La GEOLOGIA dei terremoti: Faglie sismogenetiche cieche in Pianura Padana

Un recente studio pubblicato su Pure and Applied Geophysics censisce e classifica le faglie sismogenetiche cieche in Pianura Padana, riorganizzando le conoscenze esistenti alla luce dei terremoti emiliani del maggio 2012.

Il “paesaggio geologico” sepolto della Pianura Padana è molto articolato e complesso e possiamo immaginarlo costituito da vere e proprie montagne ammantate da gran di quantità di sedimenti di origine marina e fluviale. Questi sedimenti hanno spessori molto variabili, tra diverse migliaia di metri e poco più di 100 metri, e nascondono alla semplice osservazione le strutture tettoniche sottostanti, che possono però essere rilevate grazie alle numerose prospezioni geofisiche rese disponibili dall’esplorazione petrolifera a partire dal secondo dopoguerra.

La Pianura Padana rappresenta dunque un unicum geologico perché i suoi sedimenti nascondono la zona di contatto tra i thrust (termine per indicare le faglie con movimento di tipo inverso) delle Alpi Meridionali, a nord, e quelli dell’Appennino Settentrionale, a sud (Figura 1). In pratica entrambe queste catene montuose, che noi conosciamo e vediamo nella loro parte esposta, proseguono con delle porzioni sepolte che arrivano quasi a toccarsi nel sottosuolo padano.

Figura 1: Mappa strutturale semplificata della Pianura Padana. Linee nere: principali elementi tettonici; linee bianche: faglie ereditate; SAMF: fronte montuoso delle Alpi Meridionali; SAOA: arco esterno delle Alpi Meridionali; GS: Sistema delle Giudicarie; SVL: Schio-Vicenza; NAOA: arco esterno dell’Appennino Settentrionale; PTF: fronte pedeappenninico; MA: arco del Monferrato; EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo.

Figura 1: Mappa strutturale semplificata della Pianura Padana. Linee nere: principali elementi tettonici; linee bianche: faglie ereditate; SAMF: fronte montuoso delle Alpi Meridionali; SAOA: arco esterno delle Alpi Meridionali; GS: Sistema delle Giudicarie; SVL: Schio-Vicenza; NAOA: arco esterno dell’Appennino Settentrionale; PTF: fronte pedeappenninico; MA: arco del Monferrato; EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo.

Attraverso alcuni milioni di anni il progressivo moto di avvicinamento della Placca Africana  e della Placca Europea ha determinato prima la nascita delle Alpi e degli Appennini, attraverso il progressivo corrugamento di migliaia di metri di sedimenti originariamente deposti in un antico oceano noto come Tetide, sviluppatosi a partire da circa 250 milioni di anni fa tra il Permiano ed il Triassico inferiore; poi ne ha sollevato le porzioni assiali creando il paesaggio montuoso che oggi conosciamo, secondo un meccanismo ancora attivo alla velocità di 1-3 metri per millennio. L’avvicinamento di Alpi e Appennini secondo una direttrice circa N-S, e quindi il raccorciamento della Pianura Padana, è tuttora in atto, come mostrano i dati geodetici satellitari. In profondità questo raccorciamento si trasforma in uno sforzo di caricamento di faglie di tipo compressivo localizzate sia al piede delle Alpi Meridionali, sia al piede dell’Appennino Settentrionale.

Figura 2: Terremoti storici e strumentali (CPTI11, Bollettino Sismico Italiano e ISIDe Link ai rispettivi siti). I terremoti storici con M ≥ 5,3 sono rappresentati con quadrati. I terremoti strumentali  con M ≥ 5,0 sono rappresentati con stelle; quelli con 4,5 ≤ M ≥ 4,9 sono rappresentati con pallini. Tutti i terremoti sono collegati alle tabelle 1 e 2 attraverso il loro ID. a) Sismicità e meccanismi focali disponibili (Pondrelli et al., 2006; TDMT database link http://cnt.rm.ingv.it/tdmt.html). b) Terremoti multipli e terremoti profondi (i terremoti multipli sono rappresentati con pattern grigio; i terremoti profondi in grassetto).

Figura 2: Terremoti storici e strumentali (CPTI11, Bollettino Sismico Italiano e ISIDe). I terremoti storici con M ≥ 5.3 sono rappresentati con quadrati. I terremoti strumentali con M ≥ 5.0 sono rappresentati con stelle; quelli con 4.5 ≤ M ≥ 4.9 sono rappresentati con pallini. Tutti i terremoti sono collegati alle tabelle 1 e 2 attraverso il loro ID. a) Sismicità e meccanismi focali disponibili (Pondrelli et al., 2006; TDMT database). b) Terremoti multipli e terremoti profondi (i terremoti multipli sono rappresentati con pattern grigio; i terremoti profondi in grassetto).

Al di sotto dei sedimenti della Pianura Padana esistono quindi strutture tettoniche attive e capaci di generare terremoti, come testimonia sia la sismicità strumentale dell’area, sia il verificarsi di importanti terremoti storici (Figura 2). Per rimanere nell’area emiliana ricordiamo la sequenza sismica di Ferrara del 1570 (Figura 3), quella che ha colpito Argenta nel 1624 e i numerosi terremoti che hanno colpito Bologna nel 1929, tutti con magnitudo stimata tra 5.5 e 6.0. Recentemente, i thrust sepolti dell’Appennino Settentrionale si sono attivati durante la sequenza dell’Emilia del 2012. Una caratteristica comune delle sequenze emiliane del 1570, 1929 e 2012 è quella di essere costituite da più terremoti potenzialmente distruttivi, anche con magnitudo simile, che si susseguono nell’arco di giorni, settimane o mesi. Ma il più forte terremoto di cui si ha notizia nell’area padana è quello che il 3 gennaio del 1117 ha duramente colpito Verona e le aree poste a sud di essa (magnitudo stimata 6.7). La precisazione “di cui si ha notizia” è doverosa perché per molti secoli la Pianura Padana è stata sede di ampie aree paludose e di fitte e impraticabili foreste con sporadici nuclei abitati; esiste quindi la possibilità che altri forti terremoti accaduti nell’area siano stati poco risentiti dall’uomo o non siano stati risentiti affatto, e quindi che non siano stati adeguatamente documentati, apparendo come terremoti minori o scomparendo del tutto dalle fonti storiche.

Figura 3: Confronto tra terremoti con risentimenti macrosismici molto diversi tra loro. Mappa delle intensità macrosismiche, con valori di Intensità ≥ 5. Nv è il numero di località con Intensità ≥ 5. La superficie maggiore interessata dal risentimento degli eventi del 13 gennaio 1909 e del 9 novembre 1983 evidenzia come la profondità di questi due eventi sia ben maggiore di quella dei terremoti del 17 novembre 1570 e del 20 maggio 2012.

Figura 3: Confronto tra terremoti con risentimenti macrosismici molto diversi tra loro. Mappa delle intensità macrosismiche, con valori di Intensità ≥ 5. Nv è il numero di località con Intensità ≥ 5. La superficie maggiore interessata dal risentimento degli eventi del 13 gennaio 1909 e del 9 novembre 1983 evidenzia come la profondità di questi due eventi sia ben maggiore di quella dei terremoti del 17 novembre 1570 e del 20 maggio 2012.

Come mostrano la Figura 3 e le Tabelle 1 e 2 la Pianura Padana è interessata sia da terremoti superficiali sia da terremoti relativamente profondi; visto il contesto sismotettonico, possiamo convenzionalmente assumere come terremoti “profondi” tutti gli eventi localizzati al di sotto la profondità di 15 km. I terremoti più superficiali tendono a causare effetti significativi ma molto concentrati nello spazio, mentre a parità di magnitudo un terremoto profondo farà meno danni ma su un’area molto più ampia: è la cosiddetta “firma macrosismica” dei terremoti, che ci consente di ipotizzare la profondità focale anche per quelli più antichi.

Un’importante caratteristica che accomuna i terremoti della Pianura Padana è che, in virtù della loro cinematica e del loro contesto geologico, anche i più superficiali tra essi non producono fagliazione della superficie topografica, o comunque non sono noti effetti di terremoti del passato che potrebbero essere ricondotti a fagliazione superficiale. In altre parole, le faglie della Pianura Padana non arrivano a tagliare la superficie terrestre ma si fermano in profondità, e prendono per questo il nome di faglie cieche. Ne consegue che le faglie padane possono essere investigate solo tramite metodi indiretti. Tuttavia, a causa delle caratteristiche geologiche dei terreni più superficiali, i forti terremoti padani causano spesso importanti effetti di liquefazione ed espulsione di sedimenti sabbiosi (vulcani di fango) che possono risultare più dannosi per gli edifici che non lo scuotimento stesso.

Identificare e parametrizzare le faglie responsabili dei principali terremoti della Pianura Padana – ossia le sorgenti sismogenetiche – richiede che si prenda in dovuta considerazione la loro profondità, geometria e cinematica, sia rispetto all’assetto delle due catene montuose attualmente “in avvicinamento” (le Alpi e gli Appennini), sia rispetto all’assetto paleogeografico preesistente. L’avvicinamento delle due catene è infatti fortemente condizionato dalla presenza di un contesto geologico “ereditato”, caratterizzato da antiche piattaforme carbonatiche e depositi di bacini marini profondi separati da faglie estensionali sviluppatesi durante l’apertura della Tetide. Questa articolata paleogeografia controlla fortemente lo sviluppo, l’evoluzione e la forma dei fronti montuosi sepolti al di sotto dei depositi della pianura. La conoscenza della paleogeografia dell’area oggi occupata dalla Pianura Padana è quindi molto importante per individuarne e caratterizzarne le sorgenti sismogenetiche.

Figura 4: Schema semplificato che illustra i quattro gruppi di sorgente sismogenetica identificati in Pianura Padana nel recente studio. Oltre ai thrust superficiali e profondi, sono presenti le faglie ereditate che tagliano l’avampaese e le strutture trasversali. Queste ultime sono state interpretate, in questo studio, come la risposta fragile della litosfera superiore alla variazione dell’inclinazione della monoclinale regionale. EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo; PTF: fronte pedeappenninico.

Figura 4: Schema semplificato che illustra i quattro gruppi di sorgente sismogenetica identificati in Pianura Padana nel recente studio. Oltre ai thrust superficiali e profondi, sono presenti le faglie ereditate che tagliano l’avampaese e le strutture trasversali. Queste ultime sono state interpretate, in questo studio, come la risposta fragile della litosfera superiore alla variazione dell’inclinazione della monoclinale regionale. EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo; PTF: fronte pedeappenninico.

Questo studio, appena pubblicato su Pure and Applied Geophysics, ha ripreso in esame e riorganizzato tutte le conoscenze sulla geologia, sulla tettonica e sulla sismicità della Pianura Padana. Le faglie cieche della Pianura Padana sono state suddivise in quattro gruppi principali (Figure 4 e 5):

  • Gruppo #1: i thrust superficiali delle Alpi e degli Appennini, che includono sia i sistemi di faglie che corrono ai piedi dei rispettivi rilievi sia i fronti più esterni in pianura;
  • Gruppo #2: i thrust profondi dell’Appennino settentrionale;
  • Gruppo #3: le strutture “ereditate”;
  • Gruppo #4: le strutture trasversali alle catene delle Alpi e dell’Appennino.
Figura 5: Sorgenti Sismogenetiche Individuali (ISS) e Sorgenti Sismogenetiche Composite (CSS) della Pianura Padana (rappresentate rispettivamente con rettangoli neri e fasce rosse; per le definizioni si vedano Basili et al., 2008; DISS v. 3.2 link http://diss.rm.ingv.it/diss/). Le anomalie della rete di drenaggio sono evidenziate in tratteggio bianco. SAMF: fronte montuoso delle Alpi Meridionali; SAOA: arco esterno delle Alpi Meridionali; GS: Sistema delle Giudicarie; SVL: Schio-Vicenza; PTF: fronte pedeappenninico; EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo.

Figura 5: Sorgenti Sismogenetiche Individuali (ISS) e Sorgenti Sismogenetiche Composite (CSS) della Pianura Padana (rappresentate rispettivamente con rettangoli neri e fasce rosse; per le definizioni si vedano Basili et al., 2008; DISS v. 3.2). Le anomalie della rete di drenaggio sono evidenziate in tratteggio bianco. SAMF: fronte montuoso delle Alpi Meridionali; SAOA: arco esterno delle Alpi Meridionali; GS: Sistema delle Giudicarie; SVL: Schio-Vicenza; PTF: fronte pedeappenninico; EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo.

Le Tabelle 1 e 2 contengono un primo tentativo di attribuire ogni forte terremoto storico (Tabella 1) e ogni terremoto strumentale significativo (Tabella 2) della Pianura Padana a questi quattro grandi gruppi di faglie e singole strutture tettoniche note. Ad esempio il forte terremoto del 3 gennaio 1117 viene attribuito a una faglia “ereditata”, ossia una struttura estensionale di età mesozoica riattivata nell’attuale regime tettonico compressivo (ITIS140 in Fig. 5). L’identificazione di questa faglia – localizzata, come ci dicono gli aggiornati dati del risentimento macrosismico, al di sotto delle Valli Grandi Veronesi, a sud dei Monti Lessini – è basata sia sull’analisi di dati del sottosuolo, che confermano la presenza di una faglia ereditata, sia su evidenze di geomorfologia tettonica. Lungo i corsi dei fiumi Mincio e Adige sono state identificate diverse “anomalie di drenaggio”, ovvero anomalie nell’andamento atteso delle aste fluviali, compatibili con il sollevamento della superficie topografica causato dal movimento in profondità di tale faglia ereditata. Un analogo studio condotto tra il 1999 e il 2003 confrontando dati geomorfologici e geofisici aveva già permesso di identificare la sorgente sismogenetica che avrebbe poi causato il terremoto del 29 maggio 2012 (magnitudo 5.8; ITIS107 in Fig. 5). Le due sorgenti degli eventi del 3 gennaio 1117 e del 29 maggio 2012, pur appartenendo a due diverse tipologie di faglia (Gruppo #3 e Gruppo #1, rispettivamente) e pur avendo dimensioni molto diverse tra loro (circa 30 km e circa 9 km di lunghezza, rispettivamente), sono accomunate dalla loro natura compressiva, dal fatto di essere entrambe cieche, e dall’aver creato simili deviazioni nell’andamento del corso dei fiumi.

Abbiamo visto come in Pianura Padana accadano non solo terremoti superficiali ma anche eventi profondi. Le faglie responsabili di questi terremoti possono appartenere alla categoria dei thrust profondi, ossia alle sorgenti compressive più interne alla catena (Gruppo #2), come nel caso del terremoto del 14 settembre 2003 (magnitudo 5.3); un evento con cinematica compressiva localizzato a circa 20 km di profondità al di sotto dell’Appennino bolognese.

Tuttavia non sempre è possibile attribuire i terremoti profondi al Gruppo #2 come si evince dal video pubblicato sul canale YouTube/INGVTerremoti.

Figura 6: Schema sismotettonico della Pianura Padana, con i principali elementi paleogeografici ed, esclusivamente, i terremoti con M > 4,5 e profondità > 15km. Le isolinee tratteggiate rappresentano l’inclinazione della monoclinale regionale (elaborato da Mariotti e Doglioni, 2000). Fasce grigie: sorgenti sismogenetiche composite (DISS Working Group, 2014); linee bianche: faglie ereditate (Rogledi, 2010); area tratteggiata grigia: Piattaforma di Trento (Cuffaro et al., 2010); linee grigie tratteggiate: strutture trasversali; SVL, Schio-Vicenza Line; VTL, Val Trebbia Line; SOL, Stirone-Ongina Line; TEL, Taro-Enza Line; EL, Enza Line; SL, Secchia Line; VVL, Viareggio-Val di Lima-Bologna Line; PSL, Prato-Sillaro Line; ML, Montone Line; AVML, Arbia-Val Marecchia Line.

Figura 6: Schema sismotettonico della Pianura Padana, con i principali elementi paleogeografici ed, esclusivamente, i terremoti con M > 4.5 e profondità > 15 km. Le isolinee tratteggiate rappresentano l’inclinazione della monoclinale regionale (elaborato da Mariotti e Doglioni, 2000). Fasce grigie: sorgenti sismogenetiche composite (DISS Working Group, 2014); linee bianche: faglie ereditate (Rogledi, 2010); area tratteggiata grigia: Piattaforma di Trento (Cuffaro et al., 2010); linee grigie tratteggiate: strutture trasversali; SVL, Schio-Vicenza Line; VTL, Val Trebbia Line; SOL, Stirone-Ongina Line; TEL, Taro-Enza Line; EL, Enza Line; SL, Secchia Line; VVL, Viareggio-Val di Lima-Bologna Line; PSL, Prato-Sillaro Line; ML, Montone Line; AVML, Arbia-Val Marecchia Line.

 

Le faglie responsabili di alcuni di questi terremoti possono infatti appartenere:

  • al Gruppo #3, come nel caso del terremoto profondo del Lodigiano del 15 maggio 1951 (magnitudo 5.4), avvenuto in un’area in cui i fronti appenninici e alpini sono molto vicini, poco sviluppati e privi di rampe capaci di generare terremoti profondi. Per via dell’inusuale localizzazione di questo evento e per la presenza di campi di produzione di gas, in uno studio del 1956 Pietro Caloi e altri sismologi ritennero questo terremoto come probabilmente causato dalle attività estrattive. Oggi però sappiamo che il terremoto del 1951 fu piuttosto profondo e che proprio in corrispondenza dell’area di massimo risentimento di questo terremoto esiste una faglia ereditata nel basamento;
  • al Gruppo #4, come nel caso del terremoto del 13 settembre 1989 (magnitudo 4.7), con profondità 40 km e meccanismo focale trascorrente. La struttura responsabile di questo evento è ritenuta essere la cosiddetta “Linea Schio-Vicenza”, un’importante struttura trascorrente, sub-verticale, con andamento nordovest-sudest, lunga circa 120 km (SVL in Figure 5 e 6). Nel nostro recente studio abbiamo interpretato le strutture profonde trasversali alla catena come la risposta fragile della litosfera superiore alle variazioni laterali dell’inclinazione della monoclinale regionale (Figure 4 e 6). Come abbiamo visto, l’avanzamento dei thrust è controllato dalla paleogeografia e, inoltre, si nota come i margini dei thrust corrispondano alle strutture trasversali note in letteratura, che segmentano il sistema compressivo. Questa interpretazione si basa anche sull’osservazione che molti importanti terremoti strumentali e storici profondi (Figura 6) sembrano concentrarsi proprio in prossimità di tali strutture.

 

A cura di Paola Vannoli, Pierfrancesco Burrato e Gianluca Valensise – INGV-Roma1.

Il lavoro citato è pubblicato su Pure and Applied Geophysics: Paola Vannoli, Pierfrancesco Burrato, Gianluca Valensise, The seismotectonic of the Po Plain (northern Italy): tectonic diversity in a blind faulting domain, 2014, doi: 10.1007/s00024-014-0873-0, http://link.springer.com/article/10.1007%2Fs00024-014-0873-0.


 

Bibliografia

Basili, R., Valensise, G., Vannoli, P., Burrato, P., Fracassi, U., Mariano, S., Tiberti, M.M. And Boschi, E. (2008), The Database of Individual Seismogenic Sources (DISS), version 3: summarizing 20 years of research on Italy’s earthquake geology, Tectonophysics 453, 20-43, doi: 10.1016/j.tecto.2007.04.014.

Boschi, E., And Guidoboni, E. (2003), I terremoti a Bologna e nel suo territorio dal XII al XX secolo, Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia – Storia Geofisica Ambiente, Editrice Compositori.

Burrato, P., Ciucci, F., And Valensise, G. (2003), An inventory of river anomalies in the Po Plain, Northern Italy: evidence for active blind thrust faulting, Ann. Geophys. 5, 865-882, doi:10.4401/ag-3459.

Caloi, P., De Panfilis, M., Di Filippo, D., Marcelli, L., And Spadea, M.C. (1956), Terremoti della Val Padana del 15-16 maggio 1951, Ann. Geofis. 9, 1, 63-105.

Cuffaro, M., Riguzzi, F., Scrocca, D., Antonioli, F., Carminati, E., Livani, M., And Doglioni, C. (2010), On the geodynamics of the northern Adriatic plate, Rend. Fis. Acc. Lincei 21, 1, S253-S279, doi: 10.1007/s12210-010-0098-9.

Diss Working Group (2010), Database of Individual Seismogenic Sources (DISS), Version 3.1.1: A compilation of potential sources for earthquakes larger than M 5.5 in Italy and surrounding areas, http://diss.rm.ingv.it/diss/, © INGV 2010 – Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia – doi: 10.6092/INGV.IT-DISS3.1.1.

Mariotti, G., And Doglioni, C. (2000), The dip of the foreland monocline in the Alps and Apennines, Earth Planet. Sc. Lett. 181, 191-202, doi: 10.1016/S0012-821X(00)00192-8.

Meloni, F., Molin, D., And Rossi A. (1988), Indagine macrosismica sui terremoti “profondi” del 27 ottobre 1914 e 25 ottobre 1972, Atti del 7° Convegno Annuale del GNGTS, Roma 1, 221-236.

Pondrelli, S., Salimbeni, S., Ekstrom, G., Morelli, A., Gasperini, P., And Vannucci, G. (2006), The Italian CMT dataset from 1977 to the present, Phys. Earth Planet. In. 159, 3-4, 286-303, doi: 10.1016/j.pepi.2006.07.008.

Rogledi, S. (2010), Assetto strutturale delle unità alpine nella pianura tra il lago d’Iseo e il Garda, Workshop “Rischio sismico nella Pianura Padana”, Brescia 24 Novembre 2010.

Italia sismica: i terremoti di ottobre 2014

Poco più di 1500 i terremoti registrati e localizzati dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV nel mese di ottobre 2014, con una media di poco più di 50 eventi al giorno, ancora in diminuzione rispetto ai mesi precedenti.

La mappa dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel mese di ottobre 2014

La mappa dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel mese di ottobre 2014.

Durante questo mese solo un evento ha avuto una magnitudo maggiore di 4.0, un terremoto localizzato la notte del 10 ottobre nel Basso Tirreno nelle vicinanze dell Isole Eolie di magnitudo Ml 4.3 Gli eventi compresi tra magnitudo 3.0 e 4.0 sono stati 19, tutti compresi tra 3.0 e 3.4 di magnitudo. La maggior parte di questi eventi sono stati registrati nel Basso Tirreno e nell’area a cavallo tra la Calabria meridionale e la provincia di Messina.

Nel mese di ottobre in queste aree si sono verificati numerosi eventi ed anche piccole sequenze. In particolare due piccole sequenze nelle vicinanze delle Isole Eolie, una ad ovest dell’arcipelago, l’altra molto vicina alle Isole di Salina, Lipari e Vulcano. Proprio in questa zona sono stati localizzati una ventina di terremoti avvenuti in due periodi: il primo intorno al 10 ottobre con l’evento di magnitudo Ml 4.3 che, avvenuto a circa 20 km di profondità, è stato avvertito nettamente nelle Isole ed anche nella costa settentrionale della provincia di Messina (mappa dei risentimenti ricavata dai questionari di Haisentitoilterremoto.it); il secondo intorno alla fine del mese (22-26 ottobre) con terremoti di magnitudo massima 3.1 – 3.2 .

La sismicità nel Basso Tirreno, Calabria meridionale e provincia di Messina

La sismicità nel Basso Tirreno, Calabria meridionale e provincia di Messina.

Anche nella provincia di Messina, proprio il 10 ottobre, sono stati registrati alcuni terremoti tra i comuni di Mazzarra S.Andrea e Novara di Sicilia: gli eventi sono stati circa una ventina, due di questi hanno raggiunto magnitudo Ml 3,3 ma con profondità abbastanza elevate di crica 40 km. Attiva anche l’area dell’Aspromonte, in provincia di Reggio Calabria, con una decina di terremoti il più forte di magnitudo Mw 3.3 il 25 ottobre.

Nell’area del Bacino di Gubbio la sismicità è ancora in diminuzione: gli eventi registrati in questo mese di ottobre sono circa 400 con magnitudo molto basse, solo 6 terremoti hanno avuto una magnitudo uguale o superiore a 2.0 (la massima 2.6). Concentrazioni di eventi si sono avute nelle due solite aree: la prima a sud-ovest di Gubbio, la seconda a nord est della città eugubina. Altre due concentrazioni di piccoli eventi eventi le troviamo in zone limitrofe all’area di Gubbio;  la prima a nord verso Città di Castello, la seconda a sud nei pressi di Valfabbrica.  

La sismicità nell'area di Gubbio durante il mese di ottobre.

La sismicità nell’area di Gubbio durante il mese di ottobre.

Si ricorda che è possibile visualizzare i terremoti mese per mese in una mappa interattiva (story map) della sismicità del 2014 in Italia. È possibile anche interrogare i singoli eventi e avere informazioni sulla magnitudo, la data\ora e la profondità.

L’inizio e la fine della sequenza sismica dell’Aquila

Un argomento dibattuto in questi ultimi anni è stato il momento di inizio e di fine della sequenza sismica dell’Aquila del 2009. Si è discusso inoltre delle caratteristiche della sismicità che ha preceduto il terremoto del 6 aprile: si trattò di uno sciame? O il termine fu introdotto impropriamente? In un recente articolo è stato chiarito che la sequenza aquilana iniziò a gennaio 2009 e aveva i caratteri tipici di uno sciame sismico. Vediamo in questo approfondimento qualche dettaglio su come si è giunti a questo risultato e facciamo qualche confronto e considerazione con quanto avviene in altre regioni d’Italia.

Quando è iniziata la sequenza sismica dell’Aquila?

sciame-rulliPer rispondere alla domanda abbiamo utilizzato l’algoritmo di Paul Reasenberg (1985) denominato Cluster2000, distribuito dallo United States Geological Survey (USGS).

L’algoritmo è largamente usato dalla comunità scientifica per analizzare le proprietà statistiche dei cataloghi dei terremoti. Scopo di Cluster2000 è individuare i raggruppamenti (cluster in inglese) di terremoti sia nello spazio che nel tempo.

La procedura analizza un elenco di terremoti, ordinato temporalmente, di cui siano noti l’istante di accadimento, le coordinate geografiche, la profondità e la magnitudo. Essa ci dice, cioè, se due terremoti possono essere considerati parte di un più grande fenomeno fisico che potremmo chiamare “sequenza sismica” o “sciame sismico“.

Utilizzando i parametri standard definiti da Reasenberg (vedi sotto per i dettagli della tecnica), l’analisi fornisce come data d’inizio della sequenza sismica dell’Aquila il giorno 16 gennaio 2009; l’ultimo terremoto della sequenza avviene il 17 aprile 2012, dopo più di 19.800 scosse in oltre 3 anni di sismicità. Per fare una valutazione prudenziale dell’inizio della sequenza sismica abbiamo provato diversi valori di tempo minimo di associazione degli eventi. Solo estendendo questo parametro fino a 10 giorni otteniamo un inizio della sequenza anticipato al 7 gennaio 2009.

Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 30 km intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si nota bene che l’andamento prima della linea rossa è variabile ma senza particolari addensamenti (ossia sequenze): è la sismicità di fondo

Figura 1. Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 30 km di raggio intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si nota bene che l’andamento prima della linea rossa è variabile, ma senza particolari addensamenti (ossia sequenze): è la sismicità di fondo.

Allo stato attuale non esistono leggi note capaci di fornire indicazioni sull’evoluzione delle sequenze sismiche. Ogni sequenza ha delle caratteristiche proprie che possono essere studiate solo dopo che la sequenza sia senza ombra di dubbio terminata. In particolare, non c’è nessuna legge o indicazione che possa dirci se il culmine massimo della sequenza sia stato raggiunto oppure no.

L’Aquila e il Pollino

Per capire quanto le sequenze sismiche possano essere diverse l’una dall’altra osserviamo la sismicità intorno all’Aquila a partire dal 1 Luglio 2005 fino al 31 Marzo 2009, 6 giorni prima del terremoto del 6 Aprile (magnitudo Mw 6.3); confrontiamo questo andamento con la sismicità nel Pollino, intorno a Mormanno (CS), sempre a partire dal 1 Luglio 2005 e fino al 19 ottobre 2012, 6 giorni prima del terremoto di magnitudo Mw 5.2 avvenuto il 25 ottobre 2012 (la massima magnitudo registrata).

Confronto tra l'andamento della sismicità nella zona dell'Aquila e intorno al Pollino (CS) a partire dal 2005. SI nota come al Pollino si osservò una crescita molto chiara della sismicità durato ben due anni, ma la massima magnitudo osservata finora è stata di 5.2

Figura 2. Confronto tra l’andamento della sismicità nella zona dell’Aquila (sopra) e al Pollino (Mormanno, CS, sotto) a partire dal 2005. Si nota come al Pollino si è avuta una sismicità di fondo minore che all’Aquila e poi una crescita molto netta della sismicità durata ben due anni. Lla massima magnitudo osservata è stata al Pollino è Mw 5.2 e la sequenza (sciame) è terminata a maggio 2013.

A 6 giorni dal terremoto del 6 aprile erano state registrate intorno all’Aquila 245 scosse avvenute in 83 giorni di sequenza sismica (se facciamo iniziare la sequenza il 7 gennaio). La magnitudo massima fino ad allora registrata era ML 4.0 (Mw 4.1 ); solo 4 terremoti avevano superato la magnitudo 3.0.

La sequenza sismica principale intorno a Mormanno inizia, secondo l’algoritmo di Reasenberg, il 30 settembre 2011. Dopo 385 giorni dall’inizio della sequenza, 6 giorni prima della scossa massima di magnitudo ML 5.0 (Mw 5.2), si erano verificati 2.466 terremoti dei quali 16 avevano superato magnitudo 3.0; la magnitudo massima raggiunta era già 4.3. L’evento principale del 25 ottobre 2012 libera una energia 32 volte inferiore rispetto all’energia liberata dal terremoto del 6 aprile all’Aquila. Dopo l’evento principale la sequenza durerà ancora 6 mesi fino al maggio 2013 e produrrà un totale di 4480 scosse.

Va aggiunto che se andassimo ancora più indietro del 2005 troveremmo molte altre sequenze sismiche simili a quelle mostrate qui. Per L’Aquila è stata ricostruita una lunga storia di sequenze simili a quella del 2009, la maggior parte delle quali non è stata seguita da un terremoto distruttivo (Amato e Ciaccio, 2012). Nel solo XX secolo i cataloghi storici ne riportano 23 in Abruzzo, di cui 8 intorno a L’Aquila, tutte con magnitudo massima confrontabile con quella del 2009 fino al 5 marzo. In particolare, l’ultima in ordine di tempo avvenne nel 1985 e si manifestò con caratteristiche molto simili a quella del 2009 (durata di vari mesi, Mmax 4.2, stessa area e profondità ipocentrali) ma non fu seguita da alcun terremoto più forte.

Le sequenze sismiche in Italia

In Italia avvengono ogni anno decine di sequenze sismiche di durata variabile da pochi giorni a molti mesi, con caratteristiche molto diverse in termini di distribuzione spazio-temporale e di magnitudo. In un articolo pubblicato su questo blog all’inizio del 2014, avevamo mostrato che nel solo 2013 in Italia erano state riconosciute in totale oltre cento sequenze, di cui 9 di durata maggiore di due mesi, 11 tra uno e due mesi, 16 tra quindici e trenta giorni, le altre di durata inferiore. La distribuzione di queste sequenze nel nostro territorio è molto diffusa (figura sotto) interessando praticamente tutte le regioni italiane. Numerosi ricercatori stanno studiando le caratteristiche della sismicità italiana per comprendere sempre meglio i meccanismi alla base di questi terremoti, ma non sono riscontrabili al momento elementi che possano far prevedere l’evoluzione temporale e in termini di magnitudo massima delle varie sequenze o sciami.

Le sequenze sismiche in Italia nel 2013. La dimensione dei simboli e il colore più scuro sono proporzionali alla durata di ciascuna sequenza (legenda a sinistra).

Figura 3. Le sequenze sismiche in Italia nel 2013. La dimensione dei simboli e il colore più scuro sono proporzionali alla durata di ciascuna sequenza (legenda a sinistra).

 

Sciame o sequenza?

Il termine sciame sismico proviene dall’inglese seismic swarm e fu definito probabilmente per la prima volta dai sismologi giapponesi negli anni ’60 del ‘900 (Mogi, 1963; Utsu, 2002). Come per l’inglese swarm, anche in italiano il termine sciame viene usato generalmente per indicare un folto gruppo di insetti o più generalmente una moltitudine di individui o cose in movimento.

Premettiamo che sciame (sismico) e sequenza (sismica) non sono due termini alternativi: il primo è un tipo particolare della seconda, categoria più ampia usata per indicare un addensamento spazio-temporale di terremoti. Risulta sempre difficile stabilire se una sequenza può essere definita uno sciame perché, come scrive Utsu (2002) “non esiste una definizione esatta universalmente accettata di aftershocks, foreshocks, and seismic swarms”. Lo stesso Utsu fornisce la seguente definizione: “uno sciame sismico è una concentrazione (cluster) di terremoti in cui non c’è un singolo terremoto di magnitudo predominante (predominantly large)”. Uno sciame si distingue da una classica sequenza mainshock – aftershocks per avere molti terremoti di diverse magnitudo distribuiti irregolarmente nel tempo.

Se guardiamo al grafico della Figura 1, notiamo come le magnitudo del periodo gennaio – marzo 2009 a L’Aquila seguano un andamento di questo tipo, con valori compresi tra 1.0 e 3.0 praticamente in tutto il periodo. Quindi, secondo la classificazione di Utsu (2002), nel caso della sismicità aquilana prima del 6 aprile si tratta proprio di uno sciame. Anche i terremoti del periodo tra il 30 marzo e il 5 aprile rientrano nella tipologia di uno sciame, durante il quale la magnitudo dei terremoti può anche aumentare. Diverso il caso della sequenza dal 6 aprile in poi, in cui a un evento maggiore (ML 5.9, Mw 6.3) sono seguite migliaia di repliche tutte più piccole, che sono diminuite nel tempo in numero e magnitudo seguendo un andamento tipico definito come legge di Omori (1894): una classica sequenza main shock – aftershocks.

Sfatiamo quindi questa credenza: il termine sciame sismico connota una tipologia di sequenza sismica ben nota da molti decenni e non contiene in sé nessun carattere prognostico, tanto meno rassicurante.

L’algoritmo di Reasenberg

Vediamo come funziona la procedura di Reasenberg adottata in questo articolo. Si prendono in considerazione tutte le possibili coppie di terremoti che appartengono al catalogo. Per ciascuna coppia, si deduce se esiste una interazione tra i due terremoti basandosi su un principio di “vicinanza” sia spaziale che temporale. Se due terremoti sono “vicini” sia spazialmente che temporalmente, essi fanno parte di una stessa sequenza. Si applica poi una seconda regola che dice semplicemente: se due terremoti appartengono a due cluster  diversi ma si accoppiano tra loro, allora si associano pure i cluster di appartenenza. I due cluster si fondono in un unico cluster.

Ci chiediamo: quando due terremoti sono sufficientemente vicini nello spazio da poter affermare che uno ha influenzato l’accadere dell’altro? e quanto devono essere vicini nel tempo per poter ancora affermare che c’è stata un’interazione tra loro? In altri termini, la domanda è: quando possiamo realmente affermare che ciascuno dei due terremoti analizzati è l’espressione parziale di uno stesso fenomeno macroscopico più grande costituito dall’intera sequenza sismica? La cosa è abbastanza ovvia dopo un grande terremoto: tutti gli eventi successivi, che si susseguono in gran numero e ravvicinati, fanno parte della sequenza. Meno ovvio è definire un’associazione tra due eventi prima che una sequenza sia chiaramente cominciata, in un’area in cui c’è sempre sismicità di fondo. Se osserviamo il catalogo sismico in un’area di raggio 20 km intorno alla citta dell’Aquila, vediamo che dal primo gennaio 2005 ad oggi l’intervallo massimo trascorso tra un terremoto e l’altro è 20 giorni e 18 ore.

È chiaro che se adottassimo 21 giorni come periodo di “associazione” tra due eventi successivi e 40 km come distanza massima di influenza tra due terremoti, otterremmo nell’area un’unica sequenza sismica iniziata nel 2005 e mai finita, che probabilmente sarebbe destinata a durare ancora per anni, forse per sempre. Occorre pertanto adottare un’altra strategia.

Purtroppo la maggior parte della sismologia quantitativa è fatta di misurazioni indirette, al contrario della meteorologia che può fare affidamento su migliaia di misurazioni dirette di parametri fisici quali la pressione, l’umidità, la velocità dell’aria. Noi sismologi non possiamo misurare direttamente le dimensioni di una faglia che si è rotta durante un terremoto. Per nostra fortuna la stragrande maggioranza dei terremoti avviene in profondità e non modifica sostanzialmente la superficie terrestre. Solo in casi eccezionali, e per terremoti molto grandi, si hanno in superficie delle espressioni del fenomeno osservabili direttamente, come rotture della crosta o deformazioni della superficie, che ci forniscono una misura diretta della dimensione orizzontale della faglia. Anche in questi casi però rimane sconosciuta e solo deducibile indirettamente la dimensione verticale della faglia: non possiamo misurare direttamente quanto essa si estenda in profondità.

Per l’algoritmo di Reasenberg due terremoti sono spazialmente vicini se la dimensione delle due rotture è tale che esse possono influenzarsi tra loro. Poiché non possiamo conoscere direttamente le dimensioni delle due rotture, dobbiamo fare delle ipotesi in base ad un modello, cioè a una rappresentazione schematica che riassuma però le caratteristiche principali del fenomeno osservato. Reasenberg ha adottato un modello di rottura che fu proposto nel 1975 dai sismologi Kanamori e Anderson e che viene oggi largamente utilizzato dai sismologi di tutto il mondo. La formulazione matematica del modello è alquanto complessa: essa esprime la lunghezza caratteristica di una faglia in funzione della magnitudo del terremoto e di altri parametri fisici. Per dare un’idea della sua applicazione diciamo che, secondo Reasenberg, la distanza di influenza di un terremoto che avvenga durante una sequenza sismica è di 1.7 km se il terremoto ha magnitudo 3, di 4.4 km se di magnitudo 4, di 11 km se di magnitudo 5 (attenzione, questa è la distanza di influenza del terremoto, non la dimensione della faglia: la lunghezza della rottura risulta essere molto minore).

Rimane da valutare la vicinanza temporale. Reasenberg adotta la ben nota legge di Omori (1894) per le sequenze sismiche, che ci da delle indicazioni sul numero di terremoti osservati durante una sequenza. Dopo che è avvenuto un terremoto grande, si ha un gran numero di terremoti di magnitudo più piccola, e man mano che il tempo passa il numero di terremoti che si susseguono diminuisce in modo inversamente proporzionale al tempo trascorso. Da questa legge, e dall’osservazione di molte sequenze sismiche, Reasenberg deduce una legge empirica che permette di definire qual è il tempo che, dopo un terremoto di data magnitudo, è necessario attendere per essere certi di osservare un altro evento della stessa sequenza sismica. Questo tempo è molto breve se il primo terremoto è di grande magnitudo, e si allunga man mano che diminuisce la magnitudo massima osservata. Inoltre, paradossalmente, il tempo che dobbiamo attendere per essere certi di osservare un altro terremoto della sequenza cresce insieme col crescere del tempo. Come dire, man mano che passa del tempo dal primo terremoto, diminuisce la probabilità che ce ne sia un altro nei prossimi 5 minuti. Questa è una buona notizia: possiamo essere certi che prima o poi una sequenza sismica finirà.

In pratica, per rendere l’algoritmo utilizzabile, Reasenberg pone il periodo di associazione tra due terremoti variabile tra 2 e 10 giorni. Se la sequenza non è iniziata, occorre che avvenga un terremoto entro 2 giorni perché si possa dichiarare iniziata la sequenza. A sequenza iniziata, un periodo di quiescenza di 10 giorni sancisce la fine della sequenza.

a cura di Franco Mele e Alessandro Amato, INGV-CNT.


 

Riferimenti bibliografici

Amato, A., & M.G. Ciaccio (2012). Earthquake sequences of the last millennium in L’Aquila and surrounding regions (central Italy). Terra Nova, 24, 52–61. doi: 10.1111/j.1365-3121.2011.01037.x

Kanamori , H. & D.L. Anderson (1975). Theoretical basis of some empirical relations in seismology. Bulletin of the Seismological Society of America. Vol. 65, No. 5, pp. 1073-1095.

Mogi K. (1963). Some Discussions on Aftershocks, Foreshocks and Earthquake Swarms – the Fracture of a Semi-infinite Body caused by an Inner Stress Origin and its Relation to the Earthquake Phenomena (third paper). Bull. Earthquake Res. Institute, 41, pp. 615-658.

Omori, F. (1894) On the aftershocks of earthquakes. Journal of the College of Science, Imperial University of Tokyo 7: 111–200

Reasenberg, P. (1985) Second-Order Moment of Central California Seismicity, 1969-1982. Journal of Geophysical Research, 90, 5479-5495.

Utsu T. (2002) Statistical features of seismicity. In: International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology. Editors: W.H.K. Lee, H. Kanamori, P.C. Jennings, C. Kisslinger. International Geophysics, Volume 81, Part A. Elsevier, ISBN: 978-0-12-440652-0, p. 719-732.

Valoroso, L., L. Chiaraluce, D. Piccinini, R. Di Stefano, D. Schaff, and F. Waldhauser (2013), Radiography of a normal fault system by 64,000 high-precision earthquake locations: The 2009 L’Aquila (central Italy) case study, J. Geophys. Res., 118, doi:10.1029/2012JB009927.

Giù al nord: l’ultima (rapida) inversione dei poli magnetici della Terra

Per questa volta ci occupiamo di un tema che non è correlato direttamente ai terremoti. Prendendo spunto da un’importante ricerca pubblicata in questi giorni dal Geophysical Journal International, abbiamo chiesto a Leonardo Sagnotti (INGV), primo firmatario dell’articolo, di raccontarcela. La scoperta si basa sullo studio delle proprietà paleomagnetiche di una sequenza sedimentaria di un antico lago appenninico formatosi a causa dell’attività tettonica e dei terremoti della regione. Si tratta del Bacino di Sulmona, di cui proprio ieri si ricordava un forte terremoto avvenuto il 3 novembre del 1706, che causò migliaia di vittime. Nei sedimenti del bacino di Sulmona era nascosta la chiave per leggere la storia dell’ultima inversione del campo magnetico, avvenuta 786.000 anni fa. Un cambio molto più rapido di quanto si pensasse.

La storia della Terra è ricca di inversioni del campo magnetico. In media il fenomeno avviene quattro volte ogni milione di anni. L’ultima inversione risale a 786.000 anni fa e per questo c’è chi pensa che un’inversione sia imminente. Geologicamente parlando, si intende.


 

La successione sedimentaria studiata è costituita da sedimenti lacustri che affiorano nei pressi di Popoli, nel bacino di Sulmona. I sedimenti sono limi calcarei omogenei in cui sono intercalati sottli livelli di ceneri vulcaniche che contengono la registrazione dell'inversione geomagnetica. Nella foto, Leonardo Sagnotti (in piedi) e Giancarlo Scardia, primi firmatari della ricerca.

La successione sedimentaria studiata è costituita da sedimenti lacustri che affiorano nei pressi di Popoli, nel bacino di Sulmona. I sedimenti sono limi calcarei omogenei, che contengono la registrazione dell’inversione geomagnetica, in cui sono intercalati sottili livelli di ceneri vulcaniche. Nella foto Leonardo Sagnotti (in piedi) e Giancarlo Scardia, primi firmatari della ricerca.

Lo studio ha messo in evidenza che la transizione del polo geomagnetico da un’area polare all’altra avviene istantaneamente nella registrazione geologica, ad una scala temporale inferiore a quella che è possibile risolvere nella successione di sedimenti lacustri, ovvero in meno di un secolo – probabilmente molto meno – e rende questo fenomeno potenzialmente osservabile nell’arco temporale tipico di una vita umana.

La ricerca si basa sulle misure delle proprietà magnetiche dei sedimenti, effettuate nel laboratorio di paleomagnetismo dell’INGV e sulla datazione di diversi sottili livelli di ceneri vulcaniche emesse durante violente eruzioni esplosive avvenute nella provincia vulcanica romana, lungo il versante tirrenico della penisola italiana. Le datazioni sono state effettuate con metodi radiometrici nei laboratori di Gif-sur-Yvette (Francia) e Berkeley (USA). I dati paleomagnetici hanno dimostrato come questi sedimenti siano caratterizzati da eccellenti proprietà di memorizzazione e conservazione del campo magnetico del passato nel corso del tempo geologico; le analisi radiometriche hanno permesso di datare la successione stratigrafica e di stimarne i tassi medi di deposizione, che sono risultati pari a circa 2 cm al secolo per l’intervallo di tempo compreso tra 792.000 e 781.000 anni fa. In pratica, sul fondo dell’antico lago “di Sulmona” ogni 10.000 anni si deponeva con continuità uno spessore di 2 metri di limi calcarei occasionalmente intercalati da livelli di ceneri vulcaniche. Leggi il resto di questa voce

I terremoti nella STORIA: Ottobre 1768, un forte terremoto nel cuore dell’Appennino tosco-romagnolo al confine tra Granducato di Toscana e Stato della Chiesa

Nella notte tra il 19 e il 20 ottobre 1768, attorno alla mezzanotte ora locale (cioè attorno alle 23 GMT, l’ora riportata per convenzione nei cataloghi sismici), due forti scosse di terremoto colpirono l’Appennino tosco-romagnolo, causando gravi danni nell’alta valle del fiume Bidente. Una decina di centri, tra cui Santa Sofia (oggi in provincia di Forlì-Cesena), subirono estese distruzioni, con effetti che sono stati valutati attorno al grado 9 della scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg); poco meno di una ventina di altri paesi, tra villaggi e borghi, subirono danni gravi e diffusi, con effetti superiori al grado 7 MCS (Guidoboni et al. 2007).

La prima scossa danneggiò notevolmente Santa Sofia, dove crollarono edifici fatiscenti e mal costruiti, soprattutto case rurali. Dopo alcuni minuti avvenne la scossa più forte, che causò le distruzioni maggiori. Seguirono nella stessa notte altre scosse minori che causarono ulteriori danni a Santa Sofia e dintorni.

Distribuzione degli effetti del terremoto del 19 ottobre 1768 secondo Guidoboni et al. (2007) [fonte: DBMI11].

Distribuzione degli effetti del terremoto del 19 ottobre 1768 secondo Guidoboni et al. (2007) [fonte: DBMI11].

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Faglie e terremoti in Umbria: il convegno scientifico del progetto TABOO

Il 14 e 15 ottobre 2014 si è tenuta in Umbria una due giorni dedicata al progetto TABOO (The Alto-tiBerina Near Fault ObservatOry). Il meeting si è tenuto presso l’Abbazia di San Faustino, nel comune di Pietralunga (PG). Il progetto si fonda su un’infrastruttura di ricerca e monitoraggio che l’INGV ha creato negli ultimi anni nell’alta Valle del Tevere e che consiste in una rete geofisica a carattere multidisciplinare all’avanguardia nel mondo.

MAPPA_NFO

Distribuzione delle stazioni di monitoraggio e dei pozzi profondi già esistenti.

Nella mattina del 14 ottobre, i ricercatori dell’INGV hanno incontrato le autorità locali per presentare il progetto e discutere con loro come lo stato attuale delle conoscenze e i risultati degli studi in corso possano contribuire ad una migliore gestione del territorio, con ricadute positive per la comunità. Presenti alcuni funzionari della Regione Umbria e rappresentanti dei Comuni di Pietralunga e Città di Castello. Oltre ai ricercatori dell’INGV hanno partecipato al meeting geologi e geofisici dell’Università di Perugia, dell’Università La Sapienza di Roma e del CNR. Ospite illustre il geofisico Chris Marone della Penn State University (Pennsylvania, USA), esperto mondiale di meccanica delle rocce, che ha tenuto un’interessante lezione sui suoi ultimi esperimenti di laboratorio. Leggi il resto di questa voce

Italia sismica: i terremoti di settembre 2014

Sono stati quasi 1700 i terremoti registrati e localizzati dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV nel mese di settembre 2014, con una media di poco più di 55 eventi al giorno, in leggera diminuzione rispetto al mese di agosto.

La distribuzione dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel mese di settembre.

La distribuzione dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel mese di settembre.

Sono stati due gli eventi con una magnitudo maggiore di 4.0 registrati nel mese di settembre, il primo (7 settembre M 4.1) localizzato tra le province di Pistoia, Lucca e Modena, il secondo (26 settembre M 4.1) nel Mar Ionio al largo della costa sud-est della Sicilia. Gli eventi compresi tra magnitudo 3.0 e 4.0 sono stati 17, ben tre di questi (con M 3.4, 3.5 e 3.8) sono stati localizzati nel Mar Ionio, a sud-ovest delle coste Salentine (Puglia). Leggi il resto di questa voce

Evento sismico alle Isole Eolie, Ml 4.3, 10 ottobre ore 00.58

Un terremoto di magnitudo (Ml) 4.3 è avvenuto questa notte alle ore 00:58:00 italiane, 10 ottobre 2014 (ore 22:58:00 09/Ott/2014 – UTC).  Il terremoto è stato localizzato dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV alle Isole Eolie, a circa 11 km a Sud-Ovest di Salina, a una profondità di 24.9 km.

I comuni tra i 10 e i 20 Km dall’epicentro sono: LENI (ME), MALFA (ME), SANTA MARINA SALINA (ME).

Localizzazione epicentrale dei due terremoti avvenuti questa notte alle Isole Eolie (http://cnt.rm.ingv.it/).

Localizzazione epicentrale dei due terremoti avvenuti questa notte alle Isole Eolie (http://cnt.rm.ingv.it/).

L’evento è stato seguito poco dopo, alle ore 01:04:00 italiane  (ore 23:04:00 09/Ott/2014 – UTC) da un terremoto di magnitudo 2.5 con localizzazione molto vicina alla scossa maggiore. Precedentemente, tra il 18 e il 21 settembre, una piccola sequenza di 10 eventi di piccola magnitudo aveva interessato l’isola di Salina, con evento massimo registrato il 19 settembre (Ml 3.1), localizzato circa 8 km più a E-NE dell’evento odierno.

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Torna in piazza “Io Non Rischio”

Torna nelle piazze italiane la campagna informativa sui rischi naturali che interessano il nostro territorio. Sabato 11 e domenica 12 ottobre oltre 2.000 volontari, appartenenti a organizzazioni nazionali, gruppi comunali e associazioni locali di protezione civile, allestiranno punti informativi “Io Non Rischio” in 150 piazze distribuite su quasi tutte le regioni italiane, per sensibilizzare i propri concittadini sui rischi che interessano il loro territorio. La novità di questa edizione è che in alcune piazze, in via sperimentale, la campagna si arricchisce di un nuovo tema: il rischio alluvione, che si affianca così al rischio sismico e al rischio maremoto già sperimentati negli anni passati. Nello spirito di “Io Non Rischio” il volontariato di Protezione Civile, le istituzioni e il mondo della ricerca scientifica si impegnano ancora una volta insieme per diffondere la cultura della prevenzione. I volontari e le volontarie, formati per sensibilizzare i propri concittadini nei territori dove operano quotidianamente, illustreranno cosa sapere e cosa fare prima, durante e dopo un’alluvione, un terremoto o un maremoto.

Io Non Rischio” – campagna nata nel 2011 per sensibilizzare la popolazione prima di tutto sul rischio sismico – è promossa dal Dipartimento della Protezione Civile con Anpas-Associazione Nazionale Pubbliche Assistenze, Ingv-Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia e ReLuis-Rete dei Laboratori Universitari di Ingegneria Sismica. L’inserimento del rischio maremoto e del rischio alluvione ha visto il coinvolgimento di Ispra-Istituto superiore per la Protezione e la Ricerca Ambientale, Ogs-Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale, AiPo-Agenzia Interregionale per il fiume Po, Arpa Emilia-Romagna, Autorità di Bacino del fiume Arno, CamiLab-Università della Calabria, Fondazione Cima e Irpi-Istituto di ricerca per la Protezione idro-geologica. L’iniziativa, come ogni anno, si realizzerà anche grazie al supporto delle istituzioni locali – Sindaci, strutture di protezione civile regionali, Anci e Upi. Leggi il resto di questa voce

I terremoti nella STORIA: 30 settembre 1789, mentre l’Europa “trema” sotto i colpi della Rivoluzione Francese un vero terremoto scuote Città di Castello e la Valtiberina

Nella tarda mattinata del 30 settembre 1789 un forte terremoto colpì la Valtiberina, come viene comunemente chiamata l’Alta Valle del Tevere, oggi incuneata tra la Toscana e l’Umbria. Questa ampia vallata è tra le zone sismicamente più attive dell’Appennino settentrionale: la sua storia sismica, infatti, negli ultimi 1000 anni registra almeno nove terremoti con intensità epicentrale Io uguale o superiore al grado 7 della scala macrosismica Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS) (CPTI11). Di questi, ben cinque si possono considerare terremoti distruttivi, con effetti epicentrali pari o superiori al grado 8 MCS. Si tratta di forti eventi avvenuti negli anni 1352, 1389, 1458, 1789 e 1917.

Data Area epicentro Imax Mw
1352 12 25 Monterchi (AR) 9 6.4
1389 10 18 Bocca Serriola 9 6.0
1458 04 26 Valtiberina 8-9 5.8
1789 09 30 Valtiberina 9 5.8
1917 04 26 Valtiberina 9-10 5.9

Se i tre più antichi sono tuttora terremoti relativamente poco definiti (con un numero limitato di osservazioni macrosismiche), quelli del 1789 e del 1917 sono eventi invece meglio documentati (DBMI11).

Distribuzione della sismicità storica in Umbria negli ultimi mille anni (fonte: CPTI11, http://emidius.mi.ingv.it/CPTI11).

Distribuzione della sismicità storica nella Valtiberina negli ultimi
mille anni (fonte: CPTI11).

La Valtiberina oggi è situata proprio nel cuore dell’Italia centrale, ma all’epoca del terremoto era attraversata dal confine tra due importanti stati politicamente e amministrativamente indipendenti: il Granducato di Toscana e lo Stato della Chiesa. L’amministrazione periferica dello stato papale si basava sulla suddivisione del territorio in governi. In particolare quello di Città di Castello comprendeva il settore dell’attuale Umbria a nord della linea Umbertide-Gubbio, con diverse enclaves giurisdizionali (i marchesati di Monte Santa Maria e di Sorbello; il feudo di Montone, amministrato dalla Camera Apostolica; la terra di Citerna, amministrata dalla Sacra Consulta). Il territorio granducale era invece diviso in cancellerie comunitative; quella di Sansepolcro (la più colpita dal terremoto), in particolare, faceva capo alla Camera della Comunità di Firenze. Gli amministratori periferici dell’epoca assicuravano i collegamenti tra realtà locali e uffici centrali, esercitando il governo in materia civile ed economica. La documentazione che ne riflette i rapporti con le comunità e le magistrature centrali è costituita prevalentemente da carteggi.

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