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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

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“).

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Terremoti profondi in Italia: stanno aumentando?

Nella regione italiana la maggior parte dei terremoti avviene tra 0 e 20 km di profondità, nella crosta superiore. Tuttavia, a causa dei complessi fenomeni geologici che hanno portato alla sua attuale configurazione, la nostra penisola è interessata in alcune aree da terremoti intermedi e profondi (fino a 600 km).

Terremoti profondi (>80 km) localizzati dalla RSN dell'Ingv nel 2014. Sono stati in tutto 324 di cui 33 con magnitudo superiore o pari a 3.

Terremoti profondi (>80 km) localizzati dalla RSN dell’Ingv nel 2014. Sono stati in tutto 324 di cui 33 con magnitudo superiore o pari a 3

Questa sismicità, tipica delle zone di contatto tra placche oceaniche e continentali come quelle del margine dell’oceano Pacifico e dell’oceano Indiano, si manifesta nel nostro paese laddove la litosfera del Mar Ionio si approfondisce sotto l’arco calabro e il Tirreno meridionale. Il Mar Ionio, infatti, rappresenta il relitto di un antico grande oceano che occupava la regione del Mediterraneo e che è stato “subdotto” e in parte riassorbito nel mantello terrestre per decine di milioni di anni prima sotto le Alpi e poi sotto gli Appennini. Una descrizione di questa sismicità e delle sue cause si trova in questo video.

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La GEOLOGIA dei terremoti: Faglie sismogenetiche cieche in Pianura Padana

Un recente studio pubblicato su Pure and Applied Geophysics censisce e classifica le faglie sismogenetiche cieche in Pianura Padana, riorganizzando le conoscenze esistenti alla luce dei terremoti emiliani del maggio 2012.

Il “paesaggio geologico” sepolto della Pianura Padana è molto articolato e complesso e possiamo immaginarlo costituito da vere e proprie montagne ammantate da gran di quantità di sedimenti di origine marina e fluviale. Questi sedimenti hanno spessori molto variabili, tra diverse migliaia di metri e poco più di 100 metri, e nascondono alla semplice osservazione le strutture tettoniche sottostanti, che possono però essere rilevate grazie alle numerose prospezioni geofisiche rese disponibili dall’esplorazione petrolifera a partire dal secondo dopoguerra.

La Pianura Padana rappresenta dunque un unicum geologico perché i suoi sedimenti nascondono la zona di contatto tra i thrust (termine per indicare le faglie con movimento di tipo inverso) delle Alpi Meridionali, a nord, e quelli dell’Appennino Settentrionale, a sud (Figura 1). In pratica entrambe queste catene montuose, che noi conosciamo e vediamo nella loro parte esposta, proseguono con delle porzioni sepolte che arrivano quasi a toccarsi nel sottosuolo padano.

Figura 1: Mappa strutturale semplificata della Pianura Padana. Linee nere: principali elementi tettonici; linee bianche: faglie ereditate; SAMF: fronte montuoso delle Alpi Meridionali; SAOA: arco esterno delle Alpi Meridionali; GS: Sistema delle Giudicarie; SVL: Schio-Vicenza; NAOA: arco esterno dell’Appennino Settentrionale; PTF: fronte pedeappenninico; MA: arco del Monferrato; EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo.

Figura 1: Mappa strutturale semplificata della Pianura Padana. Linee nere: principali elementi tettonici; linee bianche: faglie ereditate; SAMF: fronte montuoso delle Alpi Meridionali; SAOA: arco esterno delle Alpi Meridionali; GS: Sistema delle Giudicarie; SVL: Schio-Vicenza; NAOA: arco esterno dell’Appennino Settentrionale; PTF: fronte pedeappenninico; MA: arco del Monferrato; EA: arco Emiliano; FRA: arco Ferrarese-Romagnolo.

Attraverso alcuni milioni di anni il progressivo moto di avvicinamento della Placca Africana  e della Placca Europea ha determinato prima la nascita delle Alpi e degli Appennini, attraverso il progressivo corrugamento di migliaia di metri di sedimenti originariamente deposti in un antico oceano noto come Tetide, sviluppatosi a partire da circa 250 milioni di anni fa tra il Permiano ed il Triassico inferiore; poi ne ha sollevato le porzioni assiali creando il paesaggio montuoso che oggi conosciamo, secondo un meccanismo ancora attivo alla velocità di 1-3 metri per millennio. L’avvicinamento di Alpi e Appennini secondo una direttrice circa N-S, e quindi il raccorciamento della Pianura Padana, è tuttora in atto, come mostrano i dati geodetici satellitari. In profondità questo raccorciamento si trasforma in uno sforzo di caricamento di faglie di tipo compressivo localizzate sia al piede delle Alpi Meridionali, sia al piede dell’Appennino Settentrionale. Leggi il resto di questa voce

La GEOLOGIA dei terremoti: Il terremoto del 26 marzo 1511 al confine tra Italia e la Slovenia

Il grande terremoto del 26 marzo 1511 (magnitudo M 6.9) si è verificato in un’ampia zona montuosa posta al confine tra Italia e la Slovenia, che comprende le Alpi Giulie e Carniche e le Prealpi Venete. Geologicamente quest’area è la zona di contatto tra i thrust (faglie con movimento di tipo inverso) delle Alpi Meridionali, orientati prevalentemente est-ovest, e le strutture trascorrenti destre ed inverse del sistema dinarico, orientate in direzione nord ovest-sud est.

Figura_1

Figura 1 Mappa sismotettonica delle Alpi occidentali e delle Dinaridi. Le linee rosse sono le principali faglie. I due meccanismi focali sono relativi ai terremoti del 1976 (ad ovest) e del 1998 (ad est). Gli epicentri dei terremoti con M maggiore o uguale a 4, prima e dopo il 1900 sono rappresentati, rispettivamente, con esagoni e cerchi blu. Le stelle nere sono i diversi epicentri del terremoto del 1511 in accordo con: 1 Ambraseys (1976); 2 e 3 Ribaric (1979); 4 Postpischl (1985); 5 Boschi et al. (2000); 6 CPTI Working Group (2004); 7 Fitzko et al. (2005). Le lettere indicano le faglie: a Gail; b Fella-Sava; c Gemona-Kobarid; d Susans-Tricesimo e Trasaghis; e Medea; f Ravne; g Idrija (da Camassi et al., 2011).

Questa zona rappresenta l’area di scontro tra la Placca Adriatica (che a sua volta rappresenta la parte più settentrionale della Placca Africana) e la Placca Europea. La Placca Adriatica da sud spinge contro la Placca Europea. Lo scontro tra le due placche è rilevabile dai dati geodetici forniti dai satelliti (dati GPS), che mostrano i vettori di movimento dei capisaldi posti nelle due placche e misurano un raccorciamento regionale di circa 2 mm/anno. La deformazione prodotta da questo raccorciamento si trasmette alle faglie sia inverse sia trascorrenti del Friuli e della Slovenia, inducendole a generare terremoti. Questo movimento, nel lungo termine, ha determinato il sollevamento delle catene montuose delle Alpi e delle Dinaridi; le catene montuose infatti si formano grazie all’attività di faglie con movimento di tipo inverso, cioè dove uno dei due blocchi separati dalla faglia sale sopra all’altro a causa della spinta tettonica. Leggi il resto di questa voce

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