura per il terzo subevento. La figura 9
mostra la stessa distribuzione di sforzo di Coulomb in un grafico 3D.
Le variazioni dello sforzo elastico nella zona circostante la faglia sismogenetica influenzano la distribuzione spaziale delle repliche (Fig 10): si veda la coincidenza tra la distribuzione delle repliche e la zona di incremento dello sforzo di Coulomb. Le faglie sismogenetiche adiacenti risentono delle perturbazioni dello stato di sforzo causate dal terremoto e quindi possono influenzare le probabilità che si verifichino forti terremoti lungo tali segmenti di faglia. In altre parole, un forte terremoto altera le probabilità di occorrenza di altri terremoti nelle zone circostanti la faglia sismogenetica.