Italia sismica: i terremoti di febbraio 2015

Nel mese di febbraio sono 1076 i terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologiauna media che scende al di sotto dei 40 eventi al giorno, in calo rispetto al primo mese del 2015.

I terremoti registrati a febbraio dalla RSN.

I terremoti registrati a febbraio 2015 dalla RSN.

Nel mese più corto dell’anno sono stati registrati  2 eventi di magnitudo superiore a 4: il primo, ad inizio mese, di magnitudo Mw 4.7 al largo delle Isole Eolie, il secondo a fine mese di magnitudo Mw 4.1 in provincia dell’Aquila.

dgdgdgdgdg

Andamento temporale dei terremoti registrati nel mese di febbraio 2015. In rosso i due eventi di magnitudo maggiore di 4 avvenuti ad inizio e fine mese.

Il grafico sopra mostra l’andamento temporale dei terremoti avvenuti su tutto il territorio nazionale dal 1 al 28 febbraio 2015. È evidente che la maggior parte dei terremoti, circa 900, ha avuto magnitudo minore di 2 e meno di 200 eventi hanno avuto magnitudo maggiori. In particolare sono stati registrati 16 terremoti di magnitudo maggiore o uguale a 3, compresi i due eventi di magnitudo maggiore di 4, evidenziati in rosso nel grafico. L’evento più forte, magnitudo Mw 4.7, è avvenuto il 6 febbraio alle 09:52 italiane localizzato nel Mar Tirreno nelle vicinanze delle Isole Eolie, a sud di Vulcano. La profondità a cui è avvenuto il terremoto, oltre 270 Km, ha limitato notevolmente i risentimenti in superficie anche se, dalla mappa preliminare degli effetti del terremoto elaborata grazie agli oltre 600 questionari inviati al sito www.haisentitoilterremoto.it, risultano lievi risentimenti in tutte le coste tirreniche del sud Italia e della Sicilia. La sismicità del Tirreno meridionale è spesso caratterizzata da terremoti profondi, che sono causati dallo sprofondamento della litosfera ionica al di sotto dell’arco calabro, come spiegato in questo video.

La sismicità nel basso Tirreno nel mese di febbraio. Si nota l'evento profondo del 6 febbraio Mw 4.7 rappresentato da un quadrato rosso.

La sismicità nel basso Tirreno nel mese di febbraio. Si nota l’evento profondo del 6 febbraio Mw 4.7 rappresentato da un quadrato rosso.

Maggiori sono stati gli effetti del terremoto di magnitudo Mw 4.1 (Ml 3.9) registrato il 28 febbraio in piena notte e localizzato in provincia dell’Aquila. L’evento è stato avvertito in tutta la provincia dell’Aquila e quella di Frosinone, come evidenziato dagli oltre 1000 questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ e dalla mappa degli effetti del terremoto in scala MCS. L’epicentro di questo terremoto è stato individuato nella Valle del Fucino, nella stessa area del forte terremoto verificatosi 100 anni fa, nel 1915, e che causò oltre 30.000 vittime. In questo mese tra le province di Firenze e Bologna sono state registrate tre piccole sequenze sismiche a breve distanza (vedi la mappa sottostante). Quest’area era già stata interessata alla fine dello scorso mese da una sequenza con numerosi eventi, tra i quali quello di magnitudo maggiore, Mw 4.3, si verificò il 23 gennaio e fu risentito sia nell’alta Toscana che in provincia di Bologna.

La sismicità nell'Appennino

Le sequenze sismiche registrate nel mese di febbraio in Appennino tosco-emiliano.

Tra le tre sequenze di febbraio, quella che ha fatto registrare l’evento di magnitudo maggiore, il 17 febbraio Mw 3.8, è stata quella localizzata più ad est. Anche questo evento è stato avvertito in una vasta area della Toscana e dell’Emilia Romagna, come evidenziato dagli oltre 1000 questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ e dalla relativa mappa del risentimento sismico in scala MCS con la distribuzione degli effetti del terremoto sul territorio. Una quarantina in totale i terremoti di questa sequenza, mentre oltre 200 sono stati gli eventi registrati sommando le tre sequenze in appennino tosco-emiliano. Diminuiscono ancora gli eventi sismici registrati nell’area della sequenza di Gubbio, circa 150, la grandissima parte di magnitudo inferiore a 2.0. Solo quattro i terremoti registrati di magnitudo compresa tra 2.0 e 2.9.

La sismicità nell'area di Gubbio durante il mese di febbraio 2015.

La sismicità nell’area di Gubbio durante il mese di febbraio 2015. Si nota la diminuzione del numero di eventi nell’area.

Si ricorda che per tutto il 2015 è possibile visualizzare gli articoli di ITALIA SISMICA con un una story map del tipo MAP JOURNAL che permette di integrare la mappa interattiva dei terremoti del mese di magnitudo uguale o maggiore di 1.5 in Italia con i contenuti informativi e multimediali degli articoli. Sulla mappa interattiva è possibile anche interrogare i singoli eventi ed avere informazioni sulla magnitudo, la data\ora e la profondità.

La story map "MAP JOURNAL" della sismicità del 2015

La story map “MAP JOURNAL” della sismicità del 2015

Le Radici Spezzate, Marsica 1915–2015

In occasione del centenario del terremoto del 1915 nella Marsica l’INGV ha realizzato il documentario dal titolo Le Radici Spezzate, Marsica 1915 – 2015, per raccontare con parole e immagini, attraverso quattro luoghi simbolo, le delocalizzazioni dei centri abitati in seguito al terremoto.

L’attitudine a trasferire i centri abitati da un luogo all’altro per motivi di instabilità geologica si afferma nel corso del XX secolo e si inquadra, sul piano normativo, in una legge del 9 luglio 1908. Le criticità geologiche furono comunque soltanto uno degli aspetti che condizionarono le delocalizzazioni nel terremoto del 1915.

Altri elementi che spinsero nella direzione delle delocalizzazioni furono i problemi legati allo smaltimento degli enormi cumuli di macerie e le numerose difficoltà tecniche legate alla ricostruzione nei luoghi originari applicando le normative antisismiche dell’epoca. Ulteriori spinte alla delocalizzazioni – forse gli aspetti principali – si possono ritrovare nella ricerca di uno sviluppo ed una modernizzazione della società che portava a collocare i nuovi centri abitati in prossimità di “vie di maggiore comunicazione, dove si compiono gli scambi”, secondo quanto affermato dall’Ufficio Centrale del Senato già nel 1915.

Il documentario ripercorre la storia delle delocalizzazioni attraverso quattro luoghi che ben descrivono quanto successe dopo il terremoto del 1915.

Frattura

Case del borgo di Frattura Vecchia (frazione di Scanno, AQ), distrutto durante il terremoto del 1915 e in seguito abbandonato.

Frattura, frazione di Scanno (AQ), subisce una delocalizzazione completa con la costruzione, ultimata alla fine degli anni 30, di un nuovo centro abitato. Alcuni edifici di Frattura Vecchia sono comunque sempre stati mantenuti insieme a piccole attività orticole che lo rendono a tutt’oggi un centro particolarmente vivo.

Aielli (AQ).

La chiesa razionalista di Aielli stazione (1937), insediamento nato dopo il terremoto del 1915 lungo la linea ferroviaria Roma – Pescara.

Aielli (AQ) vede la nascita di un nuovo centro abitato, in prossimità della stazione ferroviaria, senza che il vecchio centro venga mai abbandonato. 
Quindi oggi ci si trova di fronte allo sdoppiamento del paese con la presenza di due centri abitati con un numero di abitanti simile.

Borgo Sperone

Il borgo di Sperone, nel comune di Gioia de’ Marsi (AQ), con la torre della seconda metà del XIII secolo, abbandonato a causa del terremoto del 1915.

Sperone, borgo nel comune di Gioia de’ Marsi (AQ), vede la distruzione del centro abitato antico con il successivo invito alla popolazione a considerare l’opzione della discesa al piano. Gli abitanti rifiutarono tale ipotesi essendo tutti i loro interessi economici legati a un’agricoltura di montagna. Il paese venne quindi ricostruito con casette “asismiche” in muratura su un pianoro ad alcune centinaia di metri dal nucleo originale. A partire dagli anni Sessanta, anche in seguito alle mutate condizioni economiche, anche il nuovo insediamento fu abbandonato con il trasferimento degli abitanti nel piano.

Alba Fucens

Resti del Castello Orsini (XV – XVI secolo) sulla collina di San Nicola dove sorgeva il borgo medioevale di Alba Fucens, distrutto dal terremoto del 1915.

Alba Fucens vive vicende ancora più complesse. L’antico insediamento romano venne abbandonato in periodo alto medioevale a causa di un diffuso dissesto geologico. Si ebbe di conseguenza la creazione del Borgo Medioevale sul costone a monte dell’insediamento originario. Il terremoto del 1915 causò la completa distruzione del Borgo e la costruzione del nuovo insediamento sul rilievo collinare che delimita a ovest l’attuale area archeologica romana.

a cura di Fabrizio Galadini e Giuliano Milana, INGV-Roma1.


Il documentario, a cura di Lucrezia Lo Bianco ed Agostino Pozzi, è stato prodotto da Europe Consulting ONLUS.

Progetto finanziato con fondi INGV (Sezione Roma1 e Progetto FIRB-Abruzzo).

Si ringraziano tutti i cittadini dei paesi coinvolti nel progetto e la Soprintendenza per i Beni Archeologici dell’Abruzzo.

La GEOLOGIA dei terremoti: Il terremoto della Val d’Agri del 16 dicembre 1857, storia e geologia si interrogano per comprendere un grande terremoto di epoca pre-strumentale

Nonostante l’enorme vulnerabilità del patrimonio edilizio delle zone che ha colpito, quello del 16 dicembre 1857 fu certamente un terremoto molto forte. A questo terremoto e alla figura di Robert Mallet, l’ingegnere-sismologo irlandese che ne fece un formidabile oggetto di studio, è stato dedicato l’articolo “I terremoti nella Storia: il terremoto del 16 dicembre 1857 in Basilicata…”, pubblicato il 16 dicembre scorso. Oggi il terremoto è ben compreso dal punto di vista geodinamico, essendo stato riconosciuto come causato da una delle numerose grandi faglie estensionali che interessano la dorsale appenninica dalla Toscana alla Calabria: ma quale fu esattamente la sua magnitudo? Quanto era lunga la faglia responsabile del terremoto? Quanto è durato lo scuotimento?

E’ noto che la magnitudo non è l’unico parametro sismologico che influenza la severità di un terremoto, così come non tutti i terreni di fondazione rispondono nello stesso modo alla sollecitazione sismica e non tutti gli edifici si danneggiano con le stesse modalità a parità di scuotimento. Capire a fondo tutte queste circostanze è cruciale per stimare lo scuotimento atteso in ogni singola porzione del territorio e per progettare edifici in grado di resistergli. Ma come si è ripetuto tante volte su queste pagine, disponiamo di dati di dettaglio solo per i forti terremoti degli ultimi 20-30 anni, un intervallo che rappresenta una frazione minima della plurisecolare storia sismica italiana.

Il terremoto del 1857 causò danni notevoli in un’area eccezionalmente grande: la regione caratterizzata da intensità macrosismiche (MCS) pari al X grado o superiore si estende per circa 900 km2 . La maggior concentrazione dei danni fu riscontrata nell’Alta Val d’Agri a monte della diga del Pertusillo, ma intensità di IX e X grado MCS furono registrate in una regione estesa della parte settentrionale del Vallo di Diano fino al bacino di Sant’Arcangelo.

Intensità macrosismiche del terremoto del 16 dicembre 1857 (scala MCS) riprese dal Catalogo CPTI11 (Rovoda et al., 2011) e basate su di uno studio nel Catalogo dei Forti Terremoti in Italia (Guidoboni et al., 2007). La mappa è centrata sull'alta Val d'Agri e non comprende le zone periferiche del campo macrosismico. In nero è rappresentata la proiezione in superficie delle sorgenti sismogenetiche Melandro-Pergola (a nordovest) e Val d’Agri (a sud-est) del database DISS (link http://diss.rm.ingv.it/diss/). La zona che ha subito intensità di X grado o superiori è definita dalla linea blu a tratteggio. Il rettangolo nero tratteggiato è la sorgente macrosismica derivata dalle analisi automatiche dei dati di intensità (Gasperini et al., 1999). Le stelle rosse con i numeri 1 e 2 indicano rispettivamente l’epicentro proposto da Mallet e quello ottenuto dalle analisi automatiche (Gasperini et al., 1999). La linea bianca/blu mostra il percorso seguito da Mallet nel Vallo di Diano e nell’Alta Val d’Agri (tratto da Ferrari, 2004-2009, vedi anche "Il terremoto del 16 dicembre 1857").

Figura 1 – Intensità macrosismiche del terremoto del 16 dicembre 1857 (scala MCS) riprese dal Catalogo CPTI11 (Rovida et al., 2011) e basate su di uno studio nel Catalogo dei Forti Terremoti in Italia (Guidoboni et al., 2007). La mappa è centrata sull’alta Val d’Agri e non comprende le zone periferiche del campo macrosismico. In nero è rappresentata la proiezione in superficie delle sorgenti sismogenetiche Melandro-Pergola (a nord-ovest) e Agri Valley (a sud-est) del database DISS . La zona che ha subito intensità di X grado o superiori è definita dalla linea blu a tratteggio. Il rettangolo nero tratteggiato è la sorgente macrosismica derivata dalle analisi automatiche dei dati di intensità (Gasperini et al., 1999). Le stelle rosse con i numeri 1 e 2 indicano rispettivamente l’epicentro proposto da Mallet e quello ottenuto dalle analisi automatiche (Gasperini et al., 1999). La linea bianca mostra il percorso seguito da Mallet nel Vallo di Diano e nell’Alta Val d’Agri (tratto da Ferrari, 2004-2009, vedi anche “Il terremoto del 16 dicembre 1857“).

Sappiamo che lo stesso Mallet faticò a capire dove esattamente il terremoto avesse dispiegato i suoi effetti maggiori, ovvero quale ne fosse l’area epicentrale. Infatti, dopo essere sbarcato a Napoli, egli raggiunse l’Alta Val d’Agri passando per il Vallo di Diano, seguendo approssimativamente il tracciato dell’attuale autostrada Salerno-Reggio Calabria e attraversando i Monti della Maddalena in corrispondenza della Piana di Magorno (linea bianca in Figura 1).

Prima di raggiungere l’Alta Val d’Agri Mallet trascorse diversi giorni nel Vallo di Diano ispezionando i danni subiti da Polla, anche a quei tempi uno degli insediamenti principali dell’area, e da numerosi altri paesi della zona. A sua insaputa, tuttavia, Mallet non era ancora entrato nell’area più gravemente danneggiata dalla scossa del 1857, e le distruzioni che stava studiando erano in gran parte dovute ad amplificazioni locali dello scuotimento sismico dovute allo spesso pacco di sedimenti fluviali e lacustri che ammanta il fondo del Vallo di Diano (Gallipoli et al., 2003). Solo in seguito egli visitò i paesi dell’Alta Val d’Agri, rilevando l’immensa distruzione e i fenomeni naturali che accompagnarono il terremoto.

Le tecniche oggi in uso per calcolare la magnitudo dei terremoti pre-strumentali sulla base della distribuzione del danno fanno del terremoto del 1857 uno dei più forti eventi sismici italiani di tutti i tempi (M 7.0), confrontabile con i tre terremoti più forti del XX secolo (Messina e Reggio, 1908; Marsica, 1915; Irpinia, 1980) se non addirittura più energetico. Ma è andata veramente così?

Sintesi delle stime della magnitudo del terremoto del 1857

Sintesi delle stime della magnitudo del terremoto del 1857.

La Figura 1 mostra la presumibile posizione ed estensione della faglia responsabile del terremoto del 1857, ottenuta dall’analisi automatica dei dati di intensità attraverso il programma Boxer (in Italia si utilizza ormai da oltre 15 anni; Gasperini et al., 1999). Il programma determina un epicentro, una magnitudo, l’orientazione del piano di faglia e la sua lunghezza proporzionale alla magnitudo stessa. Il piano di faglia viene considerato simmetrico rispetto all’epicentro così stimato. In Figura 1 la faglia ottenuta viene confrontata con le sorgenti sismogenetiche contenute nella banca-dati nazionale DISS (DISS Working Group, 2010), la cui proiezione in superficie è indicata da rettangoli neri, e con l’epicentro calcolato da Robert Mallet (stellina indicata con “1”).

Mallet decise di determinare l’epicentro come il punto di incontro di una serie di linee ideali tracciate lungo il prolungamento della direzione di caduta di manufatti (Figura 2 ). Questo approccio, ideato da Mallet stesso, parte dal presupposto che nell’area di massimo scuotimento questi manufatti siano danneggiati dall’arrivo delle onde P, anche se oggi è noto che è l’arrivo delle successive onde S a causare i danni più gravi ed estesi. L’esercizio richiede inoltre l’accortezza di escludere preventivamente quei manufatti che, per funzione o forma, risultano in qualche modo vincolati, ovvero impossibilitati a cadere in una direzione arbitraria ma solo in direzioni prefissate (come le lapidi delle tombe a terra dei cimiteri). Il metodo fu utilizzato estesamente fino al 1915, anno del terremoto della Marsica, per essere poi soppiantato da metodi puramente strumentali.

Porzione centrale della mappa A del Rapporto scritto da Mallet (1862), che mostra l’area mesosismica del terremoto del 1857, ovvero l’area di massimo danneggiamento (evidenziata con una linea a tratto-punto), e le 177 traiettorie desunte dalla caduta di manufatti per 78 località, il cerchio di raggio di 1 miglio all’interno del quale i 32 raggi si incontrano e l’epicentro proposto (stella bianca). Le sorgenti sismogenetiche del DISS (già riportate in Figura 1) sono mostrate per riferimento.

Figura 2 – Porzione centrale della mappa A del Rapporto scritto da Mallet (1862), che mostra l’area mesosismica del terremoto del 1857, ovvero l’area di massimo danneggiamento (evidenziata con una linea a tratto-punto), le 177 traiettorie desunte dalla caduta di manufatti per 78 località, il cerchio di raggio di 1 miglio all’interno del quale i 32 raggi si incontrano e l’epicentro proposto (stella bianca). Le sorgenti sismogenetiche del DISS, già riportate in Figura 1, sono mostrate per riferimento.

Qui giunti, è opportuno richiamare alcune definizioni che sono essenziali per comprendere i passaggi successivi. Sappiamo che una faglia è un piano di taglio della crosta terrestre lungo la quale, durante il terremoto, avviene lo scorrimento relativo di due blocchi rocciosi sottoposti a tensione dalle forze geodinamiche globali. Quando lo sforzo accumulato supera la resistenza dell’attrito tra i blocchi rocciosi la faglia si frattura, iniziando dal punto di minor resistenza; questo punto diventa l’ipocentro del terremoto che sta per scatenarsi, e la sua proiezione in superficie è invece nota come epicentro. Dall’ipocentro la frattura si propaga a una velocità di circa 2-3 km al secondo, irradiando energia sismica ed esaurendosi nell’arco di pochi secondi. Per un terremoto non registrato dagli strumenti, invece, per esempio un evento storico, l’epicentro è definito come il baricentro della distribuzione del danno, e per questo è chiamato anche epicentro macrosismico.  La differenza tra queste due definizioni non deve essere trascurata. L’ipocentro strumentale rappresenta solo il punto di inizio o nucleazione della frattura o rottura sismica, ed è quindi solo indirettamente legato al danno causato dal terremoto. Questo punto può trovarsi al centro della faglia, e si parlerà allora di rottura bilaterale, ovvero che si propaga simultaneamente verso le due estremità, o vicino a una estremità, e si avrà quindi una rottura unilaterale. Una rottura prevalentemente bilaterale causa una distribuzione dello scuotimento – e quindi del danneggiamento – simmetrica rispetto al centro della faglia, e quindi la determinazione strumentale dell’epicentro potrà essere pressoché coincidente con quella dell’epicentro macrosismico. Viceversa una propagazione unilaterale dà luogo di norma a una distribuzione dello scuotimento asimmetrica nella direzione in cui si propaga la rottura. E poiché in Italia i grandi terremoti sono causati da faglie lunghe anche 30-50 km (in altre aree del globo anche centinaia di chilometri, come fu per il terremoto di Sumatra del 2004), l’epicentro strumentale potrà trovarsi anche a oltre 20 km dall’epicentro macrosismico.

Torniamo ora all’epicentro ottenuto da Mallet. Per quanto detto in precedenza questo epicentro dovrebbe rappresentare con buona approssimazione la proiezione in superficie del punto di nucleazione del terremoto, ovvero il suo epicentro strumentale se nel 1857 fosse esistita una rete di sismografi come quelle odierne. Dalle due figure si osserva che l’epicentro calcolato da Mallet cade circa 15 km a nord-ovest dell’estremità della faglia ipotizzata sulla base di Boxer sotto le premesse già discusse, e a oltre 30 dall’epicentro macrosismico, ma a breve distanza dal bordo settentrionale della sorgente sismogenetica Melandro-Pergola del database DISS. Come mostrano chiaramente le isosisme tracciate da Mallet – le curve che uniscono luoghi colpiti dalla stessa intensità macrosismica – questo punto cade all’estremità nord-occidentale dell’area complessivamente colpita, che presenta quindi una forte asimmetria verso sud-est. Come si spiega questa asimmetria? E cosa implica in termini sismologici?

Va ricordato che fino al 2007 il terremoto del 1857 è stato considerato da quasi tutti coloro che lo hanno studiato come un unico grande evento dotato di un enorme potenziale distruttivo. Ma un esame attento delle fonti storiche mette in evidenza che la scossa principale che sconvolse l’Alta Val d’Agri era stata preceduta di circa due minuti da un’altra scossa significativa. Uno studio di dettaglio condotto da Branno et al. (1983) sui danni causati dal terremoto del 1857 riporta una osservazione di Leopoldo Del Re, l’allora direttore dell’Osservatorio Astronomico di Napoli, secondo cui “… alle ore 10 e minuti 10 di Francia si è sentita una prima scossa di tremuoto della durata di quattro in cinque secondi, la quale è stata dopo due minuti seguita da altra di assai maggiore intensità e della durata di circa venticinque secondi…”.

La loro ricostruzione (Figura 3) mostra che la prima scossa colpì la parte nord dell’area mesosismica cartografata da Mallet, tra i paesi di Balvano e Marsico Nuovo. Si trattò quindi di una fortissima premonitoria, un terremoto di magnitudo tra 5.5. e 6.0 che produsse danni in un’area situata a nord della Val d’Agri in corrispondenza della Valle del Melandro. Quest’area ricade all’interno dell’isosisma di massima intensità tracciata da Mallet (Figura 2) e all’interno dell’area di X grado MCS riportata in Guidoboni et al. (2007) (Figura 1).

Confronto tra l’area colpita con intensità VIII grado e superiore e l’area, evidenziata con le linee diagonali, dove la prima scossa fu chiaramente distinta (da Branno et al., 1983, ridisegnato). Le località di Tipo 1 e 2 sono quelle dove la popolazione fu in grado di distinguere le due scosse (cerchi e quadrati pieni); le località di Tipo 3 sono quelle dove solo una grande scossa fu avvertita; le località di Tipo 4 sono quelle non valutate. Si noti che la distribuzione del danneggiamento ottenuta da Branno et al. (1983) è differente da quella pubblicata in seguito da Boschi et al. (2000), mostrata in Figura 2. La figura mostra anche i bacini quaternari, le sorgenti sismogenetiche del DISS e l’epicentro di Mallet (stella bianca come in Figure 1 e 2). Bacini: HAV, Alta Val d’Agri; MPV, Valle del Melandro; SAB, Bacino di Sant’Arcangelo; VD, Vallo di Diano. Località: BA, Balvano; MN, Marsico Nuovo.

Figura 3 – Confronto tra l’area colpita con intensità VIII grado e superiore e l’area, evidenziata con le linee diagonali, dove la prima scossa fu chiaramente distinta (da Branno et al., 1983, ridisegnato). Le località di Tipo 1 e 2 sono quelle dove la popolazione fu in grado di distinguere le due scosse (cerchi e quadrati pieni); le località di Tipo 3 sono quelle dove solo una grande scossa fu avvertita; le località di Tipo 4 sono quelle non valutate. Si noti che la distribuzione del danneggiamento ottenuta da Branno et al. (1983) è differente da quella pubblicata nei database macrosismici mostrata in Figura 1. La figura mostra anche i bacini quaternari, le sorgenti sismogenetiche del DISS e l’epicentro di Mallet (stella bianca). Bacini: HAV, Alta Val d’Agri; MPV, Valle del Melandro; SAB, Bacino di Sant’Arcangelo; VD, Vallo di Diano. Località: BA, Balvano; MN, Marsico Nuovo.

Le informazioni sul tempo di occorrenza esatto della scossa principale riportate da Branno et al. (1983), che peraltro derivavano a loro volta da Baratta (1901), e la loro ricostruzione del danneggiamento associato al primo sub-evento (area tratteggiata in Figura 3) suggeriscono che il terremoto del 1857 sia stato un evento multiplo o complesso, ovvero composto da più eventi individuali vicini nello spazio e nel tempo.

Schema della sequenza delle scosse proposte da Burrato e Valensise (2007) per il terremoto del 1857. Le frecce mostrano la direttività della rottura ipotizzata, che spiega i danni maggiori avuti nella parte sudorientale dell’area di risentimento. Le stelle indicate con "1" e "2" rappresentano rispettivamente la localizzazione epicentrale della prima scossa, come proposta da Mallet e in accordo con gli studi di Baratta e Branno, e il punto di nucleazione della seconda forte scossa, in accordo con Burrato e Valensise (2007).

Figura 4 – Schema della sequenza delle scosse proposte da Burrato e Valensise (2008) per il terremoto del 1857. Le frecce mostrano la direttività della rottura ipotizzata, che spiega i maggiori danni riscontrati nella parte sudorientale dell’area di risentimento. Le stelle indicate con “1” e “2” rappresentano rispettivamente la localizzazione epicentrale della prima scossa, come proposta da Mallet e in accordo con gli studi di Baratta e Branno, e il punto di nucleazione della seconda forte scossa, in accordo con Burrato e Valensise (2008).

Come abbiamo già accennato, fino al 2007, anno del suo centocinquantenario, il terremoto del 1857 veniva considerato dalla maggior parte di quanti lo hanno studiato – inclusi i compilatori del database DISS (DISS Working Group 2007) – come un evento semplice generato da una faglia lunga 20-25 km posta al di sotto dell’Alta Val d’Agri. Al contrario, la faglia lunga 15-20 km posta lungo l’asse estensionale dell’Appennino meridionale in corrispondenza della Valle del Melandro, a nord-ovest dell’Alta Val d’Agri, veniva considerata una struttura quiescente, non legata cioè ad alcun terremoto storico o strumentale, e dunque da trattare con cautela per i calcoli di pericolosità sismica (DISS database 2.0: Valensise e Pantosti, 2001; Montone, 2004; Lucente et al., 2005).

Burrato e Valensise (2008) hanno invece proposto che il terremoto del 1857 sia stato in realtà un evento complesso, causato dalla rottura di entrambe le faglie citate, da lungo tempo quiescenti. Come già osservato, l’epicentro calcolato da Mallet cade qualche km a nord della sorgente sismogenetica Melandro-Pergola. Anche ammettendo un’incertezza della localizzazione maggiore rispetto a quella stimata da Mallet stesso, è interessante notare che la presunta nucleazione della rottura cade vicino ad una estremità dell’area mesosismica, ovvero l’area di massimo danneggiamento (linea nera a tratteggio in Figura 1), ma a circa 30 km di distanza dall’epicentro macrosismico. Queste osservazioni suggeriscono che il terremoto del 1857 sia stato generato dalla rottura in rapida successione delle sorgenti sismogenetiche Melandro-Pergola e della Alta Val d’Agri (Figura 4): la rottura potrebbe essere iniziata nel triangolo Caggiano-Vietri di Potenza-Savoia di Lucania, non lontano dal bordo nord-ovest della sorgente Melandro-Pergola, ed essersi propagata unilateralmente verso sud-est, innescando poi la sorgente dell’Alta Val d’Agri. Secondo uno studio di McGuire et al. (2002) rotture prevalentemente unilaterali avvengono nell’80% dei grandi terremoti crostali per fagliazione normale, e quindi è molto probabile che questo tipo di rottura possa essere avvenuto anche durante il terremoto del 1857. Questa forte direttività spiegherebbe bene la forte asimmetria del danno verso sud-est, ovvero verso il bacino di Sant’Arcangelo.

Assumendo che lo spessore dello strato sismogenetico nella regione colpita dal terremoto del 1857 sia lo stesso di quello dell’area irpina colpita dal terremoto del 1980 e che il movimento cosismico sul piano di faglia nel 1857 sia stato lo stesso o comparabile con quello del terremoto del 1980 (1.0-2.0 m), si ottiene per il sistema di faglie dell’Alta Val d’Agri e per quello della Valle del Melandro una stima della magnitudo del massimo terremoto potenzialmente generabile pari rispettivamente a 6.5-6.7 e 6.3-6.6 ; i valori più alti si ottengono utilizzando la relazione di Hanks e Kanamori (1979) per convertire il momento sismico Mo nella magnitudo momento Mw, quelli più bassi utilizzando le relazioni di Wells e Coppersmith (1994) a partire dalla lunghezza delle due faglie.

Dimensioni delle sorgenti sismogenetiche potenzialmente responsabili del terremoto del 1857 (dal database DISS)

Dimensioni delle sorgenti sismogenetiche potenzialmente responsabili del terremoto del 1857 (dal database DISS). * Ipotizza un movimento medio sul piano di faglia pari a 1.5 m, per similitudine con l’adiacente sorgente sismogenetica del terremoto dell’Irpinia del 23 novembre 1980. ** Basata sulla Mo utilizzando le formule di Hanks e Kanamori (1979). *** Basata sulle dimensione della faglia utilizzando le formule di Wells e Coppersmith (1994).

Le magnitudo stimate sulla base dei dati geologici (lunghezza delle faglie) devono essere paragonate con la magnitudo stimata del terremoto del 1857 ottenuta dai dati di intensità macrosismica. Il risultato è che anche ipotizzando la rottura contemporanea di entrambe le faglie durante un singolo grande terremoto si ottiene una magnitudo che è di 0.1-0.3 unità inferiore alla magnitudo calcolata dai compilatori dei cataloghi CPTI e CFTI usando le tecniche di calcolo automatico sviluppate da Gasperini et al. (1999), che è pari a 7.0. E anche tenendo conto delle numerose incertezze che caratterizzano questo calcolo, questa differenza suggerisce non solo che lo scenario secondo il quale entrambe le faglie si sono attivate durante il terremoto del 1857 è plausibile, ma anche che la lunghezza e la larghezza delle faglie o il movimento cosismico durante il terremoto possono essere ancora sottostimati. Allo stesso tempo va osservato che le relazioni empiriche di Wells e Coppersmith (1994) per i terremoti estensionali – come nel caso del 1857 – implicano che un evento di M 6.8-7.0 sia associato alla rottura di una faglia di lunghezza compresa tra 44 e 68 km (prendendo la larghezza e il movimento cosismico specificati precedentemente). Di conseguenza, anche assumendo la magnitudo (M 6.84) calcolata da Branno et al. (1983), che rappresenta un limite inferiore, il terremoto del 1857 può essere stato generato dalla rottura delle due faglie adiacenti. Si noti anche che il terremoto dell’Irpinia del 1980 fu sicuramente un evento complesso (tre sub-eventi principali in 40 secondi) causato dalla rottura di una faglia segmentata complessivamente lunga 38 km e di una ulteriore faglia parallela lunga 10 km (Bernard e Zollo 1989; Pantosti e Valensise, 1990). Il Catalogo CPTI (CPTI Working Group 2004) assegna a questo terremoto una Mw 6.9.

Sintesi delle 14 sequenze con MW ≥5.5 avvenute in Italia negli ultimi 50 anni (1962-2012: dati dal catalogo CPTI11, Rovida et al., 2011). Dieci di tali sequenze sono state caratterizzate da eventi multipli o complessi, ossia costituite da almeno due scosse principali di magnitudo confrontabile.

Sintesi delle 14 sequenze con MW ≥5.5 avvenute in Italia negli ultimi 50 anni (1962-2012: dati dal catalogo CPTI11, Rovida et al., 2011). Dieci di tali sequenze sono state caratterizzate da eventi multipli o complessi, ossia costituite da almeno due scosse principali di magnitudo confrontabile.

La complessità della sorgente sismogenetica è un tratto ricorrente della sismicità italiana, sebbene il tempo trascorso tra i vari sub-eventi possa variare da pochi secondi a diverse settimane. La tabella qui sopra riporta le 14 sequenze sismiche strumentali con Mw>5.5 avvenute in Italia negli ultimi cinquanta anni. Dieci di queste sequenze, dunque ben più della metà, sono state sicuramente caratterizzate da una sorgente complessa, e solo quattro da una scossa singola. Altri esempi possono essere ritrovati nel record storico, anche se molti di questi sono troppo antichi per poter essere studiati in dettaglio.

Per concludere, il terremoto del 1857 rappresenta un ottimo esempio di come dati geologici e dati sismologici storici possano e debbano integrarsi, nell’interesse di una migliore comprensione dell’assetto sismotettonico e di una più efficace stima della pericolosità sismica:

  • abbiamo visto come una stima di magnitudo pur preziosa, come quella ottenibile con tecniche moderne dai dati storici di intensità, può talora risultare sovrastimata;
  • abbiamo visto come la complessità dei forti terremoti – fenomeno frequente, addirittura dominante in Italia – può comportare una sottovalutazione dell’estensione dell’area interessata dal terremoto se i dati storici non vengono interpretati accanto a quelli geologici;
  • abbiamo infine visto come la direttività della rottura in forti terremoti può modificare in modo sostanziale il quadro degli effetti. Nel 1857 la direttività verso sud-est ha di fatto limitato lo scuotimento nelle popolose aree del Salernitano e del Napoletano: esattamente il contrario di quello che successe nel terremoto del 1980, quando una evidente direttività verso nord-ovest causò danni ingenti in queste stesse due aree e addirittura crolli nel centro urbano di Napoli.

A cura di Gianluca Valensise, Pierfrancesco Burrato e Paola VannoliINGV-Roma1.


Bibliografia

Basili, R., Valensise, G., Vannoli, P., Burrato, P., Fracassi, U., Mariano, S., Tiberti, M.M. e 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.

Bernard P. e Zollo A. (1989). The Irpinia (Italy) 1980 earthquake: detailed analysis of a complex normal fault, Journal of Geophysical Research 94, 1631-1648.

Branno, A., E. Esposito, A. Marturano, S. Porfido, e V. Rinaldis (1983). Studio, su base macrosismica, del terremoto della Basilicata del 16 dicembre 1857, Bollettino della Società dei Naturalisti di Napoli 92, 249-338.

Burrato P., e G. Valensise (2008): Rise and fall of a hypothesized seismic gap: source complexity in the 16 December 1857, Southern Italy earthquake (Mw 7.0). Bull. Seism. Soc. Am. 98 (1), 139-148, doi:10.1785/0120070094.

Camassi, R., e M. Stucchi (1997). NT4.1, un catalogo parametrico di terremoti di area italiana al di sopra della soglia del danno (published by GNDT, Milano), pp. 95 (http://emidius.mi.ingv.it/ NT/home.html).

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, doi: 10.6092/INGV.IT-DISS3.1.1.

Ferrari G. (2004-2009) (a cura di), Viaggio nelle aree del terremoto del 16 dicembre 1857, Bologna, 6 voll. e  3 DVD ROM multimediali

Galanopoulos, A.G. (1961). On magnitude determination by using macroseismic data, Annali di Geofisica, 14 (3), 225-253.

Gallipoli, M. R., M. Mucciarelli, D. Albarello, V. Lapenna, M. Schiattarella, e G. Calvano (2003). Hints about site amplification effects comparing macroseismic hazard estimate with microtremor measurements: the Agri Valley (Italy) example, J. Earthq. Eng. 7 (1), 51-72, doi:10.1142/S1363246903000948.

Gasperini, P., F. Bernardini, G. Valensise, e E. Boschi (1999). Defining seismogenic sources from historical earthquake felt reports, Bull. Seism. Soc. Am. 89, 94-110.

Guidoboni, E., Ferrari, G., Mariotti, D., Comastri, A., Tarabusi, G., e 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/.

Hanks, T. C., e H. Kanamori (1979). A moment magnitude scale, J. Geophys. Res. 84, 2348-2350.

Lucente, F.P., N. Piana Agostinetti, M. Moro, G. Selvaggi, e M. Di Bona (2005). Possible fault plane in a seismic gap area of the Southern Apennines (Italy) revealed by receiver function analysis, J. Geophys. Res., 110 (B04307), doi: 10.1029/2004JB003187.

Mallet, R. (1862). The great Neapolitan earthquake of 1857. The first principles of observational seismology, Chapman and Hill (Publ.), London.

McGuire, J. J., Li Zhao, e T. H. Jordan (2002). Predominance of unilateral rupture for a global catalog of large earthquakes, Bull. Seism. Soc. Am. 92 (8), 3309-3317, doi: 10.1785/0120010293.

Montone, P., (a cura di), (2004). Task 1.4: characterization of seismogenic sources in potential gap areas, in the final report of project: Terremoti probabili in Italia tra l’anno 2000 e il 2030: elementi per la definizione di priorità degli interventi di riduzione del rischio sismico, A. Amato e G. Selvaggi (curatori del Rapporto Conclusivo), finanziato dal Dipartimento della Protezione Civile ftp://ftp.ingv.it/pro/gndt/Att_scient/Prodotti_consegnati/Amato_Selvaggi/prodotto_12/TASK1.4.pdf.

Pantosti, D., e G. Valensise (1990). Faulting mechanism and complexity of the November 23, 1980, Campania-Lucania earthquake, inferred from surface observations, J. Geophys. Res. 95, 15319-15341.

Rovida, A., R. Camassi, P. Gasperini, and e M. Stucchi (a cura di) (2011). CPTI11, la versione 2011 del Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani, Milano, Bologna, http://emidius.mi.ingv.it/CPTI.

Valensise G., e D. Pantosti (Editors) (2001). Database of Potential Sources for Earthquakes Larger than M 5.5 in Italy (DISS version 2.0), Ann. Geofis. 44/4, Suppl. 1, 797-964, with CD-ROM.

Wells, D. L., e K. J. Coppersmith (1994). New Empirical Relationships among Magnitude, Rupture Length, Rupture Width, Rupture Area, and Surface Displacement, Bull. Seism. Soc. Am. 84, 974-1002.

Terremoti in provincia di Firenze: aggiornamento del 4 marzo ore 7.00

Questa notte è ripresa l’attività sismica in provincia di Firenze. Dalle ore 23:38 (italiane) di ieri sono 18 i terremoti localizzati dalla Rete Sismica Nazionale (RSN) dell’INGV fino al momento (ore 07:00). I terremoti si sono verificati in una zona poco ad ovest dell’area interessata dalla sismicità di dicembre scorso. Sono 6 gli eventi di magnitudo uguale o superiore a 2.0 di questa notte, tra i quali i due più forti hanno avuto magnitudo 3.3 alle ore 00:51 e magnitudo 3.7 alle ore 01:00.

Firenze2015

Eventi sismici avvenuti dal 18 dicembre 2014 ad oggi (ore 7.00) (fonte: http://iside.rm.ingv.it/).

I due terremoti sono stati avvertiti  in una vasta area della Toscana, in particolare a Firenze, come evidenziato dagli oltre 300 questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ per l’evento di magnitudo 3.7: la mappa del risentimento sismico in scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) così ricavata mostra la distribuzione degli effetti del terremoto sul territorio.

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.

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.

Al momento (ore 07.00 del 04 marzo 2015) sono più di 530 i terremoti avvenuti in questa zona dal 18 dicembre 2014, la maggior parte dei quali di magnitudo minore di 3.0, tranne i 18 elencati nella tabella sotto,  e un solo evento che ha raggiunto magnitudo 4.1 il 19 dicembre alle ore 11:36.

TabellaM3_sanCasciano

Nel mese di dicembre sono stati pubblicati diversi articoli sull’area interessata dai terremoti di questa notte e anche un approfondimento.

I terremoti nella STORIA: nel giorno di Santa Costanza, 25 febbraio 1695, il più forte terremoto del Veneto

Quest’anno a Vicenza non ci sarà la processione votiva del 25 febbraio, che invece si era svolta regolarmente un anno fa . A chi studia i processi di conservazione della “memoria sismica collettiva” questa interruzione dispiace. Infatti la processione vicentina era forse la più longeva tra le manifestazioni devozionali “perpetue” originate dal terremoto del 25 febbraio 1695 e di cui abbiamo notizia in varie località del Veneto (Castelfranco Veneto, Cittadella, Cologna Veneta, Cornuda, Lendinara, Marsan). E non a torto, visto che questo terremoto, di magnitudo Mw 6.5 secondo CPTI11 (CPTI11) è il più forte evento sismico localizzato  in Veneto, insieme a quello bellunese del 29 giugno 1873 (Mw 6.3) e soprattutto l’ultimo terremoto distruttivo di cui si abbia notizia nel territorio della Provincia di Treviso, da 320 anni in qua.

Stampa settecentesca raffigurante s. Costanza martire, che per una casualità del calendario ha dato al terremoto il suo nome

Stampa settecentesca raffigurante s. Costanza martire, che per una casualità del calendario ha dato al terremoto il suo nome.

I massimi effetti del terremoto del 1695 si verificarono al margine settentrionale dell’attuale Provincia, in quello che i trevigiani di allora chiamavano per antonomasia il monte. Un’area compresa tra le prime propaggini del Massiccio del Grappa e i colli asolani, una catena di alture che si stende da Nord-Est a Sud-Ovest a partire dalla riva destra del Piave, nel punto in cui il corso del fiume abbandona le Prealpi bellunesi per immettersi nella alta pianura veneta. Zona di grande fascino, quella di Asolo, considerata per secoli un “buen retiro” da personaggi storici quali Caterina Cornaro, regina di Cipro in pensione, il poeta vittoriano Robert Browning o l’esploratrice Freya Stark, ma purtroppo anche un’area sismicamente “delicata”.

Mappa degli effetti del terremoto del 25 febbraio 1695 (dal DBMI11).

Mappa degli effetti del terremoto del 25 febbraio 1695 (fonte DBMI11).

L’evento, che fu preceduto nella serata e nella notte precedenti da alcune scosse che non sembrano aver messo in allarme la popolazione (a giudicare dalle testimonianze coeve che non parlano di abbandoni delle case), si verificò “al levar del sole” (intorno alle 6.30 locali) con “dano rimarcabile di Castelli borghi Tere Ville palaggi” .

Il “voto perpetuo” decretato a Vicenza dopo il terremoto del 1695 (da Sangiovanni, 1776).

Il “voto perpetuo” decretato a Vicenza dopo il terremoto del 1695 (da Sangiovanni, 1776).

Le massime distruzioni capitarono in piccoli insediamenti ai piedi del Massiccio del Grappa, sulle due rive del Piave, come Alano di Piave e Segusino, che furono quasi totalmente distrutti (“di 380 case, quatro solle rimaste abitabilli, et in piedi, nella villa di Lano, et 260 divorate, e disipate nella villa di Segusino, et così senza viveri, e senza teto in mezo alle nevi, che per sciagura magiore durano altissime ancora, soto a’ povere tende, ò miserabili barache essausti di tuto, ma pieni di timore allogiano quei desolati viventi”, riferisce il trevigiano Zuanne Mestriner) e ad Asolo. Tra la città e la sua “podesteria” (distretto), si ha notizia di più di 1400 case crollate del tutto, più di 1200 inabitabili e quasi 50 vittime. Effetti quasi altrettanto gravi si verificarono nelle Prealpi bellunesi (Castelcucco, Possagno, Cavaso del Tomba) e in alcune località al margine settentrionale dell’alta pianura veneta  (Altivole,  Caselle). Danni abbastanza gravi si ebbero in buona parte della terraferma veneta, soprattutto nella zona nord-orientale, a Valdobbiadene, Conegliano, Sacile,  Treviso. La propagazione energetica appare più forte verso sud, con danni di qualche entità a Verona e perfino a Ferrara. Di danni più contenuti o sporadici (crollo di comignoli, leggere lesioni agli edifici e alle opera murarie) si ha notizia a Padova, Vicenza, Verona, Soave, Desenzano del Garda, Rovigo e Ferrara. Il terremoto fu avvertito sensibilmente in un’area molto vasta dell’Italia Settentrionale e in tutta la Pianura Padana; l’area di avvertimento si estese fino all’Emilia Romagna (Bologna, Carpi, Cento) e alla Lombardia (Mantova Ostiglia Bozzolo, fino a Lodi e Milano).

Il terremoto del 25 febbraio 1695 lasciò traccia di sé non solo nelle suppliche avanzate dalle comunità colpite alla Serenissima e nelle perizie dei danni subiti dagli edifici pubblici (i soli di cui la Dominante si rendesse responsabile), ma anche nei ricordi di popolani come il barbiere trevigiano Zuanne Mestriner, autore di un “diario” degli avvenimenti del periodo 1682-1731 [Moro, 2003] e gli anonimi veronesi autori dei graffiti che “arricchiscono” (non ironicamente, visto il loro valore di testimonianza storica) un affresco della Basilica di S. Zeno e in numerose epigrafi commemorative, come quelle di Asolo, Castelcucco, Treviso, di cui è in corso il censimento.

Cattedrale di Treviso: epigrafe commemorativa dello “scampato pericolo” http://lapicidata.wordpress.com/2015/02/20/treviso-tv-cattedrale/

Memorie del terremoto nei graffiti della Basilica di San Zeno a Verona http://lapicidata.wordpress.com/2014/10/02/verona-vr-basilica-di-san-zeno-maggiore/

Il terremoto raccontato da Zuanne Mestriner

«1695 adi 25 febraro giorno di venerdì. Raconto del gran teremotto nel levar del sol qui a Treviso. Particolarmente nel teritorio verso il monte con dano rimarcabile di castelli, borghi, tere e ville,  palaggi, case e morte di uomini e quantita di offesi dale rovine sepolti che non si trovano. Può render grasia al cielo la città di Treviso che fra tutte le sogette ala inclita Dominante di essa [la Serenissima Repubblica di Venezia, NdC] è stata l’elletta e la preservata; ma può ben piangere le rovine del suo vasto teritorio e particolarmente verso la parte del monte che urtado da un precipitoso teremotto e la magior parte desolato al piano. Li 25 febraro, giorno di venerdi, circa l’8 ore di notte [orario all’italiana, corrispondente alle *** circa locali], fecisi sentire un picolo scosso di teremotto il quale rivegliando i spiriti addormentati mise con tormentosa pasione in gelosia la salute di tutti i quali dubitava di rovine magiori. Come in fatti seguirno circa le ore 13 del giorno [le *** circa locali],  in cui sentitosi un gran urtone del teremoto e rivegliando tutte le anime sopite nel sonno, credevano essere per la confusione su i spasmi della morte, su l’agonie di vita. Ma grazie al cielo che di tanti popoli che si trovavano su le piume [a letto, con riferimento alle piume usate per imbottire i materassi, NdC],  e altri assistenti allo sacrosanto sacrificio della messa nepure uno vi restò offesso. E tutto il dano consiste nella caduta di alcuni camini; il dano più rimarcabile fu nel territorio verso il monte nel quale ancora eccheggiano le voci di que’ miseri nel i precipizij delle case e palaggi nel castello di Asolo non vi è case che non conti qualche fracasso di maniera che non più albergano nelle proprie stanze per li evidente precipitio con la morte di 3 persone. […]»

Come osservato da Mucciarelli & Stucchi (2003), l’area interessata dal terremoto del 25 febbraio 1695 era scarsamente popolata all’epoca, mentre oggi ospita uno dei maggiori distretti industriali del Nordest. Per questo motivo il terremoto è stato recentemente oggetto di una ricerca finalizzata a una rivalutazione complessiva e omogenea dei dati raccolti dagli studi precedenti (il più recente dei quali rispecchia l’aggiornamento delle conoscenze fino al 2006). La bibliografia e le fonti archivistiche note sono state raccolte e riesaminate a fondo e una ricerca accurata nella storiografia locale dell’ultimo ventennio ha fornito numerose informazioni del tutto nuove, incluso un sostanzioso patrimonio documentario che è stato integrato alle informazioni già disponibili, e con queste reinterpretato.

Insieme a numerosi documenti inediti provenienti dall’Archivio di Stato di Venezia, che in qualche caso arricchiscono sostanzialmente il quadro informativo per alcune località, è stato individuato un documento di sintesi sugli effetti del terremoto in una trentina di località della Podesteria di Asolo, che ha consentito di migliorare drasticamente la stima delle intensità, oltre che di arricchire il numero di località documentate. Da questa revisione emerge un quadro di conoscenze sensibilimente migliorato rispetto allo studio più recente (Guidoboni et al., 2007), che forniva informazioni e stime di intensità per 82 località (due delle quali risultate di attribuzione erronea). Il nuovo studio, in corso di pubblicazione, identifica, documenta e stima l’intensità per 107 località, da cui si ricava un quadro di maggior dettaglio per l’area epicentrale e una stima di intensità decisamente più calibrata.

a cura di Viviana Castelli (INGV, sede di Ancona)


Bibliografia

Baratta M., (1901). I terremoti d’Italia; saggio di storia geografia e bibliografia sismica italiana. Torino, 950 pp.

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/

Moro M. (ed.), (2003). Libro macaronico di Zuanne Mestriner: cronache di Treviso raccontate da un barbiere tra il 1682 e il 1731, Cierre edizioni, 368 pp.

Mucciarelli M. & Stucchi M., (2001). Expeditious seismic damage scenarios based on intensity data from historical earthquakes. In: T. Glade et al. (eds.), The use of historical data in natural hazard assessments, Kluwer Academic Publishers, 81- 86.

Reato S. (1983). Terremoto di Santa Costanza – 25 Febbraio 1695, Zanetti Editore, 160 pp., http://www.valcavasia.it/

Rovida A., Camassi R., Gasperini P. e Stucchi M. [edd.], (2011) CPTI11, la versione 2011 del Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani, http://emidius.mi.ingv.it/CPTI, DOI: 10.6092/INGV.IT-CPTI11

Sangiovanni V., (1776). Storia della Madre di Dio Maria Vergine Santissima del Monte Berico, Vicenza.

Evento sismico in provincia dell’Aquila, Ml 3.9 (Mw 4.1), 28 febbraio ore 04.16

Questa notte, alle ore 04:16 italiane, è  stato registrato un terremoto di magnitudo ML 3.9 (Mw 4.1) localizzato in provincia dell’Aquila, nella Piana del Fucino. I comuni più vicini all’epicentro sono: Luco dei Marsi, San Benedetto dei Marsi e Trasacco (AQ).

L'epicentro del terremoto di questa notte di magnitudo ML 3.9.

L’epicentro del terremoto di questa notte di magnitudo ML 3.9.

Il terremoto è stato avvertito in tutta la provincia dell’Aquila e quella di Frosinone, come evidenziato dai circa 560 questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ e dalla mappa del risentimento sismico in scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) che mostra la distribuzione degli effetti del terremoto sul territorio.

La mappa

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.

Guardando la mappa della sismicità degli ultimi 30 anni si nota che la zona in cui si è verificato il terremoto di questa notte ha avuto un’attività sismica molto scarsa. Si nota in particolare la zona a nord, caratterizzata dai numerosi epicentri della sequenza aquilana del 2009, e una brusca interruzione della sismicità meridionale, sia verso il Fucino che verso Sulmona, per poi riprendere a sudest, al confine con il Lazio e verso il Molise. La scarsa sismicità dell’area del Fucino coincide con l’area interessata dal forte terremoto del 1915.

BLOG_approfondimento_28feb_3

Terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale in Italia centrale (fonte: http://iside.rm.ingv.it/). La stella bianca è l’epicentro del terremoto di magnitudo 3.9.

Il Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (CPTI11) mostra che la zona del Fucino e della Marsica è caratterizzata dal violento terremoto del 13 gennaio 1915, un  terremoto che provocò danni gravissimi ad Avezzano, in tutta la Piana del Fucino e in numerose località della Valle Roveto e della media Valle del Liri. L’intensità macrosismica, stimata sulla base della distribuzione dei danni, fu dell’XI grado della scala MCS, la magnitudo stimata (Mw) 7.0.

BLOG_approfondimento_28feb_2

Sismicità storica dell’Italia centrale (fonte: http://emidius.mi.ingv.it/CPTI11/). La stella bianca è l’epicentro del terremoto di magnitudo 3.9.

Guardando la zona dell’evento odierno rispetto alla Mappa di Pericolosità del territorio nazionale, si vede che esso ricade in un’area ad elevata pericolosità, dove l’accelerazione attesa è compresa tra 0.22 e 0.27 g, riferita a suoli rigidi con probabilità di eccedenza del 10% in 50 anni.

BLOG_approfondimento_28feb

La pericolosità sismica dell’Italia centrale (fonte: http://zonesismiche.mi.ingv.it/). La stella bianca è l’epicentro del terremoto di magnitudo 3.9.

 

Italia sismica: i terremoti di gennaio 2015

Durante il primo mese del 2015 sono stati 1292 i terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologiauna media di poco più di 41 eventi al giorno, in netto calo rispetto all’ultimo mese del 2014.

gennaio2015

I terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel mese di gennaio 2015.

Un solo terremoto in gennaio ha avuto una magnitudo (Mw) superiore a 4.0 (Mw 4.3) ed è stato localizzato in Appennino tosco-emiliano tra le province di Bologna e Prato dove è stata registrata una sequenza con quasi 200 eventi a partire dal giorno 23. Altri 23 terremoti hanno avuto una magnitudo compresa tra 3.0 e 3.9, tra questi due eventi di magnitudo Ml 3.9 con epicentro in mare: il primo evento è avvenuto il 2 gennaio nelle vicinanze della costa campana nel Golfo di Policastro, ad una profondità ipocentrale di quasi 300 km; il secondo, l’11 gennaio, nel Canale di Sicilia a sud delle coste siciliane. Entrambi questi eventi non sono stati risentiti dalla popolazione al contrario del terremoto registrato il 30 gennaio in provincia di Udine che è stato avvertito, anche se in modo lieve, in una vasta area del Friuli e del Veneto. Il terremoto, di magnitudo Mw 3.8 (Ml 4.1), è stato risentito in molti comuni della regione friulana: da Tolmezzo (posto a circa 9 km a ovest dell’epicentro) a Moggio Udinese, Resiutta, Amaro, Venzone e molti altri come mostrato anche dalla mappa del risentimento sismico in scala MCS ricavati dai questionari inviati al sito www.haisentitoilterremoto.it.

Grafico dell'andamento della sismicità nel mese di gennaio 2015

Andamento temporale della sismicità su tutto il territorio nazionale, nel mese di gennaio 2015, in funzione della magnitudo, dal giallo (M<2) al rosso (M>=4).

Il grafico sopra mostra l’andamento temporale dei terremoti avvenuti su tutto il territorio nazionale dal 1 al 31 gennaio 2015. È evidente che la maggior parte dei terremoti ha avuto magnitudo bassa, minore di 2, circa 190 hanno avuto magnitudo compresa tra 2 e 3, mentre soltanto 24 eventi hanno raggiunto o superato magnitudo 3.

Come già anticipato in questo mese è stata registrata una sequenza tra le province di Bologna e Prato in Appennino tosco-emiliano cominciata il giorno 23 gennaio quando si è verificato l’evento di magnitudo maggiore, Mw 4.3, preceduto da una cinquantina di eventi di piccola magnitudo. Il terremoto, avvenuto alle ore 07:51:19 italiane, è stato avvertito in una vasta area dell’Emilia Romagna, della Toscana, in parte anche in Liguria, come evidenziato dalla mappa del risentimento sismico in scala MCS ricavati dai questionari inviati al sito www.haisentitoilterremoto.it.

ddfdfdf

Mappa della sequenza in Appennino tosco-emiliano nel mese di gennaio 2015.

In totale sono stati circa 200 gli eventi registrati nel mese di gennaio nell’area con alcune repliche che hanno superato magnitudo 3.0 (la più forte sempre il 23 gennaio di magnitudo 3.5). Come si evince anche dal grafico qui sotto, la sequenza, iniziata il giorno 23, si è diradata verso gli ultimi giorni del mese.

In azzurro gli eventi della sequenza in Appennino tosco-emiliano dal 23 gennaio.

L’andamento della sismicità su tutto il territorio nazionale nel mese di gennaio 2015. In azzurro evidenziati gli eventi avvenuti in Appennino tosco-emiliano.

Nell’area della sequenza di Gubbio anche durante questo primo mese del 2015 sono stati registrati numerosi terremoti. Circa trecento gli eventi, la grandissima parte di magnitudo inferiore a 2.0. Solo una decina i terremoti registrati di magnitudo compresa tra 2.0 e 2.9. Dalla mappa qui sotto si notano delle concentrazioni della sismicità nelle solite due aree ad est e a sud-ovet dell’abitato di Gubbio. In più si aggiungono alcuni terremoti più a nord verso Città di Castello.

dfdfdfdfdfdf

La sismicità a Gennaio nell’area della sequenza di Gubbio.

Da questo mese e per tutto il 2015 è possibile visualizzare gli articoli di ITALIA SISMICA con un una story map del tipo MAP JOURNAL che permette di integrare la mappa interattiva dei terremoti del mese di magnitudo maggiore o uguale di 1.5 in Italia con i contenuti informativi e multimediali degli articoli. Sulla mappa interattiva è possibile anche interrogare i singoli eventi ed avere informazioni sulla magnitudo, la data\ora e la profondità.

La story map "MAP JOURNAL" della sismicità del 2015

La story map “MAP JOURNAL” della sismicità del 2015

Un terremoto “sospetto”: 28 dicembre 2014 in Val d’Agri (M3.2)

Il 28 Dicembre 2014 alle 07:08 (ora italiana) un terremoto di magnitudo locale 3.2 è stato localizzato dalla Rete Sismica Nazionale (RSN) dell’INGV nell’Appennino Lucano, e più precisamente nel settore meridionale della Val d’Agri, a una profondità di circa 16 km.

Sismogramma del terremoto in Val d'Agri registato alla stazione sismica di Monticello (MCEL) a circa 30 km dall'epicentro. Sono graficate le tre componenti del moto del suolo (verticale, nord-sud, est-ovest)

Sismogramma del terremoto in Val d’Agri registrato alla stazione sismica di Monticello (MCEL) a circa 17 km dall’epicentro. Nel grafico, le tre componenti del moto del suolo: verticale, nord-sud, est-ovest.

L’ipocentro del terremoto, che è stato risentito leggermente fino a distanze epicentrali di 20 km, ricade in una regione che negli anni recenti è stata più volte interessata da sciami sismici di bassa magnitudo e che ha precedenti storici importanti, come quello del terremoto del 1857. La sismicità recente di bassa energia è in parte riconducibile ad attività antropiche (Rapporto ISPRA, 2014). Per questo motivo, nell’ambito delle attività che l’INGV svolge nel campo dello studio della sismicità naturale ed indotta della Val d’Agri è stata eseguita un’analisi di dettaglio del terremoto del 28 dicembre. Questa analisi si basa sull’integrazione dei dati registrati dalla RSN con quelli della rete locale dell’ENI per il monitoraggio dalla concessione di coltivazione di idrocarburi della Val d’Agri. L’analisi da noi effettuata, descritta nel seguito, fa propendere decisamente per un terremoto “naturale”, portando ragionevolmente a escludere che sia stato innescato da attività antropiche.

Inquadramento sismo-tettonico della Val d’Agri

Il bacino intramontano della Val d’Agri è una delle aree con maggiore potenziale sismogenetico in Italia. Ciò è documentato dal terremoto distruttivo della Basilicata del 1857, di magnitudo stimata M=7.0 ed intensità massima (MCS) Imax=11, con epicentro macrosismico localizzato nel settore centrale della Val d’Agri (CPT11). La genesi e l’evoluzione del bacino sono state controllate principalmente da faglie quaternarie trascorrenti ed estensionali (normali) di direzione NW-SE. Queste strutture definiscono due sistemi di faglie sub-paralleli che bordano ciascun margine del bacino estensionale con immersione opposta [Eastern Agri Fault System (EAFS) lungo il margine nord-orientale che immerge verso SW, Monti della Maddalena Fault System (MMFS) lungo il margine sud-occidentale che immerge verso NE; vedi figura sotto]. Sebbene la geometria e la cinematica dei due sistemi di faglie siano ben definite in base a numerosi studi geologici condotti negli ultimi 20 anni (Lazzari e Lentini, 1991; Cello et al., 2003; Maschio et al., 2005), il rispettivo ruolo sull’evoluzione tettonica recente della Val d’Agri e il relativo potenziale sismogenetico sono ancora dibattuti. Studi più recenti di tipo multidisciplinare, pubblicati principalmente da ricercatori dell’INGV, concordano su un modello sismo-tettonico in cui la deformazione recente è accomodata principalmente da faglie normali del sistema MMFS, ubicate lungo il bordo occidentale del bacino (Maschio et al., 2005; Burrato e Valensise, 2008; Valoroso et al., 2009, Pastori et al., 2009; Zembo, 2010; Improta et al., 2010, Valoroso et al., 2011). I cataloghi di sismicità strumentale INGV evidenziano che negli ultimi 30 anni la Val d’Agri è stata interessata esclusivamente da attività di bassa energia con pochi terremoti di magnitudo ML maggiore di 3. Due piccoli sciami sismici sono stati registrati nel 1996 e nel 2002 nel settore sud-occidentale del bacino (Cucci et al., 2004). Un’intensa attività di bassa energia (ML < 2.7) è stata anche registrata da una densa rete sismica dell’INGV installata nella regione nel 2005-2006 (figura sotto). Questa rete registrò 1998 terremoti, in buona parte localizzati a sud del lago artificiale del Pertusillo, tra 2 e 6 km di profondità (Valoroso et al., 2009). Studi di dettaglio eseguiti con i dati sismici di alta qualità registrati nel 2005-2006 (Valoroso et al., 2009; Valoroso et al. 2011) e, più recentemente, con quelli registrati dal 2005 al 2012 dalle reti di monitoraggio ENI e dalla RSN (Stabile et al., 2014a) hanno evidenziato che i frequenti sciami sismici di bassa energia che avvengono a sud dell’invaso del Pertusillo sono indotti dal rapido incremento del volume dell’invaso durante la fase di ricarica invernale – primaverile. Questa sismicità indotta si concentra lungo la terminazione meridionale del sistema di faglie normali dei Monti della Maddalena (figura sotto).

Epicentri dei terremoti registrati dalla densa rete temporanea INGV dal 2005 al 2006 e sistemi di faglie normali Quaternarie della Val d'Agri (Eastern Agri Fault System - EAFS in nero, Monti della Maddalena Fault System - MMFS in blu). La sismicità associata al pozzo iniettore Costa Molina 2 (quadrato nero) ed all'invaso del Pertusillo è evidenziata con cerchi gialli e rossi, rispettivamente. La figura mostra l'ubicazione delle stazioni della rete temporanea INGV (triangoli), dei pozzi produttivi eroganti (quadrati bianchi) e non eroganti (quadrati grigi). L'epicentro del terremoto del 28 Dicembre 2014 (localizzazione INGV) è indicato con la stella gialla. La geometria delle faglie Quaternarie riportate in figura è tratta da  Improta et al. (2010) e si basa sui lavori di Lazzari e Lentini (1991), Cello et al. (2003), Maschio et al. (2005)

Epicentri dei terremoti registrati dalla densa rete temporanea INGV dal 2005 al 2006 e sistemi di faglie normali quaternarie della Val d’Agri (Eastern Agri Fault System – EAFS in nero, Monti della Maddalena Fault System – MMFS in blu). La sismicità associata al pozzo iniettore Costa Molina 2 (quadrato nero) ed all’invaso del Pertusillo è evidenziata con cerchi gialli e rossi, rispettivamente. La figura mostra l’ubicazione delle stazioni della rete temporanea INGV (triangoli), dei pozzi produttivi eroganti (quadrati bianchi) e non eroganti (quadrati grigi). L’epicentro del terremoto del 28 Dicembre 2014 è indicato con la stella gialla. La geometria delle faglie quaternarie riportate in figura è tratta da Improta et al. (2010) e si basa sui lavori di Lazzari e Lentini (1991), Cello et al. (2003), Maschio et al. (2005).

Un’ulteriore sorgente potenziale di micro-sismicità indotta è il pozzo Costa Molina 2 (CM2, figura sopra), ubicato sul bordo nord-orientale del bacino, in cui dal 2006 viene re-iniettata una parte dell’acqua di produzione associata allo sfruttamento del giacimento di idrocarburi della Val d’Agri (ubicazione dei pozzi nella figura sopra). L’ipotesi di micro-sismicità indotta dal pozzo CM2 è stata avanzata per la prima volta da Valoroso et al. (2009) in base all’occorrenza nel 2006 di uno sciame di 40 eventi (ML ≤ 1.7) localizzato in prossimità del pozzo iniettore (figura sopra). Questo risultato è stato confermato da uno studio recentemente pubblicato da Stabile et al. (2014b) che ha analizzato la micro-sismicità registrata dal 2006 al 2012 dalla rete di monitoraggio ENI. Lo studio ha evidenziato una micro-sismicità (196 terremoti di ML ≤ 2.0) organizzata in sciami, localizzata tra 1 e 4 km di profondità entro una distanza di 4 km dal pozzo iniettore, che si correla temporalmente con l’attività di re-iniezione. In accordo con la letteratura, questa micro-sismicità è verosimilmente indotta dalla diminuzione dello sforzo normale efficace su faglie pre-esistenti per incremento della pressione di poro. Questo incremento è prodotto dalla re-iniezione dell’acqua di produzione in profondità.

Il terremoto del 28 dicembre 2014: ri-localizzazione dell’ipocentro.

Per migliorare la stima dell’ipocentro del terremoto si è proceduto a integrare i dati sismici della rete RSN dell’INGV con quelli della rete locale di monitoraggio ENI, utilizzando modelli di velocità di propagazione delle onde P (Vp) ed S (Vs) specifici per la Val d’Agri. Nella figura sotto sono riportate le tre localizzazioni ipocentrali del terremoto del 28 Dicembre (stelle), insieme agli ipocentri dei terremoti dal 2005 al 2013 determinati nell’ambito degli studi che l’INGV sta svolgendo sulla sismicità della Val d’Agri integrando i dati delle reti ENI e RSN. Le tre localizzazioni dell’evento del 28 dicembre sono state determinate con le seguenti procedure: Localizzazione n. 1 (stella blu nella figura sotto) – Localizzazione della Sala Sismica dell’INGV determinata con i tempi d’arrivo dell’onda P ed S letti dalle registrazioni della RSN ed utilizzando il modello di velocità 1-D Vp e Vs di riferimento nazionale. I dati si riferiscono a 20 stazioni in Italia meridionale fino ad una distanza epicentrale di 170 km. Localizzazione n. 2 (stella celeste) – Localizzazione 1-D determinata con i tempi di arrivo dell’onda P ed S per le stazioni della RSN (3 stazioni) e della rete locale di monitoraggio ENI (10 stazioni) entro 20 km di distanza dall’epicentro, utilizzando il modello di velocità 1-D Vp e Vs specifico per la Val d’Agri pubblicato dall’INGV (Valoroso et al., 2009). Localizzazione n. 3 (stella nera) – Localizzazione di precisione 3-D determinata con i tempi di arrivo dell’onda P ed S per le stazioni della RSN (3 stazioni) e della rete locale di monitoraggio ENI (10 stazioni) entro 20 km di distanza dall’epicentro ed utilizzando una tecnica di inversione tomografica che tiene conto della struttura tridimensionale di velocità della crosta superiore.

In alto: epicentri del terremoto del 28 Dicembre 2014 [stella blu - localizzazione RSN (n.1), stella celeste - localizzazione ENI+RSN 1-D (n.2), stella nera - localizzazione ENI+RSN 3-D (n.3); i numeri indicano la profondità ipocentrali]. Le stazioni ENI e RSN utilizzate per le localizzazioni ipocentrali n.2 e n.3 sono indicate con triangoli neri e blu, rispettivamente. In figura è riportata la sismicità 2005-2013 registrata dalle reti ENI e RSN, ri-localizzata nel modello tomografico della Val d'Agri 3-D di Vp e Vp/Vs dell'INGV. Gli ipocentri sono distinti per magnitudo  (ML<1 verde, 1″ML<2 giallo, ML ≥2 rosso). In basso è mostrata una sezione che passa per il pozzo CM2 e per l'ipocentro del terremoto del 28 Dicembre 2014 (stella nera).

In alto: epicentri del terremoto del 28 Dicembre 2014 [stella blu – localizzazione RSN (n.1), stella celeste – localizzazione ENI+RSN 1-D (n.2), stella nera – localizzazione ENI+RSN 3-D (n.3); i numeri indicano la profondità ipocentrali]. Le stazioni ENI e RSN utilizzate per le localizzazioni ipocentrali n.2 e n.3 sono indicate con triangoli neri e blu, rispettivamente. In figura è riportata la sismicità 2005-2013 registrata dalle reti ENI e RSN, ri-localizzata nel modello tomografico della Val d’Agri 3-D di Vp e Vp/Vs dell’INGV. Gli ipocentri sono distinti per magnitudo (ML<1 in verde; ML<2 in giallo; ML ≥2 in rosso; ML≥3 in blu). In basso è mostrata una sezione verticale che passa per il pozzo CM2 e per l’ipocentro del terremoto del 28 Dicembre 2014 (stella nera).

Confrontando le tre localizzazioni (figura sopra) si evince che l’epicentro della localizzazione n. 2 è spostato di 1.5 km in direzione est rispetto alla localizzazione n.1 della Sala Sismica INGV, mentre la profondità ipocentrale diminuisce da 16.5 a 9.2 km. Gli errori assoluti (nominali) di localizzazione si riducono da 0.93 a 0.15 km (errore orizzontale) e da 2.07 a 0.2 km (errore verticale). L’epicentro della localizzazione n. 3 è spostato di 2.4 km in direzione est rispetto alla localizzazione n. 1 della Sala Sismica INGV, mentre la profondità ipocentrale diminuisce da 16.5 a 10.3 km. Per la localizzazione 3-D di precisione, gli errori orizzontali e verticali di localizzazione sono di 0.11 km e 0.15 km, rispettivamente. L’integrazione dei dati sismici INGV ed ENI ha quindi permesso di migliorare la localizzazione dell’ipocentro, in particolare la stima della profondità che dipende criticamente dalla distanza minima dell’epicentro dalle stazioni sismiche. Aggiungendo i dati della rete locale ENI, la distanza minima si riduce infatti da 11 km a 5 km. L’utilizzo di modelli di velocità più accurati, che tengono conto della struttura crostale della Val d’Agri (modello 1-D, Localizzazione n.2) o che derivano da tecniche più sofisticate (modello tomografico 3-D, Localizzazione n.3), ha consentito di determinare localizzazioni ipocentrali più precise che di norma non è possibile ottenere subito dopo l’evento sismico, in quanto richiedono analisi specifiche. Il meccanismo focale del terremoto (figura sopra) indica che la faglia attivata è di tipo normale e orientata in direzione NW-SE. Questo risultato è in accordo con il campo di stress locale, estensionale con estensione massima in direzione NE-SW, e con la direzione e la cinematica delle principali faglie attive che bordano il bacino della Val d’Agri (Valoroso et al., 2009).

Il terremoto del 28 dicembre 2014: interpretazione.

Dai risultati ottenuti analizzando i dati INGV ed ENI riteniamo sia improbabile una relazione causale tra il terremoto e i cicli di ricarica del lago del Pertusillo o l’attività legata al pozzo iniettore CM2, per i seguenti motivi:

  1. Il terremoto è localizzato a rilevante distanza dal pozzo CM2, senza che vi sia evidenza di un collegamento con la zona sorgente della micro-sismicità indotta dalla re-iniezione registrata a partire dal 2006 (sezione nella figura sopra). La distanza orizzontale della localizzazione ipocentrale di precisione (localizzazione n. 3) dal fondo del pozzo (attraverso cui è re-iniettata l’acqua di produzione) è di 5.4 km, quella in profondità di 7.2 km, per una distanza assoluta di 9.0 km. Diversamente, gli ipocentri dei terremoti localizzati in Valoroso et al. (2009), Stabile et al. (2014b) e nell’ambito degli studi che INGV sta svolgendo sulla sismicità della Val d’Agri (mostrati nelle figure sopra) sono localizzati entro 3-4 km di distanza dal fondo del pozzo. Inoltre, la sismicità indotta dall’attività di re-iniezione è compresa tra 2 e 5 km di profondità, mentre l’evento del 28 Dicembre 2014 è profondo 10.3 km. Il terremoto si è originato quindi in una differente unità geologica rispetto a quella in cui avviene la re-iniezione (rocce carboniche della Piattaforma Apula), presumibilmente nel basamento metamorfico. Analogamente, il terremoto è localizzato a una distanza di circa 6-7 km in direzione nord-est dal volume di intensa micro-sismicità che è stata interpretata come indotta dall’invaso del Pertusillo da Valoroso et al. (2009, 2011) e Stabile et al. (2014a) (figura sopra). Questa attività si concentra a sud-est del lago tra 2 e 6 km di profondità (Valoroso et al., 2011; Stabile et al., 2014b).
  2. L’evento del 28 Dicembre è una scossa isolata, mentre la sismicità indotta sia dall’invaso del Pertusillo che dal pozzo CM2 è organizzata in sciami. Nessun terremoto è stato localizzato dalla RSN in prossimità dell’evento del 28 Dicembre nei giorni precedenti o successivi, e le registrazioni in continuo della stazione della RSN più vicina non evidenziano terremoti locali.
  3. L’evento non è stato preceduto da variazioni significative nell’attività di re-iniezione in CM2. I valori di pressione di iniezione a testa pozzo nei giorni precedenti sono compresi tra 11 e 12 MPa. Analogamente, il terremoto è avvenuto prima dell’inizio della fase di ricarica dell’invaso del Pertusillo. Il volume netto dell’invaso il giorno 28 Dicembre era 61.3 x 106 mc, un valore di poco superiore rispetto al valore minimo 60.0 x 106 mc raggiunto nella prima settimana di novembre.

In conclusione, l’evento del 28 dicembre 2014 ha caratteristiche che non soddisfano i criteri stabiliti nella letteratura internazionale (Davis et al., 1995) per discriminare la sismicità indotta da quella naturale.

A cura di Luigi Improta e Davide Piccinini (INGV-Rm1).


Dati - Le registrazioni sismiche del terremoto del 28 Dicembre 2008 (oltre a quelle della rete INGV) e i dati di re-iniezione del pozzo CM2 sono stati forniti da ENI nell’ambito della Convenzione di Ricerca INGV-ENI 2013-2015 “Servizi di ricerca, studi specialistici e rilevamenti in campo geofisico, sismologico e geochimico in Val d’Agri“. Hanno contribuito all’analisi Luigi Improta, Davide Piccinini e Samer Bagh della Linea di Attività “Sismicità Indotta” della Struttura Terremoti dell’INGV.

Bibliografia

Burrato, P., and Valensise, G., 2008. Rise and fall of a hypothesized seismic gap: source complexity in the 16 December 1857, Southern Italy earthquake (Mw 7.0). Bull. Seism. Soc. Am., 98, 1, 139–148, doi: 10.1785/0120070094.

Cello, G., Tondi E., Micarelli L., Mattioni L., 2003. Active tectonics and earthquake sources in the epicentral area of the 1857 Basilicata earthquake (Southern Italy). J. Geodynamics, 36, 37-50.

Cucci, L., Pondrelli, S., Frepoli, A., Mariucci, M.T., and Moro, M., 2004. Local pattern of stress field and seismogenic sources in Melandro Pergola basin and in Agri valley (Southern Italy). Geophys. J. Int.,156, 575-583.

Davis, S.D., Nyffenegger, P.,  Frohlich, C. , 1995. The 9 April 1993 earthquake in south-central Texas: Was it induced by fluid withdrawal? Bulletin of the Seismological Society of America, 85, 6, 1888-1895.

Improta, L., L. Ferranti, P. M. De Martini, S. Piscitelli, P. P. Bruno, P. Burrato, R. Civico, A. Giocoli, M. Iorio, G. D’Addezio, L. Maschio, 2010. Detecting young, slow-slipping active faults by geologic and multidisciplinary high-resolution geophysical investigations: a case study from the Apennine seismic belt, Italy, J. Geophys. Res., 115, B11307, doi:10.1029/2010JB000871. ISPRA, 2004. Rapporto sullo stato delle conoscenze riguardo alle possibili relazionitra attività antropiche e sismicità indotta/innescata in Italia.

Lazzari, S., and F. Lentini, 1991. Carta Geologica del Bacino del Fiume Agri. Scala 1:50.000, S.EL.CA. (Ed.), Firenze. Maschio, L., Ferranti, L., and Burrato, P., 2005. Active extension in Val d’Agri area, Southern Appenines, Italy: implications for the geometry of seismogenic belt. Geophys. J. Int.,162, 591-609.

Pastori, M., D. Piccinini, L. Margheriti, L. Improta, L. Valoroso, L. Chiaraluce, C. Chiarabba, 2009. Stress aligned cracks in the upper crust of the Val d’Agri region as revealed by Shear Wave Splitting, Geophysical Journal International, 179, Issue 1, 601-614.

Rovida, A., R. Camassi, P. Gasperini, M. Stucchi, 2011. CPTI11, la versione 2011 del Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani. Milano, Bologna, http://emidius.mi.ingv.it/CPTI, DOI: 10.6092/INGV.IT-CPTI11

Stabile, T. A., A. Giocoli, V. Lapenna, A. Perrone, S. Piscitelli, and L. Telesca, 2014a. Evidences of low-magnitude continued reservoir induced seismicity associated with the Pertusillo artificial lake (southern Italy), Bull. Seismol. Soc. Am., 104(4), doi:10.1785/0120130333.

Stabile, T. A., A. Giocoli, A. Perrone, S. Piscitelli, and V. Lapenna, 2014b. Fluid injection induced seismicity reveals a NE dipping fault in the southeastern sector of the High Agri Valley (southern Italy), Geophys. Res. Lett., 41, doi:10.1002/2014GL060948.

Valoroso, L., L. Improta, L. Chiaraluce, R. Di Stefano, L. Ferranti, A. Govoni, C. Chiarabba, 2009. Active faults and induced seismicity in the Val d’Agri area (Southern Apennines, Italy), Geophysical Journal International, 178, 488-502, doi: 10.1111/j.1365-246X.2009.04166.x.

Valoroso, L., L. Improta, P. De Gori, and C. Chiarabba, 2011. Upper crustal structure, seismicity and pore pressure variations in an extensional seismic belt through 3D and 4D Vp and Vp/Vs models: the example of the Val d’Agri area (Southern Italy), J. Geophys. Res., 116, B07303, doi:10.1029/2010JB007661.

Zembo, I., 2010. Stratigraphic architecture and Quaternary evolution of the Val d’Agri intermontane basin (Southern Apennines, Italy), Sedimentary Geology, 223, 3-4, pp.206-234, doi:10.1016/j.sedgeo.2009.11.011.

Eventi sismici tra le province di Firenze e Bologna: aggiornamento

Il terremoto di magnitudo ML 3.9 (Mw 3.8) avvenuto alle ore 20:42:53 italiane nell’Appennino tosco-emiliano è stato avvertito in una vasta area della Toscana e dell’Emilia Romagna, come evidenziato dai quasi 900 questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ e dalla mappa del risentimento sismico in scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) con la distribuzione degli effetti del terremoto sul territorio.

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.

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.

Aggiornamento sulla sismicità in corso

Bolognese_18feb_1

Localizzazione degli eventi sismici vicino Firenzuola (in rosso gli eventi delle ultime 24 ore) e degli eventi sismici avvenuti in gennaio vicino Castiglione de’ Pepoli (l’evento di magnitudo Ml 4.1 (Mw 4.3) è indicato con il quadrato blu).

Lo sciame è iniziato alle ore 19:14:14 italiane con un terremoto di magnitudo 2.6. Alle ore 20:42:53 italiane si è verificato l’evento di magnitudo 3.9 e successivamente si sono verificati circa 30 eventi, tutti di magnitudo minore di 3.0.

La soluzione del meccanismo focale indica un meccanismo normale con estensione massima perpendicolare all’Appennino e faglie orientate in direzione appenninica, il tutto coerente con l’assetto tettonico noto, con i terremoti avvenuti in passato e con il meccanismo dell’evento del 23 gennaio 2015 (Mw 4.3) avvenuto nell’Appennino tosco-emiliano, circa 20 km a ovest della sequenza di iniziata ieri sera.

MF17.02.15

Sismicità storica e pericolosità

La sismicità locale è storicamente nota anche se le notizie sono molto scarse, come è ovvio trattandosi di una zona montuosa e poco abitata. Questa parte dell’Appennino tosco-emiliano presenta una sismicità più modesta di quella che caratterizza settori appenninici limitrofi, primo fra tutti il Mugello, che risulta interessato da terremoti anche di forte intensità: 13 giugno 1542 nell’area di Scarperia con intensità epicentrale Io pari a 9 MCS e magnitudo equivalente Mw 5.9; 29 giugno 1919 nell’area di Vicchio con Io 10 MCS e Mw 6.3, con molte decine di vittime e danni gravissimi.

Sismicità storica dell’Appennino tosco-emiliano (fonte: CPTI11). In blu gli eventi avvenuti oggi fino alle ore 12.00 italiane.

Sismicità storica dell’Appennino tosco-emiliano (fonte: CPTI11). In blu gli eventi avvenuti dal 1 gennaio 2015 in poi, in rosso quelli avvenuti nelle ultime 24 ore.

Sul versante romagnolo dell’Appennino c’e’ il terremoto del 29 ottobre 1725 (magnitudo equivalente Mw 5.4 e intensità epicentrale Io 8 MCS) e altri tre eventi di magnitudo equivalente attorno a 5.0 avvenuti nel 7 ottobre 1874 (Mw 5.0), 9 novembre 1878 (Mw 5.1), 24 aprile 1879 (Mw 5.0).

Più recentemente l’area tra Monghidoro (BO) e Pietramala (FI)  è stata interessata dal terremoto del 14 settembre 2003 (Mw 5.3), avvertito fortemente fino a Bologna e sensibilmente in una vasta area a cavallo dell’Appennino tosco-emiliano.

Dal punto di vista della pericolosità sismica, le aree interessate dalla sequenza in corso in queste ore e da quella di gennaio sono tra quelle considerate ad alta pericolosità sismica.

La pericolosità sismica dell'Appennino tosco-emiliano (fonte: http://zonesismiche.mi.ingv.it/) con gli eventi avvenuti oggi fino alle ore 12.00 italiane (sovrapposti alla mappa e indicati in blu).

La pericolosità sismica dell’Appennino tosco-emiliano (fonte: http://zonesismiche.mi.ingv.it/) con gli eventi avvenuti dal 1 gennaio 2015 in poi (in blu, sovrapposti alla mappa ) e quelli avvenuti nelle ultime 24 ore (in rosso).

Tutta la zona dell’Appennino tosco-emiliano, dalla Lunigiana fino al Mugello, infatti, è caratterizzata da una serie di strutture distensive che determinano la formazione dei bacini quaternari in mezzo ad aree montane. Le aree sismogenetiche più importanti di questa porzione dell’Appennino sono quelle dalla Garfagnana a nord-ovest, dove si verificò il terremoto del 1920 (Mw 6.5) e quella del Mugello a sud-est, sede del terremoto del 1919 (Mw 6.3).

Per quanto storicamente le evidenze sismologiche non riportino eventi altrettanto forti in questo settore, dal punto di vista sismotettonico non si può escludere che in questa area possano verificarsi eventi di questa magnitudo. Il modello di pericolosità sismica elaborato per l’Italia prevede infatti una massima magnitudo di 6.5 in tutto l’Appennino settentrionale.

SPECIALE 2014, un anno di terremoti

Nel 2014 la Rete Sismica Nazionale (RSN) dell’Ingv ha permesso di localizzare 24312 terremoti, circa 3000 eventi in più rispetto al 2013.  In Italia, nel 2014, sono avvenuti in media 66 terremoti al giorno, quasi un terremoto ogni 20 minuti.  I terremoti di magnitudo 1.5 o superiore sono stati meno di un terzo del totale: 7169, ma se ci limitiamo a contare i terremoti da magnitudo 2.5 in su (quelli per i quali l’Ingv effettua una comunicazione alla Protezione Civile) troviamo nel 2014 731 eventi, una media di 2 comunicazioni al giorno. I dati di tutti gli eventi sismici che avvengono in Italia vengono rivisti dai sismologi in turno H24 nella nostra Sala Operativa di monitoraggio sismico e pubblicati pochi minuti dopo ogni terremoto sul sito Ingv denominato Iside. 

La distribuzione dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel 2014 (fonte dati http://iside,rm.ingv.it).

La distribuzione dei terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale nel 2014 (fonte dati http://iside.rm.ingv.it).

Nonostante il numero di terremoti registrati nel 2014  sia stato maggiore degli anni precedenti, non sono stati registrati eventi di magnitudo superiore o uguale a 5.0. Sono stati 2 gli eventi di magnitudo più alta, Mw 4.7, entrambi nel mese di aprile a distanza di tre giorni. Il primo è avvenuto il 5 aprile ed è stato localizzato nel Mar Ionio al largo della Costa calabra orientale nelle vicinanze di Isola Capo Rizzuto (provincia di Crotone). L’evento è avvenuto ad  una profondità di circa 60 km ed è stato avvertito in tutta l’Italia meridionale come risulta dalla mappa dei risentimenti ricavati dai questionari compilati su www.haisentitoilterremoto.it da più di 1000 persone. Il secondo evento di magnitudo Mw 4.7 è avvenuto il 7 aprile nelle Alpi Cozie in territorio francese, a pochi chilometri dal confine italiano. Anche questo terremoto ha avuto un gran numero di risentimenti (mappa) in particolare nel Piemonte, nelle città più vicine al confine con la Francia come Cuneo e Torino. Nel 2014 altri 14 eventi hanno avuto una magnitudo compresa tra 4.0 e 4.4 e 198 tra 3.0 e 3.9.

Nella tabella qui sotto sono elencati alcuni tra i terremoti di magnitudo maggiore di 4.0 avvenuti nel 2014.

tab_2014

L’andamento spazio-temporale della sismicità nel 2014 è evidenziato in questo video che in un minuto mostra, settimana per settimana,  la distribuzione dei 24312 terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale dell’Ingv.

Per migliorare la visualizzazione del video aprire la finestra a tutto schermo e attivare in alto a destra la risoluzione in alta definizione (HD). 

Guardando il video si nota che anche nel 2014 la maggior parte della sismicità si è manifestata attraverso sequenze sismiche. I terremoti, per la maggior parte, non si presentano isolati ma a gruppi di eventi; al crescere della magnitudo del terremoto principale generalmente cresce il numero di terremoti di una sequenza, anche se come vedremo più avanti questo non vale sempre. In genere, anche la durata di una sequenza può variare da alcune decine di minuti fino a molti mesi. Analizzando i dati del 2014 con una tecnica specifica (Reasenberg, 1985), sono state individuate oltre 400 sequenze. Di queste, 100 sono costituite da almeno 5 eventi ciascuna. Alcune sequenze hanno avuto breve durata e pochi eventi, altre invece sono durate diversi mesi e hanno superato il migliaio di terremoti registrati.

Distribuzione geografica delle 100 sequenze sismiche italiane del 2014 con almeno 5 terremoti. Le sequenze sono rappresentate in base alla loro durata: da meno di una settimana fino ad oltre tre mesi.

Distribuzione geografica delle 100 sequenze sismiche italiane del 2014 con almeno 5 terremoti. Le sequenze sono rappresentate in base alla loro durata: da meno di una settimana fino ad oltre tre mesi.

La figura sopra mostra le 100 sequenze individuate e non è difficile notare che esse hanno interessato praticamente tutte le zone sismiche italiane. Nella figura le sequenze sono rappresentate in base alla loro durata in giorni che varia da meno di una settimana a oltre tre mesi. Sono 9 le sequenze di durata maggiore di un mese28 tra una settimana ed un mese, 63 quelle di durata inferiore a 7 giorni.

Distribuzione geografica delle 100 sequenze sismiche italiane del 2014 con almeno 5 terremoti. Le sequenze sono classificate e rappresentate in base al calcolo della loro magnitudo equivalente.

Distribuzione geografica delle 100 sequenze sismiche italiane del 2014 con almeno 5 terremoti. Le sequenze sono classificate e rappresentate in base al calcolo della loro magnitudo equivalente.

In quest’altra figura le sequenze sono rappresentate in base alla loro “magnitudo equivalente” calcolata sommando l’energia liberata da tutti i terremoti della sequenza e valutando quale sarebbe stata la magnitudo di un unico evento che avesse liberato la stessa energia. Si nota che le due sequenze che hanno liberato l’energia maggiore sono avvenute al di fuori del territorio nazionale, non lontane dai nostri confini, e coincidono con le aree dove si sono verificati gli eventi di maggiore magnitudo nel 2014. Ad esempio la sequenza delle Alpi Cozie (evento principale avvenuto il 7 aprile, Mw 4.7 ), sul versante francese,  ha liberato in due mesi e mezzo una energia equivalente a un terremoto di magnitudo 5.0; quella avvenuta in Slovenia, circa 35 chilometri a Est di Trieste (evento principale avvenuto il 22 aprile, Mw 4.3 ) ha avuto una magnitudo equivalente di 4.6. Altre sequenze che hanno avuto magnitudo equivalente superiore a 4.0 sono avvenute nel Mar Tirreno, nei pressi delle Isole Eolie; sul Pollino, dove anche nel 2014 è continuata la lunga sequenza iniziata anni prima; sui Monti del Matese; a sud di Firenze nella Val di Pesa, dove si è liberata un’energia (magnitudo equivalente M 4.4) in 337 terremoti avvenuti in soli 13 giorni.

La fascia appenninica centrale, che si estende verso nord a partire dalla città dell’Aquila, lambisce la provincia di Rieti e prosegue negli Appennini umbro-marchigiani fino a Città di Castello (PG) e Sansepolcro (AR), è stata anche nel 2014 l’area con il maggior tasso di sismicità di tutto il territorio nazionale (come numero di eventi). In questo settore appenninico sono state registrate le due sequenze italiane più durevoli nel tempo e più numerose di eventi dell’anno: la prima nei pressi di Pietralunga, con 1078 terremoti e quasi 4 mesi di durata, e la seconda nei pressi di Gubbio con 636 terremoti e oltre 7 mesi di durata. In realtà queste due sequenze appartengono a una stessa area sismogenetica che ha avuto nel 2014 un’attività quasi continua descritta in precedenza come sequenza sismica di Gubbio (PG).

Questa sequenza ha avuto periodi di grande attività soprattutto nei primi mesi dell’anno. La sismicità, che aveva prima interessato il settore tra Gubbio e Pietralunga, si è concentrata successivamente in una zona diversa, più a nordovest tra Umbria e Marche, circa a metà strada tra Città di Castello (PG) e Apecchio (PU), per poi interessare di nuovo l’area vicino a Gubbio. In totale sono stati oltre 12.000 i terremoti registrati nel 2014 in quest’area, la metà di tutti gli eventi registrati dalla Rete Sismica Nazionale: la gran parte di questi terremoti ha una magnitudo minore di 2, soltanto 400 terremoti hanno registrato una magnitudo uguale o superiore a questo valore. Come spiegato in un articolo del blog pubblicato alcuni mesi fa, la sismicità eugubina si è manifestata con le caratteristiche di uno sciame sismico.

L’andamento della sismicità eugubina durante il 2014 è ben evidenziato nel grafico sotto dove è rappresentato il numero di terremoti registrati mese per mese: si osserva un numero maggiore di eventi nei primi mesi dell’anno per poi scendere costantemente fino a una ripresa dell’attività nel mese di dicembre. Dal grafico è possibile notare anche la percentuale di eventi di magnitudo uguale o maggiore di 2.0 (in rosso) rispetto al totale.

ffgfgfgfg

L’andamento del numero di terremoti della sequenza di Gubbio registrati mese per mese. Si nota che solo un piccolissima parte degli eventi (in rosso) ha una magnitudo uguale o superiore a 2.0

Di seguito riassumiamo i dati di alcune delle sequenze sismiche del 2014 con mappe e qualche dato numerico, mentre per i dettagli su ciascuna sequenza rimandiamo agli approfondimenti pubblicati in precedenza su questo blog.

La sequenza di Gubbio

Massima magnitudo registrata nel 2014: Mw 3.4, 7 gennaio ore 15:51 (UTC).  

Numero di eventi registrati nel 2014: 12270.

Link sequenza | Link approfondimento | Link approfondimento

La sequenza di Gubbio nel 2014.

La sequenza di Gubbio nel 2014. Solo una trentina di eventi hanno avuto una magnitudo uguale o maggiore di 3.0.

 

La sequenza sui Monti del Matese

Massima magnitudo registrata nel 2014:  ML 4.2, 20 gennaio ore 07:12 (UTC). 

Numero di eventi registrati nel 2014: 160.

Link sulla sequenza | Link approfondimento

La sequenza nei Monti del Matese durante il 2014. Si nota a sud-ovest un'altra sequenza più piccola in provincia di Benevento.

La sequenza nei Monti del Matese durante il 2014. Si nota a sud-ovest un’altra sequenza più piccola in provincia di Benevento.

 

La sequenza sulle Alpi Cozie (Francia)

Massima magnitudo registrata nel 2014:  ML 4.7, 7 aprile ore 19:27 (UTC). 

Numero di eventi registrati nel 2014: 370.

Link sulla sequenza

dgdgdgd

I terremoti registrati nel 2014 sulle Alpi Cozie in Francia, a pochi chilometri dal confine italiano.

 

La sequenza del Pollino

Massima magnitudo registrata nel 2014:  Mw 4.0, 6 giugno ore 13:41 (UTC). 

Numero di eventi registrati nel 2014: 360.

Link sulla sequenza | Link approfondimento

La sequenza

I terremoti registrati dalla Rete sismica nazionale nel 2014 nell’area del Pollino.

 

La sequenza in provincia di Firenze

Massima magnitudo registrata nel 2014:  Mw 4.0, 19 dicembre ore 10:36 (UTC). 

Numero di eventi registrati nel 2014: 470.

Link sulla sequenza | Link approfondimento

sequenza firenze

La sequenza a sud di Firenze del dicembre 2014.

Ricordiamo che è possibile visualizzare i terremoti di magnitudo uguale o  maggiore di 1.5, suddivisi mese per mese, nella mappa interattiva della sismicità del 2014 in Italia. Tra le varie funzionalità che la mappa offre, si possono interrogare i singoli eventi ed avere informazioni sulla loro magnitudo, la data\ora e la profondità.

terremoti2014app

La mappa interattiva che permette di visualizzare le informazioni su tutti gli eventi sismici del 2014 (suddivisi tra i 12 mesi) di magnitudo maggiore o uguale a 1.5.

Inoltre tutti gli articoli pubblicati nel BLOG nel 2014 sulla sismicità del mese, ITALIA SISMICA, sono stati raggruppati in una story map  di tipo MAP JOURNAL, che integra la mappa interattiva dei terremoti con i contenuti (foto, testi, immagini) dei singoli articoli. Il MAP JOURNAL della sismicità del 2014 è inserito nella galleria story maps & terremoti, o direttamente raggiungibile al seguente indirizzo: http://bit.ly/16GfO34.

L'interfaccia del MAP JOURNAL della sismicità del 2014 che permette di integrare le mappe interattive degli eventi sismici all'interno degli articoli che mese dopo mese hanno hanno descritto la sismicità del 2014.

L’interfaccia del MAP JOURNAL della sismicità del 2014 che permette di integrare le mappe interattive degli eventi sismici all’interno degli articoli che mese dopo mese hanno hanno descritto la sismicità del 2014.

 

A cura di Maurizio Pignone e Franco Mele (INGV – CNT).


Dati

ISIDe Working Group (INGV, 2010), Italian Seismological Instrumental and parametric database: http://iside.rm.ingv.it

I dati della sismicità mostrati sono quelli derivanti dall’analisi in tempo reale dei sismologi della Sala Operativa di monitoraggio sismico, che vengono poi rivisti per confluire nel Bollettino Sismico Italiano.

Iscriviti

Ricevi al tuo indirizzo email tutti i nuovi post del sito.

Unisciti agli altri 49.633 follower

%d blogger cliccano Mi Piace per questo: