A cura dei soci Gian Paolo Cavinato e Maurizio Parotto
Il terremoto di Collelongo è avvenuto la sera del primo giorno del 2019 (ML 4,2, epicentro Lat 41,87, Lon 13,55 con un ipocentro stimato a una profondità di 17 km; http://cnt.rm.ingv.it/event/21324301) e per la sua magnitudo è stato risentito da un gran numero di persone nei centri abitati della Marsica occidentale del Lazio sudorientale e anche nella città di Roma. L'area di Collelongo si trova nella parte centrale della catena appenninica, in vicinanza del confine tra Lazio e Abruzzo, tra due degli importanti corridoi vallivi a decorso NW-SE (la Val Roveto e la Villavallelonga), che caratterizzano morfologicamente e geologicamente questo settore. Tali depressioni sono delimitate dagli imponenti crinali dei Monti Simbruini-Ernici, a SW, e a NE dalle strutture della Marsica occidentale (Figura 1).
Fig. 1 – Schema strutturale dell'Appennino Centrale. Nella traccia la sezione crostale del profilo CROP11, poco a nord dell'area epicentrale del terremoto di Collelongo, indicato dal cerchietto rosso.
L'analisi della sismicità storica e strumentale (Frepoli et al., 2010) indica che l'epicentro si trova nella fascia della catena appenninica caratterizzata da una pericolosità sismica elevata, ove si è verificato uno dei terremoti storici di massima intensità e tra i più distruttivi in Italia (terremoto della Marsica del 13 gennaio 1915, con risentimenti massimi del grado XI della scala MCS; Figura 2). L'analisi del meccanismo focale di questo evento mostra una direzione di massina estensione orientata NE-SO.
Figura 2 – Mappa della sismicità dell'Appennino Centrale e del Lazio. I cerchi bianchi rappresentano la sismicità strumentale registrata dalla Rete Sismica nazionale nel periodo 2000-2007. La localizzazione dei terremoti maggiori (M ≥ 4.0) sono mostrate in rosso. Sismicità storica: i quadrati rossi sono proporzionali all'intensità macrosismica. L'epicentro del terremoto di Collelongo è indicato con il cerchio celeste, mentre la stella rossa si riferisce al terremoto di Gallicano del 30/12/18 (da Frepoli et al., 2010).
L'assetto tettonico di questo settore della catena appenninica è caratterizzato dalla presenza di imponenti dorsali carbonatiche della Piattaforma Laziale-Abruzzese di età meso-cenozoica, a generale andamento NW-SE, in genere delimitate a NE da sovrascorrimenti regionali (come il fronte della struttura Simbruini-Ernici), che si accavallano verso NE al di sopra delle successioni terrigene del Miocene, che formano in contrasto importanti depressioni vallive morfo-strutturali (Val Roveto, Villavallelonga-Collelongo; Figura 3; Cavinato et alii, 2012). A delimitare la dorsale carbonatica della Marsica occidentale che si immerge verso NE al di sotto dei centri abitati di Collelongo e Villavallelonga, si riscontra un importante sistema di faglie subverticali NW-SE sia a componente normale che trascorrente (la faglia della Val Roveto). Anche il crinale carbonatico nordorientale della Villavallelonga è delimitato da un sistema di faglie dirette a direzione NW-SE, immergenti a SW, che proseguono sepolte sotto i depositi quaternari della piana del Fucino. Quest'ultimo rappresenta un esempio di un'altra caratteristica morfo-tettonica importante della catena appenninica: la presenza di estesi bacini continentali plio-quaternari. Il bacino del Fucino, antico lago prosciugato a fine del 1800, pochi km a NE dell'area epicentrale, è caratterizzato dalla presenza di spessori notevoli di depositi continentali (fino a 900 m), importanti sistemi di faglie bordiere distensive a direzione NW-SE, attive e riattivate anche a seguito del terremoto del 1915 (faglia di S.Benedetto dei Marsi; Cavinato et. Alii, 2002, Cara et alii, 2011).
La profondità ipocentrale del terremoto di Collelongo (intorno a 17 km) suggerirebbe che ci troviamo in una zona sismogenetica più profonda rispetto agli ultimi eventi sismici importanti dell'Appennino Centrale verificatesi nell'aquilano nel 2009 e nella lunga sequenza sismica di Amatrice e Norcia del 2016, confinati entrambi tra i 10-12 km, probabilmente entro la parte delle unità tettoniche fragili sedimentarie meso-cenzoiche della catena. In questo settore della catena i dati crostali acquisiti a seguito dei rilievi sismici del progetto CROP 11 (Crosta Profonda, convenzione CNR-ENI-ENEL-COGEPRO) e i successivi lavori di analisi geologica, geofisica e gravimetrica mostrano in corrispondenza del bacino del Fucino la possibile interazione delle due croste: quella tirrenica che scende a circa 25-30 km, dove si incontra con la crosta adriatica, di maggior spessore, che si inflette e scende a profondità superiori ai 40 km (Chiarabba et alii, 2010; Billi et alii, 2011; Patacca et alii, 2008; Di Luzio et alii, 2009). Forse proprio l'interazione tra queste due strutture crostali può essere la causa di terremoti con ipocentri più profondi.
3 – Due possibili ipotesi di sezioni geologiche crostali lungo la traccia della sezione CROP 11 (vedi figura 1 per localizzazione; da Di Luzio et alii, 2009) a, b) modello di delaminazione crostale della crosta continentale adriatica a differente profondità: Legenda 1) unità sedimentarie non considerate nel modello gravimetrico; 2) crosta tirrenica più sottile; 3) Unità carbonatiche di Piattaforma Apula; 4) altre unità carbonatiche; 5) parte superiore delle sequenze paleozoiche-triassiche; 6) parte inferiore delle sequenze paleozoiche-triassiche e del basamento cristallino; 7) crosta adriatica inferiore; 8) detachement della catena Appenninica. I pallini indicano le profondità della Moho stimata in base ai dati di teleseismic receiver functions (da Di Luzio et al., 2009) proiettate sulla sezione. Il pallino rosso rappresenta l'ipocentro del terremoto di Collelongo.
Riferimenti Bibliografici
Billi A., Tiberti M.M., Cavinato G.P., Cosentino D., Di Luzio E., Keller J. V. A., Kluth C., Orlando L., Parotto M., Praturlon A., Romanelli M., Storti F. & Wardell N. (2006) - First results from the CROP- 11 deep seismic profile, central Apennines, Italy: evidence of mid-crustal folding Journal of the Geological Society, London, 163, pp. 583-586.
Cara F., Di Giulio G., Cavinato G.P., Famiani D. & Milana G. (2011). Seismic characterization and monitoring of Fucino Basin (Central Italy). Bulletin of Earthquake Engineering, 9, 1961-1985, ISSN: 1570-761X, https://doi.org/10.1007/s10518-011-9282-2.
Cavinato G.P., Parotto M. & Sirna M. (2012) - I Monti Ernici: da peripheral bulge a orogeno. Stato dell'arte della ricerca. Rendiconti Online della Società Geologica Italiana, 23, 31-44.
Cavinato G.P., Carusi C., Dall'Asta M., Miccadei E. & Piacentini T. (2002) - Sedimentary and tectonic evolution of Plio-Pleistocene lacustrine deposits of Fucino Basin (central Italy). Sedimentary Geology, 148(1-2), 29-59.
Chiarabba C., Bagh S., Bianchi I., De Gori P., Barchi M. R. (2010) - Deep structural heterogeneities and the tectonic evolution of the Abruzzi region (Central Apennines, Italy) revealed by microseismicity, seismic tomography, and teleseismic receiver functions. Earth and Planetary Science Letters, 295(3-4), 462-476.
Di Luzio E., Mele G., Tiberti M.M., Cavinato G.P. & Parotto M. (2009) - Moho deepening and shallow upper crustal delamination beneath the central Apennines. Earth and Planetary Science Letters, 280, Issue: 1-4, April 15, 2009, pp. 1-12. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2008.09.018.
Frepoli A., Marra F., Maggi C., Marchetti A., Nardi A., Pagliuca N.M. & Pirro M. (2010), Seismicity, seismogenic structures, and crustal stress fields in the greater Rome area (central Italy), J. Geophys. Res., 115, B12303, https://doi.org/10.1029/2009JB006322.
Patacca E., Scandone P., Di Luzio E., Cavinato G.P. & Parotto M. (2008) - Structural architecture of the central Apennines: Interpretation of the CROP 11 profile from the Adriatic coast to the orographic divide. Tectonics, 27, 1-36.