martedì 16 dicembre 2014

RELAZIONE TRA FORESHOCK E MAINSHOCK (SEQUENZA SISMICA UMBRO-MARCHIGGIANA)

L’analisi dell'organizzazione spaziale e temporale della sismicità di un’area dimostra che, i diversi processi di preparazione che conducono a medi e grandi terremoti seguono schemi di sviluppo legati anche al grado di fratturazione delle rocce e al tipo di strutture sismogenetiche presenti nell’area.
In particolare, l'organizzazione spazio-temporale dei foreshocks può essere utilizzata per la previsione di un grande evento, quando sono conosciute le caratteristiche che discriminano i foreshocks da altri eventi.
In generale, i foreshocks si verificano in diverse scale spazio-temporali che vanno da alcune ore fino ad anni prima del mainshock, mentre il loro numero aumenta all’avvicinarsi del momento in cui avviene il mainshock.
I foreshocks di imminente periodo, a differenza di quelli di breve e medio periodo, spesso accadono esattamente nella stessa area in cui si registra il mainshock.
In base al tempo o al numero di scosse registrate  tra i foreshocks o l’ultimo foreshock ed il mainshock, nella sequenza sismica  è  possibile stabilire una gerarchizzazione dei foreshocks composta da tre ordini.
I foreshocks di primo ordine sono quelli che caratterizzano finestre temporali di medio periodo, quelli di secondo ordine le finestre di breve periodo, mentre i foreshoks di terzo ordine si collocano ad un estremo di un ciclo di imminente periodo.
Tutti gli eventi foreshocks sono seguiti da una fase di assestamento la cui durata varia in funzione del numero d’ordine del foreshock, mentre la magnitudo del mainshock tende a crescere con l’aumentare dell’ordine e della magnitudo dell’ultimo foreshock.
L’analisi spaziale degli eventi registrati in una finestra temporale di imminente periodo, evidenzia che quando i foreshocks si verificano in un cluster, la probabilità di accadimento all’interno del cluster di un forte terremoto è alta.
Nella figura 1 è riportato l’andamento dei valori di magnitudo degli eventi registrati dalla rete sismologica nazionale italiana dell’INGV dal primo gennaio del 1985 al 26 settembre del 1997 (sequenza sismica Umbro-Marchiggiana).
La fase di rilascio di energia, iniziata nel mese di agosto del 1997 (punto di innesco), mostra un primo foreshock di magnitudo 4.4 ML registrato il 3 settembre del 1997, seguito da un evento di magnitudo 5.6 ML registrato alle ore 00:33 del 19 settembre 1997 alla profondità di 7.9 ML.
Seguono una veloce fase di assestamento caratterizzata da valori di magnitudo ≤ di 3.6 ML e un secondo sisma di magnitudo 5.8 ML registrato alle ore 9:40 del 19 settembre 1997 poco a SE dal precedente.

L’analisi della struttura della fase di assestamento evidenzia come la magnitudo del secondo sisma è superiore al valore di 4.5 ML atteso per il primo aftershock più energetico nella fase di assestamento associata al sisma di 5.6 ML e lo classifica come mainshock (sisma di chiusura della fase di rilascio di energia).









 Fig. 1. Andamento temporale dei valori di magnitudo.

La figura 2 mostra l'organizzazione temporale e spaziale degli eventi che hanno caratterizzato la fase di rilascio di energia. La posizione degli epicentri dei foreshocks e del mainshock evidenziano una fratturazione progressiva e di breve periodo da NO verso SE.
Si nota un primo cluster sul settore NO del grafico nel quale ricade il punto d’innesco (PI) della fase di rilascio di energia. Un secondo cluster di forma circolare è presente nel settore centrale del grafico e nel suo interno mostra il foreshock di magnitudo 4.4 ML del 3 settembre del 1997.
Infine, poco a SE, si evidenzia un terzo cluster di forma semicircolare cui ricade il secondo foreshock di magnitudo 5.6 ML ed il mainshock di magnitudo 5.8 ML.
Nella figura 4 è mostrata la correlazione tra la magnitudo del foreshock e quella del mainshock, ottenuta da uno studio retrospettivo dei terremoti più forti registrati nell’area Umbria-Marche dal 1985 al 1997.Le formule ottenute consentono una prima stima della magnitudo del mainshock (MM) atteso conoscendo quella del foreshock (MF) quando individuato correttamente.


Fig. 2. Organizzazione temporale e spaziale degli eventi. Il cerchio rosso indica la posizione del punto d’innesco, la stella gialla l’epicentro del foreshock di secondo ordine (F1), la stella rossa quella del foreshock di terzo ordine (F2), mentre la stella verde indica l’epicentro del mainshock. La freccia rossa indica la direzione di sviluppo della fase di rilascio di energia.








Fig. 3. 3D della fase di rilascio di energia. La freccia rossa indica la direzione di sviluppo della fase.

Fig. 4.  Linee di regressione per una stima preliminare della magnitudo del mainshock.


















Le analisi sono state eseguite con il software sperimentale ”Previsio” non ancora pubblicato e validato dal mondo scientifico.
I risultati ottenuti non sono pienamente utilizzabili. Tutte le parti del blog sono riservate. Nessuna parte può essere riprodotta nella forma o nel significato senza il permesso scritto dell’autore.

©   Dr. Geol. Giulio Riga – RIPRODUZIONE TASSATIVAMENTE VIETATA 


domenica 2 novembre 2014

SEQUENZA SISMICA DI STRACHAN (CANADA)


La sequenza sismica mostra 75 terremoti di magnitudo ≥2 M registrati dal 24 agosto del 1985 al 19 ottobre del 1996. La maggior parte degli epicentri sono spazialmente posizionati lungo un allineamento correlato con l'andamento NE-SO delle Montagne Rocciose (Figura 1) e possono essere classificati come micro-terremoti (magnitudo <3).
Gli eventi sismici si sono verificati in una zona a bassa sismicità nei pressi della quale  si trovano numerosi ed importanti giacimenti di idrocarburi il cui sfruttamento, iniziato nel 1971, avviene dai 3 a 5 km di profondità.
L’analisi della struttura evolutiva della sequenza sismica (Figura 2) suggerisce che il terremoto 19 ottobre 1996 e i successivi, verificatisi dentro ed intorno al campo di Strachan in Alberta (Canada), sono in una stretta correlazione con le attività di estrazione di idrocarburi.
La figura 2 mostra una forte correlazione tra i tassi di produzione e il numero di eventi sismici annuo registrati.
Si nota come prima del 1976 siano stati registrati pochi terremoti, mentre il tasso di sismicità è aumentato drammaticamente nel 1976 dopo essere stato raggiunto il picco della produzione.
La finestra temporale di medio periodo che va dal 1985 all’’evento del 19 ottobre del 1996 evidenzia alcuni cicli sismici che non si raccordano tra loro e con il resto della sequenza sismica (Figura 3).
Inoltre, gli ipocentri sono localizzati nella parte superiore della crosta terrestre ed il loro andamento è in contrasto con quello dei valori di magnitudo.

Figura 1. Distribuzione spaziale degli epicentri.

Figura 2.  Relazione tra il numero di terremoti registrati per anno e la produzione di gas nel campo di  Strachan.
 Figura 3. Andamento temporale dei valori di magnitudo e degli ipocentri.


























Le analisi sono state eseguite con il software sperimentale ”Previsio” non ancora pubblicato e validato dal mondo scientifico.
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Sito Web consultato



domenica 5 ottobre 2014

SEQUENZA SISMICA DELL'INDONESIA

1. Impostazione tettonica

La regione indonesiana è il risultato di una complessa convergenza delle placche eurasiatica, indio-australiana, Caroline, Filippine e diverse altre placche minori
Nella maggior parte delle zone di subduzione, il movimento della piastra subdotta (il tasso di subduzione è qualche centimetro l'anno) è quasi perpendicolare all'asse della frattura. In alcuni casi, per esempio nella zona di subduzione a sud ovest di Sumatra, il moto è obliquo rispetto all'asse.
Rispetto alla placca eurasiatica, quella indiano-australiana si sta muovendo verso nord circa, mentre la placca delle Filippine ad ovest-nordovest circa.
Legati a questi processi tettonici attivi in corso, sono le forti e frequenti scosse di terremoto che testimoniano l’enorme quantità di energia che è immagazzinata e rilasciata lungo la zona di subduzione e i numerosi vulcani attivi e potenzialmente attivi.

Fig.1  Sismotettonica della regione indonesiana

http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/world/indonesia/seismotectonics.php

2. La sequenza sismica

Nella figura 2 sono riportati i 665 terremoti di  magnitudo ≥6,0 che si sono verificati nell’area indonesiana dal 1900 al 2014.
La maggior parte degli epicentri si trovano sotto il fondo oceanico (figura 3) e alcuni di loro hanno generato grandi tsunami, come quelli del  2004 (9.1 Mw ) e nel 2005 (8.6 Mw ) tsunami di Sumatra.
Il forte terremoto del 26 dicembre 2004 ha scosso le regioni del nord di Sumatra e le aree circostanti, generando lungo la frattura continui forti terremoti di assestamento, come quelli di Nias nel marzo 2005, di Bengkulu nel settembre 2007 e di recente il terremoto di Sumatra dell'11 aprile 2012 registrato vicino alla costa di Aceh.
La sequenza sismica mensile riportata nella figura 4, mostra un foreshock di lungo periodo di magnitudo 8.3 Mw registrato il 12 settembre 1977 preceduto da una fase di rilascio iniziata nel 1982. Segue l’evento del 2004 che può essere considerato un foreshock al quale è possibile associare nel medio-lungo periodo un evento di maggiore magnitudo.
La figura 5 mostra l’andamento dei valori mensili di magnitudo dei terremoti registrati nel settore occidentale dell’arcipelago indonesiano, mentre in figura 6 gli epicentri.
Nel dettaglio si nota il terremoto del 2004 di magnitudo 9,1 Mw preceduto da un foreshock di medio periodo di magnitudo 7.9 Mw accaduto il 4 giugno del 2000 a circa 1100 km a sud-ovest della scossa principale.
Dopo il foreshock si è attivata una fase di assestamento che si è completata nel mese di ottobre del 2003, mentre il segnale di attenzione al quale è seguito il forte terremoto del dicembre del 2004 si è attivato nel mese di settembre dello stesso anno.
I meccanismi focali dei due eventi (figura 7) corrispondono a sorgenti di tipo thrust e sono coerenti con la tettonica dell’area
La fase di assestamento che si è attivata dopo il forte terremoto ad oggi, è composta da due cicli sismici chiusi dagli eventi di 8.5 Mw e 8.6 Mw registrati rispettivamente Il 12 settembre 2007 e l’11 aprile 2012.
La durata del primo ciclo è stata di circa 33 mesi, mentre quella del secondo ciclo di circa 55 mesi.
Nella parte finale della sequenza sismica si nota l’inizio di una fase di rilascio di energia che ha come target dinamico il livello sismico di 7.4-8.2 Mw circa, mentre nel medio-lungo periodo, in base alla struttura evolutiva della sequenza in atto, è possibile un evento nel range dinamico 9.4-9.8 Mw.

Fig. 2 Terremoti di magnitudo≥6 registrati dal 1900 al 2014 nell’arcipelago indonesiano.

Fig. 3  Epicentri dei terremoti di magnitudo≥6 registrati dal 1900 al 2014.


Fig. 4  Andamento mensile dei terremoti registrati dal 1970 al 2014.














Fig. 5  Andamento mensile dei terremoti registrati dal 1973 al 2014 nel settore occidentale dell’arcipelago indonesiano.













Fig. 6 Epicentri dei terremoti registrati dal 1973 al 2014 nel settore occidentale dell’arcipelago indonesiano.













Fig. 7 Meccanismi focali 
dell’evento principale e del
 foreshock associato
(fonte dati: Global CMT
Catalog Search).










Le analisi sono state eseguite con il software sperimentale ”Previsio” non ancora pubblicato e validato dal mondo scientifico.
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lunedì 15 settembre 2014

SEQUENZA SISMICA DELL’AFRICA CENTRO-ORIENTALE

1. LA RIFT VALLEY

La Rift Valley è un sistema attivo di fosse tettoniche che si estende per  circa 6000 km lungo il lato orientale del continente africano dal nord della Siria fino al centro del Mozambico. La larghezza della valle varia  da 30 a 100 km, mentre la profondità da qualche centinaio a qualche migliaio di metri. 
Rappresenta un luogo dove le forze tettoniche stanno attualmente cercando di creare due  nuove placche, dividendo in parte quella vecchia, attraverso una frattura che si allarga nel tempo seguendo un processo simile di quello che avviene lungo la dorsale medio-atlantica. 
La placca Nubiana comprende la maggior parte dell'Africa, mentre la placca più piccola che si sta staccando è stata nominata la placca Somala (Fig. 1).
Queste due sottoplacche si allontanano tra di loro ed anche dalla placca araba a nord. Nella regione di Afar in Etiopia dove queste tre placche si incontrano (il punto è denominato “tripla giunzione”) inizia  la frattura più antica denominata come il Rift etiopico.
Più a sud dell'Etiopia, il sistema si scompone in due rami: il ramo occidentale che si estende dal nord dell’Uganda fino a sud del Mozambico ed include, l’Albertine Rift, che contiene una serie di laghi in acque profonde, come il lago Tanganica, il lago Edward, e il lago Albert, e un ramo orientale che taglia in due circa il Kenya poco ad ovest di Nairobi.
Questo secondo ramo, caratterizzato da una maggiore attività vulcanica, è una grande valle con laghi poco profondi che non hanno sbocchi sul mare.
Il bordo orientale del Rift orientale ospita i picchi vulcanici inattivi del Monte Kilimanjaro e del Monte Kenya ed un certo numero di altri picchi vulcanici. Nel sud, il sistema continua con il segmento Malawi-Mozambico che contiene il lago Malawi.
La divisione tra questi due rami avviene intorno alla regione del Lago Vittoria a causa della presenza di un piccolo nucleo di antica roccia metamorfica, il cratone Tanzaniano, difficile da fratturare. Circa il meccanismo di formazione della spaccatura, un modello presuppone che un elevato flusso di calore proveniente dal mantello astenosferico, stia causando un paio di "rigonfiamenti" termici della litosfera nel Kenya centrale e nella regione di Afar.
La  formazione di questi rigonfiamenti produce lo stiramento e la frattura della crosta fragile limitata esternamente  da una serie di faglie normali che formano il classico sistema di horst e graben.
Il processo di stiramento associato alla formazione della frattura è spesso preceduto da enormi eruzioni vulcaniche e da un’intensa attività sismica.


Fig. 1  Ambiente tettonico dell’Africa orientale.



Fig. 2  Ambiente tettonico tra la regione di Afar ed il Malawi.
















2. I TERREMOTI DELLA RIFT VALLEY

Le zone distensive e di Rift magmatici dove l’assottigliamento della crosta riduce il potenziale sismogenetico di eventuali faglie, sono comunemente caratterizzate da bassi livelli di sismicità, mentre i meccanismi sono tutti normali o trascorrenti.
Nella Rift Valley l'attività sismica è stata maggiore nella prima metà del XX secolo e dopo il 1960, sia nel ramo occidentale che orientale, con livelli di sismicità più alti nel ramo occidentale e nel Rift della Tanzania.
Tra questi ricordiamo il recente terremoto di magnitudo 6.8 Mw avvenuto a Kalemie  il 5 dicembre del  2005 e quello di  5.9 Mw registrato a  Cyangugu  il 3 febbraio del 2008.
Il ramo occidentale è dominato dai terremoti di magnitudo più elevata, mentre il ramo orientale, dai terremoti di bassa e media magnitudo che  avvengono principalmente nella parte superiore della crosta (fig. 3).
Durante i terremoti sono stati osservati, cedimenti differenziali causati dalla compattazione del suolo sciolto, liquefazione dei terreni granulari saturi, movimenti laterali di pendii naturali.
La figura 4 mostra la posizione degli epicentri dei terremoti registrati nella regione analizzata  durante il periodo 1912-2014.
Ai grandi terremoti sono associati valori di magnitudo nel range tra 5.0 e 6.9. come riportato nella tabella 1.


Fig. 3   Attività sismica nei segmenti occidentale e orientale della Rift Valley dal 1912 al 2014.


Fig. 4   Distribuzione dei terremoti più forti registrati nel periodo 19012 – 2014.


TEMPO

LATITUDINE


LONGITUDINE

PROFONDITA’


MAGNITUDO
09-07-1912
3
33
0
6,6 uk
06-01-1928
0,155
35,748
15
6,9 ms
07-05-1964
-3,931
35,109
31,6
6,3 mb
20-03-1966
0,845
29,867
15
7,0 uk
11-09-1992
-6,146
26,656
15,8
6,3 ms
05-02-1994
0,556
30,083
11.8
6,1 ms
24-10-2002
-1,96
29,01
11
6,2 mw
05-12-2005
-6,25
29,77
16,7
6,8 mw























Tab.1  Terremoti più forti registrati nel periodo 19012 – 2014.

3. LA SEQUENZA SISMICA

La sismicità dell’Africa Orientale è stata analizzata utilizzando i dati provenienti dal  catalogo USGS per il periodo 1912-2014.
Nella finestra temporale che va dal 2000  al  2014, la sequenza sismica  presenta delle anomalie probabilmente correlate con l’attività vulcanica, con i pozzi di estrazione di idrocarburi e con le grandi dighe realizzate.http://www.flexicadastre.com/uganda/
L’evento più forte di magnitudo 6.9 Ms è avvenuto il 6 gennaio del 1928 seguito nel 1992 da un secondo evento di magnitudo 6.3 Ms e nel dicembre del 2005 da un terzo terremoto di magnitudo 6.8 Mw al quale è seguita un fase di assestamento non ancora terminata.
L’andamento dei valori di magnitudo della sequenza sismica è discordante con gli indicatori energetici e nella parte terminale sono presenti due foreshock ed  una bomba sismica quasi completata alla quale è possibile associare un evento forte di magnitudo ≥6.7.
Il grafico della cumulata della distanza tra gli epicentri (Fig.7) mostra una focalizzazione dopo l’evento del dicembre del 2005, mentre nella parte finale mostra un andamento ascendente e costante.
Nel breve periodo è previsto un evento di magnitudo 4,8-5.6 associato al segnale di attenzione che si è attivato di recente sulla sequenza sismica.


Fig. 5  Andamento temporale dei valori di magnitudo nel periodo 19012 – 2014.


Fig. 6  Profondità dei terremoti registrati nel periodo 19012 – 2014.

Fig. 7  Focalizzazione degli epicentri dei terremoti registrati nel periodo 19012 – 2014.














Siti web consultati


http://www.bgr.de/geotherm/argeoc2/docs/sessions/s5_gg_dozith-geothermal-08.pdf



Le analisi sono state eseguite con il software sperimentale ”Previsio” non ancora pubblicato e validato dal mondo scientifico.
I risultati ottenuti non sono pienamente utilizzabili.
Tutte le parti del blog sono riservate. Nessuna parte può essere riprodotta nella forma o nel significato senza il permesso scritto dell’autore.
©   Dr. Geol. Giulio Riga – RIPRODUZIONE TASSATIVAMENTE VIETATA