I pendoli della grotta Gigante

Carla Braitenberg, Ildiko’ Nagy, Stefano Papacchioli

Dipartimento di Scienze della Terra, Universita’ di Trieste.

 

Introduzione

I pendoli della Grotta Gigante sono strumenti sensibilissimi, che rilevano i movimenti della crosta terrestre. In particolare, rispondono a quei movimenti crostali che producono una deformazione di taglio o una rotazione della grotta e a oscillazioni orizzontali del terreno causate dall’irradiazione di onde sismiche.

Puo’ provocare qualche perplessita’ il fatto che la grotta non sia ferma e immobile, come del resto ci si figura normalmente che sia la superficie terrestre. Di fatto sono necessarie strumentazioni specifiche per evidenziare le continue deformazioni della crosta terrestre e separare i molteplici fattori di natura diversa che ne sono le cause (Zadro e Braitenberg, 1999).

Deformazione della crosta e tettonica a placche

L’interno della terra e’ stratificata e viene suddivisa in base alla composizione chimica in nucleo, mantello e crosta. Si chiama “litosfera” il guscio esterno rigido della terra, che e’ costituito da mantello superiore e crosta. La crosta ha uno spessore che varia dagli 8 ai 70 km, con il minimo in corrispondenza degli oceani e il massimo sotto i rilievi montuosi. La litosfera e’ spessa in media 100 km, con spessori minimi in corrispondenza delle dorsali oceaniche e massimi in corrispondenza dei cratoni, le zone piu’ antiche della crosta. La teoria moderna della tettonica a placche suddivide la litosfera in un certo numero di placche o zolle, le principali delle quali sono dodici, fra le quali ricordiamo le placche Eurasiatica, Africana, Nord-Americana, Sud-Americana e Pacifica. La forma attuale delle zolle non e’ che un’istantanea di un processo che dura da milioni di anni e nel quale le placche si spostano di migliaia di chilometri, modificando di continuo l’aspetto della superficie terrestre e la suddivisione in forme emerse e oceani. La velocita’ con cui si spostano le placche e’ dell’ordine di qualche centimetro all’anno. La velocita’ di spostamento delle placche puo’ essere determinata tramite osservazioni satellitari, usando per esempio il sistema di posizionamento GPS (Global Positioning System), il sistema SLR (Satellite Laser Ranging) o il sistema VLBI (Very Long Baseline Interferometry).

Due placche attigue in movimento relativo (convergente o trascorrente) interagiscono tra loro, provocando forze d’attrito lungo i margini di placca e deformazioni della crosta. Il movimento convergente provoca lo scontro delle placche: accade allora che una delle due sovrascorra sull’altra, flettendola verso il basso nel mantello sottostante, oppure che esse s’incastrino l’una nell’altra e si flettano verso il basso. Una situazione di questo tipo si presenta per esempio in corrispondenza dello scontro fra le placche Indiana ed Eurasiatica sotto la catena del Himalaya e l’altipiano del Tibet, oppure lungo la costa occidentale del Sudamerica sotto la catena delle Ande, e presumibilmente anche sotto le Alpi. I margini di placca sono caratterizzati da attivita’ sismica e vulcanica: tali attivita’ infatti non sono distribuite uniformente su tutto il globo terrestre, ma sono concentrate lungo bande ben definite, che orlano i margini delle placche litosferiche. La regione del Friuli-Venezia Giulia e’ interessata da una fascia sismica che segue il margine della cosiddetta micro-placca Adria nel suo contatto con la placca Eurasiatica (Figura 1). Il movimento della placca Adria rispetto alla placca Eurasiatica e’ in direzione nord. A seconda dell’orientazione del margine, esso provoca un movimento relativo che diviene da convergente a trascorrente quando si va’ dall’area a Ovest del Tagliamento verso il confine sloveno.

Figura 1
Figura 2a
Figura 2b

Non sempre il movimento relativo fra due placche provoca fenomeni sismici lungo il margine. Infatti lo scivolamento può avvenire senza attrito. Laddove invece l’attrito e’ maggiore e impedisce lo scivolamento, la crosta viene deformata fino a quando gli sforzi elastici superano il limite di rottura, e la crosta cede improvvisamente, rilasciando energia in forma di onde sismiche e causando un terremoto. E’ possibile osservare questi movimenti della terra tramite le misure di deformazione effettuate nel sottosuolo in cavita’ naturali o artificiali o nelle perforazioni. Un’altra impostazione consiste nelle misure effettuate in superficie con metodi geodetici e astro-geodetici. La corretta individuazione dei movimenti e delle deformazioni tettoniche (movimenti della crosta legati allo spostamento delle zolle) richiede anni di osservazioni ripetute nel tempo, o, addirittura, nel caso ideale, continue. La coppia di pendoli della Grotta Gigante registra tale movimento con continuita’ dal 1966, e presenta quindi una serie temporale di 4 decenni con poche interruzioni. Le registrazioni dei pendoli sono illustrate nella Figura 2a, dove le serie temporali sono riportate per le due componenti NS ed EO. Le registrazioni coprono un intervallo di quasi 40 anni, e presentano proprieta’ molto interessanti. Il segnale e’ composto da un’oscillazione annuale piuttosto regolare, che puo’ essere attribuita a effetti termici e termo-elastici. Sovrapposti alla variazione annuale si osservano segnali di breve periodo, di forma anche impulsiva, che devono essere considerati uno per uno. In alcuni casi sono attribuibili a piene eccezionali del fiume sotterraneo Timavo (vedi prossimi paragrafi). Un altro segnale evidente e’ la variazione di lungo periodo, che in Figura 2a e’ stata interpolata a scopo illustrativo mediante una funzione polinomiale. Si puo’ osservare come la variazione di lungo periodo e’ correlata nelle due componenti NS ed EO, indicando una direzione preferenziale delle variazioni, orientata lungo la direzione NO-SE e parallela alla catena delle Alpi Dinariche. Si puo’ anche notare che l’inclinazione e’ orientata verso SE durante gli anni dal 1966 al 1976/1978, poi inverte la direzione verso NO fino al 1996/1998, e infine riprende la direzione verso SE. Mediamente, nei quattro decenni, l’inclinazione registrata e’ stata di 9 msec/anno verso NO, e rappresenta la deformazione causata dallo scontro fra placca Adria e placca Eurasiatica. Nella Figura 2b e’ rappresentato l’andamento del vettore d’inclinazione, dove le diverse tonalita’ di grigio indicano l’evoluzione nel tempo.
Funzionamento dei pendoli orizzontali della Grotta Gigante

I pendoli della Grotta Gigante furono costruiti all’inizio degli anni ’60 allo scopo di registrare tutte le deformazioni alle quali e’ sottoposta la Grotta Gigante. Una prima versione dei pendoli fu installata gia’ negli primi anni sessanta dal Prof. Antonio Marussi (Marussi, 1960). I pendoli sono unici al mondo per le loro grandi dimensioni, il che li rende particolarmente sensibili. La loro particolare costruzione permette di osservare minimi spostamenti relativi fra due punti A e B posti rispettivamente sul fondo e sulla volta della grotta (vedi Figura 3).

Le grandi dimensioni dei pendoli, che hanno una distanza fra attacco inferiore (A) e superiore (B) di 95 m, li rendono strumenti poco sensibili alle sorgenti di rumore, e al contempo li dotano di elevata sensibilita’ alle deformazioni tettoniche (Braitenberg, 1999; Braitenberg et al., 2001).

L’asta del pendolo e’ sospesa orizzontalmente da due fili in acciaio (acciaio Nichel Cromo, diametro:0.6 mm, proprieta’:inossidabile, carico di rottura:elevato), quello superiore fissato sulla volta (punto B), quello inferiore sul fondo della grotta (punto A). La figura 3 illustra schematicamente la costruzione del pendolo. L’asta del pendolo puo’ ruotare nel piano orizzontale intorno ad un asse di rotazione formato dalla congiungente dei due punti A e B. La rotazione viene rilevata da un raggio luminoso riflesso dallo specchietto montato sull’asta del pendolo, in corrispondenza dell’asse di rotazione. Attualmente il fascio luminoso riflesso viene captato da due sistemi in parallelo, uno (quello originale) che impiega carta fotografica e uno di tipo elettronico. Il dispositivo elettronico e’ stato costruito recentemente presso l’INGV (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia) ed e’ in fase di sperimentazione. L’acquisizione digitale ha rivoluzionato lo strumento, in quanto permette una campionatura veloce (30 campioni/sec), tipica dei sismografi, e una grandissima risoluzione del segnale rilevato (10-11 radianti), il che corrisponde ad uno spostamento orizzontale relativo del punto B, posto sulla volta, rispetto al punto A, posto sul fondo della grotta di un solo milionesimo di millimetro, su una distanza fra i due punti A e B di 95 m. I dati acquisiti con il sistema digitale vengono registrati su un PC situato nella grotta, che consente un collegamento remoto via rete. I dati dei pendoli vengono regolarmente controllati e archiviati da personale del Dipartimento di Scienze della Terra. La Figura 3c illustra schematicamente la risposta del pendolo all’inclinazione di un parallelepipedo nel quale fosse montato. In natura il parallelepipedo e’ costituito dalla grotta.

Figura 3a 3b
Figura 3c

 

 

 

 

 

 

Altri fattori che deformano la grotta

Abbiamo dunque visto che a causa dello spostamento delle placche litosferiche, la crosta terrestre si deforma e subisce improvvisi cedimenti lungo piani di frattura, o piani di faglia. Le deformazioni rilevate dai pendoli, tuttavia sono l’effetto complessivo di molte cause, di natura molto diversa tra loro.

Maree terrestri e maree di carico: un effetto relativamente ampio e’ dovuto all’attrazione gravitazionale di luna e sole. A causa della forza di gravita’, la terra nel suo insieme prende una forma piu’ ellissoidica che sferica, allungata rispettivamente lungo la congiungente terra-luna o terra-sole. Rispetto alla posizione media, il suolo della superficie terrestre si alza e si abbassa periodicamente di qualche decina di centimetri, e cio’ provoca una deformazione della crosta. E’ possibile calcolare con grande precisione questo movimento della terra.

Nella figura 4 si confronta l’inclinazione dei pendoli della Grotta Gigante che si avrebbe per il solo effetto della marea terrestre (figura 4c) con quella effettivamente osservata (figura 4a). Si puo’ vedere che i due segnali sono molto diversi, anche se entrambi presentano oscillazioni che si ripetono con periodicita’ diurne e semidiurne. La discrepanza e’ dovuta al fatto che la stazione della Grotta Gigante e’ vicina all’Adriatico e risente del carico delle maree marine. L’ampiezza delle oscillazioni di marea marina nel golfo di Trieste e’ dell’ordine di 50 cm, come indica la figura 4e. I pendoli risentono sia dell’attrazione gravitazionale delle masse d’acqua sia della deformazione dovuta alla variazione di carico: infatti la crosta terrestre subisce una flessione elastica per un aumento del carico superficiale a seguito dell’aumento del livello marino. Nella figura 4d e’ riportato l’effetto del carico sull’inclinazione della grotta Gigante, e nella figura 4b il segnale d’inclinazione teorico, somma della marea terrestre e dell’effetto del carico marino. Si puo’ verificare che ora il segnale osservato e’ in buon accordo con la teoria.           

Figura 4

Alle piene del fiume sotterraneo Timavo: si puo’ attribuire un segnale di tipo aperiodico registrato dai pendoli, che si presenta in seguito a forti precipitazioni. A titolo illustrativo nella figura 5 e’ illustrato l’episodio di piena avvenuto ai primi di novembre del 2000. Il grafico mostra l’inclinazione osservata, la cui direzione e’ sempre la stessa dopo grosse piogge ed e’ orientata verso SO. Nella figura e’ anche riportato l’andamento temporale della precipitazione piovosa durante lo stesso periodo.

Figura 5

 

Onde sismiche: il sistema elettronico d’acquisizione dei dati dei pendoli permette di osservare le onde sismiche emesse da un evento sismico. Nella figura 6 e’ rappresentata la registrazione di un evento sismico avvenuto in Giappone, il 29 maggio 2004, di magnitudo M=6.5. Le curve illustrano lo spostamento del terreno nelle direzioni NS ed EO.

                                                                            Figura 6
Conclusioni

Le grandi dimensioni della Grotta Gigante fanno dei pendoli orizzontali in essa installati una coppia di strumenti unici al mondo. L’ottima manutenzione, garantita dall’Istituto di Geodesia e Geofisica prima e attualmente dal Dipartimento di Scienze della Terra dell’Universita’ di Trieste, ha permesso di fornire una serie temporale lunga quattro decenni di osservazioni dell’inclinazione della verticale. I dati indicano un’inclinazione media verso NO del punto di misura, che corrisponde al movimento della crosta causato dallo scontro della placca Adria con la placca Eurasiatica. Il segnale fornito dai pendoli e’ la somma delle deformazioni della grotta dovute a cause molteplici. Oltre al movimento tettonico citato sopra, gli effetti piu’ importanti sono dovuti alla marea terrestre, al carico della marea marina, alle piene del fiume sotterraneo Timavo e agli eventi sismici. L’acquisizione digitale, effettuata grazie ad un intervento recente dell’INGV, ha consentito di allargare la banda di osservazione degli strumenti gli strumenti, che sono cosi diventati clinometri a larga banda, in quanto permettono di seguire le inclinazioni della grotta, che vanno dai movimenti secolari a quelli sismici. E’ da ricordare che per i tre anni precedenti il disastroso sisma Friulano del 6 maggio 1976 i pendoli hanno registrato oscillazioni anomale aventi una periodicita’ di qualche minuto, che sono cessate in concomitanza con il terremoto. Dopo l’evento queste oscillazioni sono state interpretate come movimenti precursori (Zadro, 1978; Bonafede et al., 1986). Fino a oggi quei segnali non si sono ripetuti, ma se in futuro si ripetessero potrebbero fornire un campanello d’allarme. Altre stazioni sotterranee per il monitoraggio della deformazione con strumenti di grandi dimensioni(>40 m) sono in funzione oggi in Giappone, California e Belgio.

Ringraziamenti: si ringrazia la collaborazione dell’INGV. Le ricerche vengono inoltre sostenute da fondi del MIUR.

Bibliografia

Bozzi Zadro M.; 1972; Earth tides and ocean load effects recorded at Trieste, Boll. Geof. Teor. Appl., XIV, N.55, 192-202.

Bonafede, M., Boschi, E. and Dragoni, M.; 1983: Viscoelastic stress relaxation on deep fault sections as a possible source of very long period elastic waves. J. Geophys. Res., 88: 2251-2260.

Braitenberg C. (1999) The Friuli (NE Italy) tilt/strain gauges and short term observations. Annali di Geofisica ,42, 1-28.

Braitenberg, C., Nagy, I., Negusini, M., Romagnoli, C., Zadro, M. and Zerbini S. (2001) Geodetic measurements at the northern border of the Adria plate, Millennium Issue of the Journal of Geodynamics, Vol. 32, N. 1/2, 267-286.

Marussi, A.; 1960: The University of Trieste station for the study of the tides of the vertical in the Grotta Gigante. In: Proceedings of the III Int. Symposium on Earth Tides, Trieste, 1960, 45-52.

OGS, 2003: Bollettino della rete sismometrica del Friuli-Venezia Giulia, Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale.

SRTM, 2004: Shuttle Radar Topography Mission, Jet Propulsion Laboratory, California Institute of Technology.

Zadro, M.; 1978: Use of tiltmeters for the detection of forerunning events in seismic areas. Boll. di Geod. e Sc. Affini. XXXVII, 597-618.

Zadro M. and Braitenberg C. (1999) Measurements and interpretations of tilt-strain gauges in seismically active areas. Earth Science Reviews, 47, 151-187.

Didascalie

Figura 1 – La figura mostra la sismicita’ rilevata dalla rete sismologia dell’OGS (OGS, 2003) sovrapposta ad un modello digitale del terreno del Friuli-Venezia Giulia ed aree limitrofe rilevato dallo Space-Shuttle (SRTM, 2004). La sismicità delinea una banda sismica che piega in direzione NO-SE in territorio sloveno. L’addensamento della sismicita’ in territorio sloveno e’ dovuto alle repliche del sisma di Bovec del 1998.

Figura 2 – La registrazione dei pendoli della Grotta Gigante dal 1966 fino a oggi: a) le serie temporali delle componenti NS ed EO. Interpolazione con polinomio di 3. grado e variazione lineare media, b) andamento del vettore di inclinazione per lo stesso periodo. Le tonalita’ di grigio indicano periodi di tempo successivi.

Figura 3 – Illustrazione schematica della costruzione del pendolo della Grotta Gigante: a) la sospensione del pendolo nella Grotta. A e B rispettivamente sono i punti d’attacco inferiore e superiore nella Grotta, b) schema dell’asta del pendolo orizzontale con specchietto e smorzamento a olio, c) rotazione dell’asta del pendolo nel piano orizzontale in risposta a un’inclinazione del dispositivo nel quale e’ montato (che in natura corrisponde alla Grotta).

Figura 4 – Esempio dell’inclinazione in direzione NS per effetto di marea: a) inclinazione osservata dal pendolo NS; b) inclinazione teorica considerando l’effetto complessivo della marea terrestre e del carico marino; c) inclinazione teorica considerando il solo effetto della marea terrestre; d) inclinazione teorica dovuta al carico della marea marina; d) oscillazione del livello della marea marina teorica per la stazione di Trieste

Figura 5 – a) Inclinazione osservata della coppia di pendoli causata da una piena del fiume sotterraneo Timavo; b) registrazione delle precipitazioni piovose nello stesso periodo.

Figura 6 – Registrazione delle onde sismiche emesse dall’evento giapponese del 29 maggio 2004, di magnitudo M=6.5 effettuata con i pendoli della Grotta Gigante.

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