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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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Pubblicata la nuova versione di ITACA, il Database Italiano delle registrazioni accelerometriche

ITACA30.png

E’ stata appena pubblicata la versione 3.0 di ITACA, l’ITalian ACcelerometric Archive (http://itaca.mi.ingv.it/): è la banca dati delle registrazioni accelerometriche dei terremoti con magnitudo superiore a 3.0 avvenuti dal 1972 al 2018 in Italia, o in paesi limitrofi con risentimenti in Italia.

ITACA è il risultato di un percorso mai interrotto, ormai più che decennale. Nel 2007, infatti, veniva pubblicata la prima versione, al termine della convenzione tra INGV e Dipartimento della Protezione Civile nel biennio 2004-2006 (http://istituto.ingv.it/index.php/it/2-non-categorizzato/98-convenzione-quadro-tra-ingv-e-dpc). Da allora, l’archivio è stato aggiornato con cadenza annuale, non solo con i dati dei terremoti avvenuti nel periodo, ma è stato anche arricchito progressivamente con informazioni nuove e più accurate (per esempio sulla caratterizzazione dei siti delle stazioni), con nuovi strumenti per la consultazione, la selezione e l’elaborazione delle registrazioni.

La raccolta sistematica di registrazioni accelerometriche è motivata dalla necessità di avere sempre a disposizione dati aggiornati per applicazioni sismologiche e ingegneristiche, come ad esempio la valutazione del comportamento strutturale delle opere civili o geotecniche, la calibrazione di leggi predittive del moto del suolo, o il calcolo delle mappe di scuotimento.

Il costante aggiornamento della banca dati si è rivelato fondamentale per realizzare in tempi brevi una serie di prodotti utili alla società. Tra le applicazioni più recenti dei dati accelerometrici contenuti in ITACA, ricordiamo la selezione dell’input per le simulazioni numeriche monodimensionali della microzonazione sismica di terzo livello dei 138 comuni maggiormente danneggiati dalla sequenza dell’Italia centrale del 2016-2017 (https://www.centromicrozonazionesismica.it/it/attivita/terremoto-centro-italia). Un’altra importante applicazione dei dati di ITACA è stata la selezione dei modelli predittivi del moto del suolo per il calcolo del nuovo modello di pericolosità sismica a scala nazionale (https://ingvcps.wordpress.com/2015/04/02/aggiornamento-del-modello-di-pericolosita-sismica-di-lungo-termine-per-litalia/) che sarà rilasciato a breve. Infine, in fase di emergenza sismica, la raccolta e la rapida elaborazione delle registrazioni è stata fondamentale per il calcolo delle Shakemaps (http://shakemap.rm.ingv.it/).

Gli accessi numerosi e continui a ITACA sin dalla pubblicazione testimoniano che in questi anni è diventato un riferimento e una fonte di informazioni fondamentali non solo per i ricercatori, ma anche per molti professionisti.

La versione 3.0 di ITACA (http://itaca.mi.ingv.it/) è la risposta alla necessità di innovazione attraverso l’adozione di strumenti software più aggiornati, utili a migliorare la velocità della selezione dei dati e l’accessibilità alle informazioni contenute.

Tra le principali novità segnaliamo:

  • La possibilità di effettuare l’accesso al sito tramite il proprio account google o orcid
  • L’adozione della base cartografica Openstreetmap (https://www.openstreetmap.org/)
  • Un’ampia documentazione, inclusa la statistica sui dati contenuti (Figura 1)
  • Il link alle mappe di scuotimento degli eventi sismici (http://shakemap.rm.ingv.it/)
  • Le analisi sismologiche finalizzate alla caratterizzazione della risposta dei siti di registrazione (Figura 2)
  • La pubblicazione di mappe geotematiche e parametri di sito quali la frequenza di risonanza e la velocità delle onde di taglio calcolata al substrato sismico.
  • Le informazioni relative alla sorgente sismica, di cui è riportata la geometria della faglia e le coordinate del punto di enucleazione
Itaca_Fig1

Figura 1 – Dettaglio della statistica dei contenuti di ITACA 3.0: distribuzione delle registrazioni in funzione della magnitudo di evento e della distanza epicentrale sorgente – sito.

Itaca_Fig2

Figura 2 – Rapporto tra la componente orizzontale e verticale dello spettro di Fourier (fase S) per la stazione di Amatrice (IT.AMT).

I numeri di ITACA 3.0 sono:

  • 1882 terremoti dal 1972 al 2018, nell’intervallo di magnitudo 3 – 6.9.
  • 1543 stazioni appartenenti alle due maggiori reti nazionali (Rete Accelerometrica Nazionale, RAN – gestita da DPC -, e Rete Sismologica Nazionale, RSN – gestita da INGV), una serie di reti regionali, tra cui quella dell’Istituto Nazionale di Oceanografia e di Geofisica Sperimentale di Trieste, e reti temporanee per lo studio degli effetti di sito, quali la rete 3A, installata nei comuni del centro Italia nel 2016.
  • 43258 forme d’onda che sono distribuite sia nella versione originale sia nella versione elaborata, dopo un attento controllo degli errori e l’eliminazione del rumore eventualmente presente attraverso procedure di filtraggio del segnale. Insieme alle registrazioni accelerometriche vengono distribuite le forme d’onda di velocità e spostamento e gli spettri di risposta elastici in accelerazione e spostamento, calcolati assumendo il 5% del rapporto di smorzamento critico (Figura 3).
Itaca_Fig3

Figura 3 – Componente E-W della registrazione accelerometrica del terremoto del 24 Agosto 2016 (Mw 6.0) alla stazione Amatrice (IT.AMT).

A cura di Lucia Luzi e Giovanni Lanzano, INGV Milano.


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Evento sismico Ml 3.6 Costa Marchigiana Picena del 28 marzo 2019

Alle ore 10:55 italiane del 28 marzo 2019 un evento sismico di magnitudo Ml 3.6 è stato localizzato dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV a largo della Costa Marchigiana Picena ad una profondità di 8 chilometri.

L’epicentro del terremoto di questa mattina alle ore 10:55 al largo della Costa Marchigiana PIcena.

L’evento è stato localizzato ad una decina di chilometri di distanza dalla costa tra le province di Fermo e Ascoli Piceno. In tabella i comuni entro 20 km dall’epicentro.

In quest’area dalla serata di ieri sono stati localizzati numerosi eventi sismici prima dell’evento delle 10:55 di questa mattina. In totale, alle ore 13:00, sono una quindicina i terremoti verificatesi, 4 di questi hanno avuto una magnitudo maggiore o uguale di 3.0. 

Data e Ora (Italia) Magnitudo Zona
2019-03-28 10:55:36 ML 3.6 Costa Marchigiana Picena (Ascoli Piceno)
2019-03-28 10:22:26 ML 3.1 Costa Marchigiana Picena (Ascoli Piceno)
2019-03-27 23:03:50 ML 3.1 Costa Marchigiana Picena (Ascoli Piceno)
2019-03-27 21:59:18 ML 3.1 Costa Marchigiana Fermana (Fermo)

L’area è in una zona considerata a media pericolosità sismica, come è mostrato dal modello di pericolosità per il territorio nazionale.

La sismicità storica dell’area riporta alcuni eventi di magnitudo stimata (Mw) compresa tra 5.1 e 5.2 nel 1882 (a sud verso San Benedetto del Tronto) e nel 1987 (a nord nell’area di Porto San Giorgio).

Come si evince dalle mappe presenti nell’EarthQuake Report, l’evento sismico di questa mattina è stato quello più risentito della sequenza iniziata nella serata di ieri. In particolare dalla Mappa del risentimento sismico in scala MCS elaborata a partire dai questionari online dal sito http://www.haisentitoilterremoto.it vengono evidenziati risentimenti fino IV grado MCS in alcune località della Costa tra le province di Ascoli e Fermo.


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Cosa succede quando le faglie si parlano

Il moto delle placche tettoniche produce il lento accumulo di grandi quantità di energia, attraverso la deformazione di grandi volumi di roccia e l’accumulo di sforzo all’interno della crosta terrestre. E’ noto che un terremoto è causato da un’improvvisa rottura della crosta terrestre, accompagnata dal movimento relativo di due blocchi di crosta attraverso una superficie di contatto comunemente indicata come “faglia”. La rottura produce il rilascio istantaneo dell’energia accumulata nel corso di decenni o di secoli.

Le faglie interagiscono tra loro. Lo spostamento di masse crostali associato alla rottura su una faglia perturba il volume circostante, per decine o a centinaia fino a migliaia di chilometri, a seconda della energia liberata dal terremoto. Queste variazioni alterano lo stato di sforzo sulle faglie limitrofe, diminuendo il carico e quindi allontanando il tempo del prossimo terremoto o, al contrario, caricandole ulteriormente e portandole più vicine alla rottura.

Negli ultimi decenni, in Italia si sono verificate sequenze sismiche con terremoti di magnitudo simile tra loro, avvenuti nella stessa area a distanza di pochi secondi (Irpinia, 1980), poche ore (Molise, 2002), pochi giorni (Umbria-Marche, 1997; Emilia Romagna, 2012) o pochi mesi (es: Italia centrale, 2016). Questi eventi fanno ipotizzare che la rapida successione di terremoti non sia casuale. Infatti, per alcuni di questi è stato dimostrato che gli eventi precedenti hanno favorito l’accadimento di quelli che sono seguiti, anticipandone quindi il tempo di accadimento (es.: Nostro et al., 2005; Nespoli et al., 2017).

In generale, il fatto che un terremoto possa avvenire prima è percepito come un evento nefasto. Tuttavia, relativamente al danno potenziale, questo non è necessariamente un accadimento totalmente negativo. Infatti, le variazioni di sforzo prodotte da eventi precedenti possono avvicinare nel tempo la rottura su una faglia adiacente, ma potrebbero modificarne le modalità di accadimento, anche limitandone l’energia emessa.

Figura 1

Figura 1 – Mappa della sequenza sismica dell’Italia centrale del 2016. In figura sono riportati gli eventi dall’inizio della sequenza (24 agosto) al 30 ottobre, giorno in cui si è verificato il terremoto più forte (MW 6.5). Il colore e la dimensione dei simboli cambia in funzione del tempo di accadimento e della magnitudo (tranne per gli eventi di magnitudo inferiore a 2, che sono riportati in bianco). Sono indicati anche i meccanismi focali dei 4 terremoti maggiori e la proiezione in superficie dei piani di faglia associati a questi eventi. Le linee più spesse indicano l’intersezione dei piani con la superficie (figura tratta da Pino et al., 2019).

Nel corso della sequenza sismica dell’Italia centrale del 2016, nell’arco di un paio di mesi si sono verificati diversi terremoti di magnitudo rilevante, nel quadro della sismicità che interessa il territorio italiano (Figura 1). Al primo terremoto del 24 agosto 2016 di magnitudo MW 6.0, con epicentro localizzato nel comune di Accumoli (RI), hanno fatto seguito i due terremoti del 26 ottobre 2016, di magnitudo rispettivamente MW 5.4 e MW 5.9 e localizzati a Visso (MC), oltre 20 km a N-NO rispetto al primo evento. Infine, quattro giorni più tardi, il 30 ottobre, nell’area compresa tra gli eventi sismici del 24 agosto e del 26 ottobre è avvenuto il terremoto di Norcia (PG), il più forte della sequenza, con magnitudo MW 6.5.

Come nei casi citati, anche per la sequenza del 2016 è ipotizzabile un effetto “a cascata” dei terremoti precedenti sui successivi. Il calcolo delle variazioni causate dal terremoto del 24 agosto e da quelli del 26 ottobre sulla faglia che poi si romperà il 30 ottobre (Figura 2) mostra che i terremoti precedenti hanno modificato il campo di sforzo, diminuendo il carico sulla parte meridionale e su quella settentrionale della faglia, incrementando invece significativamente lo sforzo nella zona centrale, soprattutto nella porzione più profonda della faglia. Da qui la mattina del 30 ottobre partirà poi la rottura, rimanendo per lo più limitata all’area in cui lo sforzo era stato incrementato (Figura 3).

Figura 2

Figura 2 – Variazione dello sforzo (sforzo di Coulomb) sul piano di faglia del terremoto di Norcia, causata dai 3 eventi più forti della sequenza, precedenti al 30 ottobre. In ogni pannello è riportata la variazione causata dal terremoto avvenuto al tempo indicato sopra (in b e c la variazione è cumulata a quelle prodotte dai terremoti precedenti). Sono riportate anche le localizzazioni dei terremoti avvenuti entro 350 m dal piano di faglia e il loro tempo di accadimento è indicato secondo la scala di colore riportata nel pannello a. La stella indica il punto in cui è partita la rottura del 30 ottobre (figura tratta da Pino et al., 2019).

La struttura interessata dall’evento del 30 ottobre ha una superficie di circa 440 km2, due volte quella realmente attivata dal terremoto (Falcucci et al., 2018). Se questa si fosse rotta per intero in un unico terremoto l’energia emessa sarebbe stata almeno doppia, dando un terremoto di magnitudo almeno MW 6.7.

Figura 3

Figura 3 – Mappa della dislocazione associata alla rottura del terremoto del 30 ottobre, ottenuta dai risultati delle analisi sismologiche e geodetiche (Chiaraluce et al., 2017; Cheloni et al., 2017). Sono riportate anche le localizzazioni dei terremoti avvenuti entro 350 m dal piano di faglia e il loro tempo di accadimento è indicato secondo la scala di colore riportata nella figura 2a. La stella e la freccia indicano rispettivamente il punto in cui è partita la rottura del 30 ottobre e la direzione dominante della sua propagazione (figura tratta da Pino et al., 2019).

Che il terremoto avrebbe potuto essere più grande lo si può dedurre anche dal fatto che, pur avendo rilasciato energia sismica circa 7 volte maggiore – con uno spostamento relativo tra i due blocchi crostali mediamente doppio – rispetto al terremoto del 24 agosto, questi due eventi hanno rotto una superficie di dimensione simile. Questa evidenza suggerisce che, se gli eventi precedenti non avessero “bloccato” la porzione meridionale e quella settentrionale della faglia, il terremoto del 30 ottobre avrebbe avuto energia per rompere l’intera superficie di 440 km2.

Considerando che in quest’area i lenti movimenti tettonici accumulano sforzo con un tasso di 0.0028 bar/anno (Mildon et al., 2017), l’incremento di sforzo prodotto dai maggiori terremoti della sequenza sulla faglia del 30 ottobre (1.13 bar) corrispondono a un avanzamento nel tempo di circa 400 anni. Ma assumendo per questa faglia il tempo di accadimento dell’ultimo terremoto (500 A.D.) e il tempo di ricorrenza (1627 anni) utilizzato per i calcoli di pericolosità sismica (Akinci et al., 2009), in assenza di variazioni prodotte da altri eventi sismici, il prossimo terremoto su questa faglia sarebbe avvenuto tra circa 110 anni. Questo quindi è il tempo di cui è stato anticipato il terremoto avvenuto il 30 ottobre.

Si può quindi concludere che gli eventi precedenti hanno anticipato di oltre un secolo l’accadimento del terremoto del 30 ottobre, ma allo stesso tempo ne hanno limitato la magnitudo, verosimilmente dimezzando l’energia disponibile, che corrisponde a un decremento della magnitudo pari a 0.2.

Quest’analisi dimostra che il monitoraggio della sismicità con reti sismiche molto fitte e una conoscenza approfondita della geometria delle faglie rendono possibile questo tipo di analisi in tempo quasi reale e quindi si potrebbero identificare le aree verosimilmente interessate da prossimi terremoti. Purtroppo queste condizioni non sono sempre verificate. Un esempio per tutti, a oggi non è stata ancora individuata la faglia responsabile del terremoto dello Stretto di Messina del 1908, il più forte avvenuto in Italia da quando registriamo strumentalmente i terremoti e uno dei più disastrosi nella storia dell’intera umanità.

I risultati di questo studio sono stati appena pubblicati in un articolo sulla rivista Scientific Reports, scaricabile a questo link.

A cura di Nicola Alessandro Pino e Vincenzo Convertito, INGV-Osservatorio Vesuviano.


Riferimenti bibliografici

Akinci et al. Effect of time dependence on probabilistic seismic-hazard maps and deaggregation for the central Apennines, Italy, Bull. Seismol. Soc. Am. 99, 585–610, 2009.

Cheloni, D. et al. Geodetic model of the 2016 Central Italy earthquake sequence inferred from InSAR and GPS data. Geophys. Res. Lett. 44, 6778–6787, 2017.

Chiaraluce, L. et al. The 2016 Central Italy seismic sequence: A first look at the mainshocks, aftershocks and source models. Seismol. Res. Lett. 88, 757–771, 2017.

Falcucci et al. The Campotosto seismic gap in between the 2009 and 2016–2017 seismic sequences of central Italy and the role of inherited lithospheric faults in regional seismotectonic settings, Tectonics, 37, 2425–2445, 2018.

Mildon, Coulomb stress transfer and fault interaction over millennia on non-planar active normal faults: the MW 6.5–5.0 seismic sequence of 2016-2017, central Italy, Geophys. J. Int., 210, 1206–1218, 2017.

Nespoli et al. Effects of layered crust on the coseismic slip inversion and related CFF variations: Hints from the 2012 Emilia Romagna earthquake, Phys. Earth Planet. Int., 273, 23-35, 2017.

Nostro et al. Coulomb stress changes caused by repeated normal faulting earthquakes during the 1997 Umbria‐Marche (central Italy) seismic sequence, J. Geophys. Res., B05S20, 2005.

Pino et al. Clock advance and magnitude limitation through fault interaction: the case of the 2016 central Italy earthquake sequence, Scientific Reports, doi:10.1038/s41598-019-41453-1, 2019.


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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

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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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