Zona de doble corte litosférica descubierta por microsismicidad en una región de lenta deformación

Aug 21, 2023

Scientific Reports volumen 12, número de artículo: 21066 (2022) Citar este artículo

El estilo de deformación de la litosfera continental es un tema relevante para la geodinámica y las perspectivas de peligro sísmico. Aquí mostramos la primera evidencia de dos zonas de corte inverso individuales de ángulo bajo y con inclinación SW bien distintas del sistema de empuje exterior italiano en el centro de Italia. Uno corresponde al proceso descendente del empuje basal del Adriático con su mayor extensión y el otro a una estructura independiente oculta, iluminada a una profundidad de entre 25 y 60 km, para una extensión de trayectoria de ~ 150 km. Combinando información geológica con datos sismológicos de alta calidad, revelamos esta novedosa configuración y reconstruimos un modelo de falla geométrico y cinemático detallado en 3D del sistema de compresión, activo desde la corteza superior hasta las profundidades del manto superior. Además, reportamos evidencia de volúmenes de deformación coexistentes que experimentan campos de tensión bien distinguidos a diferentes profundidades litosféricas. Estos resultados proporcionan limitaciones fundamentales para una próxima discusión sobre el contexto geodinámico del sistema de pliegue y cabalgamiento de los Apeninos como una zona de subducción poco profunda o una zona de corte de la litosfera intracontinental.

Las fallas de cabalgamiento activas aflorantes o cercanas a la superficie pueden propagarse a profundidad con diferentes estilos estructurales, por ejemplo, de piel delgada versus de piel gruesa. Pueden o no penetrar el basamento, alcanzar la corteza inferior e incluso el manto superior a lo largo de zonas de cizalla localizadas1,2,3. Estas configuraciones finalmente están respaldadas por observaciones de la dislocación de los reflectores del manto superficial y de la corteza profunda y datos de terremotos. Sin embargo, la definición precisa del estilo de deformación profunda y su vínculo con el superficial no siempre es sencilla. Es particularmente difícil en el caso de niveles bajos de sismicidad, falta de sistemas de monitoreo adecuados y/o ubicaciones inexactas de eventos sísmicos. Por lo tanto, caracterizar la geometría y la cinemática de estas regiones es un desafío, especialmente en áreas con bajas tasas de deformación y empujes ciegos en tierra o mar adentro.

En el cinturón de pliegue y cabalgamiento circunmediterráneo y alpino-Helénico, la compresión sismogénica ocurre predominantemente a profundidades de la corteza (< 40 km; Boletín ISC-EHB4) y con un patrón radial de ejes P perpendiculares a las tendencias estructurales a largo plazo5 (Figura 1a). A profundidades de 40 a 70 km, se observa sismicidad subcortal subordinada en todo el cinturón6,7. Por el contrario, no hay sismicidad intermedia (70-300 km), aparte del plano de Benioff frente a la costa de Calabria y el Arco de las Helénicas, donde la sismicidad alcanza ~ 600 y ~ 300 km, respectivamente8,9,10.

Bosquejo sismotectónico del centro oriental de Italia en el marco mediterráneo. (a) Los principales cinturones de empuje y la distribución de los ejes P de terremotos inversos/oblicuos inversos (M ≥ 3,0, profundidades <40 km) ocurrieron en el área del Mediterráneo en el intervalo de tiempo 1962-2016 (base de datos de World Stress Map5). (b) Bandas de deformación activa cinemáticamente homogéneas15 con ejes P-T a partir de una compilación de mecanismos focales (intervalo de tiempo 1968-2018, MW ≥ 3,5, profundidades < 40 km): A = extensión de la corteza superior, B = extensión de la corteza media, C = contracción de la corteza inferior; D = contracción de la corteza superior, E = deslizamiento de la corteza media a inferior. Clave: MAR = Cordillera del Adriático Medio. (c) Estructuras de extensión y contracción cuaternarias y potencialmente sismogénicas y dominios tectónicos en el este de Italia central. También se informan los terremotos históricos e instrumentales del Catálogo Paramétrico de Terremotos Italianos, CPTI15 v4.026,30 y la Base de Datos Sismológica Instrumental y paramétrica Italiana ISIDe28. Las líneas rojas gruesas representan el empuje basal del Adriático y su mayor extensión (empuje cercano a la costa, NCT) analizado en este artículo; las finas líneas rojas son las extensiones menores de ABT. Las etiquetas rojas representan los terremotos citados en el texto, y las estrellas amarillas los eventos más importantes ocurridos en el tiempo instrumental; los números están relacionados con las principales secuencias sísmicas del área de estudio. Clave: 1 = Ancona 1972, PM 4,8; 2 = Puerto San Giorgio 1987, PM 5,1; 3 = Faenza 2000, PM 4,9; 4 = Ancona 2013, PM 5,2.

En los últimos 40 años, se liberaron terremotos de empuje con MW > 6,0 en (1) profundidades de la corteza superior (< ~ 10–12 km) en el dominio del Magrebide (El Asnam 1980, MW 7,1 y Zemmouri 2003, MW 6,8), en el Los Apeninos del norte de Italia (Emilia 2012, MW 6,1) y los Alpes orientales (Friuli 1976, MW 6,4) y (2) a profundidades inferiores de la corteza (20–30 km), a lo largo del sistema Dinarides-Albanides (Montenegro 1979, MW 7,1). , Durres 2019, MW 6,4) y en el oeste de Sicilia (terremoto de Belice 1968, MW acumulado 6,1) (Fig. 1a). En Italia, la compresión sismogénica en profundidades más bajas de la corteza también se destaca por la sismicidad de fondo asociada con el Empuje Basal del Adriático (ABT) y el Empuje Basal de Sicilia (SBT)11,12, así como en el norte de Italia13,14 (Fig. 1b).

En los casos de sismicidad coexistente y sincinemática de la corteza superior y la corteza inferior dentro de los límites del mismo dominio sismotectónico, una pregunta es si las deformaciones sismogénicas superficiales y profundas están físicamente conectadas a lo largo de distintas zonas de corte a escala de la corteza. con implicaciones evidentes para el potencial sismogénico.

Los avances recientes en el monitoreo de terremotos a menudo permiten la reconstrucción de sistemas de fallas complejos, revelando fuentes sismogénicas nuevas o incipientes y, eventualmente, registrando la sismicidad de fondo que ilumina de manera confiable las estructuras geológicas.

Aquí, presentamos un nuevo conjunto de datos sismológicos de alta resolución de terremotos reubicados y mecanismos focales en el este de Italia central, que revela dos zonas de corte sismogénicas y bien distinguidas a escala litosférica. El primero se refiere al ABT11, una zona de empuje del manto superior de la corteza terrestre, y el segundo a un empuje litosférico oculto con inmersión en el SO ubicado debajo del ABT a profundidades de entre 20 y 60 km. Además, brindamos una reconstrucción fiel de la geometría y cinemática de estos empujes y definimos el campo de tensiones que actúa sobre el área, proporcionando elementos importantes para la discusión sobre el contexto geodinámico debatido. Para este objetivo, adoptamos un enfoque de múltiples escalas y (1) analizamos la geometría y la cinemática de los terremotos que pertenecen a dos volúmenes sísmicos de escala litosférica bien distintos y estrechamente espaciados, (2) calculamos el tensor de tensión 3D correspondiente y ( 3) construir modelos de fallas geométrico-cinemáticos no planos en 3D que integren datos geológicos y sísmicos.

El ABT es un segmento del Sistema de Empuje Exterior de Italia (OTS) (Fig. 1b,c) que representa el frente más externo y aún activo del cinturón de pliegue y empuje de los Apeninos; este último se desarrolló progresivamente desde finales del Mioceno junto con la apertura del sistema tirrénico en su retaguardia15. La OET está articulada jerárquicamente en dos arcos principales (Fig. 1b), el padano-adriático y el siciliano-jónico. A su vez, el arco Padano-Adriático se organiza en tres arcos convexos hacia afuera16, siendo el ABT el más meridional. En el Adriático central, una deformación contractiva más externa del Plioceno tardío-Cuaternario está representada por la Cordillera del Adriático medio (MAR) 17 (Fig. 1b).

La geometría de la corteza superior de ABT y sus paredes colgantes consisten en pliegues en escalón con tendencia WNW – ESE a NNW – SSE y empujes correspondientes que deforman la multicapa meso-cenozoica y ocasionalmente penetran a través del sótano (Fig. 1c). Además, están presentes fallas de deslizamiento de rumbo subordinadas N – S lateral derecha y E – W lateral izquierda. El perfil de reflexión casi vertical del CROP-03 revela el descenso del ABT hasta el fondo del Moho18,19. Varios empujes regionales están presentes en el muro colgante ABT, el más continuo y relevante corre mar adentro, no lejos de la costa (Near Coast Thrust, NCT, Fig. 1c).

La deformación contractal asociada con OTS ha estado activa desde finales del Plioceno y es contemporánea de la extensión casi coaxial observable a lo largo del eje de la Cadena de los Apeninos20 (Fig. 1b). Esto último se logra principalmente mediante fallas normales de alto ángulo con buzamiento hacia el oeste, que se separan en planos basales de bajo ángulo con buzamiento hacia el este (por ejemplo, la falla Altotiberina, ATF, por ejemplo, Refs.21,22,23,24), pozos conocido y respaldado por datos geológicos y geofísicos.

A diferencia de la sismicidad mundial, caracterizada por eventos más energéticos en las zonas de empuje24, la provincia sismotectónica contraccional italiana15 muestra una sismicidad generalizada y terremotos moderados, que rara vez superan los MW 6,0–6,5, con una tasa de deformación entre 1 y 3 mm/año25. Por el contrario, la Provincia Extensional de los Apeninos15 se caracteriza por altas tasas de sismicidad con eventos de hasta MW 7,0-7,526,27 y una velocidad GPS de hasta 5 mm/año25.

Los terremotos de falla normal de los Apeninos se ubican principalmente en las profundidades superiores de la corteza (< 12 a 14 km), mientras que los de falla inversa y oblicua inversa se profundizan desde las profundidades superiores de la corteza (< ~ 10 a 12 km) a lo largo de la zona costera del Adriático hasta la corteza inferior. profundidades (~ 20 a 30 km) en la región de las estribaciones de los Apeninos y profundidades del manto superior (~ 60 a 70 km), debajo de la Provincia Extensional de los Apeninos28 (Fig. 1b y Figs. Suplementarias S1-S3a). La evidencia de dos rangos de profundidad geográficamente bien distintos para la sismicidad relacionada con el empuje ha llevado a la identificación de dos amplias provincias sismotectónicas, cada una de deformación relativamente homogénea, denominadas provincias contractivas poco profundas y profundas identificadas en el centro de Italia y Sicilia11,15. 18,29. Dentro del área de estudio, la provincia poco profunda se extiende desde la traza cercana a la superficie del ABT hasta su línea de contorno de 10 km de profundidad; la Provincia Profunda se extiende desde 10 km hasta aproximadamente 25 km dentro de la región de las estribaciones de los Apeninos y se extiende más hacia el oeste hasta las profundidades del manto superior (~ 60 km), debajo de la Provincia Extensional de los Apeninos.

En tiempos instrumentales, la Provincia Contraccional se caracteriza por unas pocas secuencias sísmicas, que nunca superan M ~ 5,0. Ocurren en las profundidades de la corteza superior a lo largo de la zona costera (p. ej., Ancona 1972, MW 4,8; Porto San Giorgio 1987, MW 5,1; Ancona 2013, MW 5,1) y mediante secuencias sísmicas menores similares a enjambres, que ocurren a unos 50 km al oeste de Porto San Giorgio, a una profundidad de ~ 20 a 30 km debajo de la región de las estribaciones de los Apeninos (Fig. 1c y Fig. Suplementaria S3). En tiempos históricos, se produjeron terremotos con MW de hasta ~ 6.030, posiblemente asociados con ABT y su continuación hacia el norte, tanto a lo largo de la zona costera (por ejemplo, Conero offshore 1690, MW 5,9; Rimini 1916, MW 5,7; Senigallia 1930, MW 5,9) y el área de Foothills (p. ej., Fabriano 1741, MW 6.2; Sarnano 1873, MW 6.0) 31 (Fig. 1c y Fig. Suplementaria S3b).

Reubicamos ~ 170.000 eventos sísmicos32,33 (0,0 ≤ ML ≤ 5,8) que ocurrieron en el este de Italia central de 2009 a 2017 entre el ATF y el ABT (Fig. 2a), expresión de tectónica tanto de extensión como de contracción.

Vista de mapa de los terremotos y mecanismos focales calculados y utilizados para este estudio (catálogos EQS y FMS) (Generic Mapping Tools, GMT 6.4.0, https://www.generic-mapping-tools.org/). (a) Los terremotos reubicados ocurrieron en el este de Italia central de 2009 a 2017 (0,0 ≤ ML ≤ 5,8) calculados utilizando los registros de la red sísmica ReSIICO y un modelo de velocidad 3D33. Los puntos de color y gris representan los subconjuntos de mayor calidad (Subconjunto-1, EQS-Catalog_HQ.txt en material complementario) y de menor calidad (Subconjunto-2, EQS-Catalog_LQ.txt en material complementario), respectivamente, como se describe en el texto y material complementario; el recuadro inferior izquierdo representa el histograma de la distribución de magnitud. (a′) Histogramas del resumen de parámetros de calidad del Subconjunto-1. Clave: RMS = raíz cuadrática media de los residuos de la ubicación final, GAP = espacio azimutal máximo, ERH = error horizontal máximo, ERZ = error vertical máximo. (b) Soluciones de plano de falla nuevas (pelotas de playa de colores con borde negro) y recolectadas (pelotas de playa grises con borde rojo) escaladas con magnitud y su respectiva clasificación cinemática41 (diagrama triangular en la esquina superior derecha). El código de color de las pelotas de playa es rojo para fallas inversas/oblicuas inversas, azul para fallas normales/oblicuas normales, verde para fallas de deslizamiento y amarillo claro para cinemática desconocida. A y B representan las áreas poligonales utilizadas para seleccionar FM dentro de diferentes rangos de profundidad (A de 0 a 70 km, B de 12 a 70 km, consulte los detalles en el "Catálogo FMS" y la Figura complementaria S9). Las líneas discontinuas de color verde claro y oscuro indican las áreas donde observamos soluciones de deslizamiento con diferentes orientaciones del eje P. El recuadro inferior izquierdo representa el histograma de la distribución de magnitud de los nuevos mecanismos focales. (b′) Histogramas de los parámetros de calidad F, stdr, ∆strike, ∆dip y ∆rake como se indican en el código FPFIT40.

Los eventos fueron registrados por la red regional ReSIICO34 integrada con la red sísmica italiana (RSN), que comprende 103 estaciones sísmicas que permiten una buena cobertura del este de Italia central, con velocímetros y acelerómetros desplegados a lo largo de la zona costera (Figura complementaria S4). Estas ubicaciones (Catálogo EQS en material complementario) se derivaron del desarrollo de un catálogo sísmico mixto automático-manual para el este de Italia central35,36. Utilizamos las fases P y S detectadas por operadores humanos (período 2009-2013) y por el RSNI-Picker automático (período 2014-2016) y su versión actualizada (2017)37. Los eventos para los cuales el procedimiento automático no pudo producir una localización de buena calidad fueron revisados ​​manualmente (Texto complementario S1).

El catálogo EQS se dividió en dos subconjuntos en función de la calidad de la ubicación final, lo que representa un resumen de parámetros estadísticos, específicamente sobre la distancia entre las ubicaciones de los hipocentros de máxima probabilidad y expectativa que representan una buena estimación de la estabilidad de la inversión.

El subconjunto-1 contiene el 83% de los datos del catálogo EQS (~ 141,051 eventos) y consta de ubicaciones sísmicas de alta calidad (el error formal horizontal y vertical nunca excede 1 km) (Fig. 2a'). El subconjunto 2 contiene el 17% restante de los datos (~ 27,941), que, aunque son de menor calidad, todavía son relativamente estables, como se muestra en la distribución estadística de los parámetros de ubicación que se muestran en las figuras complementarias. S5 y S6.

Mostramos, en la Fig. 2a, la distribución epicentral de EQS-Catalog destacando las características del Subconjunto-1 y mostrando el Subconjunto-2 como fondo. En las figuras complementarias. S7 y S8, los dos subconjuntos están representados en una vista en sección.

El catálogo EQS tiene una magnitud de integridad de ~ ML 0,9. La concentración máxima de eventos (~ 96%) ocurre dentro de los límites de la Provincia Extensional de los Apeninos, a profundidades <12 a 14 km (Fig. 1c). La secuencia sísmica del centro de Italia de 2016-2017 (Amatrice-Visso-Norcia 38,39, MWmax 6,5) aumentó en gran medida el número de eventos en el área. El 4% restante se ubica dentro de los límites de la Provincia Contraccional Superficial y Profunda; tiene una magnitud de completitud de ~ ML 1,10 ± 0,09 y consta de eventos con 0,0 ≤ ML ≤ 4,8 que se profundizan hacia el oeste desde las profundidades de la corteza superior a lo largo de la zona costera del Adriático, hasta las profundidades de la corteza inferior en la región de las estribaciones y las profundidades del manto superior (~ 60 km ) debajo de los Apeninos (Fig. 2a).

El proceso de nueva selección nos permitió recopilar una gran cantidad de polaridades de ondas P y calcular 115 nuevas soluciones de mecanismos focales con el algoritmo FPFIT40 (Catálogo FMS en material complementario) asociado con la Provincia Contraccional. Consiste en eventos con 1,4 ≤ ML ≤ 4,8 que tienen más de 20 observaciones precisas distribuidas homogéneamente en la esfera focal (Fig. 2b). Los factores de calidad (Q) se describen en la Fig. 2b'. En particular, el FMS-Catálogo contiene las soluciones de los eventos localizados (1) a profundidades entre 0 y 70 km dentro de un polígono encerrado entre la traza del frente ABT y el frente exterior de la Provincia Extensional, correspondiendo este último a la superficie proyección de la línea de punta profunda del ATF (área A en la Fig. 2b y Fig. Suplementaria S9), (2) entre 12 y 70 km dentro de un polígono vecino correspondiente al sector exterior de la Provincia Extensional (área B en la Fig. 2b y Figura complementaria S9).

El catálogo FMS se proporciona como complemento. Cada evento también informa la clasificación cinemática según seis clases (NF, NS, SS, TF, TS y UK41) (ver el diagrama triangular en la Fig. 2b), y la asociación con las principales estructuras de falla, como se identificará más adelante.

Siempre que fue posible, para verificar más a fondo la calidad de nuestras soluciones focales, las comparamos con las obtenidas para los mismos eventos con otros métodos (es decir, TDMT42, RCMT43) o con un modelo de velocidad 1D34 (Figura complementaria S10). La comparativa revela soluciones muy similares y refuerza la robustez de los mecanismos focales de nuestro catálogo.

En la Fig. 2b, el Catálogo FMS se integra aún más con otros 65 mecanismos focales que ocurrieron en el intervalo de tiempo anterior (1967-2009) y se derivan de la literatura42,43.

Los mecanismos focales generales (180 eventos) consisten principalmente en soluciones predominantes inversas e inversas/oblicuas, con ejes P casi horizontales que giran de SO-NE a WSW-ENE a W-E (76%) y deslizamiento de rumbo (SS) subordinado. FM pertenecientes a dos familias (Fig. 2b). Uno (SS-Family1) consta de eventos caracterizados por ejes P con tendencia SW-NE, coaxiales a los de soluciones inversas/oblicuas inversas (16%). Se encuentran principalmente cerca de la ciudad de Ancona, en la profundidad superior de la corteza (es decir, los terremotos de Ancona de 1972) y en la región de las estribaciones de los Apeninos, en la profundidad inferior de la corteza. La otra familia (SS-Family2) consta de eventos de la corteza inferior con ejes P de tendencia NNW-SSE (6%) ubicados desde Ancona hasta Rimini a lo largo de la costa.

La distribución en profundidad de los datos del catálogo EQS y FMS (2009-2017), integrada con mecanismos focales de la literatura (1967-2009), se analizó en vista 2D y se proyectó a lo largo de 70 secciones transversales radiales, organizadas en tres conjuntos (direcciones N040 °, N060 ° y N080 °), a lo largo de 23 secciones transversales paralelas N055 ° y 6 transectos regionales (Fig. 3a, cy Figs. Suplementarias S11-12). Además, se utilizaron secciones transversales geológicas y geofísicas disponibles en la literatura (Figura complementaria S11) para reconstruir los rastros cercanos a la superficie de las principales alineaciones de fallas necesarias para correlacionar las estructuras geológicas con la distribución de la sismicidad.

Secciones transversales hipocentrales y asociación inferida de terremoto-falla (datos de los catálogos EQS y MFS en este documento). (a) Trazas de vista de mapa de 70 secciones transversales radiales estrechamente espaciadas y seis transectos regionales (A – F) utilizados para construir el modelo de falla 3D. (b) Trazado de la línea de reflexión sísmica CROP-03 casi vertical a través del sector norte del ABT18; los empujes numerados del 4 al 1 rejuvenecen progresivamente en una era que se mueve hacia el este desde el Mioceno medio (empuje 4) hasta el Plioceno tardío-Cuaternario (empuje 1); T1 y T2 como en (c); (c) Proyección de vista en sección (dentro de 20 km de la línea de traza) de los terremotos y mecanismos focales de este estudio (catálogos EQS y FMS), además de soluciones focales en el intervalo de tiempo 1967-2009 de la literatura42,43 (p. ej. , círculo con borde amarillo). Clave: puntos negros = datos del subconjunto 1; puntos grises = datos del subconjunto 2; puntos de colores = mecanismos focales con código de color cinemático como en la Fig. 2b (rojo = inverso, azul = normal, verde = deslizamiento, amarillo claro = cinemática desconocida); puntos verdes = Familia 1 con deslizamiento de rumbo con tendencia de ejes P SW-NE; estrellas verdes = Familia 2 con deslizamiento de rumbo (SS profundo) con tendencia de ejes P NNW-SSE; OEF = rastro de Afloramiento del Frente Extensional con inclinación hacia el oeste. Las líneas amarillas que envuelven los hipocentros y los mecanismos focales ofrecen una vista en sección del ABT (T1) y el empuje litosférico oculto subyacente identificado en este artículo (T2); la línea de profundidad de Moho es de Di Stefano et al.69. (d) Detalle de los transectos E que muestran la zona de intersección entre T1 y T1-splay; Los hipocentros del catálogo EQS se proyectan con una anchura media de 2,5 km.

La distribución y la cinemática del terremoto en la vista en sección muestran un patrón complejo (Fig. 3a, c y Fig. complementaria S12). El lado occidental de cada transecto regional se caracteriza por una gran concentración de eventos (alrededor del 96% de los datos del catálogo EQS). Se distribuyen en un volumen sismogénico en forma de cuña que se profundiza hacia el este y representan el dominio extensional de la corteza superior no investigado en este artículo pero bien conocido en la literatura22,23,44,45. Están asociados con la ATF que se inclina hacia el este y las fallas normales antitéticas de alto ángulo con inclinación hacia el oeste.

El número de terremotos en el lado este de los transectos disminuye sustancialmente. No obstante, los eventos representan dos volúmenes sismogénicos bien distintos que se profundizan hacia el oeste, en adelante llamados T1 y T2, con cinemática inversa e inversa/oblicua predominante y una solución de deslizamiento subordinada (SS-Familia1). En particular, dichos mecanismos focales de deslizamiento, con ejes P coaxiales con los de tipo oblicuo inverso/inverso, se concentran principalmente en la profundidad más baja de la corteza a lo largo del transecto E (Fig. 3c).

T1 se desarrolla en un ángulo bajo (~ 20 °) a lo largo del descenso del frente ABT hasta una profundidad de ~ 35 km (Fig. 3b, c). Una extensión importante corresponde al empuje cercano a la costa (NCT, figuras 1c y 3). T1 y T1-splay se cruzan a profundidades de ~ 20 km, como se evidencia en el detalle hipocentral del transecto E que se muestra en la Fig. 3d. T2 se ubica sistemáticamente debajo de T1, con un ángulo de inclinación promedio similar (~ 20 °), a profundidades entre ~ 20 y 60 km (Fig. 3c).

Los transectos regionales también muestran un volumen de deformación independiente (SS-Family2, llamado SS profundo), con deformación predominante por deslizamiento, ubicado debajo de T2 a una profundidad mayor de ~ 25 km (estrellas verdes en la Fig. 3c).

La Figura 4 resume la distribución de profundidad y la cinemática de los eventos de los catálogos EQS y FMS asociados con T1 y T2, según se proyecta a lo largo de los transectos A-F. Las distribuciones hipocentrales asociadas con T1 presentan un patrón bimodal bien evidente a lo largo de los transectos B, C y D, con concentración máxima de eventos en las profundidades superiores de la corteza (<10 ± 2 km) y sismicidad distribuida en profundidades inferiores hasta ~ 30 km. Solo eventos relativamente profundos caracterizan el sector oriental de los transectos E y F, donde casi toda la sismicidad compresional en el intervalo de tiempo analizado, que prevalece consiste en eventos de baja magnitud (modo de distribución de magnitud ~ 0,8–0,9 en la figura complementaria S13), es concentrado a profundidades entre 12 y 21 km. Los gráficos estereoscópicos sobre los histogramas representan el contorno de densidad de la orientación de los ejes P derivado del catálogo FMS; muestra claramente una rotación en el sentido de las agujas del reloj del eje P promedio desde los transectos A a F.

Distribución de profundidad de los eventos asociados con T1 (histogramas rojos) y T2 (histogramas verdes) a lo largo de los seis transectos (A – F) en la Fig. 3c; en cada histograma, las líneas discontinuas horizontales negras identifican la parte superior e inferior de la capa sismogénica que se supone corresponde al 5% y el 95% de la distribución hipocentral, respectivamente. Los pequeños histogramas grises representan la distribución de magnitud de los eventos dentro de cada transecto. Los estereográficos representan el contorno de densidad de los ejes P (círculos blancos) de los mecanismos focales que se encuentran dentro de cada transecto.

Los eventos asociados con T2 se concentran a una profundidad predominante entre 20 y 50 km, con pocos eventos hasta los 60 km (menos del 5%). A diferencia de los ejes P asociados con T1, la orientación de los ejes P que representan la deformación a lo largo de T2 es relativamente estable, mostrando una ligera rotación de ~ 30° de norte a sur (transecto B-E).

Según la distribución del terremoto, T1 coincide con la ubicación de ABT11. T2, por el contrario, era desconocida en esta configuración, y avanzamos que puede ser un empuje independiente con alcance regional.

Para validar la asociación de T1 con ABT y T2 con el empuje revelado debajo de él y para limitar sus geometrías y estilo estructural con datos geológicos y geofísicos independientes (Fig. 3b), presentamos un dibujo lineal de la sección casi vertical CROP-0318. ,46, que corre cerca de los transectos A y B y es útil para realizar la interpretación estructural de la distribución de profundidad del terremoto. El CROP-03 tiene una dirección SW-NE a través de la corteza adelgazada del Tirreno, la corteza espesa de los Apeninos y las estribaciones de los Apeninos y el antepaís del Adriático. Muestra cuatro empujes regionales principales con inmersión en el suroeste (es decir, 1 a 4 en la figura 3b) que penetran toda la corteza y dislocan el Moho. Los cabalgamientos y sus estructuras de pliegue y cabalgamiento de paredes colgantes rejuvenecen progresivamente en edad desde el Mioceno medio (empuje 4), el Mioceno tardío (empuje 3), el Plioceno temprano (empuje 2) y el Plioceno tardío-Cuaternario (empuje 1, es decir, T1-ABT). En una posición más externa, en las profundidades de Moho dentro del promontorio del Adriático (empuje 0; Fig. 3b), es evidente una discontinuidad de empuje que parece corresponder a T2, como en Finetti et al.47.

Se analizaron los nuevos FM y los recopilados de la literatura para reconstruir los campos de tensión y tensión que actúan sobre los volúmenes de la corteza cerebral del estudio y las áreas circundantes (Fig. 5a-c) y definir la cinemática de T1, T2 y la pared inferior de T2. volumen caracterizado por soluciones strike-slip (deep-SS).

Campos de tensión y tensión del área de estudio recuperados de los mecanismos focales que se muestran en la Fig. 2b y la Tabla 2. (a) Vista del mapa de las distribuciones SHmax calculadas a partir de los FM asociados con T1 (barra roja), T2 (barra negra) y SS (barra verde) según la ubicación del evento (Fig. 3c). La interpolación de SHmax para T1, T2 y SS se realizó siguiendo el abordaje de Carafa y Barba38. Los símbolos de círculo y cuadrado representan los FM utilizados para los análisis, y las líneas discontinuas blancas representan el límite de la vista del mapa de los sectores (1 a 3) en los que se ha dividido el área de estudio. El mapa de colores subyacente a SHmax representa las diferencias, en grado, entre los ejes T1 y T2 (desde tonos amarillos hasta tonos azules: bueno-peor); los lazos blancos del lado izquierdo indican la dirección de la tensión de compresión horizontal máxima (azimutal SHmax) para los tres sectores derivada de la inversión de la tensión. (b) Mapas que representan la calidad de interpolación para conjuntos de datos T1, T2 y SS profundo. (c) Mecanismos focales promedio de T1 y T2 dentro de los sectores 1 a 3 y de SS profundo, debajo de T2; las soluciones promedio se calcularon utilizando la estadística de Bingham (AFM, pelotas de playa rojas) y la sumatoria del tensor de momentos (datos ponderados con las magnitudes, AWFM, pelotas de playa moradas). Clave: círculo = eje P; cuadrado = eje T; triángulo = eje B. (d) La inversión de tensiones resulta de mecanismos focales para los sectores de compresión 1, 2 y 3 y el deslizamiento de SS-Family2, llevados a cabo siguiendo el procedimiento de inversión como en Delvaux y Sperner49. Las flechas negra y azul claro indican las direcciones de deslizamiento observadas y teóricas, respectivamente. Los histogramas representan la distribución correspondiente de la función de desajuste frente al número de observaciones; nt = número total de datos; n = número de datos invertidos con éxito; σ1, σ2, σ3 los principales ejes de tensión; R la relación de tensiones (σ2–σ3)/(σ1–σ3); los factores de clasificación de calidad (Qrfm) se basan en los criterios de clasificación del World Stress Map5; Los diagramas debajo de cada estereonet muestran la estabilidad de la función objetivo (F5)47 alrededor de σ1 y σ3. Los parámetros de inversión de tensión con incertidumbres asociadas se enumeran en la Tabla 2.

Calculamos preliminarmente48, en una cuadrícula regular a lo largo de T1, T2 y SS profundo, la orientación de tensión horizontal máxima (SHmax)41. La distribución de SHmax junto con T1 (barras rojas en la Fig. 5a) muestra una dirección promedio que gira en el sentido de las agujas del reloj (N045 ° a N090 °) de norte a sur. En cambio, se observa una rotación menos evidente de SHmax (N050 ° a N080 °) a lo largo de T2 (barras negras en la Fig. 5a), debido a la falta de información en el sector sur del área de estudio (solo cuatro FM están disponibles). Además, un SHmax (N160°) localizado y homogéneamente distribuido caracteriza la deformación por deslizamiento en la pared inferior de T2. La confiabilidad de la interpolación de SHmax para los conjuntos de datos T1, T2 y SS profundo se muestra en la Fig. 5b y refleja principalmente la cantidad de datos asociados con los tres dominios.

T1 y T2 muestran una tendencia coaxial de SHmax, sobre todo en el sector central. Es evidente en el mapa de fondo de la Fig. 5a, b, donde los colores representan las diferencias en la orientación SHmax entre los dos planos en cada punto de la cuadrícula y la calidad de interpolación para los conjuntos de datos T1, T2 y SS profundos, respectivamente.

Con base en la orientación de SHmax, identificamos tres sectores (1 = sector norte, 2 = sector central y 3 = sector sur; Fig. 5a) en los que SHmax puede considerarse orientado de manera homogénea.

Dentro de estos tres sectores, calculamos los mecanismos focales promedio (Fig. 5c) utilizando las estadísticas de Bingham (AFM) y la suma del tensor de momentos ponderando los datos con las magnitudes (AWFM). Los FM resultantes muestran la cinemática dominante de cada dominio: inverso/inverso-oblicuo para T1 y T2, y rumbo-deslizamiento para SS profundo (Tabla 1). Se muestran diferencias significativas entre AFM y AWFM ponderado solo para el sector 3 y el mar, al sur de Ancona.

Los mecanismos focales pertenecientes a los sectores 1 a 3 y al SS profundo se invirtieron de forma independiente49 para definir el tensor de tensión que actúa en cada sector. La inversión de los mecanismos focales en los sectores 1, 2 y 3 indica un régimen de tensiones de falla inversa con ejes σ1 con tendencia casi horizontal, NNE-SSW, NE-SW y E-W (04/218, 04/048, 14/ 268) y ejes σ3 subverticales (84/086, 78/301, 72/048), respectivamente; el factor de forma es igual a 0,53, 0,30 y 0,65, respectivamente. Las soluciones de orientación de tensión se encuentran en el rango de calidad (QRfm) B, A y B, respectivamente, como se muestra en la Fig. 5d y la Tabla 2. El tensor de tensión calculado invirtiendo los mecanismos focales de SS profundos muestra una tendencia NNW-SSE σ1- eje y un eje σ3 NNE-SSW casi horizontal. La solución tiene un rango de calidad (QRfm) B.

Los datos de terremotos de este artículo, integrados con datos geológicos de la literatura (Figura complementaria S11 y referencias allí), se utilizaron como limitaciones de alta calidad para identificar y reconstruir tres modelos de fallas no planas bien distintos (T1, T1-splay y T2) (Figura 6).

Modelo de falla 3D del empuje basal del Adriático (T1), su expansión regional (T1-splay) y el empuje oculto subyacente (T2). (a) Superficies de falla construidas con el software MOVE Suite v. 2020.1 (Petroleum Experts Ltd), vista desde SE. (b) Vista del modelo de falla desde el sur y representación estereoneta de los regímenes de tensión coexistentes a diferentes profundidades de la corteza (A = tensión superior a media de la corteza; B = compresión superior de la corteza; C = compresión inferior de la corteza, D = deslizamiento de la corteza inferior) . (c) distancia entre T1 y T2 medida con la herramienta Método de Construcción Similar del software MOVE Suite v. 2020.1 (Petroleum Experts Ltd); el histograma en la esquina inferior derecha representa la distribución de distancia entre T1 y T2. (d,e) líneas de contorno de profundidad de T1 y T2, espaciadas 2,5 km a lo largo de la profundidad, con la distribución epicentral de los eventos extraída del catálogo EQS y asociada con T1 y T1-splay (puntos blancos) y T2 (puntos verdes ); (f) distribución de profundidad de los terremotos asociados con T1 y T2 del catálogo EQS.

T1, en la porción correspondiente a la traza ABT dibujada en la Fig. 2, tiene una longitud promedio de 210 km y una longitud de buzamiento (es decir, ancho) de ~ 85 km a profundidades de 1 a 32 km. Se caracteriza por un acimut de inclinación medio de N240 ° y un ángulo de inclinación de 20 ° (Fig. 6a y Fig. complementaria S14).

T1-splay se separa de T1 a una profundidad de aproximadamente 20 km (Fig. 3d) y alcanza la superficie a lo largo de la traza del Near Coast Thrust (NCT, Fig. 1c) con un acimut de inclinación medio de N236° y un ángulo de inclinación de 25°. (Figura 6a).

T2, correspondiente a un empuje oculto, tiene una longitud promedio de trayectoria de ~ 150 km y una longitud de inmersión (es decir, ancho) de ~ 80 km a profundidades de -25 km a -60 km. Tiene un acimut de inclinación medio de N226 ° y un ángulo de inclinación de 24 ° (Fig. 6a, b y Fig. complementaria S14). En promedio, T1 y T2 están separadas por 12,5 km (Fig. 6c).

Las superficies T1 y T2 se dan como líneas de contorno de profundidad en la Fig. 6d, e. Las líneas de contorno de profundidad muestran que T1 gira desde NW-SW hasta cerca de N-S a lo largo del rumbo; en particular, las curvas de nivel de profundidad entre 20 y 25 km, en las proximidades de la localidad de Sarnano, muestran una curva cerrada lateral derecha NNE-SSW (Fig. 6d), que parece cinemáticamente coherente con un grupo de FM de deslizamiento de rumbo asociados. . Este último pertenece a SS-Family1 (Fig. 2b).

Casi el 90% de los terremotos del catálogo EQS asociados con T1 se localizan a profundidades entre 4 y 22 km; El 90% de los asociados con T2 se ubican a profundidades entre ~20 y 50 km (Fig. 6f).

Los terremotos en las profundidades inferiores de la corteza (> ~ 20 km) e incluso en las profundidades del manto superior son poco comunes dentro de la litosfera continental. Sin embargo, en entornos de colisión, podemos encontrar eventos sísmicos a tales profundidades debajo de la zona de colisión India-Tíbet50 y, más recientemente, se destacaron dentro de la corteza continental europea debajo del promontorio norte de los Alpes centrales51, así como dentro de la corteza continental del Adria. , debajo de porciones del cinturón de empuje de los Apeninos más externo desde la región de Padan hasta Sicilia13,52,53 y debajo del cinturón exterior de Dinarides54.

Los mecanismos desencadenantes todavía no se comprenden bien y se denominan genéricamente la presencia de una fuerte corteza inferior recubierta de finas intrusiones máficas a ultramáficas en forma de umbral de fluidos a alta presión51,55.

Los resultados obtenidos en este artículo proporcionan restricciones adicionales sobre la ocurrencia de sismicidad de la corteza inferior y el manto superior dentro de la litosfera continental, ofreciendo una reconstrucción geométrica detallada necesaria para el modelado realista del contexto geodinámico. Además, tal como se modeló para el cinturón del Himalaya56, la fricción de fallas y la geometría de fallas no planas pueden controlar fuertemente el ciclo sísmico, el patrón de segmentación y la posible ocurrencia de sismicidad bimodal, con implicaciones importantes para futuros cálculos SHA 3D.

Los catálogos EQS y FMS (2009-2017) nos permitieron agregar elementos esenciales para reconstruir el complejo marco compresivo sismotectónico del este de Italia central, lo que demuestra que también la sismicidad de fondo es una herramienta valiosa para delinear fallas con confianza. Además, la disponibilidad de reubicaciones de microsismicidad y mecanismos focales de alta calidad, junto con muchas secciones geológicas y líneas sísmicas (Figura complementaria S11) y la disponibilidad de un perfil de reflexión sísmica de corteza profunda (Figura 3b y “Análisis 2D de terremotos”) /asociación de fallas”), hacen del área de estudio una zona fundamental para limitar la geometría, la cinemática y el campo de tensión a escala litosférica de la deformación en curso a lo largo del frente exterior del Adriático de los Apeninos en el centro de Italia.

A lo largo de la zona costera del Adriático (este de Italia central), se conoce en la literatura una profundización hacia el oeste de la actividad sísmica desde la corteza superior hasta ~ 70 km debajo de los Apeninos y se asocia con la actividad del frente de empuje exterior de los Apeninos, denominado ABT18. ,29, pero también como despegue de empuje basal activo57 o como losa poco profunda de la litosfera del Adriático6,33,58.

La geometría 3D de dicha estructura (T1 en el presente artículo) ha sido reconstruida recientemente a profundidades de 1 a 17 km por Petricca et al.59, basándose principalmente en líneas sísmicas, y a profundidades de 8 a 40 km por el Grupo de Trabajo DISS31. Los datos de terremotos de alta calidad presentados en este artículo limitan una geometría novedosa, más detallada y compleja con eventos que se centran en dos planos de empuje principales distintos (T1 y T2), separados en promedio por 12,5 km (Fig. 6a).

T1 tiene un ángulo de inclinación promedio de ~ 20° versus ~ 11° en Petricca et al.59 y ~ 5° en DISS Working Group31. La distribución del terremoto T1 del catálogo EQS no es homogénea a lo largo del buzamiento. Se concentra en la corteza superior (< ~ 10 km, ~ 10%), la corteza inferior (10–28 km, ~ 85%) y, subordinadamente, las profundidades de Moho (28–35 km, ~ 5%). También se perfila una estratificación similar de sismicidad en el área de Padan, donde la sismicidad se concentra dentro de la multicapa mesozoica, en la parte superior del basamento y en las profundidades de Moho6,13.

T2 tiene un ángulo de inclinación promedio de ~ 24°; ~ 65% de los eventos asociados ocurren dentro de la corteza inferior (20 a 40 km), y el 30% restante se encuentra en profundidades de la litosfera superior (40 a 60 km) (Fig. 4). La distribución de profundidad de los terremotos T1 y T2 es coherente con las propiedades termomecánicas y la estratificación de la litosfera18,48. En particular, la sismicidad subcortal, asociada casi exclusivamente con T2, está respaldada por los altos valores de resistencia (21 ± 6 TN/m) de la litosfera del manto Adriático48,60.

La presencia en el frente de empuje de los Apeninos exteriores de dos volúmenes sismogénicos de escala regional distintos, por ejemplo, T1 y T2, puede abrir una discusión sobre escenarios geodinámicos alternativos cuya demostración está más allá del alcance de este artículo; no obstante, introducimos algunos elementos para fomentar la discusión.

On one side, T1 and T2 could be interpreted as earthquake features typical of Double Seismic Zones (DSZs, sensu61,62) associated with a subduction zone, that can present along-strike variation63 and eventually merge at depth64. Spacing between DSZs planes is variable (usually 15–35 km) and temperature-dependent (colder slab-larger spacing)100,000 double-difference relocated hypocenters. J. Geophys. Res. Solid Earth 123, 4063–4087. https://doi.org/10.1002/2017jb015384 (2018)." href="/articles/s41598-022-24903-1#ref-CR65" id="ref-link-section-d338601512e3363">sesenta y cinco.

However, most commonly and worldwide, the DSZs occur at intermediate depths (~ 70–350 km), within the lower lithosphere and, mostly, in the mantle asthenosphere64; usually, down-dip reverse fault earthquakes prevail in the upper plane and down-dip normal fault ones in the lower plane100,000 double-difference relocated hypocenters. J. Geophys. Res. Solid Earth 123, 4063–4087. https://doi.org/10.1002/2017jb015384 (2018)." href="/articles/s41598-022-24903-1#ref-CR65" id="ref-link-section-d338601512e3374">65. En nuestro caso de estudio italiano, los dos planos sísmicos están confinados dentro de la litosfera (profundidades <60 km), tienen un espaciamiento estrecho (12-15 km) y ambos presentan un eje de acortamiento coaxial.

Por el contrario, T1 y T2 podrían interpretarse como dos empujes litosféricos que desplazan y acortan la litosfera continental del Adriático. En tal contexto, T2 representaría el empuje más externo del cinturón de los Apeninos que se propaga hacia el antepaís con un estilo de piel gruesa18. Observamos que la distancia de vista de mapa y de sección entre T1 y T2 (Figs. 3c y 6) se ajusta bien a la progresión espacio-temporal del inicio del empuje calculada por Basili y Barba66 (2–2,5 mm/año) en el centro de Italia.

En tal contexto, especulamos si T2 podría representar el proceso descendente del empuje basal de la Cordillera del Adriático Medio (MAR en la Fig. 1b), un sistema de pliegue y empuje del Plioceno tardío-Cuaternario ubicado en el Adriático central. Mar y una posición más exterior respecto al ABT17. Un punto crítico de esta interpretación es la falta de terremotos en la corteza superior asociados con T2, lo que ilumina una posible conexión entre T2 y MAR, y la controvertida edad de MAR.

Los catálogos nacionales de terremotos disponibles28 muestran una distribución de terremotos similar debajo de las regiones de Padan, lo que implica una posible extensión adicional de la configuración de empuje T1-T2 también en el norte de Italia (consulte las figuras complementarias S1, S2 y S15).

El régimen de deformación predominante (fallo inverso o por llave) de la correa de pliegue y empuje en la pared colgante ABT todavía se debate en la literatura. Aunque el acortamiento activo perpendicular al ABT está bien respaldado por datos morfotectónicos67,68,69 y GPS25,70,71, las limitaciones de los mecanismos focales42,43,72 son más controvertidas debido a la presencia de mecanismos de deslizamiento para algunas de las secuencias principales. (es decir, Cesena-Forlì 1993 y Ancona 1972).

La presencia de estas FM se ha interpretado de diversas formas en la literatura. Según algunos autores73, la deformación de rumbo es local, subordinada al régimen de compresión regional y debida a la flexión oroclinal de la faja arqueada. Según otros74, es la expresión de un régimen dominante de fallas de llave, con fallas de deslizamiento de rumbo de la corteza lateral izquierda ENE-WSW que diseccionan el cinturón de empuje de los Apeninos. Aún así, otros autores75 proponen una importante deformación de rumbo lateral derecho en el área al sur del promontorio del Conero.

El análisis de la nueva solución focal (FMS-Catalog), integrada con las otras disponibles en la literatura (Figs. 2b, 6b y Fig. complementaria S10), muestra claramente la necesidad de un enfoque 3D para abordar el problema. Un régimen de compresión radial a escala de corteza asociado tanto con T1 como con T2 es sin duda la característica dominante que se muestra a partir de los datos de FMS en este artículo.

Sin embargo, están presentes grupos locales con cinemática de deslizamiento. Se pueden atribuir a dos familias espacial y cinemáticamente distintas (SS-Familia 1 y 2), caracterizadas por diferentes orientaciones del eje σ1. SS-Family 1 está asociada espacialmente con el ABT y sus paredes colgantes; SS-Family 2 es mucho más profundo6 y está ubicado dentro del volumen del muro inferior de la T2.

La Familia SS 1 muestra ejes P casi horizontales con tendencia SW-NE aproximadamente coaxiales con los de los regímenes de fallas inversas y están ubicados al norte de Ancona y a una profundidad de la corteza más baja debajo de las estribaciones de los Apeninos, cerca de la localidad de Sarnano. Este último grupo se corresponde con una flexión local del ABT, como lo revelan de forma independiente las líneas de contorno de profundidad T1 (Fig. 6d). Observamos que la Familia SS 1, que se caracteriza por sistemas de fallas laterales derechas N–S y laterales izquierdas E–W sincinemáticas con fallas inversas coetáneas, es una característica subsidiaria típica que a menudo se desarrolla en forma de pliegue y cinturón de empuje para acomodar la flexión progresiva a lo largo del recorrido de las estructuras plicativas durante una deformación compresiva progresiva18. Esta configuración ha sido reconocida desde hace mucho tiempo en el afloramiento y bien expuesto sistema de pliegue y cabalgamiento de Umbría-Marcas18, ubicado al oeste del área estudiada.

Por el contrario, la familia SS profunda en la pared inferior de T2 muestra ejes P con tendencia NNW-SSE incompatibles con los relacionados con la contracción ABT y más bien coaxiales con la tectónica de llave regional que caracteriza el antepaís del Adriático6,76,77 y la pared inferior del empuje de los Apeninos. lámina, bajo la zona axial de la cadena montañosa78. Tal deformación por deslizamiento se ha interpretado como un proceso independiente de la progresiva migración y acortamiento de los Apeninos hacia el este y, en cambio, se ha asociado con la convergencia relativa de la placa Nubia-Adria NNW-SSE79,80. Nuestros datos apoyan tal interpretación y extienden hacia el norte la presencia del profundo campo de deslizamiento confinado debajo de T2 a la latitud de Ancona-Rimini.

Cuando también se considera el campo de tensión activo interno que caracteriza la corteza superior de los Apeninos centrales45, la imagen tridimensional de los volúmenes de deformación coexistentes (vecinos) que experimentan campos de tensión bien distinguidos a diferentes profundidades se vuelve bastante compleja pero definida.

Reconstruimos dos configuraciones diferentes de tensión vertical de profundidad múltiple, especialmente evidentes en el sector central del área de estudio (Fig. 6b). Debajo del cinturón de los Apeninos, observamos de arriba a abajo los siguientes regímenes de tensiones:

tensión de la corteza superior con el eje σ3 SW-NE (como en Ferrarini et al.81),

Compresión de la corteza inferior relacionada con T1 con eje SW-NE σ1,

Compresión del manto superior de la corteza inferior relacionada con T2 (<60 km) coaxial con T1.

Debajo de la zona Costera, observamos de arriba a abajo:

Compresión de la corteza superior relacionada con T1 con eje σ1 SW-NE,

Compresión de la corteza inferior relacionada con T2 con eje SW-NE σ1,

Tectónica de llave de corteza inferior de SS profundo con eje σ1 NW-SE.

Con la coexistencia en un estrecho espacio horizontal y vertical de zonas de deformación discretas, cada una con un tensor de tensión característico, se debe considerar la posibilidad de interacción y activación de tensiones entre ellas.

Los nuevos catálogos proporcionados en este artículo son útiles para mejorar significativamente el conocimiento de la geometría 3D, la cinemática y el estado de tensión de la deformación sismogénica activa en el frente exterior del cinturón de empuje de los Apeninos, en el este de Italia central.

La distribución general de la sismicidad muestra claramente la complejidad sismotectónica del área de estudio con volúmenes sismogénicos distintos y superpuestos: uno bien conocido de extensión de la corteza superior, dos de compresión en profundidad desde la corteza superior hasta el manto superior, y un deslizamiento de rumbo litosférico subordinado. uno. A diferencia del dominio extensional, capaz de liberar terremotos de magnitud hasta ~ 7,0, y el Empuje Basal del Adriático asociado con eventos de magnitud máxima de ~ 6,5, no podemos afirmar ni excluir que T2 pueda liberar terremotos significativos. Sin embargo, podría participar en futuras rupturas con claras implicaciones para la evaluación del peligro sísmico.

De hecho, los dos volúmenes sísmicos de compresión litosféricos bien diferenciados (T1 y T2), reconocidos y reconstruidos en detalle por primera vez en este artículo, representan una restricción fundamental geométrico-cinemática para discutir el contexto geodinámico del sistema de pliegue y cabalgamiento de los Apeninos como una subducción poco profunda. zona6,82 o como zona de corte de la litosfera intracontinental83,84. Sin embargo, este último punto geodinámico no es el objetivo de nuestro artículo, ya que merece investigaciones adicionales y una ampliación del área de estudio al Arco Padán-Adriático en general.

La reubicación se realizó utilizando el enfoque probabilístico de inversión de búsqueda global no lineal (NonLinLoc32), considerando el modelo de propagación 3D Vp y Vp/Vs optimizado para el área de estudio33 (Texto complementario S1). Se prestó especial atención a insertar correcciones de estación confiables obtenidas como residuos medios por la ubicación de un conjunto de eventos de fase estables y redundantes. Los eventos que mostraron el mayor número de fases se eligieron en una cuadrícula regular 3D (tamaño 5 km) para evitar un muestreo no uniforme. Estos últimos (2400 eventos, 80.358 fases P, 77.135 fases S) se introdujeron en un procedimiento iterativo, en el que los residuos medios del ciclo anterior se utilizaron como corrección de estación en el siguiente. Después de 3 iteraciones, los residuos se estabilizaron y utilizaron para las ubicaciones finales.

Las pelotas de playa se calcularon utilizando el procedimiento FPFIT40 y adoptando el modelo de velocidad 3D en Carannante et al.33 (Fig. 2b). El análisis de calidad se realizó utilizando tres factores de calidad (Q), decrecientes de A a C, derivados de los parámetros dados por el código FPFIT: Qf (grado de desajuste de polaridad), Qp (rango de incertidumbres del rumbo, buzamiento y rastrillo). y Qstdr (relación de distribución de estaciones) (Fig. 2b ′).

La distribución en profundidad de los datos del catálogo EQS y FMS (2009-2017), integrada con mecanismos focales de la literatura (1967-2009), se analizó en vista 2D a lo largo de la traza de (1) 6 transectos regionales con un medio ancho (es decir, la distancia alrededor del transecto desde el cual se incluyen datos en cada sección) de 20 km, (2) 23 secciones transversales de N055° muy espaciadas, con un medio ancho de 5 km (Figura complementaria. S12), (3) 70 secciones transversales radiales con un ancho medio de 2,5 km (Fig. 3a,c). Las secciones transversales radiales se organizaron en tres conjuntos con direcciones N040°, N060° y N080°, para considerar la forma de arco de las estructuras compresivas relacionadas con ABT y asegurar una proyección ortogonal de los terremotos y FM.

Además, proyectamos en los transectos las intersecciones de la vista en sección con las trazas del frente ABT, su extensión principal (NCT), la falla Altotiberina (ATF) y la Falla Extensional de Afloramiento con inclinación más oriental hacia el oeste (Fig. 3c). Obtuvimos los rastros de tales estructuras geológicas del Modelo Estructural de Italia (escala 1: 500,000), mapas y artículos detallados, y una extensa compilación de secciones geológicas de la literatura (Figura complementaria S12 y referencias allí).

A partir de los 180 FM (los nuevos y los recopilados de la literatura), reconstruimos el patrón de tensión y tensión para los volúmenes de la corteza del este de Italia central y las áreas circundantes (Fig. 5a-c) para caracterizar la cinemática de T1, T2. y las soluciones antideslizantes en el muro de base de T2 (deep-SS).

Realizamos el análisis espacial de la orientación de tensión horizontal máxima (SHmax) asociada con T1 y T2 y SS profundo. Representa un parámetro único que permite tener un mapa de tensiones simplificado y corresponde al azimut de los ejes P para soluciones inversas, oblicuas inversas y de deslizamiento con hundimientos de los ejes P, B y T menos iguales. 20°, mayor -igual a 45° y menos de 40° respectivamente, y el acimut de los ejes T girado 90° en el sentido de las agujas del reloj para los otros mecanismos focales de deslizamiento de rumbo41.

Este análisis nos permitió identificar sectores cinemáticamente homogéneos caracterizados por SHmax casi coaxial y calcular, para cada sector, el mecanismo focal promedio representativo de T1, T2 y SS profundo.

Construimos una cuadrícula regular (0,1 ° × 0,1 °) y calculamos SHmax en cada nodo, analizando por separado los FM asociados con T1, T2 y SS profundo. Para interpolar el SHmax, seguimos el enfoque de Carafa y Barba48, que considera los datos de muestreo desiguales y la correlación de la orientación del estrés con la distancia. Utilizamos un radio de búsqueda de 58 km. Dado que los FM en algunas áreas no están distribuidos uniformemente a lo largo de T1 y T2 y SS profundo, también trazamos la confiabilidad de la interpolación considerando una incertidumbre máxima permitida de 30 ° (90% de los límites de confianza). Con base en la orientación SHmax calculada para T1 y T2, identificamos tres sectores (1 = sector norte, 2 = sector central y 3 = sector sur; Fig. 5a) en los que la tensión se puede considerar orientada de manera homogénea y, para cada sector , calculamos los FM promedio representativos de la cinemática de T1, T2 y SS profundo. Los FM promedio se calcularon utilizando la estadística de Bingham (AFM) y la suma del tensor de momento ponderando los datos con las magnitudes (AWFM85; Tabla 1).

Para calcular los tensores de tensión locales y regionales, invertimos de forma independiente los FM que se encuentran dentro de los sectores 1, 2 y 3 y que pertenecen a la familia SS profunda, obteniendo cuatro tensores de tensión diferentes (Tabla 2).

Seguimos el procedimiento de inversión propuesto en Delvaux y Sperner49, que consiste en invertir los mecanismos focales para los cuatro parámetros de tensión del modelo σ1, σ2, σ3 y la relación de tensión R = (σ2–σ3)/(σ1–σ3). La inversión se optimiza mediante una función objetivo compuesta (llamada F5 en Win-Tensor) de dos términos: uno que depende de la parte direccional del esfuerzo cortante resuelto y el otro de las magnitudes del esfuerzo cortante normal y resuelto. Durante la inversión, el procedimiento minimiza simultáneamente el desajuste angular entre el deslizamiento observado y modelado en los planos focales (primer término) y optimiza el segundo término maximizando las magnitudes del esfuerzo cortante y minimizando el estrés normal. Además, los mecanismos focales se ponderan con un factor ponderado exponencialmente (10^M) que depende de la magnitud para dar más relevancia a la cinemática de eventos más grandes.

Adoptamos un procedimiento de tres pasos86,87,88 para reconstruir los modelos de fallas no planas T1, T1-splay y T2 en un marco georreferenciado 3D utilizando el software Move suite (Petroleum Experts Ltd., 2020.1).

Primero construimos las superficies de poca profundidad (SdS) T1 y T1 extruyendo sus rastros cercanos a la superficie, esquematizados como en el mapa de la Fig. 3a, a una profundidad de 3 km bajo el nivel del mar; se asumió que el ángulo de inclinación era variable a lo largo del rumbo (N040° a N020°) y se derivó de una compilación SIG ad hoc de secciones geológicas de la literatura (Figura complementaria S11 con referencias). En segundo lugar, en la vista en sección, a lo largo de los transectos y las secciones radiales que se muestran en la Fig. 3a, dibujamos líneas curvas que interpolan las distribuciones hipocentrales asociadas con T1, T1-splay y T2. En tercer lugar, construimos las superficies 3D no planas (Fig. 6a), aplicando la triangulación de Delaunay (Fig. 6c) para interpolar los rastros de falla cercanos, siempre que estén disponibles, y las líneas de vista en sección. Finalmente, las líneas de contorno de profundidad se derivaron automáticamente, asumiendo un espaciamiento inicial a lo largo de 1 km (Fig. 6d, e).

Las contribuciones originales presentadas en el estudio se incluyen en el artículo y el Material complementario (Información complementaria 1). Todos los campos de los datos presentados en los archivos de material complementario, (Información complementaria 2=EQS-Catalog.txt; Información complementaria 4=EQS-Catalog_HQ.txt; Información complementaria 5= EQS-Catalog_LQ.txt; Información complementaria 6= FMS- Catalog.txt) se describen en los archivos de encabezado correspondientes (Información complementaria 3=EQS-Catalog_Header.txt; Información complementaria 7= FMS-Catalog_Header.txt).

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Esta investigación fue apoyada por fondos del Departamento DiSPuTer (Resp. Giusy Lavecchia y Rita de Nardis) y derivó de una colaboración entre CRUST (UR-Chieti) e INGV (Ancona), establecida en 2019. Agradecemos a Simone Marzorati por sus sugerencias fructíferas y constructivas. durante todas las etapas de la preparación del artículo. Se aplicó la herramienta de mapeo genérico (GMT) para algunas de las figuras de este artículo; se utilizó el programa Win-Tensor (https://damiendelvaux.be/Tensor/WinTensor/win-tensor.html) para la inversión de tensiones de las soluciones del mecanismo focal y el software Move (suite de Petroleum Experts, Petex en https:// www.petex.com/products/move-suite/) para la reconstrucción del modelo de falla 3D.

DisPuTer, Universidad G. d'Annunzio, Via dei Vestini 31, 66100, Chieti, Italia

Rita de Nardis, Claudia Pandolfi, Daniele Cirillo, Federica Ferrarini, Simone Bello, Francesco Brozzetti y Giusy Lavecchia

CRUST-Centro interuniversitario de análisis sismotectónico tridimensional, Chieti, Italia

Rita de Nardis, Claudia Pandolfi, Daniele Cirillo, Federica Ferrarini, Simone Bello, Francesco Brozzetti y Giusy Lavecchia

INGV Instituto Nacional de Geofísica y Vulcanología, c/o Centro Funcional de Protección Civil - Región de Las Marcas Centro Pastoral “Stella Maris” Via di Colle Ameno, 5, 60126, Torrette di Ancona, Italia

Marco Cattaneo y Giancarlo Monachesi

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RN: conceptualización, análisis formal, investigación, redacción: preparación del borrador original, revisión y edición, visualización, supervisión; CP: curación, validación, revisión y edición de datos; MC: Recursos, investigación, redacción; GM: Recursos, investigación; DC: Investigación, revisión y edición; FF: Visualización, revisión y edición; SB: Visualización, revisión y edición; FB: Revisión y edición; GL: Conceptualización, investigación, visualización, redacción: preparación del borrador original, revisión y edición, supervisión.

Correspondencia a Rita de Nardis.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Reimpresiones y permisos

de Nardis, R., Pandolfi, C., Cattaneo, M. et al. Zona de doble corte litosférica develada por microsismicidad en una región de lenta deformación. Representante científico 12, 21066 (2022). https://doi.org/10.1038/s41598-022-24903-1

Descargar cita

Recibido: 21 de julio de 2022

Aceptado: 22 de noviembre de 2022

Publicado: 06 de diciembre de 2022

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-022-24903-1

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