Io non rischio torna in piazza sabato 14 ottobre

Siamo ormai vicini alla settima edizione della campagna di comunicazione nazionale sui rischi naturali che interessano il nostro Paese. Sabato 14 ottobre torna IO NON RISCHIO in un’unica giornata di informazione e comunicazione, un evento trainante per un grande obiettivo: diffondere buone pratiche di protezione civile e sensibilizzare i cittadini sul tema della prevenzione.  IO NON RISCHIO 2017 quest’anno si arricchirà di iniziative ed eventi legati alla conoscenza dei luoghi e dei rischi presenti sul territorio e si svolgerà in tutti i capoluoghi di provincia, vedendo come attori principali i volontari delle associazioni di protezione civile di ciascuna provincia.

IO NON RISCHIO è una campagna nazionale di comunicazione sulle “buone pratiche di protezione civile”, intese nel senso più pieno, vale a dire su tutte le azioni che i cittadini possono mettere in atto fin da subito per ridurre il rischio. Lo slogan scelto per identificare la campagna “Io Non Rischio” è l’affermazione di un proposito ben preciso, è una dichiarazione di intenti che ogni cittadino e ogni comunità può fare come parte del sistema nazionale di protezione civile.

La campagna è promossa dal Dipartimento di Protezione Civile (DPC), in collaborazione con l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), l’Associazione Nazione delle Pubbliche Assistenze (ANPAS) e la Rete dei Laboratori Universitari di Ingegneria Sismica (ReLUIS) ed è realizzata in collaborazione con Regioni e Comuni.

L’Italia è un paese esposto a molti rischi naturali, ma la reale consistenza del rischio può essere sensibilmente ridotta attraverso una conoscenza reale dell’ambiente in cui viviamo, delle sue caratteristiche di pericolosità e l’adozione, fin da subito, di scelte consapevoli che riducano, in particolare, la vulnerabilità dell’ambiente costruito e della nostre comunità.

L’INGV, come partner scientifico della campagna, partecipa attivamente alla formazione dei volontari che andranno in piazza sui rischi terremoto e maremoto e alle altre numerose attività, tra le quali lo sviluppo delle mappe interattive per il portale www.iononrischio.it.
L’inserimento del rischio maremoto e alluvione ha visto il coinvolgimento anche dell’Istituto superiore per la Protezione e la Ricerca Ambientale (Ispra), dell’Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale (INOGS), dell’Agenzia Interregionale per il fiume Po (AiPo), Arpa Emilia-Romagna, Autorità di Bacino del fiume Arno, Università della Calabria (CamiLab), Fondazione Cima e Irpi-Istituto di ricerca per la Protezione idro-geologica.

L’elenco dei comuni che, il 14 ottobre 2016, ospiteranno IONONORISCHIO2017  con la descrizione degli eventi e delle iniziative che animeranno le piazze della campagna sono disponibili sul sito ufficiale della campagna http://iononrischio.it/, dove è possibile consultare e scaricare i materiali informativi sui diversi rischi e consultare le mappe interattive realizzate per l’occasione dall’INGV.

La mappa interattiva dei terremoti recenti dal 2005 al 2017.

Un’iniziativa importante per promuovere la partecipazione dei cittadini nelle piazze delle proprie città è prevista per venerdì 13 ottobre, quando i promotori della campagna#iononrischio danno appuntamento a tutti per una mobilitazione virtuale su Twitter. L’idea è quella di realizzare un tweetstorm, un flusso di tweet simultaneo, utilizzando l’hashtag #IoNonRischio2017 che accompagnerà la campagna quest’anno.

Sul portale www.iononrischio.it sono disponibili tutte le informazioni sulla campagna e tutti i materiali (pieghevole e schede dei rischi) che i volontari distribuiscono nella giornata del 14 ottobre nelle piazze italiane.

Segui “Io Non Rischio” sul sito web www.iononrischio.it e sui canali social della campagna.

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a cura di Concetta Nostro, Maurizio Pignone Romano Camassi, INGV.

I terremoti del ‘900: la sequenza sismica in Umbria-Marche del 1997

Il 26 settembre 1997  due eventi sismici di magnitudo Mw 5.7 e 6.0 colpirono l’area di Colfiorito (al confine tra Umbria e Marche) a distanza di nove ore l’uno dall’altro (alle 2:33 e alle 11:40 ore italiane).

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La sequenza sismica del 1997 al confine tra Umbria e Marche rappresenta uno spartiacque per la sismologia italiana. Si è trattato del primo terremoto nel nostro Paese per il quale furono disponibili dati di alta qualità rilevati dalle reti di monitoraggio a terra e dai satelliti. Il quadro che questi dati fornirono permise di delineare con una precisione mai raggiunta prima le caratteristiche delle faglie che si erano attivate e dei meccanismi di generazione dei terremoti appenninici. Gli eventi sismici degli anni successivi, quelli del 2009 all’Aquila e la recente sequenza del 2016-2017, hanno confermato molte delle interpretazioni tratte dagli studi sui terremoti del 1997, evidenziando ulteriori elementi caratteristici. La galleria fotografica mostra alcune immagini della Rete Sismica Mobile dell’ING (Istituto Nazionale di Geofisica, poi confluito nell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia), installata nelle prime ore dopo i terremoti del 26 settembre, che ha rappresentato uno degli strumenti più importanti per la ricerca sismologica, nonché un punto di riferimento informativo molto importante per la comunità locale colpita dal terremoto nel 1997.

Mappa epicentrale delle sequenze sismiche in Italia centrale dal 1997 al 2017. I terremoti del 1997 sono rappresentati in blu. Le tre stelle blu in alto a sinistra sono gli epicentri dei terremoti del 26 settembre e del 14 ottobre 1997. In giallo la sequenza dell’Aquila del 2009, in arancione e rosso la sismicità del 2016-2017.

Un tratto molto importante emerso dagli studi sulla sequenza del 1997 è la tendenza dei terremoti appenninici a manifestarsi con la migrazione dell’attività tra segmenti di faglia vicini, come accadde proprio il 26 settembre 1997. Al primo terremoto di magnitudo Mw 5.7, avvenuto nella notte alle ore 02:33 italiane, seguì un secondo evento più forte nove ore dopo, di magnitudo Mw 6.0, alle ore 11:40 italiane, che provocò ulteriori crolli e vittime. Studi successivi permisero di comprendere le cause di questa migrazione di sismicità (Cocco et al., 2000; Miller et al., 2004; Antonioli et al., 2005), anche se un unico modello in grado di spiegare la variegata casistica registrata in tutti i successivi terremoti appenninici (per es. L’Aquila, 2009, Amatrice-Norcia-Visso, 2016; Campotosto, 2017) non è ancora stato definito.

Il crollo della Basilica di Assisi la mattina del 26 settembre 1997.

La sequenza si manifestò con sette terremoti principali di magnitudo momento Mw compresa tra 5.0 e 6.0 nel primo mese di attività e migliaia di terremoti di magnitudo minore che in 40 giorni attivarono un sistema di faglie esteso per circa 45 chilometri lungo l’Appennino.

Data Ora (UTC) Zona Mw
26/09/1997 0:33 Appennino umbro-marchigiano 5.7
26/09/1997 9:40 Appennino umbro-marchigiano 6.0
26/09/1997 9:47 Appennino umbro-marchigiano 5.0
03/10/1997 8:55 Appennino umbro-marchigiano 5.2
06/10/1997 23:24 Appennino umbro-marchigiano 5.5
12/10/1997 11:08 Valnerina 5.2
14/10/1997 15:23 Valnerina 5.6
21/03/1998 16:45 Appennino umbro-marchigiano 5.0
26/03/1998 16:26 Appennino umbro-marchigiano 5.3
03/04/1998 7:26 Appennino umbro-marchigiano 5.1

I due eventi principali della sequenza (Mw 5.7 e 6.0) colpirono l’area di Colfiorito, rompendo due faglie con meccanismo distensivo (faglie normali) con opposta direttività. Uno degli elementi più significativi della sequenza fu la migrazione della sismicità da Nord-Ovest a Sud-Est e la conseguente attivazione di segmenti di faglia adiacenti, un meccanismo poi ritrovato in altri terremoti appenninici. Altri due eventi di magnitudo maggiore di 5.0 si verificarono il 3 e il 6 ottobre 1997: magnitudo Mw 5.2 e 5.5, rispettivamente.

Successivamente, l’attività interessò il settore meridionale, verso Sellano e Preci (PG), e culminò con due forti eventi il 12 ottobre di magnitudo Mw 5.2 e il 14 ottobre, magnitudo 5.6. Nel mese di aprile del 1998 un altro terremoto di magnitudo Mw 5.1 interessò l’area di Gualdo Tadino, estendendo così l’area attiva ancora più a Nord.

I terremoti della sequenza hanno interessato faglie normali (o estensionali) che dislocarono la porzione più superficiale della crosta fino a 8 km di profondità, con pendenza verso Sud-Ovest. Queste caratteristiche furono individuate grazie ai dati delle reti sismiche, in particolare della Rete Sismica Mobile che fu installata lo stesso 26 settembre 1997 nell’area epicentrale. Nella figura sotto, tratta da un articolo pubblicato nel 1998 sul GRL (Geophysical Research Letters), si vede, in mappa e in una sezione verticale attraverso l’area di Colfiorito, la distribuzione spaziale degli eventi sismici che delineano la faglia responsabile del terremoto, con un andamento parallelo alla catena e immersione di circa 40° da Nord-Est a Sud-Ovest.

Mappa (in alto) e sezione verticale (in basso) dei terremoti del 1997 (da Amato et al., 1998)

L’analisi delle migliaia di eventi sismici registrati dalle reti sismiche portò poi a delineare in modo dettagliato la notevole complessità del sistema di faglie che si erano attivate nella regione, come evidente nella figura sotto.

Sezioni Ovest-Est attraverso il sistema di faglie di Colfiorito. A destra gli eventi sismici rilocalizzati, a sinistra l’interpretazione delle faglie coinvolte (da Chiaraluce et al., 2004)

I terremoti del 1997 inaugurarono anche l’era della “sismologia spaziale” in Italia. Gli eventi del 26 settembre sono stati infatti i primi terremoti italiani per i quali i satelliti permisero di evidenziare gli spostamenti della superficie e realizzare così un modello di faglia (Stramondo et al., 1999). Anche i dati GPS furono molto utili per la caratterizzazione delle sorgenti sismiche interessate (Anzidei et al., 1999).

Interferogrammi calcolati con i satelliti ERS per i terremoti del 1997 (Lundrgren and Stramondo, 2002).

Gli interferogrammi mostrati sopra, unitamente ai dati GPS misurati prima e dopo i terremoti principali, furono molto utili per calcolare lo spostamento cosismico del terreno e ricavare quindi un modello di faglia per gli eventi principali della sequenza del 1997. Altri modelli di faglia vennero proposti da Capuano et al. (2000) e Hernandez et al. (2004).

Spostamento del terreno (i colori indicano i cm) ricavato dal modello di faglia ottenuto con i dati SAR e GPS. Le linee nere rappresentano le frange di interferenza ottenute dagli interferogrammi della figura precedente. Le frecce mostrano gli spostamenti orizzontali del terreno misurati dai dati GPS e quelli calcolati dal modello di faglia (Lundrgren and Stramondo, 2002)

Nel 1997 la Rete Sismica Nazionale non era ancora stata aggiornata agli standard internazionali più elevati (come accadde a partire dal 2001), ma le reti sismiche digitali euro-mediterranee (come la Rete MedNet dell’ING) e quelle globali cominciavano a fornire dati di elevata qualità per calcolare i meccanismi focali dei terremoti più forti della sequenza. I dati mostrarono inequivocabilmente, per la prima volta in maniera così chiara e diffusa, la predominanza che rivestono le faglie normali nella deformazione della penisola italiana (Ekstrom et al., 1998).

I terremoti del 26 settembre 1997 aprirono una nuova fase anche per la geologia del terremoto in Italia. Dopo il forte evento sismico del 1980 in Irpinia, infatti, quello dell’Umbria-Marche fu il primo terremoto a lasciare una traccia evidente, sebbene molto labile, di fagliazione superficiale. Le tracce della faglia furono seguite e studiate dai geologi con grande attenzione e nei minimi dettagli, aprendo nuove ipotesi sul rapporto tra faglie geologiche note, faglie cosismiche e fagliazione superficiale (si vedano tra gli altri Basili et al., 1998; Cinti et al., 1999).

Uno degli effetti in superficie del terremoto del 26 settembre

Altri studi molto importanti riguardarono gli effetti di amplificazione delle onde sismiche al variare della geologia di superficie (es. Gaffet et al., 2000). Nell’esempio riportato sotto si vede la differenza tra una registrazione effettuata sui rilievi calcarei al bordo del bacino e da un array di sismometri ubicato nel bacino stesso; si nota la forte amplificazione, sia come ampiezza che come durata, rilevata da questi ultimi a causa della spessa coltre di sedimenti lacustri presenti nell’area.

Molte attività di studio dei terremoti vennero avviate o sistematizzate dopo i terremoti del 1997. Tra queste, una novità importante è stata la nascita del Gruppo “QUEST” (QUick Earthquake Survey Team), in collaborazione tra ING (Istituto Nazionale di Geofisica, poi confluito nell’INGV), GNDT (Gruppo Nazionale per la Difesa dai Terremoti, le cui funzioni rientrarono poi nell’INGV), SSN (Servizio Sismico Nazionale, confluito poi nel Dipartimento Nazionale della Protezione Civile) e alcune università.


Bibliografia selezionata

Numerosissimi sono gli articoli scientifici pubblicati sulla sequenza del 1997. Nella lista seguente sono riportati solo alcuni tra quelli pubblicati dopo il terremoto che trattano i vari aspetti degli studi effettuati. Per una bibliografia aggiornata e una rassegna più esaustiva si veda qui.

Amato, A., Azzara, R., Chiarabba, C., Cimini, G., Cocco, M., Di Bona, M., Margheriti, L., Mazza, S., Mele, F., Selvaggi, G., Basili, A., Boschi, E., Courboulex, F., Deschamps, A., Gaffet, S., Bittarelli, G., Chiaraluce, L., Piccinini, G. and Ripepe, M. (1998). The 1997 Umbria-Marche, Italy earthquake sequence: a first look at the main shocks and aftershocks. Geophysical Research Letters, 25:2861- 2864

Antonioli A., Piccinini D, Chiaraluce L, Cocco M. (2005). Fluid flow and seismicity pattern:Evidence from the 1997 Umbria Marche (central Italy) seismic sequence, Geophys. Res. Lett., 32, doi:10.1029/2004GL022256

Anzidei M., Baldi P., Galvani A., Pesci A., Hunstad I. and Boschi E., (1999). Coseismic displacement of the 26th september 1997 Umbria – Marche (Italy) earthquakes detected by GPS: campaigns and data. Annali di Geofisica, vol.42, n.4, 597-607

Basili, R, Bosi, C., Bosi, V., Galadini, F., Galli, P., Meghraoui, M., Messina, P., Moro, M. and Sposato, A., (1998). The Colfiorito earthquake sequence of September-October 1997. Surface breaks and seismotectonic implications for the central Apennines (Italy). J. of Earthquake Engineering, 102(2), pp. 291-302

Capuano, P., Zollo, A., Emolo, A., Marcucci, S. and Milana, G. (2000). Rupture mechanism and source parameters of the Umbria-Marche main shocks from strong motion data. J. Seism., 4, 436-478

Chiarabba C. and Amato A (2003). Vp and Vp/Vs images of the Colfiorito fault region (Central Italy): a contribute to understand seismotectonic and seismogenic processes, J. Geophys. Res., 108, 10.1029/2001JB001665

Chiaraluce L., Chiarabba C., Cocco M., and Ellsworth W.L. (2003). Imaging the complexity of a normal fault system: The 1997 Colfiorito (Central Italy) case study, J. Geophys. Res., 108, 10.1029/2002JB00216

Cinti, F.R., Cucci, L., Marra, F. and Montone, P., (1999). The 1997 Umbria-Marche (Italy) earthquake sequence: relationship between ground deformation and seismogenic structure. Geophys. Res. Lett. 26(7), pp. 895-898

Cocco, M., Nostro, C., Ekstrom, G. (2000). Static stress changes and fault interaction during the 1997 Umbria-Marche earthquake sequence. J. Seismol., 4, 501–516

Cultrera, G., Rovelli, A., Mele, G., Azzara, R.M., Caserta, A. and Marra, F. (2003). Azimuth-dependent amplification of weak and strong ground motions within a fault zone (Nocera Umbra, central Italy), J. Geophys. Res., 108 (B3), 2156

Ekström, G., Morelli, A., Boschi, E. and Dziewonski A.M., (1998). Moment tensor analysis of the central Italy earthquake sequence of September-October 1997, Geophys. Res. Let., 25, 1971-1974

Gaffet, S., Cultrera, G., Dietrich, M., Courboulex, F., Marra, F., Bouchon, M., Caserta, A., Cornou, C.,Daschamps, A., Glot, J.P, and Guiguet, R. (2000). A site effect study in the Verchiano valley during the 1997 Umbria-Marche (Central Italy) earthquakes, Journal of Seismology Vol. 4

Hernandez, B., Cocco, M., Cotton, F., Stramondo, S., Scotti, O., Courboulex, F. and Campillo, M., (2004). Rupture history of the 1997 Umbria-Marche (central Italy) mainshocks from the inversion of GPS, DInSAR and near field strong motion data. Ann. Geophys., 47, 4, 1355-1376

Lundgren, P. and Stramondo, S., (2002). Slip distribution of the 1997 Umbria-Marche earthquake sequence: Joint inversion of GPS and synthetic aperture radar interferometry data, J. Geophys. Res., 107(B11), 2316, doi:10.1029/2000JB000103

Miller, S.A:, Collettini C., Chiaraluce, L., Cocco, M., Barchi, M., Kaus, B.J.P. (2004). Aftershocks driven by a high-pressure CO2 source at depth. Nature, 427, 724-727

Stramondo S., Tesauro M., Briole P., Sansosti E., Salvi S., Lanari R., Anzidei M., Baldi P., Fornaro G., Avallone A., Buongiorno M.F., Franceschetti G., Boschi E., (1999). The September 26,1997 Central Italy earthquakes: coseismic surface displacement detected by sar interferometry and GPS, and fault modeling. Geophysical Research Letters, vol.26, n.7, pp.883-886 April, 1

Terremoto M 7.1 in Messico del 19 settembre ore 20:14 italiane

Un terremoto di magnitudo 7.1 è avvenuto il 19 settembre 2017 alle ore 20:14 italiane (ore 13:14 locali) in Messico centrale.

Localizzazione del terremoto di magnitudo 7.1 avvenuto il 19 settembre 2017 alle ore 20:14 italiane nel Messico centrale.

I dati ricevuti in tempo reale nella sala di monitoraggio sismico dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) hanno permesso di localizzare l’evento: epicentro a circa 55 km da Puebla e 120 km da Città del Messico, con coordinate geografiche (lat, lon) 18.6198.43 ad una profondità superiore ai 50 km. Va ricordato che per terremoti di questa magnitudo la rappresentazione dell’evento con un punto (l’ipocentro) non è adeguata, in quanto a muoversi è una faglia di dimensioni all’incirca 50 km x 20 km. Essendo questa faglia ubicata a circa 200 chilometri dalla costa, non è stata diramata un’allerta tsunami per questo terremoto, diversamente da quello di magnitudo 8.0 dell’8 settembre 2017.

Sismogramma del terremoto di magnitudo 7.1 avvenuto il 19 settembre 2017 alle ore 20:14 italiane nel Messico, registrato da tre stazioni sismiche della Rete Sismica Nazionale.

Situato all’interno di tre grandi placche tettoniche, il Messico è una delle regioni sismicamente più attive  del mondo. Il movimento relativo di queste placche crostali provoca frequenti terremoti e, di tanto in tanto, eruzioni vulcaniche. La maggior parte della terraferma messicana è situata, infatti, sulla placca nord-americana che si muove verso ovest.

Il terremoto di ieri si è verificato in una regione sismicamente molto attiva, dove i terremoti sono frequenti a causa dello scorrimento della placca oceanica di Cocos sotto le placche del Nord America e dei Caraibi.

Il Messico ha una lunga storia di terremoti distruttivi e di eruzioni vulcaniche. Il 19 settembre 1985, un terremoto di magnitudo 8.0 provocò più di 9.500 vittime a Città del Messico.

Localizzazione dell’epicentro del terremoto del 19 settembre 2017 e della sismicità precedente (fonte: USGS)

Il terremoto del 19 settembre 2017 è avvenuto molto probabilmente all’interno della placca di Cocos, dove questa si approfondisce e si inflette sotto il continente nordamericano. La maggior parte dei forti terremoti della regione messicana avviene lungo le coste pacifiche, compreso quello del 19 settembre 1985 che causò migliaia di vittime, ma ci sono precedenti importanti anche nella regione continentale, come l’evento del 15 giugno 1999, magnitudo 7.0.

Schema del processo di “subduzione” della placca di Cocos al di sotto del Messico. Si notano gli ipocentri dei terremoti all’interno della placca laddove si inflette e si approfondisce verso est (fonte: USGS)

La capitale del Messico, pur essendo ubicata ad oltre un centinaio di chilometri di distanza dall’epicentro del terremoto del 19 settembre 2017, ha subìto gravi danni e crolli totali di alcuni edifici. La città è, infatti, costruita su un antico bacino lacustre i cui sedimenti tendono ad amplificare la durata e l’ampiezza dello scuotimento, producendo una sorta di effetto “budino”. Per questo motivo il terremoto del 1985 provocò così tanti crolli e vittime nella capitale pur trovandosi a circa 400 chilometri di distanza dall’epicentro.


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Il terremoto di Casamicciola del 21 agosto 2017: osservazioni sul moto del suolo

Il terremoto di magnitudo ML 3.6±0.2, MD 4.0±0.3 avvenuto il 21 agosto 2017 alle ore 20:57 italiane è stato localizzato in prossimità del comune di Casamicciola Terme, nell’Isola di Ischia: latitudine 40.74°, longitudine 13.90°, profondità di circa 2 km. Si tratta di un evento molto superficiale, non raro in corrispondenza di aree vulcaniche.

I danni all’edificato sono stati ingenti nell’area di Casamicciola. Qui si sono verificati anche crolli parziali e totali come riportato dal Report del Gruppo QUEST dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) che ha effettuato il rilievo macrosismico. Il Gruppo QUEST attribuisce a Casamicciola Terme, Fango (Lacco Ameno) e Marina di Casamicciola rispettivamente un’intensità EMS ((European Macroseismic Scale [Grünthal, 1998] ) pari a VIII, VII e VI, mentre tutte le altre località dell’Isola sono state valutate tra EMS IV e V (QUEST, 2017).

Di seguito le analisi dei dati accelorometrici, degli effetti di sito e le Shakemaps.

Dati registrati e confronto con modelli predittivi del moto del suolo

Le stazioni sismiche operanti sull’Isola di Ischia sono ubicate in 4 punti:

  • IOCA, presso l’Osservatorio Casamicciola, Ischia
  • IFOR a Faro Punta Imperatore, Ischia
  • IMTC sul Monte Corvo, Ischia
  • CAI presso il Castello Aragonese

Epicentro del terremoto del 21 agosto 2017 (la stella gialla) e stazioni sismiche (triangoli rossi) installate sull’Isola di Ischia. Alle stazioni IOCA, IMCT e IFOR sono affiancate stazioni velocimetriche a corto periodo analogiche.

La stazione IOCA è equipaggiata con un sensore velocimetrico a larga banda e un accelerometro, mentre le stazioni IFOR e IMTC sono dotate di sensore velocimetrico a larga banda. A queste tre stazioni si affiancano strumenti analogici. La stazione CAI è infine dotata di un solo sensore analogico. La stazione IOCA ha registrato sia il segnale velocimetrico, superando il valore soglia dello strumento, sia il segnale accelerometrico con un picco di accelerazione (PGA, Pick Ground Acceleration) di circa 28% g e un picco di velocità (PGV, Peak Ground Velocity) di 18 cm/s.

Epicentro del terremoto del 21 agosto 2017 (stella gialla) e stazioni sismiche (triangoli) della Rete Sismica Nazionale entro i 50 km dall’epicentro (http://esm.mi.ingv.it). I colori dei triangoli indicano gli intervalli di PGA registrati a ciascuna stazione.

Il quadro completo dei segnali registrati dalle stazioni sismiche della Rete Sismica Nazionale entro i 50 km dall’epicentro è mostrato nella figura sopra. I segnali sono disponibili al sito http://esm.mi.ingv.it.

Registrazione accelerometrica alla stazione IOCA. In alto la componente Est-Ovest (picco di accelerazione = 272 cm/s2, che corrispondono a 28% g), al centro la componente Nord-Sud (picco di accelerazione = 191 cm/s2, che corrispondono a 19% g), in basso la componente verticale (picco di accelerazione = 267 cm/s2, che corrispondono a 27 %g).

Le forme d’onda in accelerazione registrate dalla stazione IOCA sono mostrate nella figura sopra, dove sono riportate le tre componenti (est-ovest, nord-sud, verticale).

Attenuazione del moto del suolo con la distanza dall’epicentro. Confronto tra dati osservati e dati predetti da una legge di attenuazione. In alto: picco di accelerazione orizzontale (PGA), in basso: picco di velocità orizzontale (PGV); a sinistra: confronto per siti ubicati su roccia (EC8-A indicato come Site A), a destra: terreni rigidi (roccia alterata, depositi coerenti o cementati, EC8-B, indicato come SiteB). La curva rossa rappresenta la predizione della legge di attenuazione per le zone vulcaniche (TL16), mentre la curva blu è la legge di attenuazione per le zone attive crostali (ITA10), i cerchi sono i dati osservati.

Questa figura mostra l’andamento del picco di accelerazione (PGA) e di velocità (PGV) orizzontale in funzione della distanza epicentrale. I dati osservati (cerchi in figura) sono confrontati con leggi predittive del moto del suolo, che servono a stimare i parametri di scuotimento in funzione della magnitudo dell’evento, della distanza dalla sorgente e del tipo di terreno. Due sono le leggi riportate in figura, la prima si riferisce alla legge di attenuazione sviluppata per le zone sismicamente attive in Italia (es. Abruzzo, centro Italia, Friuli, Emilia) da Bindi e collaboratori (ITA10, 2011), mentre la seconda è stata calibrata per la zona Etnea da Tusa e Langer (TL16, 2016).

Come atteso, la legge predittiva specifica per le zone vulcaniche (TL16) riproduce con maggiore accuratezza il dato osservato, sia per quanto riguarda i parametri di picco delle registrazioni (figura sopra), che per gli spettri di risposta, una rappresentazione dello scuotimento che viene utilizzata dagli ingegneri per la progettazione antisismica (figura sotto).

Spettri di risposta. Confronto tra dati osservati e dati predetti per 4 stazioni ubicate a diverse distanze dall’epicentro (IOCA, CAFL, VAGA, CAFE). La curva rossa rappresenta la predizione della legge di attenuazione per le zone vulcaniche (TL16), mentre la curva blu è la legge di attenuazione per le zone sismicamente attive (ITA10); la curva nera è il dato osservato alle quattro stazioni.

Guardando gli spettri di risposta (figura sopra), il confronto tra dati osservati e dati predetti per 4 stazioni ubicate a diverse distanze dall’epicentro (IOCA, CAFL, VAGA, CAFE), si nota che fa eccezione il dato registrato a Casamicciola (stazione IOCA) che ricade oltre una deviazione standard rispetto alla mediana della predizione. Questa discrepanza potrebbe essere attribuita al fatto che la legge di attenuazione è stata calibrata su un set di dati in cui le registrazioni a breve distanza dalla sorgente sono poco rappresentate. Va menzionato che sono stati osservati terremoti in zone vulcaniche caratterizzati da forti scuotimenti in prossimità dell’epicentro, che si attenuano velocemente con la distanza. Un esempio simile è il terremoto delle Isole Hawaii del 6 settembre 2016 alle 14:25:57, magnitudo ML 4.0, che ha causato un picco di accelerazione orizzontale (registrato alla stazione WILD dell’Osservatorio delle Isole Hawaii, vedi sito web dell’USGS) comparabile a quello di Casamicciola.

Effetti di sito

Le caratteristiche dello scuotimento del terreno sono fortemente influenzate dalle condizioni geologiche, geomorfologiche e geotecniche locali che modificano il moto sismico. Tali modificazioni, note come “Effetti di Sito” (figura sotto), possono comportare una forte amplificazione del movimento sismico su terreni alluvionali recenti rispetto al moto osservato su terreni rigidi o roccia (https://www.youtube.com/watch?v=YSQVfqny4Rg). Gli effetti di amplificazione del moto sismico sono caratterizzati, nei casi più semplici, da una frequenza caratteristica di vibrazione del terreno (frequenza di risonanza f0), che dipende dallo spessore ‘h’ dei sedimenti superficiali e dalla velocità di propagazione delle onde sismiche di taglio.

Conoscere la frequenza caratteristica dei terreni è di estrema importanza, poiché si potrebbero verificare fenomeni di risonanza per l’interazione tra il terreno e le strutture.

Il fenomeno degli effetti di sito su terreni soffici (da “Terremoto e rischio sismico” di Maria Grazia Ciaccio, Giovanna Cultrera, Ediesse editore, 2014).

La misura del movimento del terreno ci permette di fare valutazioni sugli effetti di sito. Questo è uno dei motivi per cui il gruppo operativo EMERSITO dell’INGV installa stazioni sismiche per misurare gli effetti di sito in area epicentrale.

Interventi del gruppo operativo EMERSITO dell’INGV durante la sequenza sismica Amatrice-Visso-Norcia 2016-17.

Una delle tecniche di analisi sismologica più utilizzate per la quantificazione degli effetti di sito si basa sull’osservazione che il movimento del terreno presenta ampiezze maggiori nelle componenti orizzontali, rispetto alla componente verticale, in corrispondenza della frequenza di risonanza dei terreni superficiali.

La figura sotto mostra il rapporto tra gli spettri di Fourier delle componenti orizzontali e della componente verticale (rapporto H/V) del moto registrato alla stazione della Rete Sismica Nazionale dell’INGV installata a Casamicciola (IOCA) durante il terremoto del 21 agosto. Il grafico evidenzia un chiaro picco in corrispondenza della frequenza di risonanza dei terreni sottostanti (tra 1 Hz e 2 Hz).

Rapporto spettrale H/V per il terremoto del 21 agosto 2017 registrato alla stazione IOCA.

In mancanza di registrazioni di terremoti, un’analisi analoga può essere effettuata utilizzando misure di vibrazioni ambientali, cioè quelle vibrazioni sia naturali che antropiche sempre presenti sulla superficie terrestre ma non percepite dall’uomo.

Per le stazioni sismiche IOCA, IFOR e IMTC presenti sull’Isola di Ischia sono state quindi selezionate 2 ore di registrazione e calcolato il rapporto H/V delle vibrazioni ambientali.

I grafici sotto riportati confermano effetti di amplificazione elevati al sito IOCA. Tali effetti, seppure meno significativi, si evidenziano per il sito di IFOR, mentre sono quasi del tutto assenti per il sito IMTC.

Rapporti spettrali H/V calcolati su 2 ore di registrazione di vibrazioni ambientali precedenti l’evento sismico alle stazioni di IOCA, IMTC e IFOR.

In conclusione si può affermare che i dati sismologici disponibili evidenziano una diversità nella risposta sismica dei 3 siti di registrazione suggerendo in modo molto chiaro la presenza di importanti effetti di sito alla stazione di IOCA ubicata nella parte alta di Casamicciola in località Grande Sentinella.

Tali risultati, per quanto utili, sono limitati ai pochi punti di osservazione disponibili. Per meglio comprendere l’origine e l’estensione areale degli effetti di sito sull’Isola, sono quindi in programmazione delle campagne di indagini geofisiche e geologiche di dettaglio che verranno condotte nelle prossime settimane.

Mappe di scuotimento (Shakemaps)

Le mappe di scuotimento forniscono una immediata visualizzazione del livello di scuotimento (shaking) di una zona colpita o interessata da un terremoto. A riguardo si veda l’articolo pubblicato su questo blog “Le Shakemap: una pronta ed efficace visualizzazione dello scuotimento prodotto da un terremoto”. In sintesi, le Shakemap riportano i valori di picco registrati da accelerometri e sismometri, principalmente forniti dalla Rete Accelerometrica Nazionale (RAN) del Dipartimento della Protezione Civile e dalla Rete Sismica Nazionale (RSN) dell’INGV, presenti nella zona del terremoto. Ove non sono presenti valori osservati, il software interpola i dati avvalendosi delle leggi di attenuazione del moto del suolo, che sono leggi empiriche per la predizione dei parametri di scuotimento in funzione della distanza, della magnitudo e delle condizioni del terreno.

È importante sottolineare che lo scopo principale delle Shakemap è di fornire una prima, rapida e approssimativa stima dello scuotimento ad una scala tale da fornire agli organi di protezione civile e alla comunità scientifica un quadro di massima di quanto si è verificato, senza tuttavia fornire dettagli a scala locale. È implicito che l’attendibilità della mappa di scuotimento sarà maggiore all’aumentare della densità di stazioni di registrazione che contribuiscono al calcolo.

Il caso del terremoto di Ischia è particolarmente complesso e difficile per poter effettuare una riproduzione accurata del reale scuotimento osservato utilizzando la procedura ShakeMap poiché:

1) esiste un solo dato utilizzabile sull’Isola di Ischia (stazione sismica IOCA, sensore accelerometrico, ubicato presso l’Osservatorio di Casamicciola);

2) la procedura di Shakemap attualmente sviluppata utilizza leggi predittive del moto del suolo che non sono state implementate per le aree vulcaniche;

3) sono stati osservati effetti locali di amplificazione del moto del suolo alla stazione IOCA.

Mappe di scuotimento calcolate ad una scala maggiore rispetto a quella delle mappe presenti sul sito Shakemap. Mappa in intensità macrosismica espressa in scala macrosismica MCS (sinistra), mappa in PGA (centro) e mappa in PGV (destra).

Per le ragioni sopra esposte, le Shakemap del terremoto di Ischia del 21 agosto non consentono di rappresentare con accuratezza lo scuotimento dovuto al sisma sull’Isola. Le mappe di scuotimento sopra riportate (disponibili all’indirizzo http://shakemap.rm.ingv.it/shake/16796811/intensity.html) derivano essenzialmente dall’applicazione della sola legge di attenuazione e rappresentano un compromesso, che porta alla sottostima dello scuotimento in area epicentrale, ma ad una stima più corretta dello scuotimento del resto dell’Isola, in accordo con le indagini macrosismiche finora disponibili (QUEST, 2017). È tuttavia sempre possibile l’utilizzo dei dati forniti dalle registrazioni accelerometriche della stazione sismica IOCA per investigare lo scuotimento localmente (poche decine di metri) nei pressi della stazione stessa. Per lo scuotimento al di fuori dell’Isola, le mappe tuttavia evidenziano una rilevante attenuazione del moto del suolo con la distanza – un fenomeno comune alle zone vulcaniche.

a cura di A. Michelini, L. Luzi, G. Lanzano, R. Puglia, C. Felicetta, M. D’Amico, E. Russo, F. Pacor, L. Faenza, V. Lauciani, G. Cultrera e G. Milana, INGV


Bibliografia

Bindi, D., F. Pacor, L. Luzi, R. Puglia, M. Massa, G. Ameri, and R. Paolucci (2011), Ground motion prediction equations derived from the Italian strong motion database, Bulletin of Earthquake Engineering, 9(6), 1899–1920, doi:10.1007/s10518-011-9313-z.

EMERSITO Working Group (2017). Rapporto n.1 per l’evento sismico Ischia 2017. Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, 23/08/2017. 

Gruppo di Lavoro INGV sul terremoto dell’Isola di Ischia (2017). Rapporto di sintesi preliminare sul Terremoto dell’Isola d’Ischia (Casamicciola) M4.0 del 21 agosto 2017, doi: 10.5281/zenodo.854408

QUEST- Rilievo macrosismico per il terremoto Isola di Ischia del 21 agosto 2017 – Aggiornamento al 25 agosto 2017 (ore 20), coordinamento del rilievo A. Tertulliani e R. Azzaro.

Tusa, G., & Langer, H. (2016). Prediction of ground motion parameters for the volcanic area of Mount Etna. Journal of Seismology. http://doi.org/10.1007/s10950-015-9508-x

Evento sismico in provincia dell’Aquila, Ml 3.9 (Mw 3.7), 10 settembre ore 21.58

Questa sera, alle ore 21:58 italiane (10 settembre 2017), è  stato localizzato un terremoto di magnitudo ML 3.9 (Mw 3.7) in provincia dell’Aquila, nella Piana del Fucino. I comuni più vicini all’epicentro sono: Scurcola Marsicana, Magliano de’ Marsi e Tagliacozzo (AQ).

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

Il terremoto è stato avvertito nella parte meridionale della provincia dell’Aquila e nella vicina provincia di Roma, 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 del risentimento 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. Cliccare sulla mappa per vedere la versione aggiornata http://mappe.haisentitoilterremoto.it/17025201/mcs.jpg

Di seguito la mappa con la distribuzione delle intensità strumentali. La scala utilizzata è la Scala Mercalli Modificata (MMI – Modified Mercalli Intensity) e si basa sui valori registrati di effettivo scuotimento del suolo in termini di accelerazione e velocità del suolo.

In questa mappa è riportata la distribuzione delle intensità strumentali. La scala utilizzata è la Scala Mercalli Modificata (MMI – Modified Mercalli Intensity) e si basa sui valori registrati di effettivo scuotimento del suolo in termini di accelerazione e velocità del suolo. In generale, la scala dell’intensità Mercalli si basa sugli effetti che lo scuotimento induce e che viene riportata da un osservatore.

Guardando la mappa della sismicità dal 1985 si nota che la zona in cui si è verificato il terremoto ha avuto un’attività sismica scarsa, nonostante si tratti dell’area interessata dal forte terremoto del 1915. La zona a nord è, invece, caratterizzata dai numerosi epicentri della sequenza aquilana del 2009.

Terremoti localizzati dalla Rete Sismica Nazionale in Italia dal 1985 al 2016 (fonte: http://cnt.rm.ingv.it/). La stella bianca è l’epicentro del terremoto di magnitudo 3.9.

Il Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (CPTI15) 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) 7.1.

Il terremoto di questa sera è avvenuto nella stessa area del terremoto del 24 febbraio 1904 che provocò danni a Rosciolo de’ Marsi, Scurcola Marsicana, Magliano de’ Marsi e nei comuni e località adiacenti. L’intensità macrosismica, stimata sulla base della distribuzione dei danni, fu del IX grado della scala MCS, la magnitudo stimata Mw 5.7.

Sismicità storica dell’Italia centrale (fonte: CPTI15), sovrapposta alla pericolosità sismica (fonte: http://zonesismiche.mi.ingv.it/). 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 a pericolosità alta, dove l’accelerazione attesa è compresa tra 0.225 e 0.250 g, riferita a suoli rigidi con probabilità di eccedenza del 10% in 50 anni.


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