I terremoti indonesiani degli ultimi giorni e i Back-Thrust: eventi sismici "fuori" dalla zona sismica più importante che borda a sud l'arcipelago della Sonda

   

I due eventi sismici importanti (specialmente il secondo) che hanno colpito l'isola di Lombok, in Indonesia, sono un ottimo pretesto per parlare di un tipo di strutture meno note rispetto ad altre che sono comuni negli orogeni, i backthrust: si tratta di grandi faglie a basso angolo che interessano la parte posteriore della catena, intendendo per parte anteriore quella sul lato dello scontro fra placche che genera una catena montuosa orogenica. I backthrust rappresentano un pericolo piuttosto grave per le popolazioni che vivono sul retro delle catene, come dimostrano questi terremoti e, per esempio, il grande terremoto del Sichuan del 2008.

DUE EVENTI SISMICI APPARENTEMENTE INCOERENTI. I forti terremoti di Lombok di questi ultimi giorni (M 6.4 del 28 luglio e M 6.9 del 5 agosto 2018) meritano una certa attenzione per il loro significato tettonico particolare. Notoriamente la costa meridionale dell’Indonesia è una delle aree più sismiche che ci sono al mondo e corrisponde al limite in cui la placca indoaustraliana scende sotto quella euroasiatica. Ne consegue una serie di terremoti i cui ipocentri diventano sempre più profondi verso nord perché la crosta della placca indoaustraliana, dove si originano, scende sempre più sotto nel mantello. Vediamo il tutto, ricavato grazie alla collocazione degli ipocentri dei terremoti e alla tomografia sismica come descritto nell’utilissimo Atlas of the Underworld.

I tensori USGS mostrano piani di faglia debolmente immergenti verso sud

Però i due eventi sismici a Lombok non sono coerenti con questo quadro.

Innanzitutto la profondità. Il primo è stato molto superficiale (poco più di 6 km); quella del secondo nelle prime ore era un po' incerta (le stime variavano da 6 a 40 km) e ancora adesso le fonti sono un pò discordanti. Prendo buoni i 32 km dichiarati dall'USGS. Già questo con il quadro generale torna poco, perché come si vede dalla carta ripresa da Goes et al (1997) sotto Lombok, evidenziata dal pallino rosso, la profondità della crosta indoaustraliana in subduzione è oltre 100 km, quindi molto al di sotto del necessario se questi eventi fossero legati direttamente alla crosta in subduzione.

In più i meccanismi focali presentano un thrust diretto verso sud, mentre il piano di faglia in un terremoto di thrust “ordinario” di quelle parti dovrebbe essere orientato verso nord (lo "spiegone" è più sotto). 

Quindi né profondità né orientamento del piano di faglia sono apparentemente coerenti con la collisione in corso.

Carta della profondità della subduzione indonesiana da Goes et al (1997):
gli eventi a Lombok dovrebbero essere profondi  almeno 80 km per essere legati a questa struttura

Kulali et al (2016): i forti terremoti della costa settentrionale
delle isole della Piccola sonda

LA SISMICITÀ DI FLORES. Per trovare una soluzione al dilemma esaminiamo, nella figura qui sopra, la sismicità a M superiore a 6 degli ultimi 40 anni con l’Iris Earthquake Browser: vediamo che da Est di Giava compare una fascia a sismicità superficiale (pallini viola) lungo la costa settentrionale delle isole della Piccola Sonda, mentre Giava è priva lungo la costa settentrionale di una attività sismica di tale livello.

La carta qui accanto, tratta invece da Kulali et al (2016 ) illustra i forti terremoti che hanno interessato la costa settentrionale dell'Indonesia dal 1815. Per cercare un cambiamento dal punto di vista geodinamico che possa essere in relazione con questa sequenza di eventi importanti bisogna andare più a sud, nella placca indoaustraliana: a ovest sotto l’Indonesia subduce la crosta dell’Oceano indiano e quindi siamo in una classica collisione oceano – continente. Ma ad est c’è il continente australiano e quindi lo scontro fra le placche diventa una collisione continente – continente. 

I BACK-THRUST. Nelle collisioni continente – continente è comune la presenza dei cosiddetti back-thrust, cioè delle faglie a basso angolo che si trovano dall’altra parte rispetto al fronte principale dell'arco che si forma nello scontro e che contioene tutte le succesisoni deformate dalla compresisone. I back-thrust hanno andamento opposto a quello dei thrust principali del fronte dell'arco. Li troviamo in tutti gli orogeni derivati da uno scontro continente – continente, da quelli più recenti come Himalaya, Caucaso e Pirenei (e anche sulle Alpi ma qui è una questione molto complessa), a quelli più antiche di oltre 2 miliardi di anni fa. Però troviamo back-thrust anche in diversi contesti di scontro oceano – continente, ad esempio Panama, Vanuatu, Caraibi settentrionali (Ten Brink et al, 2009) o Ande (Armijo et al,  2015).
Insomma, sia nel fronte della catena (cioè la parte antistante alla linea lungo la quale si scontrano le due placche), sia nel retro della catena, dove finisce, si formano dei sovrascorrimenti diretti verso l’interno della catena. Anche i back-thrust sono capaci di produrre forti terremoti: lo dimostrano questi ultimi eventi e negli ultimi decenni soprattutto il grande terremoto cinese Mw 7.9 del 2008 nel Sichuan è stato provocato proprio dallo scorrimento, sul margine del S fra Tibet e Cina della Longmenshan fault, che è un back-thrust in direzione opposta a quelli che bordano Tibet ed Himalaya sul lato indiano (Jia et al, 2012). 

GEODINAMICA DELL'INDONESIA E BACK-THRUST DI FLORES. Per capire bene il concetto di back-thrust, applichiamolo proprio all’Indonesia: 

• i thrust principali, come quello del terremoto di Sumatra del 2003, sono faglie a basso angolo dirette verso nord, come verso nord si immerge nel mantello la crosta dell'Oceano Indiano
• invece i terremoti di Lombok sono avvenuti su piani che si immergono debolmente verso sud e che fanno parte, come si vede da questa carta, del thrust di Flores, già noto in letteratura da decenni (esempio: McCaffrey e Nabelek, 1984) e che è un tipico back-thrust. Studi recenti hanno evidenziato che il thrust di Flores continua verso ovest fino a Lombok, in armonia con la sismicità (Zubaidah et al, 2014). 

Una bella sezione delle Ande in cui si veono i back-trhust
sul lato amazzonico da Armijo et al (2015)

PERCHÉ ESISTONO I BACK-THRUST. Fondamentalmente esistono perchè quando l'arco deformato  si comporta in modo relativamente rigido agisce come un blocco rigido, traferendo così lo stress compressivo nella regione esterna. Queste spinte si possono ripercuotere anche a grande distanza, come si vede adesso nell'Asia a nord della convergenza fra India ed Eurasia. Nelle collisioni continente - continente questo succede ancora di più perchè manca la zona oceanica in subduzione che "assorbe" la maggior parte del raccorciamento. Back-thrust ed altre deformazioni dietro l'arco si formano specialmente se nella zona di contatto fra le parti deformate e il retro-paese non deformato esistono delle precedenti discontinuità. Lo si vede ad esempio in Australia orientale, dove la  Koonenberry Fault, che tra Cambriano e Ordoviciano ha guidato la formazione di un bacino in estensione, nel Siluriano divenne al contrario un back-thrust durante una delle fasi della formazione dell’orogene della Tasmania (Mills et al, 1992). 

Venendo ai back-thrust attuali, quello coinvolto nel Sichuan è una struttura ereditata da eventi tettonici precedenti, nel caso l'orogenesi indosinica,  durante la quale alcuni blocchi crustali si sono fusi con la Cina meridionale nel Triassico (referenze in Jia et al 2010).

Numerosi modelli hanno cercato di fare il punto sulla situazione. In particolare si vede che la deformazione è asimmetrica e molto più ampia e diffusa nella zona frontale della catena in formazione che in quella posteriore (Vittell et al 1993).

In fondo una mia annotazione personale: sono convinto che in letteratura l’importanza dei back-thrust nelle catene fossili sia sovraconsiderata. Mi spiego: per esiste esistono e sono un aspetto molto interessante. Ma siccome si formano soprattutto nelle fasi più tardive dell’orogenesi, e quindi si sovraimpongono in parte alle vecchie strutture; per questo sono più visibili delle precedenti, come su una superficie sabbiosa impronte più recenti possono obliterare quelle più vecchie e rischiano così di essere considerate più importanti di quanto realmente sono.

Armijo et al (2015) Coupled tectonic evolution of Andean orogeny and global climate Earth-Science Reviews 143, 1–35
Goes et al (1997) The complex rupture process  of the 1996 deep Flores, Indonesia earthquake (Mw 7.9) from teleseismic P-waves Journal of Geophysical research 24, 1295-1298
Jia et al (2010) Structural model of 2008 Mw 7.9 Wenchuan earthquake in the rejuvenated Longmen Shan thrust belt, China Tectonophysics 491, 174–184
Kulali et al (2016) Crustal strain partitioning and the associated earthquake hazard in the eastern Sunda-Banda Arc Geophys. Res. Lett., 43, 1943–1949
McCaffrey e Nabelek 1984 the geometry of back arc thrusting along the eastern Sunda Arc (Indonesia): constraints from earthquake and gravity data Journal of Geophysical Research 89, 6171-6179, 
Mills et al 1992. Geological evolution of the Wonominta Block. Tectonophysics 214, 57–68 
ten Brink et al 2009 Bivergent thrust wedges surrounding oceanic island arcs: Insight from observations and sandbox models of the northeastern Caribbean plate GSA Bulletin 121, 1522–1536
Willett et al, 1993  Mechanical model for the tectonics of doubly vergent compressional orogens Geology, 21, 371-374 
Zubaidah et al, 2014 New insights into regional tectonics of the Sunda–Banda Arcs region from integrated magnetic and gravity modelling Journal of Asian Earth Sciences 80,172–184