Variazioni magnetiche, elettriche, elettromagnetiche e terremoti

In diverse occasioni si è riscontrato che terremoti e attività vulcanica sono associati a variazioni, o segnali, magnetici, elettrici ed elettromagnetici (che chiameremo in generale segnali EM) di origine naturale. Su questo argomento è disponibile una vastissima letteratura e in diversi testi di geofisica si trovano capitoli che trattano di sismo-magnetismo e/o vulcano-magnetismo, termini usati per classificare le discipline che studiano questi aspetti. Negli ultimi decenni osservazioni effettuate in molte aree del mondo hanno permesso di raccogliere una grande quantità di segnali che mostrano variazioni EM associabili a eventi tettonici e vulcanici. Molti ricercatori si sono impegnati a trovare meccanismi teorici per mettere in relazione questi segnali EM con gli eventi tettonici e vulcanici che li genererebbero.

De_Magnete_Title_Page_1628_editionSono passati più di 400 anni da quando William Gilbert pubblicò il suo ‘De Magnete, Magneticisque Corporibus, et de Magno Magnete Tellure’ (Sul magnete, i corpi magnetici e sul grande magnete Terra), nel quale si concludeva che il magnetismo della Terra era una proprietà planetaria permanente e che proveniva dal suo interno. Pochi decenni più tardi Henry Gellibrand mostrò che il campo magnetico terrestre mostrava anche una lenta variazione temporale, detta in seguito variazione secolare.

Oggi le nostre conoscenze sul magnetismo, in generale, e sul magnetismo terrestre in particolare, sono notevolmente accresciute ma, come spesso accade, più si conosce e più problemi si aprono.

NucleoInfatti oggi sappiamo che il campo magnetico terrestre è generato nel profondo interno della Terra, nel nucleo fluido e che, oltre ad essere soggetto alla variazione secolare, è anche soggetto a moltissime altre variazioni temporali che sono connesse all’ambiente nel quale siamo immersi. Un ambiente permeato da segnali EM, per la maggior parte originanti dall’interazione tra Sole e Terra, ma anche nell’atmosfera (ad esempio dai fulmini) o comunque nello spazio circum-terrestre (vedi ad es.: Bianchi and Meloni, 2007). In breve un ambito molto ricco di segnali EM al quale, da circa un secolo o poco più, abbiamo aggiunto anche quelli di origine artificiale (TV, radio, linee di alta tensione, etc.).

fig. 1-1

Densità spettrale del Rumore EM naturale sulla Terra in funzione della frequenza f. L’intervallo di frequenza da 10E-4 to 10E4 Hz è caratterizzato da un rumore che decresce in ampiezza in modo evidente. Questa decrescita può bene essere confinata tra due linee rette rispettivamente in caduta esponenziale come fE-1 and fE-1.5.

Quindi, un’indagine sui fenomeni sismo-magnetici non può essere correttamente effettuata prima di aver “isolato” l’eventuale contributo tettonico dal segnale EM che vogliamo studiare. Solo una volta separato il segnale di nostro interesse dal fondo EM, possiamo provare a cercare una relazione fra i due fenomeni. Nell’ambito del tema che stiamo trattando è utile anche precisare che le variazioni EM riportate in letteratura, ricadono in una vasta gamma di frequenza (da DC a VHF), e gli effetti osservati sono legati all’intensità del fenomeno, per i terremoti ad esempio dalla Magnitudo M, e dalla distanza tra la sorgente del segnale e le apparecchiature di monitoraggio EM. I fenomeni riportati sono più evidenti se le Magnitudo sono elevate e se l’osservazione EM è effettuata in vicinanza dell’area epicentrale.

Come già accennato, nella letteratura scientifica internazionale si trovano molti esempi di relazioni fra segnali EM e terremoti. Uno dei primi riguarda il terremoto dell’Alaska (M 9.2) del 27 marzo 1964. Questo terremoto è stato il più grande a colpire gli Stati Uniti in epoca moderna e uno dei più grandi mai registrati sulla Terra. Nello stesso anno Moore (1964), in un articolo sorprendentemente poco citato, ha riportato la presenza di perturbazioni del campo magnetico nella banda (ULF; ≤ 10 Hertz) a Kodiak, in Alaska, circa 1 – 2 ore prima del terremoto. A questo lavoro ne sono seguiti molti altri che riportavano la presenza di segnali ULF anomali registrati da magnetometri in occasione di altri terremoti (es.: Fraser-Smith et al., 1990; Molchanov et al., 1992; Hayakawa et al., 2000; Simpson and Taflove, 2005, Bleier et al 2009).

I lavori citati sono stati prodotti da diversi gruppi di ricerca e i risultati pubblicati in riviste scientifiche ‘peer review’ ben note. Esistono quindi prove ragionevoli dell’esistenza di fluttuazioni del campo EM naturale, associabili (addirittura a precedere) grandi terremoti. Dobbiamo comunque anche ricordare che alcuni dei lavori in oggetto sono stati contestati da altri ricercatori, nel pieno spirito del normale dibattito scientifico (si veda ad es.: Campbell, 2009, Thomas et al., 2012, etc.). Tralasciando per ora l’ipotesi, comunque molto interessante, secondo cui le misurazioni indicano che segnali magnetici ULF possono anche essere usate come precursori di un evento sismico, limitiamoci al fatto che questi segnali possano, in determinate circostanze, emergere dall’interno della Terra proprio in associazione a eventi sismici.

Un esempio interessante è proposto in Bleier et al. (2009); questi autori riportano che alla fine dell’ottobre 2007, prima del terremoto di Alumn Rock, California, USA (30 Ottobre, 2007, M5.4) il tasso di impulsi magnetici registrato dalla loro strumentazione, posta in una stazione di misura collocata a 2 km dall’epicentro, è cresciuto ed è rimasto al nuovo livello per circa 2 settimane, per decrescere ai livelli precedenti solo dopo l’evento. La figura sotto riporta questa situazione con un grafico nel quale al passare del tempo (sull’asse delle x) viene mostrata l’evoluzione del numero degli impulsi magnetici (sull’asse delle y). Gli eventi sismici più significativi sono riportati ai tempi ai quali sono avvenuti.

fig. 2

Conteggio degli impulsi magnetici nella direzione E-W registrati a Milipitas, a 2 km dall’epicentro del terremoto di Alumn rock (vedi testo). Nella parte superiore (a) il grafico riporta tutti i conteggi, nella parte inferiore (b) il grafico riporta i conteggi depurati a seguito della rimozione degli effetti antropici, rimuovendo tali effetti si noti anche il cambio di scala.

Ma come vengono generati questi impulsi? Se si osservano fenomeni a bassa frequenza (es: ULF) le spiegazioni più supportate per la variazione del campo magnetico locale, che generalmente non supera pochi nanoTesla nel campo magnetico, chiamano in causa gli effetti piezomagnetico e/o elettrocinetico, che possono avere luogo nei volumi di roccia dove avviene la fase di preparazione dell’evento tettonico. Ma sono stati suggeriti anche altri meccanismi. Tra questi, possibili rapporti fra stress e conducibilità elettrica delle rocce e la conseguente ridistribuzione delle correnti telluriche, o processi di separazione di cariche elettriche e conseguente generazione di campo elettrico, fenomeni magneto-idrodinamici, effetti di magnetizzazione e smagnetizzazione termica, e altro ancora. In buona sostanza quindi, almeno finora, spiegazioni variegate e ragionevoli ma non completamente soddisfacenti sui meccanismi fisici collegati ai fenomeni osservati.

Per descrivere gli impulsi magnetici unipolari, Freund (2008, 2009) ha proposto un modello nel quale le rocce vengono assimilate a semiconduttori e il meccanismo si baserebbe su un accoppiamento di drift e diffusione nel semiconduttore associabile alla generazione di campi magnetici in relazione alle correnti elettriche che fluiscono all’interno delle rocce. Tuttavia nel caso di campioni nei quali ci sia saturazione di fluidi, secondo altri autori (come ad esempio Dahlgren et al., 2014) non appare possibile un significativo accumulo di carica elettrica in risposta al lento accumulo di stress che precede i terremoti. Nell’insieme una materia quindi ancora difficile da trattare e sulla quale un’interpretazione univoca sembra ancora difficile da raggiungere.

Negli ultimi decenni l’INGV, in collaborazione in particolare con l’Università dell’Aquila, ha avviato attività di osservazione di segnali elettromagnetici in Italia nell’ambito di diversi programmi di ricerca in geomagnetismo. In alcuni casi i dati rilevati sono anche stati usati nella ricerca di possibili fenomeni tettono-magnetici. Come esempio più rilevante vogliamo ricordare quello del terremoto di L’Aquila. Tutti ricordano che il 6 aprile 2009 alle 01:32 UTC la città dell’Aquila e i suoi dintorni hanno subìto un forte terremoto la cui scossa principale ha fatto registrare una Magnitudo (Mw) 6.3. L’epicentro della scossa principale era a soli 6 km dall’Osservatorio Geomagnetico dell’Aquila, che forniva dati EM in varie bande di frequenza da DC a ULF. Questi dati sono stati utilizzati per indagare su possibili relazioni con il terremoto. Per l’indagine sono stati utilizzati anche i dati di una seconda stazione di osservazione EM situata a Duronia, circa 100 km a SE di L’Aquila.

L’analisi dei dati dei magnetometri nella banda ULF in operazione all’Aquila, ha permesso di raggiungere le seguenti conclusioni (i risultati qui riportati si trovano principalmente nei lavori di Villante et al., 2010 e Di Lorenzo et al., 2011). A) non si è rilevato alcun aumento nel rumore di fondo precedentemente al terremoto in tutta la gamma ULF (questo effetto si era ad esempio trovato in studi analoghi nel caso di terremoti avvenuti a Loma Prieta, Spitak, Guam e Alum rock; vedi bibliografia citata); B) nessun aumento di attività nel campo ≈10-50 mHz a partire poche ore prima del sisma (caso invece riscontrato a Loma Prieta e Spitak). C) nessuna variazione del “parametro di polarizzazione” R2 = PZ/PH prima del terremoto (PZ e PH sono le potenze integrate della componente verticale, Z, e della componente nord/sud magnetica, H, in un intervallo di frequenza ≈10-100 mHz, caso questo riscontrato a Guam e Bovec; vedi bibliografia citata).

Confrontando i dati dei magnetometri ottenuti dalle stazioni dell’Aquila e Duronia, e analizzandone la differenza, si è osservato un effetto cosismico (ossia avvenuto contemporaneamente al o immediamente dopo il sisma) molto debole (100-200 picoTesla, percepibile probabilmente perché l’evento ha avuto luogo di notte e quindi il rumore artificiale era molto basso). Questo effetto può essere attribuibile a un fenomeno di origine sismica. Il decadimento della differenza nel campo magnetico, nel transitorio cosismico, mostra una costante di tempo di 50-100 s, tipico di un’origine elettrocinetica del fenomeno.

Quindi, nell’unica occasione utilizzabile (fortunatamente!) per studi sulle variazioni EM in Italia, in anni nei quali sono disponibili osservazioni magnetiche di dettaglio e eventi sismici, la fenomenologia osservata non consente di affermare di aver rilevato inequivocabilmente una relazione tra questo evento sismico e segnali elettromagnetici (a parte un segnale EM cosismico molto debole in ampiezza).

In conclusione non possiamo al momento pensare di poter considerare i segnali EM come utilizzabili nella previsione dei terremoti, per l’incertezza che ancora esiste in questo campo e comunque per l’incompletezza di informazioni che queste variazioni da sole potrebbero fornire. Rimane tuttavia la necessità di approfondire, al livello di ricerca scientifica, questo campo di indagine. È quindi utile al progresso della conoscenza procedere con le misure EM e con questi studi, includendo, quando possibile, queste misure nel novero dei parametri da tenere sotto controllo in ambito tettonico.

A cura di: Antonio Meloni, Cesidio Bianchi (INGV, Roma) e Paolo Palangio (INGV, L’Aquila)

BIBLIOGRAFIA CITATA

Bianchi, C., and A. Meloni, Natural and man-made terrestrial electromagnetic noise: an outlook, Annals of Geophysics, 50, 3, 435-445, 2007

Bleier T., C.Dunson, M.Maniscalco, N.Bryant, R.Bambery, and F.Freund (2009): Investigation of ULF magnetic pulsations, air conductivity changes, and infra red signatures associated with the 30 October Alum Rock M5.4 earthquake, Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 9, 585-603, www.nat-hazards-earth-syst-sci.net/9/585/2009/doi:10.5194/nhess-9-585-2009.

Campbell W. (2009): Natural Magnetic Disturbance Fields, Not Precursors, Preceded the Loma Prieta Earthquake, Jour. Geophys. Res., 114, A05307 doi:10.1029/2008JA013932.

Di Lorenzo C., P. Palangio, G. Santarato, A. Meloni, U. Villante, and L. Santarelli (2011): Non-inductive components of electromagnetic signals associated with L’Aquila earthquake sequences estimated by means of inter-station impulse response functions, Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 11, 1047–1055.

Fraser-Smith, A. C., A. Bernardi, P. R. McGill, M. E. Ladd, R. A. Helliwell, and O. G. Villard, Jr., (1990): “Low-Frequency Magnetic Field Measurements near the Epicenter of the Ms 7.1 Loma Prieta Earthquake,” Geophys. Res. Letters, 17,1465-1468.

Freund, F.T. (2008). Earthquake probabilities and pre-earthquake signals, Current Sci., 94, 1-2.

Freund, F. T. (2009). Stress-activated positive hole charge carriers in rocks and the generation of pre-earthquake signals. In: Hayakawa, M. (Ed.), Electromagnetic Phenomena Associated with Earthquakes. Research Signpost, India, 41-96, ISBN: 978-81-7895-297-0.

Hayakawa, M., Ito, T., Hattori, K., and Yumoto, K. (2000): ULF electromagnetic precursors for an earthquake at Biak, Indonesia on 17 February 1996, Geophys. Res. Lett., 27, 1531–1534.

Molchanov, O.A., Kopytenko, Y. A., Voronov, P.M., Kopytenko, E.A., Matiashvili, T.G., Fraser-Smith, A.C. and Bernardi, A. (1992). Results of ULF magnetic field measurements near the epicenters of the Spitak (Ms = 6.9) and Loma Prieta (Ms = 7.1) earthquakes: Comparative analysis. Geophysical Research Letters 19: doi: 10.1029/92GL01152. issn: 0094-8276.

Moore, G. W. (1964), Magnetic disturbances preceding the 1964 Alaska earthquake, Nature, 203, 508–509.

Simpson, J. J. and Taflove, A (2005): Electrokinetic effect of the LomaPrieta earthquake calculated by an entire-Earth FDTD solution of Maxwell’s equations, Geophys. Res. Lett., 32, L09302, doi:10.1029/2005GL022601.

Thomas, J. N., Love, J. J., Komjathy, A., Verkhoglyadova, O. P., Butala, M. & Rivera, N., (2012). On the reported ionospheric precursor of the 1999 Hector Mine, California earthquake, Geophys. Res. Lett., 39, L06302, doi:10.1029/2012GL051022.

Villante U., M. De Lauretis, C. De Paulis, P. Francia, A. Piancatelli, E. Pietropaolo, M. Vellante, A. Meloni, P. Palangio, K. Schwingenschuh, G. Prattes, W. Magnes, and P. Nenovski (2010): The 6 April 2009 earthquake at L’Aquila: a preliminary analysis of magnetic field measurements, Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 10, 203–214.

I terremoti nella STORIA: Il terremoto del 14 agosto 1846 di Orciano Pisano

“… ecco che la sala comincia da prima a vibrare; alla vibrazione succede un agitazione violenta in direzione orizzontale con un rumore vorticoso orribile. […] Accorro ad una delle finestre che mette nel giardino di una prossima casa, e quivi fui testimonio di uno de’ spettacoli più terribili, che possono occorrere allo sguardo dell’uomo. Le case dintorno erano agitate in una maniera spaventevole; gli alberi del giardino co’ loro movimenti annunziavano la violenta agitazione dell’ atmosfera; questi movimenti associati a quelli della sala in cui io era mi produssero una vertigine, la quale mi obbligò ad aggrapparmi alla finestra. L’agitazione seguiva evidentemente in direzione orizzontale di va e vieni, ma con violenza estrema. In tale terribile situazione cominciano a cadermi addosso calcinacci dalla sala; le grida che si sollevavano dalle case vicine aumentavano l’orrore del flagello. Fu un istante che io credei la città nabissare. Allora sospinto da un impulso istintivo ascendo sulla finestra per saltare nel sottoposto giardino. Ma un residuo di riflessione mi ritenne. Il suolo a poco a poco ritornò nella sua primiera tranquillità.”

Sono queste le parole con cui Leopoldo Pilla descrive il terremoto del 14 agosto 1846 che colpì la Toscana occidentale.

Leopoldo Pilla - Poche parole sul tremuoto

Frontespizio del racconto di Leopoldo Pilla sul terremoto pisano del 1846 (Pilla, 1846a). Si notino le parole “sul tremuoto” deformate a voler rappresentare lo scuotimento.

Pilla era titolare della cattedra di geologia all’Università di Pisa e quel giorno si trovava nelle sale del Museo di Storia Naturale, dove ancora oggi ha sede il Dipartimento di Scienze della Terra. Il racconto è contenuto in un opuscolo dato alle stampe 5 giorni dopo il terremoto.

Il terremoto ha la peculiarità di avere interessato un’area prossima alla costa tirrenica toscana che non è certo conosciuta per essere fra le più sismiche in Italia. Quello dell’agosto 1846, infatti, fu un evento distruttivo che colpì un’area caratterizzata da una sismicità “moderata”, di livello medio-basso, decisamente meno intensa e frequente di quella che caratterizza, ad esempio, il tratto di catena appenninica che si estende dalla Lunigiana-Garfagnana alla Val Tiberina, passando per il Mugello (per rimanere in area toscana). A tutt’oggi la magnitudo stimata sulla base degli effetti del terremoto (Mw 5.9 secondo il catalogo CPTI11) rimane la magnitudo più elevata di tutta la costa tirrenica, dalla Toscana fino alla Campania.

Molte informazioni su questo terremoto derivano dalle estese descrizioni sui suoi effetti e sulle interpretazioni geologiche scritte degli studiosi dell’Università di Pisa che percorsero in lungo e in largo il territorio colpito dall’evento e riportarono le loro osservazioni in diversi libri monografici.

Il risentimento nelle località

La scossa principale avvenne il 14 agosto alle 12:53 e fu seguita da un’altra scossa forte alle ore 22:00 dello stesso giorno. Fu colpita l’area collinare al confine tra le attuali province di Pisa e di Livorno, compresa tra le valli dei fiumi Arno, a nord, e Cecina a sud.

I centri maggiormente danneggiati furono quelli situati nella valle del torrente Fine e sulle colline che si estendono a sud di Pontedera e della valle dell’Arno, ad est della città di Livorno. Danni molto gravi interessarono anche alcuni paesi collocati più a sud, nella valle del fiume Cecina.

Distribuzione degli effetti macrosismici del terremoto toscano del 14 agosto 1846 secondo Guidoboni et al. (2007) [figura da: DBMI11].

Distribuzione degli effetti macrosismici del terremoto toscano del 14 agosto 1846 secondo Guidoboni et al. (2007) [figura da: DBMI11].

Gli studiosi di sismologia storica che hanno studiato questo terremoto (Albini et al. 1991; Guidoboni et al. 2007) ne hanno ricostruito lo “scenario” degli effetti sul territorio partendo dal recupero e da una analisi critica e approfondita della ricca documentazione prodotta all’epoca dell’evento; fonti storiche di vario tipo, come cronache giornalistiche, documenti amministrativi di archivio, perizie tecniche di danni, relazioni scientifiche, fonti memorialistiche e storiografiche ecc. A queste si aggiungono le relazioni degli studiosi che si recarono sul posto per rilevare personalmente gli effetti nelle località danneggiate; tra queste spiccano per importanza quelle del già citato Leopoldo Pilla e di Paolo Savi (si veda oltre), che forniscono un contributo prezioso e rilevante alla conoscenza degli effetti sull’edilizia e sull’ambiente della zona.

L’area colpita all’epoca apparteneva al granducato di Toscana, governato da Leopoldo II di Lorena (1824-1859). L’economia della zona era essenzialmente agricola, con una diffusa presenza di case rurali su fondi agricoli. Il terremoto si verificò in un periodo di crisi economica, poiché l’annata del 1846 era stata caratterizzata da scarsi raccolti. I ceti meno abbienti furono i più colpiti non solo per la sfavorevole congiuntura in corso, ma anche perché un’elevata percentuale di crolli riguardò proprio le case coloniche e i villaggi della campagna, costruiti prevalentemente con materiali scadenti e secondo sistemi edilizi non adeguati a resistere a scosse sismiche (Guidoboni et al., 2007).

Il paese più gravemente colpito fu Orciano Pisano, nella Val di Fine, dove l’intensità della scossa raggiunse il grado 10 della scala macrosismica Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS): il terremoto, preceduto e seguito da forti rumori sotterranei, causò il crollo totale o parziale della gran parte degli edifici dell’abitato; le case dei contadini nella campagna circostante si sgretolarono. Solo alcune abitazioni signorili non crollarono e riportarono “soltanto” lesioni e fenditure nelle murature. Secondo Baratta (1901) complessivamente andò distrutto circa l’88% del patrimonio edilizio del paese.

Danni gravissimi e molti crolli avvennero anche a Crespina, Lorenzana e in alcune località degli attuali comuni di Fauglia (Luciana, Pagliana) e di Casciana Terme (Vivaia), tutti paesi che, come Orciano, oggi si trovano in provincia di Pisa. Anche in questi centri l’entità dei danni fu aggravata dallo stato di fatiscenza delle case contadine. La scossa distrusse anche gran parte dell’abitato di Guardistallo, paese situato una ventina di chilometri a sud di Orciano, nella valle del fiume Cecina; la parte alta del castello fu ridotta ad un cumulo di macerie (Guidoboni et al., 2007).

Orciano dopo il terremoto

La distruzione nel paese di Orciano Pisano in un’incisione dell’epoca.

In una ventina di altre località, fra cui Montescudaio, Casale Marittimo, Casciana Alta e Fauglia, ci furono gravi danni, per lo più crolli parziali e dissesti strutturali estesi a gran parte del patrimonio edilizio. In particolare, a Montescudaio il terremoto causò il crollo dell’antico castello e degli edifici adiacenti, nella parte alta del paese. Fra i centri del livornese maggiormente colpiti ci furono alcune frazioni dell’attuale comune di Collesalvetti (Castell’Anselmo, Parrana San Martino, Nugola, Torretta Vecchia) e del comune di Rosignano Marittimo (Castelnuovo della Misericordia).

In numerosi centri della Toscana occidentale, fra cui Pisa e Livorno, ci furono danni meno gravi, ma comunque estesi. A Livorno molte case rimasero lesionate, in particolare nella parte più vecchia della città; furono danneggiati i campanili del duomo e della chiesa della Misericordia. Danni interessarono anche alcune ville sui fianchi del Monte Nero, soprastante la città. Enorme fu il panico tra la popolazione, che trascorse la notte all’aperto dormendo nelle pubbliche piazze o sulle barche, oppure accampata sotto tende e ripari di fortuna eretti nelle campagne e colline circostanti.

Per quanto riguarda Pisa, Leopoldo Pilla (1846a) attesta una durata della scossa principale tra i 20 e i 30 secondi; i danni in città furono diffusi, anche se prevalentemente leggeri. Molti edifici riportarono fenditure, lesioni e sconnessioni varie. Crollò l’arcata centrale della chiesa di San Michele in Borgo e un’arcata della chiesa di San Francesco ai Ferri. Danni lievi si ebbero anche nel duomo e nel battistero.

Il terremoto causò danni ingenti anche a Volterra, località posta su un colle che domina tutta l’alta Val di Cecina. Nelle sue memorie Leopoldo II di Lorena scrisse che il podestà gli aveva comunicato che a Volterra erano state danneggiate le carceri (era caduta la volta di una camerata di detenuti, causando 8 feriti). Le torri annesse al palazzo dei Priori e del Pretorio furono gravemente danneggiate; è attestata una vittima a causa della caduta di una pietra dal palazzo dei Priori.

Danni moderati interessarono Fucecchio, San Miniato e Santa Croce sull’Arno, paesi del Valdarno inferiore situati al confine tra le attuali province di Firenze e di Pisa, ad oltre 30 km dall’area dei massimi effetti verso nord-est. Danni più leggeri si ebbero in Versilia (Pietrasanta) fino a Massa, e a Lucca.  Verso sud l’intensità del terremoto decrebbe più rapidamente: a Cecina, situata una ventina di chilometri a sud di Orciano, ci furono danni per lo più leggeri; a Donoratico, a meno di 40 km dall’area epicentrale, addirittura la scossa fu solo avvertita. La scossa principale fu avvertita più o meno sensibilmente in una vasta area dell’Italia centro-settentrionale.

Numerose repliche di minore intensità furono sentite per circa 4 mesi, fino alla metà di dicembre 1846. Oltre a quella avvertita alle 22 dello stesso giorno e una più forte alle ore 15 del giorno successivo, un’altra importante replica avvenne il 27 agosto, alle ore 9.50.

Secondo le fonti ufficiali vi furono complessivamente 60 morti, di cui 18 a Orciano Pisano (su 761 abitanti). Il numero dei feriti fu di circa 400, di cui 170 a Orciano. Nel solo ospedale di Pisa furono ricoverati 150 feriti provenienti dai paesi vicini.

Il terremoto e i suoi effetti sull’ambiente

I molti trattati pubblicati subito dopo il terremoto (si veda più avanti) descrivono dettagliatamente anche gli effetti sul terreno prodotti dall’evento, estesi a molte località come la magnitudo stimata fa immaginare. Quelli più comunemente osservati furono fenditure nel terreno, movimenti franosi e smottamenti, nonché cambiamenti nel regime delle acque sotterranee, con formazione di nuove sorgenti minerali e variazioni di colore delle acque termali. Sulla costa livornese e nel porto di Livorno è segnalato anche un lieve effetto che potrebbe far pensare ad un maremoto: citando fonti coeve, viene riportato come il mare salì velocemente e l’acqua coprì le banchine del porto (Tinti e Maramai, 1996). Non si hanno però elementi per confermare che si tratti per certo di un maremoto.

Il fenomeno più interessante, che molti hanno imparato a conoscere dopo il terremoto dell’Emilia del 2012  è quello della liquefazione, descritto da Pilla (1846b) come segue:

Ne’ lati della strada che conduce a Lorenzana sono alcuni campi coltivi, in mezzo a’ quali si osservavano in più siti alcune strisce rilevate di terreno di un bel colore azzurrognolo, che facea contrasto col colore grigio smorto de’ campi. In quelle strisce si vedeano aperte numerose e piccole cavità in forma d’ imbutini regolari, di un diametro variabile fra un pollice ed un piede. Alcuni di questi imbuti versavano a modo di pollìni [piccole polle; NdR] dell’acqua mista con sabbia azzurra. […] L’acqua che versavano era fredda, potabile, ed in qualche sito leggermente ferruginosa.

Il fenomeno si verifica nella località oggi conosciuta come Acciaiolo (nel comune di Fauglia, prov. di Pisa) ed è così curioso e nuovo per Pilla che lo rappresenta con la figura che segue.

Figura rappresentante i “vulcanetti” di fango dovuti alla liquefazione (Pilla, 1846b).

Figura rappresentante i “vulcanetti” di fango dovuti alla liquefazione (Pilla, 1846b).

Recentemente una tesi di laurea inedita svolta presso l’Università di Pisa ha rianalizzato gli effetti del terremoto, tra cui la liquefazione e ha valutato l’effetto di risonanza che potrebbe aver interessato la collina su cui sorge Orciano (Bendinelli, 2012)

Il terremoto e il suo contesto geologico-strutturale

Dal punto di vista dell’inquadramento geologico-strutturale e sismologico il terremoto del 1846 sembra essere ben spiegato dalle conoscenze di carattere generale che si hanno dell’area, per quanto non si siano avute evidenze di fagliazione superficiale che potrebbero supportare l’interpretazione. A partire dal Tortoniano superiore (circa gli ultimi 8 milioni di anni) l’area è caratterizzata da una tettonica distensiva che dal Tirreno si estende fino all’Appennino Settentrionale e che forma una serie di depressioni circa orientate Nord-Sud, parallele tra loro, corrispondenti alle attuali Val di Fine, Valdera, Valdelsa, secondo quella che dai vecchi autori veniva definita una struttura a horst e graben, ma più precisamente viene interpretata oggi come una gradinata di faglie normali immergenti verso il Tirreno, all’interno delle quali faglie antitetiche fanno collassare e ruotare blocchi minori.

Struttura Horst e Graben

Morfologia e assetto geologico della struttura a Horst e Graben della Toscana Occidentale, nei disegni del prof. Livio Trevisan (da Trevisan e Giglia, 1978).

Le evidenze sulla probabile struttura sismogenetica responsabile di questo terremoto sono riassunte nel Database delle sorgenti sismogenetiche individuali (DISS) a cui si rimanda per il dettaglio (sorgente ITIS066).

DISS_Toscana

Sorgenti sismogenetiche della Toscana e epicentri del catalogo CPTI11. La sorgente vicino alla costa al centro della figura è quella ritenuta responsabile del terremoto del 14 agosto 1846.

Quello che resta ancora completamente da spiegare è la magnitudo elevata, Mw 5.9. Infatti, per quanto si tratti di una valutazione basata sulla distribuzione e l’entità degli effetti macrosismici (stimati secondo la scala di intensità MCS), tale valore appare attendibile e costituisce il massimo evento di un’area interessata da elevato flusso di calore dal sottosuolo (ci troviamo ancora all’interno, per quanto ai bordi, dell’area geotermica di Larderello) dove non ci si aspetterebbe la presenza di strutture così estese da poter produrre una magnitudo così elevata.

La risposta scientifica

Quello attorno alla metà dell’800 è un periodo in cui il mondo accademico e scientifico era in grande fermento e sviluppo. Nell’ottobre del 1839 fu organizzata a Pisa la Prima Riunione degli Scienziati Italiani, ben 22 anni prima della proclamazione del Regno d’Italia. In qualche modo gli scienziati avevano già abbattuto le frontiere e si erano proclamati appartenenti ad uno Stato che ancora non esisteva.

Tra i protagonisti di quella riunione, vi fu senz’altro Paolo Savi, ordinario di Zoologia e forse primo geologo dell’ateneo pisano, che presentò relazioni sulla geologia dei Monti Pisani e sui combustibili fossili in Toscana. Il tema dei combustibili fossili era di primaria importanza per il Granduca: servivano fonti di energia per lo sviluppo della Toscana e si guardava ai depositi di lignite di Montebamboli (provincia di Grosseto) come possibile area di estrazione.

Prima riunione scienziati italiani 1839

Il manifesto della prima riunione degli scienziati italiani, tenutasi a Pisa nel 1839. Al centro il Granduca Leopoldo II, in alto Galileo Galilei.
Sei le sessioni scientifiche: medicina; geologia, geografia e mineralogia; fisica, chimica e matematica; agronomia; botanica; zoologia.

Nel 1842 fu chiamato a Pisa da Napoli Leopoldo Pilla e gli venne affidata la prima vera cattedra di geologia, mentre Savi mantenne le discipline biologiche (Corsi, 2001). Tra i due iniziò un vivace dibattito scientifico sulla qualità ed estensione del giacimento di ligniti, dibattito che poi si estese ad altri argomenti, compreso il terremoto di Orciano.

Come detto, Pilla si trovava all’Università quando il terremoto avviene; ripresosi dallo spavento, scese per strada:

“escii dal Museo, e trovai le strade della città ingombre di gente, la quale nel volto portava dipinto tutto il terrore che avea dentro provato. Era da per tutto quel silenzio, di cui parla Tacito, che si vede espresso nel popolo quando è agitato da un forte pensiero comune. Dopo essermi assicurato della salvezza delle persone più care, il mio primo pensiero corse al Campanile del Duomo. Trassi subito a vedere che cosa ne fosse. Quale fu la mia sorpresa nel vederlo ritto e stabile come innanzi!” (Pilla, 1846a)

Il suo libretto “Poche parole sul tremuoto che ha desolato i paesi della costa toscana”, scritto immediatamente dopo l’evento, ebbe un grosso successo commerciale (oltre 1000 copie vendute in pochi giorni) e Pilla fu per questo accusato dai colleghi di aver lucrato sulla disgrazia (Corsi, 2001). Ma anche la descrizione del terremoto e la sua interpretazione furono oggetto di accuse dei colleghi e di Savi in particolare: Pilla non si era mai mosso da Pisa e attribuì il terremoto ad un vulcano posto in Italia del Sud, facendo presagire che un vulcano stesse sorgendo nell’area del terremoto; gli effetti distruttivi del terremoto non indicherebbero l’”epicentro” ma sarebbero dovuti a fenomeni di propagazione. Savi, che conosceva meglio le zone, a seguito di una ricognizione sul posto scrisse una sua lunga memoria (Savi, 1846) in cui riconosce l’origine “tettonica” del terremoto e individua l’”epicentro” nella Val di Fine (i termini tra virgolette sono quelli che usiamo oggi ma che al tempo non esistevano). Pilla a sua volta compì una lunga ricerca sul terreno lasciando un trattato (Pilla, 1846b) che descrive minuziosamente, località per località, gli effetti e i danni del terremoto.

Insomma, la diatriba tra i due luminari aveva prodotto quelli che possiamo considerare i più antichi esempi di analisi moderna di un evento sismico.

Leopoldo Pilla morì due anni dopo alla guida del battaglione di studenti dell’Università di Pisa nella battaglia di Curtatone della Prima Guerra di Indipendenza.

La risposta del Granduca

Il Granduca di Toscana, Leopoldo II, si adoperò subito dopo il terremoto per organizzare il soccorso alle popolazioni colpite dal terremoto. La settimana successiva si recò in visita nei paesi devastati e già dopo 15 giorni dall’evento emanò un decreto che regolava i provvedimenti da attuare, secondo due linee guida: attuare un pronto intervento e evitare il rischio che scoppiassero tumulti popolari dovuti al panico.

Leopoldo II

Il Granduca Leopoldo II di Toscana

Utilizzando la struttura amministrativa esistente, senza creare nuovi organismi, venne avviato un rapido censimento dei danni che dopo soli 3 mesi consentì di stimare l’ammontare dei costi per la riparazione degli edifici nei 15 comuni maggiormente colpiti. Alla fine di ottobre dello stesso anno iniziò la ricostruzione e la popolazione cominciò ad abbandonare le baracche. Gli aiuti furono distribuiti anche in base alle condizioni economiche: si tenne in considerazione se una famiglia fosse stata in grado di provvedere da sola a ricostruire o riparare la propria abitazione, oppure se poteva contribuire in parte o infine se non era assolutamente in grado a contribuire economicamente. Insomma, secondo quanto ricordato da Della Pina (2004) fu un esempio di buongoverno, decisamente moderno considerata l’epoca.

Prospetti

Riproduzione parziale di una pagina dei Prospetti del censimento dei danni del terremoto (tratta da Albini et al., 1991). Il primo riferimento è ad una casa colonica in cui “in due stanze è rovinato il solaio, e in parte la tettoia, e si trovano dei pezzi di muro da smantellare e ricostruire”, per un danno di 1680 lire. Nel secondo caso il colono ha perso 2 coppi d’olio, 8 fiaschi d’olio, 3 sacchi di grano, 1 sacco d’orzo, 3 sacchi d’avena e 2 casse rotte, per 94 lire di danno. Il terzo caso è di una casa colonica in cui le 18 stanze “sono in parte rovinate, il rimanente da demolirsi” per un danno di 5000 lire; due logge da restaurare per 50 lire; “e più la giovenca pregna rimasta morta sotto le rovine” e 8 sacchi di avena per un danno di 320 lire. L’ultima colonna indica la capacità dei singoli di sostenere economicamente il danno.

Il terremoto del 14 agosto 1846 venne estesamente ricordato nelle memorie del granduca Leopoldo II di Lorena, che visitò personalmente i paesi più colpiti. Il granduca, una volta abbandonata la Toscana in seguito all’unità d’Italia, nelle sue memorie raccontò quanto fosse stato un regnante illuminato. Anche il terremoto fu un’occasione per mostrarsi un buon amministratore e lo ricordò nei suoi diari. Vogliamo però citare un curioso aneddoto, riportato in un libro che approfondisce l’analisi sulle memorie di Leopoldo. Secondo Aurelio Pellegrini in “Le certezze del Granduca. Leopoldo II e le sue troppe memorie” (Pellegrini, 2009) confrontando i taccuini originali scritti dal granduca e la versione pubblicata si notano differenze talvolta importanti su come vengono raccontati alcuni avvenimenti importanti. Per quanto riguarda il terremoto, i taccuini scritti sul momento rappresentano una situazione più caotica di quella poi tramandata, in cui qualcuno prova ad approfittarne. Si narra, per esempio, che a Montescudaio la chiesa danneggiata, ma non distrutta, venne individuata come ricovero per la popolazione; ma improvvisamente la chiesa non esisteva più: l’Abate Quirino Bussotti la fece abbattere per farsi costruire una chiesa nuova e più bella. Il Granduca non riportò questo fatto nelle memorie, ma si ricorderà dell’abate di Montescudaio, tanto che sarà l’ultima chiesa a essere ricostruita, ben 10 anni dopo il terremoto.

Quel che resta del terremoto nella memoria popolare

A 169 anni dal terremoto del 1846 si potrebbe pensare che ne resti ben poco, tranne i documenti d’archivio e qualche vecchio libro. In realtà basta guardarsi in giro con un po’ di attenzione per accorgersi che non è così. Sono parecchie le lapidi commemorative erette dall’iniziativa di comunità, gruppi professionali e singoli cittadini per ricordare la ricostruzione di edifici pubblici, case e chiese o per lasciare una traccia tangibile della propria riconoscenza per lo scampato pericolo. Il sito Lapicidata propone una piccola antologia di queste iscrizioni. Ma non sono solo le pietre a conservare il ricordo del terremoto del 1846. Ci sono anche i «rituali sismici collettivi» praticati annualmente da diverse comunità (Castelli, 2011). Quello delle manifestazioni commemorative di terremoti (celebrate un po’ dappertutto in Italia, spesso da secoli e senza interruzioni) è un fenomeno che tende a restare pressoché ignorato al di fuori dei luoghi che ne sono teatro. Eppure il valore di queste manifestazioni è grandissimo, non solo dal punto di vista storico, spirituale e culturale ma anche perché ex voto, processioni e feste patronali sono elementi preziosi per la ricostruzione della storia sismica del nostro paese. Al momento si sono potute individuare almeno cinque località (Casciana Terme, Fucecchio, Ponsacco, Ripafratta e Siena) dove ancora oggi ogni 14 agosto, alle ore 13 locali, si celebrano messe, processioni o pellegrinaggi per conservare la memoria della grazia dello scampato pericolo ricevuta in occasione del terremoto del 1846 e trasmetterla alle future generazioni.

A cura di Carlo Meletti (INGV, Sezione di Pisa), Viviana Castelli (INGV, Sezione di Bologna, sede di Ancona) e Filippo Bernardini (INGV, Sezione di Bologna)


Bibliografia

Albini P., Moroni A., and Bellani A (1991). The 1846 Orciano (Pisa) earthquake in published sources and government survey documents. Tectonophysics, vol. 193, pp. 117-130.

Baratta M. (1901). I terremoti d’Italia. Torino (rist. anast., Bologna 1979), 950 pp.

Bendinelli F. (2012). Il terremoto delle Colline Pisane del 1846: rilettura degli eventi alla luce delle nuove conoscenze e della normativa sismica vigente: microzonazione sismica di Livello 1 nelle aree di Acciaiolo, Luciana e S.Regolo. Tesi di Laurea Magistrale, Università di Pisa.

Castelli V., 2011. Per non dimenticare. Un censimento di rituali sismici collettivi in Italia. In: Ambiente, rischio sismico e prevenzione nella storia d’Italia, a cura di Gianni Silei, Manduria, 248 pp.

Corsi P. (2001). La scuola geologica pisana, in Storia dell’Università di Pisa, 2° vol., t. 3, Edizioni PIUS Pisa, pp. 889-927.

Della Pina M. (2004). Il terremoto del 1846. Un esempio di buongoverno, razionalità scientifica e “uso politico” delle catastrofi nella Toscana dell’Ottocento. In: Il terremoto delle Colline Pisane del 1846. Cinque testimonianze coeve, Tagete Edizioni 2004

Guidoboni E., Ferrari G., Mariotti D., Comastri A., Tarabusi G. and Valensise G. (2007). CFTI4Med, Catalogue of Strong Earthquakes in Italy (461 B.C.-1997) and Mediterranean Area (760 B.C.-1500). INGV-SGA. http://storing.ingv.it/cfti4med/

Pellegrini A. (2009). Le certezze del Granduca. Leopoldo II e le sue troppe memorie. Felici Editore Pisa, 116 pagine.

Pilla L. (1846a). Poche parole sul tremuoto che ha desolato i paesi della costa toscana. Pisa, Vannucchi editore, 1846.

Pilla L. (1846b). Istoria del tremuoto che ha devastato i paesi della costa toscana il dì 14 agosto 1846. Pisa, Vannucchi editore, 1846.

Savi P. (1846). Relazione de fenomeni presentati dai terremoti di Toscana dell’Agosto 1846. Considerazioni teoretiche sopra i medesimi. Pisa, tipografia Nistri, 1846;

Tinti S., Maramai A. (1996). Catalogue of tsunamis generated in Italy and in Côte d’Azur, France: a step towards a unified catalogue of tsunamis in Europe. Ann. Geophys., 39(6),

Trevisan L., Giglia G. (1978). Introduzione alla Geologia. Pacini editore Pisa.

Eventi sismici alle Isole Eolie: aggiornamento e approfondimento

Questa notte alle ore 00:46 italiane (ore 22:46:24 UTC del 8 agosto 2015) si è verificato un terremoto con magnitudo ML=4.1 alle Isole Eolie (Messina). L’epicentro del terremoto è circa 8 km a O-NO dall’isola di Alicudi e la sua profondità è di 14 km.

Eolie_strumentale BLOG

Gli eventi sismici avvenuti alle Isole Eolie, 8 e 9 agosto 2015 (aggiornati alle ore 17.00 italiane). Il quadrato è l’epicentro del terremoto di magnitudo 4.1.

Al momento (le ore 17 del 9 agosto 2015), si sono verificate tre repliche con magnitudo Ml>=2.0 nella medesima zona, mentre l’evento principale era stato preceduto da 4 eventi nelle ore precedenti con magnitudo ML>=2.0, di cui 2 (alle ore 20:15 e 22:34 italiane) con magnitudo ML>=3.0, pari a 3.4 e 3.1 rispettivamente.

La zona interessata dalla sequenza sismica in corso appartiene a una più ampia fascia di deformazione ben nota per la sismicità precedente. Si tratta di una fascia orientata in senso circa est-ovest che corre parallelamente alla costa settentrionale siciliana (30-50 km a nord di essa) che in passato ha avuto terremoti di magnitudo fino a ~6, tra i quali ricordiamo quello al largo di Palermo nel settembre 2002.

La sismicità storica evidenzia terremoti nella medesima area con magnitudo sempre inferiore a 5.9. Dalla consultazione del DBMI11 si evince che sull’isola di Alicudi la massima intensità riportata (VIII MCS) è per l’evento del 16/3/1892 di magnitudo Mw 5.3 avvenuto vicino l’isola di Filicudi.

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Sismicità storica della Sicilia nord-orientale e Calabria meridionale (fonte: CPTI).

Altri terremoti storici avvenuti sempre vicino l’isola di Filicudi con magnitudo leggermente più bassa di quello del 1892 sono gli eventi sismici del 1889 (Mw 5.1), 1894 (Mw 5.2), 1908 (Mw 5.1).

La soluzione automatica (preliminare) del tensore momento sismico calcolata con i dati di 7 stazioni, indica una magnitudo momento (Mw) di 4.1. Gli assi di massima compressione e massima estensione sono sub-orizzontali con direzioni NO-SE e NE-SO, rispettivamente, in sostanziale accordo con i terremoti precedenti. Quindi un meccanismo di tipo trascorrente con scivolamento alternativamente lungo uno dei due piani quasi verticali con strike E-O e N-S.

Alla stazione sismica più vicina all’epicentro IACL (Alicudi) sono stare registrate accelerazioni massime di 1.71%g. Accelerazioni massime tutte inferiori a 0.1 %g sono state invece registrate alle stazioni ubicate lungo la costa settentrionale della Sicilia.

Le mappe del risentimento macrosismico disponibili al momento sul sito http://www.haisentitoilterremoto.it/ mostrano valori di intensità estremamente bassi.

mcs_9.8.15

La mappa del risentimento sismico in scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) che mostra la distribuzione degli effetti del terremoto sul territorio. Con la stella in colore viola viene indicato l’epicentro strumentale del terremoto, i cerchi colorati si riferiscono alle intensità associate ad ogni comune. Nella didascalia in alto è indicato il numero dei questionari elaborati per ottenere la mappa stessa. (http://mappe.haisentitoilterremoto.it/5914151/mcs.jpg)

Le intensità riportate nelle Shakemap indicano che l’evento potrebbe essere stato risentito in modo lieve (II-III) lungo la costa settentrionale della Sicilia.

Localizzazione dell’evento di magnitudo ML 4.1, in provincia alle Isole Eolie sovrapposto alla mappa di pericolosità sismica del territorio nazionale.

Mappa di pericolosità sismica della zona interessata dagli eventi sismici (http://zonesismiche.mi.ingv.it/).

Secondo la mappa di pericolosità del territorio nazionale (GdL MPS, 2004; rif. Ordinanza PCM del 28 aprile 2006, n. 3519, All. 1b) espressa in termini di accelerazione orizzontale del suolo con probabilità di eccedenza del 10% in 50 anni, il terremoto ricade in una zona con valori tra 0.050-0.075 g, mentre l’isola di Alicudi, come tutte le altre isole dell’arcipelago,  ha valori maggiori (http://zonesismiche.mi.ingv.it/).


2.Cop_SiciliaUlteriori notizie sulla sismicità e sul rischio sismico in Sicilia sono disponibili nella scheda https://ingvterremoti.files.wordpress.com/2015/06/2-sicilia_20-06_web.pdf

 

Evento sismico tra le province di Cosenza, Catanzaro e Crotone: aggiornamento e approfondimento

Il terremoto di magnitudo ML 4.1 avvenuto oggi 3 agosto 2015 alle ore 09:27 italiane in Calabria, è stato localizzato dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV al confine tra le province di Cosenza e Catanzaro a una distanza di circa 28 km da entrambi i capoluoghi.

Il terremoto è stato avvertito in una vasta area della Calabria, come evidenziato dai questionari sul web del sito dell’INGV, http://www.haisentitoilterremoto.it/, http://mappe.haisentitoilterremoto.it/5884121/mcs.jpg.

In pratica, è stato avvertito con un intensità pari al IV MCS a Catanzaro, Lamezia TermeCosenza.

mcs_3.8.15

La mappa del risentimento sismico in scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) che mostra la distribuzione degli effetti del terremoto sul territorio. Con la stella in colore viola viene indicato l’epicentro strumentale del terremoto, i cerchi colorati si riferiscono alle intensità associate ad ogni comune. Nella didascalia in alto è indicato il numero dei questionari elaborati per ottenere la mappa stessa. (http://mappe.haisentitoilterremoto.it/5884121/mcs.jpg)

L’area è stata interessata nelle immediate vicinanze da terremoti storici molto rilevanti. Nel Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani CPTI11 gli eventi significativi più vicini sono:
l’evento del 1638 di magnitudo Mw7.0 a Ovest-SudOvest dell’evento odierno, gli eventi a Ovest-NordOvest del 1854 e 1870 di magnitudo Mw6.2 e Mw6.1 rispettivamente. Il terremoto del 1638 a NordEst di magnitudo Mw6.9 e l’evento del 1832 di magnitudo Mw6.6 a Est-SudEst. Leggi il resto di questa voce

Evento sismico tra le province di Cosenza, Catanzaro e Crotone, Ml 4.1, 3 agosto ore 9.27

Oggi, 3 agosto 2015, alle ore 09:27 italiane (03-08-2015 07:27:48 UTC) è stato localizzato un terremoto di magnitudo ML 4.1  tra le province di Cosenza, Catanzaro e Crotone ad una profondità di 26 km.

I Comuni entro 10 km e 20 km dall’epicentro sono:

comuni3.8.15_ore7.27

Il terremoto è stato localizzato

27 Km a NE di Lamezia Terme (70336 abitanti)
28 Km a SE di Cosenza (69484 abitanti)
28 Km a N di Catanzaro (89364 abitanti)
52 Km a W di Crotone (58881 abitanti)
Localizzazione dell’evento di questa sera, ML 3.7, in provincia di Trento sovrapposto alla Mappa di pericolosità sismica del territorio nazionale.

Localizzazione dell’evento di magnitudo ML 4.1, in provincia di Cosenza sovrapposto alla Mappa di pericolosità sismica del territorio nazionale.

Al momento (ore 10.15), sono 4 le repliche di questo terremoto terremoto di magnitudo compresa tra 1.1 e 2.7.

I questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ finora indicano che il terremoto è stato risentito in una vasta area della Calabria centro-settentrionale, tra le province di Cosenza, Catanzaro e Crotone  (http://mappe.haisentitoilterremoto.it/5884121/mcs.jpg).

Per ulteriori informazioni visita la pagina di evento: http://cnt.rm.ingv.it/event/5884121

Evento sismico in provincia di Trento, Ml 3.7, 1 agosto ore 22.47

Questa sera alle ore 22:47 italiane (01-08-2015 20:47:51 UTC) è  stato registrato un terremoto di magnitudo ML 3.7  localizzato in provincia di Trento ad una profondità di 6 km.

I Comuni entro 10 km dall’epicentro sono: Ledro (TN), Tenno (TN), Riva del Garda (TN), Nago-Torbole (TN), Arco (TN), Limone sul Garda (BS).

localiz

Localizzazione dell’evento di questa sera, ML 3.7, in provincia di Trento sovrapposto alla Mappa di pericolosità sismica del territorio nazionale.

Al momento i questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ forniscono una buona distribuzione dei risentimenti del terremoto nelle zone vicino all’epicentro, nell’area a nord del Lago di Garda (http://mappe.haisentitoilterremoto.it/5876081/mcs.jpg).

Per ulteriori informazioni visita la pagina di evento: http://cnt.rm.ingv.it/event/5876081

Bomba o non bomba? Ordigno bellico genera “terremoto” in Adriatico

Fare il turno in sala sismica comporta anche rispondere alle telefonate esterne. Se non si è nel mezzo di una sequenza sismica, le richieste sono disparate: persone che chiedono rassicurazioni sulla zona dove si stanno per recare in vacanza, sulla possibilità che il tremore che hanno avvertito in casa sia stato generato da un terremoto locale non riportato dagli organi di informazione, e così via.

Ieri, 8 luglio 2015, invece abbiamo ricevuto una telefonata che preannunciava l’esplosione di un ordigno bellico nel mare Adriatico. All’altro capo del telefono un Maresciallo del Circomare (Capitaneria di Porto) di Cesenatico, ci ha fornito i dettagli tecnici dell’operazione di brillamento di una bomba della II Guerra Mondiale che sarebbe avvenuto nel Mare Adriatico, al largo della costa di Cesenatico (Figura 1).

http://www.corriereromagna.it/news/cesena/13151/Spostato-l-ordigno-bellico-sommerso-e.html

Figura 1. L’ordigno rinvenuto – una “mina magnetica” di produzione tedesca risalente alla Seconda Guerra Mondiale – aveva un contenuto di circa 640 kg di esplosivo. http://www.corriereromagna.it/news/cesena/13151/Spostato-l-ordigno-bellico-sommerso-e.html

L’ordigno di 600 kg di esplosivo era, nelle parole del Maresciallo, uno dei più grandi mai rinvenuti nel mare Adriatico. Sarebbe stata la Rete Sismica Nazionale in grado di identificare e localizzare l’esplosione?  Il maresciallo ci aveva fornito in anticipo le coordinate geografiche e la profondità del sito dove sarebbe stata depositata la bomba (circa 14 metri sotto il livello del mare) e anche l’intervallo temporale entro il quale si sarebbe conclusa l’operazione, tra le 13 e le 15 di ieri, 8 luglio 2015.

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I terremoti nella STORIA: Il terremoto del 3 giugno 1781 nell’Appennino marchigiano, un evento disastroso in un periodo di intensa attività sismica tra Romagna e Marche

La primavera-estate del 1781 fu un periodo particolarmente difficile per le popolazioni dell’Italia centro-orientale. Nell’arco di soli quattro mesi, tra il 4 aprile e il 17 luglio ben tre terremoti molto significativi si verificarono in Romagna e nelle Marche settentrionali. L’intera area interessata apparteneva a diverse regioni dello Stato pontificio ed è negli archivi degli uffici periferici e centrali dell’amministrazione papale che si conserva la parte più consistente dei documenti coevi che ci permettono di ricostruire gli effetti di questi terremoti.

Gli eventi furono localizzati alle due estremità di un tratto di catena appenninica che si estende per circa 130 km in linea d’aria tra il forlivese a nord e l’area di Cagli-Fabriano a sud.

Il più forte e “disastroso” di questi terremoti, e anche uno dei massimi eventi sismici dell’Italia centrale  (magnitudo Mw 6.4 e intensità Io pari al grado 10 della scala macrosismica Mercalli-Cancani-Sieberg; CPTI11), ebbe luogo la mattina della domenica 3 giugno 1781. I suoi maggiori effetti interessarono l’area appenninica che si trova al confine attuale tra Marche settentrionali, Umbria e Toscana, e in particolare l’area compresa tra Cagli e Piobbico, nell’entroterra appenninico della odierna Provincia di Pesaro-Urbino. All’epoca si trattava di un’area caratterizzata da una fitta rete di insediamenti rurali di modeste dimensioni e di poderi isolati facenti capo a chiese parrocchiali o pievanili. Qui si ebbero gravissime ed estese distruzioni (“buona parte delle parrocchiali, e un’infinità di case coloniche sono del tutto rovinate” [1]). La coincidenza del terremoto con una importante festa liturgica – la domenica di Pentecoste – contribuì ad accentuare il numero delle vittime. La mortalità, infatti, fu abbastanza elevata principalmente a causa del crollo di numerose chiese rurali. Un contemporaneo riporta:

il massimo però degli effetti tragici di questo sì orribile castigo si è rovesciato nella campagna attorno alla città predetta [Cagli, NdR] con essere diroccate interamente da settecento case rurali, compresovi quasi tutte le chiese tutte de’ curati, dicesi tutte perite, ed estinte, al tempo in cui li poveri curati celebravano al loro popolo la Santa Messa, e contasi la mortalità di campagna a novecento e più persone con li curati che sopra, ed in seguito restò sotto sassi gran quantità di bestiame. (Pichi, 1781)

Le perdite umane in realtà sembrano essere state più contenute. Gli studi più accreditati (basati su documenti riepilogativi coevi per lo più conservati presso l’Archivio di Stato di Pesaro) suggeriscono da un minimo di 260 a un massimo di poco più di 300 morti. Numeri comunque elevatissimi per un’area rurale, soprattutto considerando le dimensioni relativamente piccole della maggior parte degli insediamenti colpiti.

Un testimone di eccezione del terremoto del 3 giugno 1781 fu il vescovo di Cagli, Ludovico Agostino Bertozzi, che dopo essere fortunosamente scampato al crollo della cupola della cattedrale di Cagli (in cui si trovava al momento della scossa) scrisse una relazione delle sue esperienze per il cardinal Antonelli, Protettore della città di Cagli (Bertozzi, 1781). Proprio a partire da questa lettera è possibile ricostruire la cronologia delle scosse avvenute quel 3 giugno.

Un foglio volante (un vero e proprio volantino dell’epoca) dedicato al terremoto del 3 giugno 1781.

Un foglio volante (un vero e proprio volantino dell’epoca) dedicato al terremoto del 3 giugno 1781.

Dopo una prima, lieve scossa forse avvertita nella notte tra il 2 e il 3 giugno (“sostengono certuni d’aver sentita una piccola concussione”), due scosse fortissime si verificarono la mattina del giorno 3, alle 11:00 e alle 11:15 “italiane” (secondo l’uso orario “all’italiana” in vigore all’epoca), corrispondenti alle 7:00 e alle 7:15 circa, ora locale [2] (cioè le 6:00 e le 6:15 GMT). La prima, che potrebbe essere stata la più violenta, causò il crollo della cupola del duomo di Cagli, in cui rimasero uccisi molti dei fedeli che gremivano la cattedrale per la messa mattutina: Leggi il resto di questa voce

Il terremoto del 2012 in Emilia poteva essere previsto guardando le formazioni nuvolose?

Un lavoro pubblicato di recente sulla rivista Natural Hazards and Earth System Sciences da un team di ricercatori statunitensi e italiani, Jeremy Thomas, Fabrizio Masci e Jeffrey Love, pone fondati dubbi sulla validità di uno studio di due ricercatori cinesi relativo ad una presunta previsione del terremoto del 20 maggio 2012. Lo studio di Thomas et al. è parte di un processo di riesame dei precursori dei terremoti che sono stati e continuano a essere riportati nella letteratura scientifica con l’obiettivo di poterli un giorno utilizzare per sviluppare tecniche di previsione dei terremoti.


La presunta previsione del terremoto del 20 maggio 2012 nella valle del Po

In un articolo pubblicato nel 2013 sulla rivista Natural Hazards and Earth System Sciences, due ricercatori cinesi, G. Guangmeng and Y. Jie, affermarono di aver predetto il terremoto avvenuto il 20 maggio 2012 nella valle del Po. La previsione era stata fatta osservando immagini da satellite che mostrano la formazione di nubi lineari lungo il versante orientale degli Appennini. Secondo Guangmeng e Jie, formazioni nuvolose lineari e stazionarie, possibili precursori del terremoto del 20 maggio 2012, si sono formate lungo gli Appennini nei giorni 22 e 23 aprile 2012 (vedi esempio in Figura 1).

fig1

Figura1. Una delle immagini satellitari della nube lineare considerata precursore del terremoto avvenuto il 20 maggio 2012 nella valle del Po.

Questa osservazione aveva portato i due ricercatori a formulare una previsione di un terremoto di magnitudo 6 che si sarebbe verificato da qualche parte in Italia entro un mese. La previsione sarebbe stata comunicata a due loro colleghi. Come prova a supporto della loro previsione, Guangmeng e Jie fanno notare che la formazione da loro riportata è pressoché orientata in direzione NW-SE, come le principali faglie attive presenti nell’Italia centrale. Circa un mese dopo, il 20 maggio 2012, un terremoto di magnitudo 6 si verificò nella valle del Po. Leggi il resto di questa voce

Italia sismica: i terremoti di maggio 2015

Nel mese di maggio 2015 la Rete Sismica Nazionale dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia ha registrato 1344  terremoti, in diminuzione rispetto all’ultimo mese di aprile ma in linea con i primi mesi del 2015. La media giornaliera è di oltre 43 eventi, una decina in meno dello scorso mese.

I terremoti del di maggio registrati dalla Rete Sismica Nazionale.

I terremoti del maggio registrati dalla Rete Sismica Nazionale.

Sono stati tre i terremoti di magnitudo maggiore o uguale a 4 registrati nel mese di maggio, tutti avvenuti in mare. Solo l’evento di magnitudo M 4.2 del 29 maggio, localizzato in Mar Adriatico al largo della costa abruzzese in corrispondenza della provincia di Teramo, è stato moderatamente avvertito (mappa del risentimento sismico in scala MCS da www.haisentitoilterremoto.it), mentre gli altri due localizzati nel Mar Ionio (11 maggio, M 4.4) e nel basso Mar Tirreno (9 maggio, M 4.5) non sono stati risentiti dalla popolazione. Leggi il resto di questa voce

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