Le scosse che hanno colpito questa mattina la Romagna, generando panico ed allarme, non possono essere definite una sorpresa. Il geologo Giampiero Petrucci ci spiega perché. La Pianura Padana è più sismica di quello che pensa l’opinione pubblica. Ce lo dice la storia. Ma perché la Pianura Padana è sismica? La risposta è semplice: perché nel suo sottosuolo esistono strutture tettoniche in grado di generare terremoti. In particolare queste strutture sono collegate alla tettonica regionale in quanto esse rappresentano margini sepolti dell’orogene appenninico, di cui fanno parte a tutti gli effetti, sotto le potentissime coperture sedimentarie quaternarie padane e adriatiche. Esse prendono il nome di pieghe, differenziandosi per la posizione geografica e per il territorio sotto il quale si sviluppano (Fig. 1 e 2).
L’assetto strutturale di questa parte sepolta dell’Appennino è abbastanza noto, grazie anche ai numerosi sondaggi sismici e perforazioni profonde a seguito della forte espansione delle ricerche di idrocarburi compiute in tutta l’area padana negli ultimi 70 anni. E’ indubbio che tali “pieghe” siano ben strutturate ed attive dal punto di vista sismotettonico. Nell’analisi sismotettonica e nella valutazione della potenzialità sismica riveste dunque grande importanza il quadro dettagliato dei lineamenti tettonici riconosciuti nel sottosuolo della Pianura Padana, in particolare nella sua area centro-orientale (Fig. 2). Gli epicentri di gran parte dei terremoti storici avvenuti nella regione sono infatti collocati in piena pianura, tra Reggio Emilia e Rimini: è dunque plausibile che tali eventi tellurici siano causati dall’attivazione di alcune delle strutture tettoniche riportate nello schema suddetto.
Per meglio comprendere la situazione, è opportuno ricordare che, come ormai da tempo assodato, il contesto tettonico padano è regolato dal movimento della microplacca Adria che scorre al di sotto della placca euroasiatica: movimento che ha iniziato a svilupparsi sin dal Terziario quando la collisione tra le due placche ha portato all’orogenesi appenninica in un ambiente paleogeografico dominato da un bacino marino, un vero e proprio oceano con tanto di dorsale, detto “Ligure-Piemontese”. I movimenti tettonici, dovuti al progressivo scontro tra le placche, hanno portato alla chiusura del bacino, al sollevamento dell’orogene appenninico settentrionale ed alla formazione di strutture tettoniche come appunto le “pieghe”.
Il movimento di Adria (fig 3) concorre all’accumulo di energia ed al conseguente rilascio con generazione di terremoti anche di grande intensità. Grazie ai profili sismici della zona, molti dei quali realizzati dall’AGIP, si evince che l’area di subduzione, ovvero la superficie inclinata per cui una placca scorre al di sotto dell’altra, detta “piano di Benioff”, in questo caso si immerge di circa 70° in direzione sud-ovest, nel margine compreso tra Reggio Emilia e la valle del Reno (Fig. 4). Una caratteristica essenziale del “piano di Benioff”, assodata scientificamente a livello mondiale, è di essere sede privilegiata di terremoti.
In effetti non mancano episodi tellurici che confermano questo quadro sismotettonico. Ad esempio, uno tra gli elementi strutturali più interessanti dell’area risulta il “Sistema Enza-Taro”, un lineamento trasversale alla catena e per questo definito “antiappenninico”, tipico esempio di come la riattivazione di queste strutture profonde possa generare terremoti (Fig. 5). Si deve innanzi tutto considerare un aspetto morfotettonico importante: nella parte “esterna” (o “adriatica”) della catena non sono presenti i bacini intramontani, dominati dalla tettonica estensionale/transtensiva, che invece caratterizzano il bordo interno dell’Appennino (Garfagnana, Mugello, Val Tiberina, ecc.). Il bacino di Compiano, infatti, è associato ad un regime compressivo (Bernini et alii, 1994). Inoltre la presunta prosecuzione del Sistema Enza-Taro nella Pianura Padana corrisponde alla transizione tra i due principali archi strutturali appenninici sepolti ovvero le “pieghe” emiliane e ferraresi. Non sorprende dunque che la fascia coperta di questo Sistema sia caratterizzata da una certa sismicità di cui le più recenti scosse sono accadute nel gennaio 2012 (M = 4.9 e 5.4), interessando sia la zona di pianura che la montagna parmense. Il fatto che entrambe le scosse abbiano una sorgente profonda, suggerisce che il Sistema Enza-Taro sia la manifestazione superficiale di una frattura della litosfera adriatica sottostante la catena.
L’altro elemento strutturale sepolto in grado di generare terremoti nell’area emiliano-romagnola è rappresentato dalle già ricordate “pieghe”, in particolare da quelle definite “ferraresi”, vista la loro collocazione geografica. In questa zona la tettonica compressiva ha determinato una serie di alti strutturali, associati a pieghe antiformi (ovvero con la convessità rivolta verso l’alto) controllate da sottostanti sovrascorrimenti, tra cui il più interessante pare il cosiddetto “alto di Mirandola”. L’attività recente di tali strutture, già ipotizzata sulla base della sismicità storica (Mucchi, 1993) e di indagini geomorfologiche (Burrato et alii, 2003), è stata clamorosamente, e per alcuni anche inaspettatamente, confermata dall’intensa crisi sismica del maggio-giugno 2012. Come tutti ricorderanno, in quel periodo si sviluppano 7 scosse di Magnitudo maggiore di 5.0 e con epicentri generalmente poco profondi. In tre settimane vengono registrate oltre duemila scosse, con conseguenze terribili. 27 morti, 16mila sfollati, migliaia di edifici inagibili, 13 miliardi di euro la prima stima dei danni complessivi. Colpite in particolare le province di Modena, Ferrara, Reggio Emilia e Mantova. Le città più danneggiate sono Cavezzo, dove è lesionato il 75% degli edifici; Mirandola, con crolli nelle chiese e nei palazzi più importanti; Novi, Concordia sulla Secchia. Crolli e lesioni gravi anche a Finale, Medolla, San Felice, Bondeno, Cento, Carpi, Quistello, Poggio Rusco, Reggiolo, Crevalcore e tanti altri borghi sparsi per la campagna intorno al Po. Numerosi dunque i centri storici fortemente lesionati, chiusi al traffico ed evacuati. Grave la situazione di molti capannoni industriali che sono crollati, seppellendo sotto le macerie alcuni operai al lavoro. L’analisi dei dati sismologici, geodetici ed interferometrici suggerisce che la scossa del 20 maggio 2012 (M = 5.9 ed ipocentro a circa 6 km di profondità) sia associata ad una faglia inversa del sistema ferrarese più esterno mentre l’evento del 29 maggio 2012 (M = 5.8 con ipocentro a circa 10 km) sia invece correlabile proprio con l’anticlinale di Mirandola (Fig. 6). Il movimento di queste faglie all’atto del sisma ha causato sollevamento del terreno di una decina di cm nell’area epicentrale.
E’ interessante notare che per i terremoti suddetti non sono state riscontrate evidenti tracce in superficie delle fratture sismiche. Ciò concorda con l’analisi (Lettis et alii, 1997) per cui le faglie inverse sepolte (o blind thrust), capaci di generare terremoti distruttivi ma con Magnitudo inferiore a 6.0 (proprio come accaduto nel 2012), spesso non raggiungono la superficie terrestre. Si tratta di fratture sismogenetiche particolarmente insidiose e difficilmente riconoscibili, sia col rilevamento geologico-strutturale che con le analisi geomorfologiche, perchè in zone di pianura producono solo deboli anomalie della topografia o del reticolo idrografico (Anzidei et alii, 2012, Michetti et alii, 2012).
Per completare il panorama delle conoscenze disponibili sul territorio emiliano e, più in generale, padano, può essere utile la rappresentazione grafica sia della distribuzione dei regimi di sforzo tettonico (Fig. 7), dedotti dalle informazioni geologico-strutturali, e dei valori geofisici i quali forniscono indicazioni importanti sulle proprietà termiche e meccaniche del sistema crosta-mantello. Nel primo caso si nota una certa prevalenza di stili compressivi, con varia orientazione dell’asse di massima compressione orizzontale in relazione all’andamento delle strutture. Indicazioni analoghe provengono dalle ricostruzioni basate sulla deformazione osservata nei fori delle perforazioni profonde (borehole break-out, Montone e Mariucci, 1999). Si può notare come anche nella zona geografica del triangolo Forlì-Ravenna-Rimini, interessata dalle scosse del 13 gennaio, vi siano strutture attive, in grado di generare terremoti.
Particolarmente interessante è la valutazione dello spessore della crosta terrestre (Fig. 8), ottenuta tramite l’interpretazione delle numerose linee sismiche esplorate per la ricerca di idrocarburi integrate da sondaggi sismici profondi e dalle informazioni gravimetriche, condotte per l’intero territorio italiano con una certa regolarità sin dagli anni ’50. La mappa relativa mostra significative variazioni laterali dello spessore crostale che nel settore alpino raggiunge il valore massimo (oltre 50 km) nella porzione orientale mentre la crosta delle Alpi Occidentali appare ben più sottile. Per quanto riguarda la catena appenninica, si nota l’incremento dello spessore crostale da sud-ovest (settore interno o tirrenico) verso nord-est (settore esterno o padano). Tale incremento è segnato da bruschi salti, corrispondenti ai principali sovrascorrimenti appenninici che dunque, anche in funzione di questo parametro, risultano ben individuabili. Nella Pianura Padana lo spessore della crosta, massimo presso l’Appennino (> 45 km), diminuisce verso nord-est, per giungere a valori di 30-35 km.
Altrettanto importante è la distribuzione delle misure di flusso termico emesso dalla superficie terrestre (Fig. 9). La caratteristica più evidente è l’ampia zona di flusso relativamente basso che va dal Torinese fino all’Adriatico. Ciò suggerisce che sotto tale zona la litosfera adriatica sia particolarmente “fredda” e quindi in grado di conservare le proprietà meccaniche elastico-fragili sino a varie decine di km di profondità. Questo fatto, non trascurabile, potrebbe spiegare la presenza di sorgenti sismiche piuttosto profonde in Pianura Padana ed in particolare in Emilia-Romagna.
Per concludere la trattazione sulla sismicità padana, ed in particolare emiliano-romagnola, può essere utile lo schema della Fig. 10 in cui assieme alle principali strutture tettoniche vengono indicati gli epicentri dei principali terremoti storici dall’anno 1000. Come abbiamo visto, l’Appennino settentrionale comprende anche una parte sepolta sotto la Valle Padana, la quale subisce sollecitazioni analoghe a quelle che agiscono sulla parte emersa della catena. Tutte le “pieghe” padane sepolte e le strutture del FTP (“fronte del thrust pedeappenninico”) sono costituite da faglie compressive nord-vergenti, con attivazione via via più recente dal margine appenninico verso nord e verso est; le riattivazioni hanno talora originato strutture superficiali retro-vergenti.
La distribuzione della sismicità indica che tutte le strutture profonde dell’area, a prescindere dal momento della loro attivazione (probabilmente più tardiva quella delle “pieghe ferraresi” rispetto alle “emiliane”), sono ancora ben attive, essendo state interessate da importanti terremoti in epoca storica. In particolare:
- FTP: Sassuolo (1501) e margine appenninico bolognese (1505)
- pieghe emiliane: margine appenninico padano-parmense (1438, 1971), reggiano (1831-1832) e modenese (1249)
- pieghe romagnole: bassa Romagna (1483, 1688, 1781) e margine appenninico romagnolo (1428 e 1870)
- pieghe ferraresi: Ferrara (1346 e 1570), Argenta (1624), Emilia orientale (1796), Novellara (1996), Emilia (2012)
- pieghe adriatiche: Romagna sud-orientale (1875), Riminese (1672, 1786, 1916).
Associando tutte le informazioni sopra presentate, appare chiaro come sia il terremoto emiliano del 2012 che le scosse romagnole del 13 gennaio 2025 non possano assolutamente essere considerati una sorpresa. Sorprendente è, casomai, come le autorità locali e centrali non abbiano provveduto a salvaguardare il territorio con le opportune contromisure in sede di urbanistica ed ingegneria antisismica. Un problema annoso ed inquietante che purtroppo si riverbera per tutta Italia e, soprattutto, colpisce l’inerme popolazione, molto spesso ignara ed inconsapevole dei rischi cui è sottoposto il territorio in cui vive.
Si ringrazia il prof. Enzo Mantovani per la collaborazione e la fruizione delle mappe presentate.