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Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009: 2) Modelli di faglia

In questo secondo contributo alla conoscenza del terremoto del 2009 vediamo come sia stato possibile ricostruire il processo di rottura associato alla scossa principale del 6 aprile alle ore 3:32, attraverso l’utilizzo di dati geodetici e sismologici.

Deformazioni e modelli di faglia geodetici

La deformazione della crosta terrestre causata dalla sequenza sismica dell’Aquila del 2009 è stata misurata sia da stazioni GPS collocate a terra in un’ampia regione dell’Italia centrale (Anzidei et al., 2009; Cheloni et al., 2010; D’Agostino et al., 2012; Gualandi et al., 2014), sia dai satelliti con le tecniche radar (Atzori et al., 2009; Walters et al., 2009; Trasatti et al., 2011), e sia da tecniche di geodesia terrestre (Cheloni et al., 2014). Tali tecniche hanno permesso di evidenziare gli spostamenti della superficie terrestre e realizzare così un modello di faglia (posizione, estensione, spostamento dei due lembi della faglia) per l’evento principale del 6 aprile del 2009 (Anzidei et al., 2009; Atzori et al., 2009, Cheloni et al., 2010; Walters et al 2009).

Figura 1 – Spostamenti cosismici orizzontali misurati (frecce nere) e simulati (frecce rosse) ai caposaldi GPS presenti nella zona epicentrale. Il rettangolo blu rappresenta il modello di faglia (proiezione sulla superficie) ricavato da tali spostamenti. Il riquadro in basso a destra mostra invece gli spostamenti verticali osservati e modellati (Anzidei et al., 2009.)

In particolare i massimi spostamenti orizzontali e verticali osservati furono dell’ordine dei 10 e 15 cm alla stazione GPS denominata CADO (Figura 1).

Figura 2 – Interferogrammi calcolati con i satelliti (a) COSMO-Sky-Med e Envisat (b and c) per la scossa del 6 aprile. La stella rossa indica l’epicentro del terremoto del 6 aprile (Atzori et al., 2009).

Gli interferogrammi (ottenuti dai sensori radar satellitari in passaggi prima e dopo il terremoto) mostrano un campo di deformazione caratterizzato da frange concentriche (Figura 2) indicanti che il terreno si era allontanato dal satellite (lungo la linea di vista – Light Of Sight – del satellite) su un’area di circa 480 km2 estesa verso sud-est a partire dall’epicentro del terremoto del 6 aprile. I massimi spostamenti osservati lungo la linea di vista dei satelliti furono dell’ordine dei 20-28 cm, misurati tra la città dell’Aquila e Fossa (AQ).

Per la prima volta in Italia, sono stati inoltre osservati dei movimenti lenti della superficie terrestre nell’area circostante l’epicentro, dovuti al movimento post-terremoto che avviene sul piano di faglia successivamente al terremoto (Cheloni et al., 2010; D’Agostino et al., 2012; Cheloni et al., 2014; Gualandi et al., 2014). Definiamo “lento” questo spostamento perché avviene in un arco temporale di molte settimane o alcuni mesi, mentre durante il terremoto lo spostamento di tutta la faglia avviene in pochi secondi, come vedremo più avanti. Questo movimento lento viene definito afterslip (scivolamento post-sismico). Le registrazioni giornaliere GPS disponibili mostrano chiaramente il lento movimento avvenuto nei giorni successivi alla scossa principale (Figura 3).

Figura 3 – Spostamento misurato alle stazioni GPS dell’Aquila (AQUI) e di Paganica (PAGA) durante (freccia rossa) e nelle settimane successive (freccia blu) al terremoto del 6 aprile 2009. Sono mostrate le tre componenti del movimento (North, East, Up) (Cheloni et al., 2010).

In particolare, i dati GPS misurati unitamente agli interferogrammi mostrati sopra, misurati prima e dopo il terremoto principale del 6 aprile, hanno permesso di calcolare lo spostamento del terreno e ricavare quindi un modello di faglia per la sequenza del 2009. I principali modelli di faglia sono stati proposti da Anzidei et al. (2009), Atzori et al. (2009), Walters et al. (2009), Cheloni et al. (2010) e Gualandi et al. (2014). Altri modelli vennero proposti da Balestra et al. (2015) e Castaldo et al. (2018).

Figura 4 – Modello di faglia e distribuzione di movimento (slip) sul piano di faglia stimato da misure di spostamento GPS. Le frecce nere rappresentano gli spostamenti osservati, mentre quelle bianche gli spostamenti previsti dal modello. La scala di colori rappresenta l’entità di movimento stimata sul piano di faglia (Gualandi et al., 2014).

Gli spostamenti cosismici medi sull’intero piano di faglia ottenuti dall’inversione dei dati GPS (Anzidei et al., 2009; Cheloni et al., 2010; Gualandi et al., 2014), sono di circa 50-60 cm, in accordo con l’inversione di dati interferometrici (Atzori et al., 2009, Walters et al., 2009), con massimi movimenti di circa 1 metro (Figura 4).

In generale, i vari modelli di faglia proposti per la scossa del 6 aprile 2009, concordano nel definire come sorgente sismogenetica della sequenza dell’Aquila del 2009 la faglia di Paganica. Tutti i modelli la caratterizzano come una faglia con geometria planare con un angolo di immersione (dip) verso SW di circa 50° fino ad una profondità di circa 10 km, attivatasi per una lunghezza di circa 16 km. La geometria della faglia identificata dai dati sopra descritti è in accordo con quanto mostrato dalla distribuzione in mappa e in profondità delle repliche (o aftershocks), descritti nell’articolo precedente.

Ulteriori dettagli sul processo di fagliazione, in particolare quelli legati all’evoluzione temporale della rottura durante il terremoto del 6 aprile, possono essere ricavati dai dati accelerometrici registrati dalle stazioni poste in area epicentrale, come illustrato nel seguito.

Modellazione congiunta sismologica / geodetica

Il terremoto del 6 aprile 2009 e i principali eventi della sequenza sismica ad esso associati sono stati registrati da diverse stazioni digitali appartenenti alla “Rete Accelerometrica Nazionale” (RAN) gestita dal Dipartimento della Protezione Civile, da diverse stazioni accelerometriche a larga banda della Rete MedNet e dalle stazioni sismiche permanenti digitali della Rete Sismica Nazionale Italiana dell’INGV (tutti i dati sono disponibili su http://itaca.mi.ingv.it/ItacaNet_30/#/home). Subito dopo l’evento principale, l’INGV in collaborazione con il Laboratoire de Géophysique Interne et Tectonophysique (LGIT) di Grenoble ha provveduto all’installazione di una fitta rete temporanea composta di ulteriori 40 stazioni sismiche digitali (Chiaraluce et al., 2011), che ha permesso la registrazione dell’intera sequenza. I dati accelerometrici registrati dalle stazioni dislocate nella regione epicentrale (Figura 5) durante il terremoto dell’Aquila del 2009, costituiscono per la comunità scientifica un set di osservazioni senza precedenti per un evento con meccanismo di faglia normale.

Figure1NEW

Figura 5 – Mappa del terremoto dell’Aquila: – il rettangolo in rosso rappresenta la proiezione in superficie del piano di faglia; – i triangoli bianchi indicano le stazioni accelerometriche strong-motion e i punti in viola i siti GPS selezionati nello studio di Cirella et al., (2012) per la modellazione della sorgente sismica. L’epicentro del terremoto è identificato dalla stella rossa mentre in giallo vengono riportate le posizioni della città de L’Aquila e di Paganica.

L’analisi e la modellazione della radiazione sismica associata al terremoto dell’Aquila, eseguite attraverso l’applicazione di metodologie che tengono conto degli effetti dovuti alla vicinanza della sorgente sismogenetica, ha permesso di ricostruire l’evoluzione spazio-temporale della rottura co-sismica avvenuta sulla faglia di Paganica, responsabile del terremoto. In particolare, l’inversione congiunta di dati geodetici (GPS e DInSAR) e dati sismologici (Cirella et al., 2009; Yano et al., 2009; Cirella et al., 2012; Gallovič et al., 2015; Del Gaudio et al., 2015) ha consentito di ottenere una descrizione dettagliata del processo di sorgente sismica, in termini di distribuzioni dei parametri cinematici (picco della velocità di dislocazione, velocità del fronte di rottura, durata e direzione della dislocazione) sul piano di faglia.

Figure6NEW

Figura 6. a) Modello della sorgente sismica responsabile del terremoto dell’Aquila, descritto in termini di distribuzioni della dislocazione sul piano di faglia (in alto), durata (centro) e picco (in basso) della velocità di dislocazione sul piano di faglia. b) Confronto tra le forme d’onda osservate (blu) e modellate (rosso). I numeri indicano i valori di picco, in cm/s, osservati su ciascuna stazione e per ogni componente del moto.

La Figura 6a mostra il modello di rottura ottenuto per il terremoto dell’Aquila del 6 aprile 2009, da Cirella et al. (2012). I pannelli in alto, al centro e in basso mostrano, rispettivamente, le distribuzioni di dislocazione, la durata ed il picco della velocità di dislocazione sul piano di faglia. Le isolinee in bianco rappresentano i tempi di rottura e i vettori in nero corrispondono alla direzione di dislocazione. La stella rossa identifica la posizione dell’ipocentro. In Figura 6b si ha il confronto tra i sismogrammi osservati (in blu) e modellati (in rosso) alle stazioni riportate in Figura 5.

Il video mostra l’evoluzione temporale della velocità di dislocazione (in m/s) sul piano di faglia proiettata sulla superficie terrestre. I punti in rosso identificano i siti della città dell’Aquila e dei villaggi di Paganica ed Onna. Si nota come l’intero processo di rottura della faglia duri meno di 10 secondi. Questa durata non va confusa con quello dello scuotimento, che è molto maggiore per il propagarsi delle onde sismiche nella crosta, con riflessioni e rifrazioni multiple, come si vede nel video della propagazione delle onde in Italia centrale.

Questo tipo di indagini fornisce uno strumento essenziale per ottenere una descrizione della sorgente sismica che sia il più possibile rappresentativa dei reali processi sismogenetici, nell’ottica di migliorare la conoscenza dei meccanismi che sono alla base della generazione di un terremoto. Conoscenza indispensabile per la prevenzione e la mitigazione del rischio sismico.

A cura di Daniele Cheloni (INGV-ONT) e Antonella Cirella (INGV-Rm1).


Riferimenti bibliografici

Anzidei M., Boschi E., Cannelli V., Devoti R., Esposito A., Galvani A., Melini D., Pietrantonio G., Riguzzi F., Sepe V., Serpelloni E., (2009). Coseismic deformation of the destructive April 6, 2009 L’Aquila earthquake (central Italy) from GPS data. Geophys. Res. Lett., 36, doi:10.1029/2009GL039145.

Atzori S., Hunstad I., Chini M., Salvi S., Tolomei C., Bignami C., Stramondo S., Trasatti E., Antonioli A., Boschi E., (2009). Finite fault inversion of DInSAR coseismic displacement of the 2009 L’Aquila earthquake (central Italy). Geophys. Res. Lett., 36, doi:10.1029/GL039293.

Balestra J., Delouis B., (2015). Reassessing the Rupture Process of the 2009 L’Aquila Earthquake (Mw 6.3) on the Paganica Fault and Investigating the Possibility of Coseismic Motion on Secondary Faults. Bull. Seismol. Soc. Am., 105, doi:10.1785/0120140239.

Castaldo R., De Nardis R., DeNovellis V., Ferrarini F., Lanari R., Lavecchia G., Pepe S., Solaro G., Tizzani P., (2018). Coseismic Stress and Strain Field Changes Investigation Through 3D-Finite Element Modeling of DinSAR and GPS Measurements and Geologica/Seismological Data: The L’Aquila (Italy) 2009 Earthquake Case Study. J. Geophys. Res., 123, doi:10.1002/2017JB014453.

Cheloni D., D’Agostino N., D’Anastasio E., Avallone A., Mantenuto S., Giuliani R., Mattone M., Calcaterra S., Gambino P., Dominici D., Radicioni F., Fastellini G., (2010). Coseismic and initial post-seismic slip of the 2009 Mw 6.3 L’Aquila earthquake, Italy, from GPS measurements. Geophys. J. Int., 181, doi:10.1111/j.1365-246X.2010.04584.x.

Cheloni D., Giuliani R., D’Anastasio E., Atzori S., Walters R.J., Bonci L., D’Agostino N., Mattone M., Calcaterra S., Gambino P., Deninno F., Maseroli R., Stefanelli G., (2014). Coseismic and post-seismic slip of the 2009 L’Aquila (central Italy) Mw 6.3 earthquake and implications for seismic potential along the Campotosto fault from joint inversion of high-precision levelling, InSAR and GPS data. Tectonophysics, 622, doi:10.1016/j.tecto.2014.03.009.

Chiaraluce, L., L. Valoroso, D. Piccinini, R. Di Stefano and P. De Gori, (2011), The Anatomy of the 2009 L’Aquila Normal Fault System [central Italy] Imaged by High Resolution Foreshock and Aftershock Locations, J. Geophys. Res.,, 116, B12311, doi:10.1029/2011JB008352.

Cirella, A., A. Piatanesi, M. Cocco, E. Tinti, L. Scognamiglio, A. Michelini, A. Lomax, and E. Boschi (2009), “Rupture history of the 2009 L’Aquila earthquake from non-linear joint inversion of strong motion and GPS data”, Geophys. Res. Lett. 36, L19304, doi:10.1029/2009GL039795

Cirella A., Piatanesi A., Tinti E. Chini M. and M. Cocco (2012), “Complexity of the rupture process during the 2009 L’Aquila, Italy, earthquake”, Geophysical Journal International.190, 607-621, doi:10.1111/j.1365-246X.2012.05505.x.

D’Agostino N., Cheloni D., Fornaro G., Giuliani R., Reale D., (2012). Space-time distribution of afterslip following the 2009 L’Aquila earthquake. J. Geophys. Res., 117, doi:10.1029/2011JB008523.

Del Gaudio S., Causse M., and G. Festa, Broad-band strong motion simulations coupling k-square kinematic source models with empirical Green’s functions: the 2009 L’Aquila earthquake, Geophysical Journal International, Volume 203, Issue 1, October, 2015, Pages 720–736, https://doi.org/10.1093/gji/ggv325

Gallovič, F., Imperatori, W., and Mai, P. M. ( 2015), Effects of three‐dimensional crustal structure and smoothing constraint on earthquake slip inversions: Case study of the Mw6.3 2009 L’Aquila earthquake, J. Geophys. Res. Solid Earth, 120, 428– 449, doi:10.1002/2014JB011650.

Gualandi A., Serpelloni E., Belardinelli M.E., (2014). Space-time evolution of crustal deformation related to the Mw 6.3, 2009 L’Aquila earthquake (central Italy) from principal component analysis inversion of GPS position time-series. Geophys. J. Int., 197, doi:10.1093/gji/ggt522.

Trasatti E., Kyriakopoulos C., Chini M. (2011). Finite element inversion of DInSAR data from the Mw6.3 L’Aquila earthquake, 2009 (Italy). Geophys. Res. Lett., 38, 8, https://doi.org/10.1029/2011GL046714.

Yano T.E. , Shao G., Liu O. , Ji C., and Ralph J. Archuleta, Coseismic and potential early afterslip distribution of the 2009 Mw 6.3 L’Aquila, Italy earthquake, Geophysical Journal International, Volume 199, Issue 1, October, 2014, Pages 23–40, https://doi.org/10.1093/gji/ggu241

Walters R.J., Elliott J.R., D’Agostino N., England P.C., Hunstad I., Jackson J.A., Parsons B., Phillips R.J., Roberts G., (2009). The 2009 L’Aquila earthquake (central Italy): A source mechanism and implications for seismic hazard. Geophys. Res. Lett., 36, doi:10.1029/2009GL039337.


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Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009 a L’Aquila

Alle 3 e 32 italiane del 6 aprile 2009, una scossa di magnitudo stimata Mw 6.1 (Bollettino Sismico Italiano, BSI), magnitudo stimata Mw 6.3 nel Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani 2015 (CPTI15) e nel Catalogo European-Mediterranean Regional Centroid-Moment Tensors (RCMT), colpisce una vasta area della provincia dell’Aquila e viene avvertita in tutta l’Italia centrale. La scossa principale si verifica dopo alcuni mesi di scosse di energia moderata, molte delle quali avvertite dalla popolazione. Il terremoto provoca danni gravissimi: 309 vittime, 1.600 feriti e oltre 70.000 sfollati.

Dopo la scossa principale del 6 aprile, altri 4 eventi importanti si verificano nella notte tra il 6 e il 7 aprile (Mw 5.0, BSI) alle ore 1:15 locali, il 7 aprile (Mw 5.4, BSI) alle ore 19:47 e due eventi il 9 aprile alle ore 2:52 (Mw 5.2, BSI) e alle ore 21:38 (Mw 5.0, BSI).

Mappa della sismicità nell’aquilano dal 1 gennaio al 31 dicembre 2009.

L’evoluzione della sequenza sismica nel primo mese comprende diversi eventi forti (M≥4.0) in aree adiacenti a quella epicentrale e un numero molto elevato di eventi di magnitudo superiore a 2.0: in tutto il 2009 sono quasi 20.000 le scosse localizzate nell’area, presenti nel Bollettino Sismico Italiano consultabile qui.

Gli effetti più gravi sono stati osservati nel centro storico dell’Aquila, a Onna e nelle località di Castelnuovo, Sant’Eusanio Forconese, San Gregorio, Tempera e Villa Sant’Angelo. Il danneggiamento nel comune dell’Aquila è molto diversificato, data la sua estensione, le caratteristiche eterogenee del patrimonio edilizio e la risposta sismica locale.

Mappa della distribuzione degli effetti del terremoto del 6 aprile 2009 – fonte: DBMI15 http://emidius.mi.ingv.it/CPTI15-DBMI15/

Le strutture geologiche attive e responsabili dei terremoti in questa zona sono faglie normali, ovvero distensive, talora con evidenze di rottura in superficie. La porzione attivata il 6 aprile è compatibile con la faglia denominata di Paganica, lungo il cui affioramento sono state riscontrate deformazioni permanenti di alcuni centimetri. I dati satellitari hanno confermato un ribassamento nella conca aquilana, che raggiunge valori massimi di 15-20 cm.

Nel 2009 a L’Aquila tecnici e ricercatori INGV hanno impegnato mesi di lavoro ed energie per elaborare in tempo reale l’enorme quantità di dati sismologici raccolti dalla Rete Sismica Nazionale e dalle reti di monitoraggio geofisico, attivate in poche ore, per raccogliere e interpretare dati sugli effetti geologici; per monitorare la distribuzione degli effetti e supportare il Servizio Nazionale della Protezione Civile nella gestione dell’emergenza.

Questa è stata la prima occasione nella quale l’INGV ha avuto un ruolo attivo a sostegno del Servizio Nazionale della Protezione Civile per coordinare gli interventi nella gestione delle emergenze. L’INGV ha infatti allestito il Centro Operativo Emergenza Sismica (COES), un presidio logistico, tecnico, scientifico e informativo nell’area epicentrale.

Emergenza Sismica dell’INGV allestito all’interno della Di. Coma. C. nella Caserma della Guardia di Finanza a Coppito (AQ). Il COES è rimasto attivo fino al 31 gennaio 2010.

Il coinvolgimento personale, umano, in questi mesi di lavoro duro e intenso, il rapporto con le persone che abbiamo incontrato, sono stati tutti elementi di una esperienza professionale, culturale e umana molto forte, che porteremo sempre con noi. Insieme alle tante cose che come persone che fanno ricerca abbiamo imparato, di quell’esperienza conserviamo soprattutto questo: l’esserci sentiti parte di una comunità in circostanze tanto difficili.

Questa vicinanza, e lo stimolo che per noi ha rappresentato per fare sempre meglio il nostro lavoro, l’abbiamo avvertita soprattutto in una parte molto speciale di questa esperienza, quando a poche settimane dal terremoto abbiamo avviato una serie di incontri: dapprima incontri pomeridiani con insegnanti, poi serate con le persone ospitate nelle tendopoli e infine, di nuovo, incontri con tutto il personale scolastico di tutte le scuole di L’Aquila e provincia, e delle province di Teramo e Pescara. Fra la fine di aprile e settembre abbiamo avuto la possibilità di partecipare a oltre sessanta incontri con migliaia di persone. Da questa esperienza abbiamo imparato che prima che ricercatori siamo persone che appartengono a questo stesso mondo, ne condividono le difficoltà, le conquiste e i passi indietro, e abbiamo compreso quanto il nostro lavoro non fosse importante solo per noi.

Per questo abbiamo pensato di dedicare i prossimi mesi a riflettere su quello che è stato per noi, donne e uomini dell’INGV, questa esperienza, cosa abbiamo imparato, cosa avremmo potuto fare meglio, e come pensiamo che il nostro lavoro debba cambiare per essere ricerca migliore e rappresentare un servizio più forte per le nostre comunità.

Racconteremo su questo blog, con una serie di contributi, i passi avanti che la ricerca ha fatto nella comprensione del terremoto e quale patrimonio di conoscenza ed esperienza siamo oggi in grado di consegnare alla Società. Molte restano le cose che ancora non conosciamo e su cui stiamo lavorando per giungere ad una conoscenza sempre più approfondita dei fenomeni sismici.

Come primo contributo INGVterremoti ha creato una story map sull’andamento spazio-temporale della sequenza in tutto l’anno 2009, dove si visualizzano circa 6.700 eventi sismici di magnitudo maggiore di 1.6.

La “story map” è un’applicazione web che attraverso mappe interattive, contenuti multimediali e funzioni di interazione l’INGV utilizza al fine di migliorare l’informazione, la didattica e la comunicazione anche di fenomeni naturali come la sismicità.

L’interfaccia e le funzionalità della story map sulla sequenza sismica dell’Aquilano nel 2009

Grazie agli strumenti di interazione e le funzionalità di info-grafica presenti nell’interfaccia dell’applicazione è possibile avere informazioni sul numero di eventi e sulla magnitudo massima in mappa, interrogare ogni singolo terremoto per visualizzarne i parametri ipocentrali, selezionare gli eventi sismici dei vari periodi della sequenza (fasi temporali) o in base alla loro magnitudo. Infine attivando il cursore temporale sarà possibile visualizzare i terremoti in un determinato intervallo di tempo e far partire l’animazione, giorno per giorno, della sismicità.

La story map sulla sequenza sismica dell’Aquilano del 2009 è visualizzabile al seguente indirizzo https://bit.ly/2UtlwBt ed è presente nella galleria di story maps di INGVterremoti.

Alcuni articoli sul terremoto del 2009 già pubblicati su questo blog:

https://ingvterremoti.wordpress.com/2014/11/09/linizio-e-la-fine-della-sequenza-sismica-dellaquila/

https://ingvterremoti.wordpress.com/2014/04/05/speciale-cinque-anni-dal-terremoto-dellaquila/

https://ingvterremoti.wordpress.com/2013/04/06/speciale-quattro-anni-dal-terremoto-dellaquila/


Riferimenti

Moretti, M., Nostro, C., Govoni, A., Pignone, M., La Longa, F., Crescimbene, M. and Selvaggi, G., (2011). L’intervento del Centro Operativo Emergenza Sismica in occasione del terremoto del 2009 a L’Aquila, Quaderni di Geofisica, No. 92, http://istituto.ingv.it/images/collane-editoriali/quaderni-di-geofisica/quaderni-di-geofisica-2011/quaderno92.pdf.

AA. VV. (2012), Miscellanea INGV “Sintesi dei lavori del Workshop EDURISK 2002 – 2011 | 10 anni di progetti di educazione al rischio”, n. 13, ISSN 2039-6651, http://istituto.ingv.it/images/collane-editoriali/miscellanea/miscellanea-2012/miscellanea13.pdf

EMERGEO WORKING Group – Rilievi geologici di terreno effettuati nell’area epicentrale della sequenza sismica dell’Aquilano del 6 aprile 2009 – https://www.earth-prints.org/handle/2122/5036

QUEST – Rapporto sugli effetti del terremoto aquilano del 6 aprile 2009 http://www.questingv.it/index.php/rilievi-macrosismici/15-aquilano-06-04-2009-ml-5-9/file

Galleria STORY MAPS & TERREMOTI – http://ingv.maps.arcgis.com/apps/MinimalGallery/index.html?appid=3afd9d388d38419fbf94e278aa3f15b4


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I terremoti profondi della Grecia: risentimenti anomali in Italia

Utilizzando i dati raccolti sul sito web Hai sentito Il Terremoto (HSIT) dell’INGV, che permette di monitorare gli effetti dei terremoti sul territorio italiano grazie al contributo volontario dei cittadini, è stato possibile realizzare uno studio che ha messo in evidenza come alcuni eventi sismici che avvengono in area ellenica abbiano un risentimento anomalo in Italia [Sbarra et al., 2017].

Figura 1 – Mappa dell’intensità macrosismica in Scala MCS del terremoto del 12 ottobre 2013 (magnitudo Mb 6.4).

E’ stato notato, infatti, che i terremoti che avvengono in corrispondenza della subduzione ellenica a profondità intermedie (50-110 km) possono essere avvertiti in Italia a distanze maggiori rispetto a quelle aspettate, fino ad oltre 700 km dall’epicentro (vedi ad es. Figura 1). Questo fenomeno è già stato osservato in passato sia nella stessa zona [Ambraseys and Adams, 1998], che in altre regioni del mondo come Giappone [Utsu, 1966], Tonga [Oliver and Isacks, 1967] e Taiwan [Chen et al., 2013]. Il risentimento a così lunghe distanze è dovuto all’origine profonda dell’evento e alla particolare propagazione delle onde sismiche attraverso la litosfera oceanica (Figura 2).

Figura 2 – Assetto geologico-strutturale della regione mediterranea [fonte: Sbarra et al., 2017].

La distribuzione dei risentimenti sul territorio italiano di questi terremoti lontani mostra una anomalia: lo scuotimento si percepisce con maggiore intensità nelle aree della Puglia e della Sicilia sud-orientale, rispetto alle altre regioni d’Italia situate alla stessa distanza dall’epicentro. Sono stati analizzati i campi di risentimento di 6 terremoti di profondità intermedia avvenuti tra il 2007 e il 2014 in area ellenica (Tabella 1, Figura 3a-f).

Data

Profondità (km)

Magnitudo (Mw)

Figura

03-02-2007

60

5.5

2a; 2g

06-01-2008

72

6.2

2b; 2h

01-04-2011

60

6.0

2c; 2i

12-10-2013

47

6.4

2d; 2j

04-04-2014

111

5.6

2e; 2k

29-08-2014

95

5.8

2f; 2l

Tabella 1 – Terremoti analizzati (vedi Figura 3).

Figura 3 – (a-f) intensità macrosismiche ricavate dalle osservazioni dei cittadini relative agli eventi riportati in Tabella 1; nel riquadro in alto a destra è mostrata la posizione dell’epicentro e con il cerchio blu l’area entro la quale si dovrebbe avvertire il terremoto in condizioni normali; (g-l) intensità macrosismiche stimate a partire da dati strumentali di accelerazione del suolo per gli stessi terremoti (vedi Tabella 1) [fonte: Sbarra et al., 2017].

La distribuzione ottenuta dalle osservazioni dei cittadini per ciascun terremoto è stata confrontata con la mappa delle intensità macrosismiche ottenuta dai dati accelerometrici. Tale confronto ha evidenziato le stesse anomalie della distribuzione dei risentimenti (Figura 2g-l). Per spiegare questo fenomeno è necessario considerare la complessità della struttura crostale e sub-crostale dell’area mediterranea. La porzione settentrionale della Placca Africana è in subduzione sia ad Est in area ellenica che ad Ovest nell’Italia meridionale (Figura 2). Quindi un terremoto che si origina a determinate profondità nell’area di subduzione ellenica viene avvertito anche in Sicilia perché le onde sismiche si propagano, poco attenuate, lungo la litosfera oceanica ionica (in celeste in Figura 2) e lungo la litosfera continentale adriatica (in viola in Figura 2). Inoltre, l’astenosfera, che per le sue caratteristiche attenua le onde sismiche, è la causa del minore risentimento del terremoto sulla Placca Euroasiatica (in giallo in Figura 2). Infatti, la presenza di astenosfera (in rosa in Figura 2) a bassa profondità [Chiarabba et al., 2008] fino al margine di placca (linee rosse con i triangoli in Figura 2 e 3) limita la percezione degli effetti del terremoto.

Questo risultato può essere utilizzato anche nello studio dei terremoti del passato che hanno avuto effetti simili a quelli descritti, per avere una indicazione della loro profondità, ovviando così all’assenza delle registrazioni strumentali.

Le osservazioni dei cittadini sono preziose poiché permettono di avere informazioni degli effetti dei terremoti sul territorio con un grande dettaglio. E basandosi su tali osservazioni è stato possibile caratterizzare un fenomeno che rispecchia la complessità della struttura profonda della regione mediterranea.

A cura di Paola Sbarra, Patrizia Tosi e Valerio De Rubeis, INGV-Roma1.


Riferimenti bibliografici

Ambraseys, N. N., and Adams, R. D., 1998. The Rhodes earthquake of 26 June 1926. Journal of Seismology, 2, 267–292.

Chen, K. H., Kennett, B. L., and Furumura, T., 2013. High‐frequency waves guided by the subducted plates underneath Taiwan and their association with seismic intensity anomalies. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118, 665-680, doi: 10.1002/jgrb.50071.

Chiarabba, C., Gori, P.D., and Speranza, F., 2008. The southern Tyrrhenian subduction zone: Deep geometry, magmatism and Plio-Pleistocene evolution. Earth and Planetary Science Letters, 268, 408–423, doi: 10.1016/j.epsl.2008.01.036.

Oliver, J., and Isacks, B., 1967. Deep earthquake zones, anomalous structures in the upper mantle, and the lithosphere. Journal of Geophysical Research, 72, 4259–4275.

Sbarra, P., Tosi, P., and De Rubeis, V., 2017. Role of African–Eurasian plate setting in the felt areas of intermediate‐depth earthquakes: an investigation using crowdsourced data. Terra nova, 29(1), 36-43.

Utsu, T., 1966. Regional difference in absorption of seismic waves in the upper mantle as inferred from abnormal distribution of seismic intensities. Journal Faculty Sciences Hokkaido University, 2, 359–374.


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Il terremoto del 251 d.C. a Santa Venera al Pozzo (Acireale) studiato con un approccio multidisciplinare

Secondo la ricostruzione proposta dalle fonti storiche, un anno dopo la morte di Sant’Agata (Santa Patrona della città di Catania), nel 252 d.C. si verificò una grande eruzione dell’Etna: il vulcano avrebbe eruttato ingenti quantità di lava, che arrivarono a minacciare direttamente la città di Catania. Soltanto un miracolo della Santa, il cui velo, secondo alcuni storici, sarebbe stato portato incontro al fiume di lava, avrebbe evitato il peggio (Guidoboni et al., 2014). Le stesse fonti storiche riportano che durante il martirio della Santa, nel 251 d.C., si sarebbe verificato un terremoto che evitò all’eroina il supplizio destinatole dai suoi carnefici.

Figura 1 – Mappa della Sicilia orientale con l’indicazione del sito archeologico di Santa Venera al Pozzo (sinistra, da Monaco and Tortorici, 2007); dettaglio del versante sud orientale dell’Etna con l’indicazione dei terreni affioranti (destra).

Nonostante la descrizione dettagliata dell’eruzione del 252 d.C. tramandata dalle fonti storiche e riportata nel Catalogo delle eruzioni dell’Etna (2014), quasi nulla viene documentato sull’evento sismico che l’avrebbe preceduta. Questo evento sismico è probabilmente da mettere in relazione con l’evidenza archeologica recentemente individuata presso il complesso termale di Santa Venera al Pozzo, nei pressi di Acireale (Figure 1 e 2). Tra la fine del III sec. e l’inizio del IV sec. d.C. alcuni lavori di ricostruzione/trasformazione vennero eseguiti presso la Villa Romana adiacente il complesso termale; si tratta della trasformazione della Villa Romana da mansio (stazione di posta ubicata lungo la via Pompeia che collegava Messina con Catania) a laboratorio per la produzione della ceramica (Branciforti, 2006). Leggi il resto di questa voce

Analisi di dettaglio della sequenza sismica del Molise di agosto-settembre 2018

Come spesso accade, i ricercatori analizzano le sequenze utilizzando molti più dati di quelli disponibili nei momenti immediatamente successivi ad un terremoto ed anche con strumenti diversi per comprendere meglio le caratteristiche dei fenomeni avvenuti.

In questo articolo viene descritto il lavoro di revisione delle localizzazioni ottenute con sistemi leggermente diversi da quelli usati nella Sala di Sorveglianza Sismica, avendo usato un modello di velocità regionale specifico per quest’area (Frepoli et al., 2017; Trionfera, 2018) e avendo individuato anche le scosse più piccole registrate soltanto da quattro o cinque stazioni.

Questo tipo di analisi fa sì che le localizzazioni e le profondità ipocentrali ottenute possano differire rispetto a quelle pubblicate sul sito web della Lista Terremoti (cnt.rm.ingv.it), così come il numero di repliche elaborato in questo lavoro supera di qualche centinaio quello ottenuto dalla Sala di Sorveglianza Sismica.


Il giorno 16 Agosto 2018, alle ore 20:19 italiane, la Rete Sismica Nazionale ha localizzato un terremoto di magnitudo momento Mw 5.1 (ML 5.2) nei pressi di Montecilfone in provincia di Campobasso. Ha avuto così inizio una sequenza che dal 25 aprile al 4 settembre 2018 ha prodotto circa 840 eventi sismici, contando anche quelli di magnitudo molto bassa (M<2.0). Quest’area epicentrale è situata a circa 10 km a NW rispetto a quella in cui si sono verificati gli eventi sismici di ottobre-novembre 2002 (San Giuliano di Puglia, CB) che causarono circa una trentina di vittime.

Mappa della sequenza sismica in provincia di Campobasso nel 2018.

La zona di Montecilfone Leggi il resto di questa voce

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