Evento sismico tre le province di Ravenna e Forlì-Cesena, Ml 4.0, 24 aprile ore 17.02

Oggi alle ore 17:02 italiane è  stato registrato un terremoto di magnitudo ML 4.0  localizzato tra le province di Ravenna e Forlì-Cesena.

Comuni entro i 10 km: FAENZA (RA), CASTROCARO TERME E TERRA DEL SOLE (FC).

Comuni tra 10 e 20 km: MORDANO (BO), BAGNARA DI ROMAGNA (RA), BRISIGHELLA (RA), CASTEL BOLOGNESE (RA), COTIGNOLA (RA), LUGO (RA), RIOLO TERME (RA), RUSSI (RA), SOLAROLO (RA), DOVADOLA (FC), FORLI’ (FC), MELDOLA (FC), MODIGLIANA (FC), PREDAPPIO (FC).

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L’epicentro del terremoto di oggi di magnitudo ML 4.0.

 

Il terremoto è stato preceduto da 3 piccoli eventi nelle due ore precedenti. Al momento (18.00) sono stati localizzati altri 8 piccoli terremoti, il più forte di magnitudo pari a 3.0 alle ore 17.34 italiane.

Il terremoto è stato avvertito in tutta la provincia di Forlì-Cesena e in quella di Ravenna, come evidenziato dagli oltre 200 questionari finora 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 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.

Per ulteriori informazioni http://cnt.rm.ingv.it/data_id/4005330251/event.html

Evento sismico in provincia di Foggia, Ml 3.9, 16 aprile ore 13.34

Oggi alle ore 13:34 italiane è  stato registrato un terremoto di magnitudo ML 3.9  localizzato in provincia di Foggia.

Comuni entro i 10 km: LESINA (FG), POGGIO IMPERIALE (FG), SAN PAOLO DI CIVITATE (FG).

Comuni tra 10 e 20 km: APRICENA (FG), CHIEUTI (FG), SAN SEVERO (FG), SERRACAPRIOLA (FG), TORREMAGGIORE (FG).

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L’epicentro del terremoto di oggi di magnitudo ML 3.9.

Pochi minuti dopo il terremoto di magnitudo 3.9  si sono verificati altri 2 eventi di magnitudo 2.0 e 3.2, alle ore 13.37 e 13.41 rispettivamente.

Al momento i questionari compilati su http://www.haisentitoilterremoto.it/ non sono molti e quindi non si ha una buona distribuzione dei risentimenti del terremoto sul territorio.

Per ulteriori informazioni http://cnt.rm.ingv.it/data_id/4005269761/event.html

 

Italia sismica: i terremoti di marzo 2015

Nel mese di Marzo sono stati 1085 i terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, un numero pressoché identico allo scorso mese di febbraio con una media di 35 eventi al giorno, ancora in calo rispetto agli ultimi mesi.

I terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale dal 1 al 31 marzo 2015.

I terremoti registrati dalla Rete Sismica Nazionale dal 1 al 31 marzo 2015.

In questo mese non sono stati registrati eventi sismici di magnitudo superiore o uguale a 4. Il terremoto con magnitudo più alta, Mw 3.7, è avvenuto il 4 marzo nella provincia di Firenze dove si è riattivata la sequenza sismica che già nel dicembre 2014 aveva interessato l’area.

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.

Grafico dell’andamento temporale dei terremoti registrati nel mese di marzo 2015.  È ben evidente che nessun terremoto ha raggiunto magnitudo 4.

Il grafico sopra mostra l’andamento temporale dei terremoti avvenuti su tutto il territorio nazionale dall’1 al 31 marzo 2015.  Si può facilmente notare che nessun terremoto ha avuto una magnitudo superiore a 4 e soprattutto solo 11 eventi (in colore arancione scuro) hanno avuto magnitudo uguale o superiore a 3. La gran parte dei terremoti, oltre 900, ha avuto una magnitudo molto bassa, minore di 2. Come detto sopra, il 4 marzo è stato registrato il terremoto di magnitudo maggiore nel mese di marzo, localizzato in provincia di Firenze in una zona poco ad ovest dell’area interessata da una sequenza nello scorso mese di dicembre. In totale sono stati una trentina i terremoti registrati in quest’area, tra i quali i due più forti hanno avuto magnitudo 3.3 e 3.7.  I due terremoti sono stati avvertiti  in una vasta area della Toscana, in particolare a Firenze, come evidenziato dalle centinaia di questionari compilati sul sito www.haisentitoilterremoto.it.

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La sequenza a sud di Firenze iniziata il 4 marzo.

Ancora attiva nel mese di marzo l’area dell’Appennino tosco-emiliano dove, dall’ inizio del 2015, sono  state registrate alcune sequenze sismiche a breve distanza, con eventi di magnitudo anche superiore a 4. Nel mese di marzo sono stati registrati in quest’area circa 150 eventi, tutti di bassa magnitudo e poco risentiti. L’evento maggiore, di magnitudo Ml 3.1, si è verificato il 22 marzo.

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I terremoti registrati nell’area dell’Appennino tosco-emiliano nel mese di marzo.

Si mantiene costante la sismicità registrata nell’area di Gubbio: circa 150 gli eventi rilevati, tutti di bassa magnitudo. Solo due i terremoti di magnitudo superiore a 2.0 (e inferiore a 3) localizzati nell’area.

La sismicità nell'area di Gubbio nel mese di marzo.

La sismicità nell’area di Gubbio nel mese di marzo.

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 di magnitudo uguale o superiore a 1.5 per ciascun mese 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

Segnali sismici nel Mar Ionio: Tiziana Sgroi tra le “Women in Oceanography”

Tiziana Sgroi, ricercatrice dell’Ingv, è stata una delle oltre 200 donne scienziate selezionate per una raccolta di biografie, pubblicate dalla rivista Oceanography, dal titolo “Women in Oceanography – A Decade Later“.

Qui riportiamo un breve riassunto dei risultati dell’articolo che le è valso il riconoscimento: Geohazards in the Western Ionian Sea Insights from Non-Earthquake Signals Recorded by the NEMO-SN1 Seafloor Observatory, pubblicato sulla rivista Oceanography (in calce il riferimento completo).


Non sono solo i terremoti a testimoniare i fenomeni di instabilità dei fondali marini. Esiste una vasta gamma di segnali sismici che permettono di valutarne l’hazard.

Figura 1: (a sinistra) mappa multibeam (mappa del fondale ottenuta mediante l'utilizzo di un multibeam che è il nome comune di un particolare tipo di sonar che, tramite l'applicazione di tecniche di beamforming, ricostruisce la batimetria dei fondali) del settore ovest del mar Ionio. I triangoli indicano la posizione dell'osservatorio sottomarino NEMO-SN1 e delle stazioni sismiche a terra. Sono riportate le principali strutture geologiche dell'area. A destra l'osservatorio NEMO-SN1 durante la fase di recupero.

Figura 1: (a sinistra) mappa multibeam (mappa del fondale ottenuta mediante l’utilizzo di un multibeam, un particolare tipo di sonar che, tramite l’applicazione di tecniche di beamforming, ricostruisce la batimetria dei fondali) del settore ovest del mar Ionio. I triangoli indicano la posizione dell’osservatorio sottomarino NEMO-SN1 e delle stazioni sismiche a terra. Sono riportate le principali strutture geologiche dell’area. A destra l’osservatorio NEMO-SN1 durante la fase di recupero.

Abbiamo condotto uno studio sui segnali sismici non associati a terremoti “classici”, registrati dall’osservatorio sottomarino NEMO-SN1, per valutare l’instabilità del settore occidentale del mar Ionio. L’area studiata (che comprende la Sicilia orientale e il mar Ionio) è caratterizzata da un’alta pericolosità sismica e vulcanica, legata alla presenza sia di strutture geologiche importanti, responsabili in passato di grandi terremoti, sia dell’Etna, uno dei vulcani più attivi al mondo. I segnali sismici  correlati con i processi sismici e vulcanici sono registrati regolarmente dalle stazioni a terra e sono ben conosciuti; meno noti sono altri segnali sismici originati dalle strutture tettoniche poste nel bacino Ionico e dalla presenza di fluidi magmatici legati all’attività dell’Etna. Tali segnali sono molto complessi poiché risentono anche degli effetti legati all’attività del mare.

Uno studio multidisciplinare, basato sull’analisi dei segnali sismici, di pressione e idroacustici registrati dall’osservatorio sottomarino NEMO-SN1, uno dei nodi dell’infrastruttura EMSO (European Multidisciplinary Seafloor and water-column Observatory, http://www.emso-eu.org), ci ha permesso di identificare l’origine di questi segnali ed associarli ai processi tettonici e vulcanici che interessano l’area della Sicilia orientale e del bacino Ionico.

NEMO-SN1 è situato circa 20 km al largo di Catania, alla profondità di ~2100 m. È collegato alla stazione costiera sita al porto di Catania mediante un cavo elettro-ottico sottomarino che garantisce l’alimentazione elettrica e la comunicazione real-time bidirezionale con l’osservatorio. Il segnale GPS ricevuto a terra è trasmesso su fibra ottica e distribuito al sismometro, garantendo così la precisione necessaria per il riferimento temporale. Grazie alla trasmissione in tempo reale dei segnali sismici acquisiti, inoltre, è stato possibile integrare il sismometro nella rete sismica nazionale.

Nello studio in oggetto, oltre ai dati del sismometro a larga banda (Guralp CMG-1T, banda passante da 0.0027 Hz a 50 Hz, campionato a 100 campioni al secondo) sono stati analizzati anche i segnali acquisiti da un sensore di pressione (Paroscientific 8CB-4000, intervallo di campionamento di 15 s, risoluzione di 1 Pa 10-4dbar) e da un idrofono (SMID DT405D, campionato a 2 kHz, risoluzione 10-2 Pa, banda passante da 50 mHz a 1 kHz). La profondità del sito e il buon accoppiamento meccanico dello strumento con il fondale marino garantiscono un’alta qualità del segnale sismico con un buon rapporto segnale/rumore.

Figura 2: esempi di forme d'onda (componente verticale del sismometro) dei tre diversi tipi di segnali sismici analizzati: (A) frana; (B) tremore vulcanico, registrato durante l'inizio di un episodio di fontana di lava; (C) short duration event (SDE).

Figura 2: esempi di forme d’onda (componente verticale del sismometro) dei tre diversi tipi di segnali sismici analizzati: (A) frana; (B) tremore vulcanico, registrato durante l’inizio di un episodio di fontana di lava; (C) short duration event (SDE).

Le registrazioni sismiche dell’osservatorio sottomarino NEMO-SN1 consistono principalmente in terremoti locali, di origine sia tettonica che vulcanica. Una percentuale rilevante riguarda alcuni segnali sismici che testimoniano l’instabilità del fondale del mar Ionio e l’attività dell’Etna. Abbiamo analizzato tre diverse tipologie di dati sismici non associati a terremoti: 1) segnali sismici associati a frane sottomarine; 2) tremore vulcanico; 3) short duration events (SDE).

I segnali classificati come frane sottomarine (Figura 2A) sono caratterizzati da alto contenuto in frequenza, mancanza di fasi P ed S ben riconoscibili e lunga durata del segnale. Le analisi di polarizzazione e particle-motion hanno permesso di evidenziare la presenza di un campo d’onda costituito prevalentemente da onde superficiali di Rayleigh provenienti da una sorgente superficiale. Questi episodi risultano essere associati a strutture presenti del bacino Ionico e principalmente alla “Scarpata Ibleo-Maltese”, caratterizzata alla base dalla presenza di depositi di sedimenti inconsolidati (slumps), e al “Messina Rise”, un’area di margine continentale attraversata in vari punti da canyon e valli sottomarine.

Il secondo tipo di segnale analizzato è il tremore vulcanico (Figura 2B), un segnale sismico continuo che caratterizza le aree vulcaniche attive ed è legato a fluttuazioni di pressione indotte dallo spostamento di masse magmatiche. Per la sua natura, gioca un ruolo attivo nel monitoraggio in real-time dell’attività di un vulcano. Il confronto della distribuzione delleampiezze del tremore vulcanico registrato dall’osservatorio NEMO-SN1 e da alcune stazioni a terra durante l’episodio di fontana di lava del 19 febbraio 2013, evidenziala buona ricezione del segnale da parte di NEMO-SN1. Tale risultato riveste una grande importanza poiché implica una vicinanza della stazione sottomarina con il sistema di alimentazione profondo dell’Etna.

Il terzo tipo di segnale, denominato “Short Duration Event” (SDE; Figura 2C), è un segnale impulsivo di alta frequenza (10-50 Hz) e breve durata (~1-2 secondi) e da un regolare decremento dell’ampiezza nella coda del segnale. Gli SDE sono soggetti a una forte attenuazione e le analisi di particle-motion indicano una direzione di propagazione prossima all’orizzontale. Ciò fa ipotizzare che la sorgente che genera questi eventi sia superficiale e vicina all’osservatorio.

Figura 3: (A) numero di SDE nel tempo; (B) pressione; (C) deviazione standard del segnale di pressione; (D) deviazione standard del segnale di pressione registrato dall'idrofono; (E) tremore vulcanico. I simboli in rosso sono riferiti ai diversi tipi di attività vulcanica (i punti indicano attività Stromboliana, la linea continua è riferita all'attività eruttiva, gli asterischi indicano gli episodi di fontane di lava).

Figura 3: (A) numero di SDE nel tempo; (B) pressione; (C) deviazione standard del segnale di pressione; (D) deviazione standard del segnale di pressione registrato dall’idrofono; (E) tremore vulcanico. I simboli in rosso sono riferiti ai diversi tipi di attività vulcanica (i punti indicano attività Stromboliana, la linea continua è riferita all’attività eruttiva, gli asterischi indicano gli episodi di fontane di lava).

L’analisi multidisciplinare condotta sui segnali registrati dal sismometro, dal pressostato e dall’idrofono (Figura 3) ha permesso di evidenziare l’origine dei segnali. Le frane, che in molti casi sono state precedute da terremoti locali e regionali, sono associate alle strutture tettoniche presenti nell’area quali la Scarpata di Malta e il Messina Rise. Il tremore vulcanico rappresenta la tipica manifestazione dell’attività vulcanica dell’Etna ed è, quindi, associato ai movimenti del magma. Abbiamo interpretato gli SDE come associati a processi di idrofratturazione della copertura carbonatica che si trova alla base della scarpata; essi potrebbero essere legati a variazioni del campo di stress associate al movimento del magma.

In conclusione, l’articolo pubblicato su Oceanography mostra come l’instabilità del fondale Ionico sia associata non soltanto all’attività vulcanica dell’Etna e alle strutture tettoniche che hanno generato i terremoti noti dal catalogo storico. Grazie a un approccio multidisciplinare condotto sui dati registrati dal sismometro, dal pressostato e dall’idrofono, abbiamo potuto identificare i meccanismi che guidano la generazione dei segnali sismici non associati a terremoti “classici”.

A cura di Tiziana Sgroi (INGV – Sezione Roma-2).


Tiziana Sgroi è stata invitata a presentare la propria autobiografia a seguito della pubblicazione dell’articolo: Geohazards in the Western Ionian Sea Insights from Non-Earthquake Signals Recorded by the NEMO-SN1 Seafloor Observatory, di Tiziana Sgroi, Stephen Monna, Davide Embriaco, Gabriele Giovanetti, Giuditta Marinaro, Paolo Favali. Oceanography, 27(2), 154-166 (http://dx.doi.org/10.5670/oceanog.2014.51).

I terremoti nella STORIA: marzo 1638, uno “spaventevole terremoto” devasta la Calabria centro-settentrionale

Il 1638 in Calabria è ricordato come un anno di grandi terremoti. Fu in quell’anno, infatti, che si verificò la prima importante sequenza sismica conosciuta tra quelle che nel corso della storia hanno ripetutamente colpito la regione. Forti terremoti sono noti anche nei secoli e decenni precedenti (ad esempio il terremoto del 1184 nella Valle del Crati, o quello che nel 1626 distrusse Girifalco), ma la serie di violente scosse che colpirono la Calabria centro-settentrionale tra il marzo e il giugno del 1638 è, per ampiezza dell’area devastata ed entità delle distruzioni, paragonabile alle sequenze che nel 1783 e nel 1905-1908 colpirono gran parte della regione.

terremoti in calabria CPTI11

I terremoti storici dall’anno 1000 in Calabria (CPTI11).

Quelli del 1638 sono anche i terremoti più distruttivi che, negli ultimi 1000 anni, hanno interessato il settore centro-settentrionale della Calabria. Inoltre, sono eventi ben documentati, descritti da numerose relazioni e memorie pubblicate a breve distanza dal disastro. Testimonianze, osservazioni dirette e resoconti di prima mano costituiscono un cospicuo e attendibile patrimonio di informazioni che ha permesso ai sismologi storici di determinare con precisione l’area dei danni più gravi e l’estensione della zona colpita, nonché di delineare l’impatto sociale ed economico dell’evento. Le prime scosse distruttive avvennero nei giorni 27 e 28 marzo e colpirono un’ampia fascia del versante tirrenico tra la Valle del Crati e il Vibonese; il secondo forte terremoto avvenne l’8 giugno e causò gravissimi danni prevalentemente sul versante ionico della Sila. In questo articolo verranno descritti i terremoti del marzo 1638, riservandoci di trattare quello di giugno in un articolo futuro.

La prima forte scossa avvenne nel pomeriggio del 27 marzo 1638, verso il tramonto (alle ore 21 e mezza in orario “all’italiana”), e fu un evento catastrofico, con effetti che raggiunsero il grado 11 della scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg). Nel Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani CPTI11, che riprende lo studio di Guidoboni et al. (2007), questo terremoto è riportato come un’unica grande scossa con magnitudo equivalente (calcolata sulla base della distribuzione delle intensità macrosismiche) Mw pari a 7.0, tra le più elevate della storia sismica italiana. Secondo altri autori, tuttavia, le distruzioni furono causate da almeno 3 distinte e violentissime scosse avvenute tra il 27 e il 28 marzo (Galli & Bosi, 2003). Quella del pomeriggio del giorno 27, un sabato, fu la più forte e colpì il territorio compreso tra l’alta Valle del Crati e la valle del Savuto, a sud di Cosenza, al confine tra le attuali province di Cosenza e di Catanzaro, dove diversi paesi – tra cui Diano, Carpanzano, Martirano, Conflenti, Motta Santa Lucia, Rogliano, Grimaldi, Scigliano, Savuto, Mangone – furono completamente rasi al suolo (Guidoboni et al. 2007). Il giorno successivo, 28 marzo (che quell’anno coincideva con la domenica delle Palme), due nuove forti scosse colpirono il territorio posto immediatamente a sud di quello interessato dalla prima, forte scossa. Questi due nuovi eventi colpirono la parte nord-occidentale della Stretta di Catanzaro, nella zona tra Sambiase, Lamezia Terme e Sant’Eufemia, e la zona del Vibonese, sul versante occidentale delle Serre, estendendo così verso sud l’area degli effetti distruttivi rispetto al terremoto del 27 marzo.

Distribuzione degli effetti del terremoto del 27 marzo 1638 secondo Guidoboni et al. (2007) [fonte: DBMI11 link]. Secondo altri autori (Galli & Bosi, 2003) questo scenario fu dovuto non ad una sola grande scossa ma ad almeno 3 forti scosse avvenute tra il 27 e il 28 marzo con valori di magnitudo equivalente Mw compresi tra 6.6 e 6.8.

Distribuzione degli effetti del terremoto del 27 marzo 1638 secondo Guidoboni et al. (2007) [fonte: DBMI11]. Secondo altri autori (Galli & Bosi, 2003) questo scenario fu dovuto non ad una sola grande scossa ma ad almeno 3 forti scosse avvenute tra il 27 e il 28 marzo con valori di magnitudo equivalente Mw compresi tra 6.6 e 6.8.

In quest’ottica, la magnitudo Mw 7.0 riportata nel catalogo CPTI11 sarebbe in realtà sovrastimata e deriverebbe dalla somma complessiva degli effetti di queste singole scosse, che, di fatto, avrebbero avuto ciascuna una magnitudo più bassa. Galli & Bosi (2003), infatti, stimano una magnitudo equivalente Mw 6.8 per l’evento del pomeriggio del 27 marzo, e Mw 6.6 per entrambe le scosse del 28 marzo, da intendersi come valori massimi proprio per l’effetto di cumulo dei danni. In ogni caso, scosse molto violente; a titolo di paragone, si consideri che il terremoto dell’Irpinia del 1980 ebbe Mw 6.9 e quello del 6 maggio 1976 in Friuli Mw 6.5.

Che si sia trattato di una sola grande scossa di Mw 7.0 o, più verosimilmente, di tre forti scosse con Mw > 6.5, il quadro complessivo degli effetti causati dal terremoto di fine marzo non cambia, ed è uno scenario di immane distruzione. Tutta la regione fu interessata da effetti di danno: danni gravi si ebbero fino a Rosarno, verso sud, e fino a Scalea e a Castrovillari, verso nord. Danni più leggeri furono riscontrati verso sud fino alla zona dell’Aspromonte e a Messina, dove crollò parzialmente la copertura della cattedrale, verso est fino a Crotone, e verso nord fino a Maratea, dove furono rilevate leggere lesioni.

Come abbiamo detto, gli effetti più gravi e distruttivi interessarono un’ampia fascia della Calabria centrale tra la Valle del Crati e il Vibonese. Secondo lo studio di Guidoboni et al. (2007), complessivamente i centri che subirono importanti distruzioni e crolli estesi (con effetti uguali o superiori al grado 9 MCS) furono 107, diciassette dei quali furono completamente rasi al suolo (con effetti superiori al grado 10 MCS). Un’altra novantina di località subì danni gravi e crolli parziali, tali da rendere inabitabili numerose abitazioni (effetti superiori al grado 7 MCS). Fra queste anche Cosenza, dove una ventina di edifici crollò completamente e quasi 600 rimasero gravemente lesionati e riportarono crolli parziali. Tredici fra chiese e monasteri furono distrutti o seriamente danneggiati. Notevoli distruzioni interessarono anche il Castello e il Duomo, di cui crollò il campanile. A Catanzaro i danni furono meno gravi, ma comunque rilevanti: moltissimi edifici rimasero più o meno seriamente lesionati, oltre 300 furono quelli che risultarono inagibili. Il duomo e il palazzo vescovile riportarono gravi danni.

Una stampa risalente alla metà del ‘600 raffigurante la mappa della provincia di Calabria Citra (fonte: http://www.museodeibrettiiedelmare.it/it/guida/sezione-storica-fondo-cartografico-losardo-sala-ix-tavv-xix-xx/ ).

Una stampa risalente alla metà del ‘600 raffigurante la mappa della provincia di Calabria Citra (fonte: http://www.museodeibrettiiedelmare.it/it/guida/sezione-storica-fondo-cartografico-losardo-sala-ix-tavv-xix-xx/ ).

Il terremoto verso nord fu avvertito fortemente, ma senza danni, in Basilicata e in modo più leggero a Taranto e fino a Napoli. L’area di risentimento tuttavia risulta scarsamente definita. Di sicuro la scossa fu avvertita più o meno fortemente in molte parti della Sicilia.

L’evento principale del 27 marzo e i due violenti terremoti del 28 furono preceduti da una forte scossa avvenuta circa due mesi prima, il 18 gennaio, che causò alcuni danni. Le repliche furono particolarmente frequenti per tutto il mese di aprile e, secondo le testimonianze e le fonti del periodo, causarono molto spavento tra la popolazione ma non ulteriori danni.

Frontespizio di una relazione a stampa dell’epoca sul terremoto del marzo 1638 (“Vera Relatione del Spaventevole Terremoto Successo alli 27. di Marzo sù le 21. hore, nelle Provincie di Calabria Citra, & Ultra. Dove si narrano tutte le rovine causate nelle Città, Terre, e Castelli, con li nomi di essi, e con la morte delle persone”, Roma, Lodovico Grignani, 1638).

Frontespizio di una relazione a stampa dell’epoca sul terremoto del marzo 1638 (“Vera Relatione del Spaventevole Terremoto Successo alli 27. di Marzo sù le 21. hore, nelle Provincie di Calabria Citra, & Ultra. Dove si narrano tutte le rovine causate nelle Città, Terre, e Castelli, con li nomi di essi, e con la morte delle persone”, Roma, Lodovico Grignani, 1638).

La violenza delle scosse del 27 e 28 marzo produsse notevoli effetti anche sull’ambiente naturale, con imponenti dissesti geomorfologici e idrologici che, in qualche caso, modificarono il paesaggio in modo permanente: grandi fenditure e voragini si aprirono nel suolo in tutta l’area epicentrale tra Cosenza e la valle del fiume Savuto; smottamenti di terreno interessarono le zone di Martirano e di Cosenza, dove franò la sommità del colle Pancrazio; variazioni nella portata delle sorgenti furono segnalate ad Amantea e a Sambiase. Nella piana di Sant’Eufemia, i dissesti idrologici e i fenomeni di subsidenza del suolo causati dalle scosse andarono ad aggravare l’impaludamento dell’area, portando alla formazione di estese zone di acqua stagnante che favorirono il diffondersi della malaria in tutta la zona: l’area paludosa, di circa 180 kmq, compresa fra i fiumi Amato e Angitola fu bonificata soltanto tre secoli più tardi, nel 1928.

La scossa del 27 marzo, inoltre, causò anche effetti di tsunami lungo il litorale di Pizzo, sulla costa meridionale del Golfo di Sant’Eufemia: il mare in un primo momento si ritirò per uno spazio che, secondo le fonti coeve, fu di circa 2000 passi (circa 3,7 km), e in seguito inondò violentemente la spiaggia (Guidoboni et al., 2007).

La Calabria, come tutta l’Italia meridionale, faceva parte del Regno di Napoli, che all’epoca era sotto il dominio della corona spagnola, retta dal re Filippo IV (1621-1665), che vi aveva istituito un Vicereame. Il re di Spagna, infatti, era rappresentato a Napoli da un viceré, all’epoca Ramiro Felipe Nuñez de Guzmán, duca di Medina de las Torres (1637-43). Il territorio calabrese era diviso nelle due province di Calabria Citra, corrispondente all’attuale provincia di Cosenza, e di Calabria Ultra, le odierne province di Crotone, Catanzaro, Vibo Valentia e Reggio Calabria.

Una veduta di Pianopoli (CZ). L’abitato fu fondato, con il toponimo iniziale di Feroleto Piano, da una parte degli abitanti superstiti di Feroleto, i quali abbandonarono il vecchio paese distrutto dal terremoto del marzo 1638 e ricostruirono le loro abitazioni nella pianura sottostante. Gli altri abitanti superstiti rimasti sulle alture, invece, ricostruirono Feroleto (l’odierna Feroleto Antico) sulle rovine del 1638  (Foto da: http://www.ilgiornaledellaprotezionecivile.it/index.html?pg=1&idart=767&idcat=3 ).

Una veduta di Pianopoli (CZ). L’abitato fu fondato, con il toponimo iniziale di Feroleto Piano, da una parte degli abitanti superstiti di Feroleto, i quali abbandonarono il vecchio paese distrutto dal terremoto del marzo 1638 e ricostruirono le loro abitazioni nella pianura sottostante. Gli altri abitanti superstiti rimasti sulle alture, invece, ricostruirono Feroleto (l’odierna Feroleto Antico) sulle rovine del 1638
(Foto da: http://www.ilgiornaledellaprotezionecivile.it/index.html?pg=1&idart=767&idcat=3 ).

Quando le gravissime notizie del disastro sismico raggiunsero Napoli, il viceré Nuñez de Guzmán decise di nominare il consigliere Ettore Capecelatro suo plenipotenziario per le province calabresi. In altre parole, il viceré conferì pieni poteri straordinari a Capecelatro, che si trasferì in Calabria per organizzare i primi soccorsi alle popolazioni, compiere una rilevazione particolareggiata dei danni e redigere una relazione completa sul disastro. Secondo la sua relazione ufficiale, complessivamente furono distrutte oltre 10.000 case e altre 3000 circa divennero inabitabili.

La forza devastante del terremoto fu aggravata dalle caratteristiche comuni a molti abitati calabresi: gran parte dei paesi era arroccata sui rilievi e gli edifici erano addossati gli uni agli altri, spesso su pendii scoscesi. Le case erano in prevalenza costruite in pietra e ciotoli di fiume, legati da malte di scarsa qualità. In molti centri gli edifici erano costruiti anche con mattoni di argilla cruda seccata al sole. Le case, come osservava lo stesso Capecelatro, erano economiche ma “fragilissime”, caratteristiche che potenziarono gli effetti distruttivi delle scosse. Il terremoto fece migliaia di vittime. Secondo le prime notizie giunte a Napoli i morti erano circa 30.000, cifra ripresa dal viceré nella sua relazione alla Corte spagnola. Le stime ufficiali del consigliere Capecelatro, tuttavia, risultarono molto inferiori (9.571 morti, dei quali 6.811 in Calabria Citra e 2.760 in Calabria Ultra), ma furono probabilmente sottostimate perché non tenevano conto della mortalità nei centri situati nelle zone marginali rispetto all’area più danneggiata, e soprattutto dei numerosi decessi che avvennero nei mesi successivi a seguito delle ferite e degli stenti.

Una veduta di Nicastro (Lamezia Terme) coi ruderi del Castello Normanno-Svevo che domina dall’alto la Piana di Sant’Eufemia. Il terremoto del marzo 1638 causò gravissimi danni al Castello, causando il crollo di gran parte delle mura perimetrali e dei bastioni. Si salvò soltanto la parte interrata dove si trovavano le carceri, che continuarono ad essere utilizzate fino ai terremoti del 1783, a seguito dei quali il Castello venne poi definitivamente abbandonato [foto di Pietro Scardamaglia; fonte: https://geolocation.ws/v/P/17880833/il-castello-di-nicastro-lamezia-terme/en ].

Una veduta di Nicastro (Lamezia Terme) coi ruderi del Castello Normanno-Svevo che domina dall’alto la Piana di Sant’Eufemia. Il terremoto del marzo 1638 causò gravissimi danni al Castello, causando il crollo di gran parte delle mura perimetrali e dei bastioni. Si salvò soltanto la parte interrata dove si trovavano le carceri, che continuarono ad essere utilizzate fino ai terremoti del 1783, a seguito dei quali il Castello venne poi definitivamente abbandonato [foto di Pietro Scardamaglia; fonte: https://geolocation.ws/v/P/17880833/il-castello-di-nicastro-lamezia-terme/en ].

Il terremoto si verificò in un periodo già molto difficile per la Calabria, travagliata – come del resto tutto il Regno di Napoli e gran parte dei paesi europei – da decenni di grave crisi economica, incursioni dei Turchi e altri fattori negativi (per un inquadramento più dettagliato del periodo storico, e, più in generale, per un’analisi storica più approfondita di questo terremoto, si rimanda allo studio di Guidoboni et al. (2007), disponibile on-line alla pagina: http://storing.ingv.it/cfti4med/quakes/00953.html ).

L’impatto devastante del terremoto, con migliaia di vittime e vaste distruzioni, spinse le popolazioni superstiti alla fuga in massa dagli abitati distrutti, causando la paralisi delle attività economiche e della vita sociale in tutta la zona. Nonostante le enormi distruzioni, tuttavia, gli abbandoni definitivi e i cambiamenti di sito documentati dalle fonti a seguito del terremoto del 1638 non furono molti. Fra questi ci sono: Sant’Eufemia (CZ), dove gli abitanti superstiti abbandonarono il vecchio abitato distrutto e ricostruirono il paese su un’altura collinare a circa 6,5 km di distanza, col nome di Sant’Eufemia del Golfo (oggi Sant’Eufemia Vetere); Feroleto (CZ), dove una parte della popolazione migrò nella pianura sottostante, dando origine al nucleo iniziale dell’abitato di Feroleto Piano (l’attuale Pianopoli); Grimaldi (CS), nella valle del Savuto, ricostruito a 800 metri circa dalle rovine dell’antico paese.

Il consigliere Ettore Capecelatro terminò la sua missione alla fine di maggio 1638 e stava già rientrando a Napoli quando si verificò la seconda grande scossa dell’8 giugno. Questa colpì il versante ionico della Sila devastando centri dell’odierna provincia di Crotone che erano stati solo marginalmente danneggiati dai terremoti di marzo, e causò nuovi danni in paesi del cosentino e del catanzarese già duramente colpiti dalle scosse di due mesi e mezzo prima.

A cura di Filippo Bernardini (INGV-Bo)


 

Bibliografia

Galli P., and V. Bosi (2003). Catastrophic 1638 earthquakes in Calabria (southern Italy): New insights from paleoseismological investigation. Journal of Geophysical Research, vol. 108, n. B1, 2004. doi:10.1029/2001JB001713, 2003

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/quakes/00953.html

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.

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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

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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

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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.

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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.

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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

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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.

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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

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