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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

Evento sismico in provincia di Perugia, M 4.1, 2 gennaio 2017

Un terremoto di magnitudo 4.1 è avvenuto questa notte, 2 gennaio, alle ore 4:36 italiane in provincia di Perugia. I comuni più vicini all’epicentro sono Campello sul Clitunno, Castel Ritaldi, Spoleto e Trevi (PG). Il terremoto è stato localizzato a una profondità di circa 8 km.

epicentro

L’evento sismico è avvenuto in una zona prossima a quella della sequenza iniziata il 24 agosto in Italia centrale, ma su una struttura diversa, spostata di circa 30 km a ovest di questa, come si vede nella mappa sotto.

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Il terremoto è stato avvertito bene in tutta la zona, come si deduce dalle mappe di scuotimento prodotte con i dati delle reti sismiche e accelerometriche e dal questionario di “hai sentito il terremoto?“.

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La zona è caratterizzata da una pericolosità sismica elevata, come si vede nella mappa sotto.

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In epoca storica l’area in questione è stata colpita da terremoti di magnitudo intorno a 5.5. Si ricordano in particolare il terremoto del giugno 1767 e del settembre 1878 entrambi di magnitudo stimata 5.4 ed avvenuti in prossimità dell’epicentro odierno. Più recentemente, ricordiamo il terremoto di Massa Martana di magnitudo 4.6, con epicentro circa 15 km più a ovest, avvenuto nel maggio 1997.

A seguito della scossa delle 04:36, fino alle 11.00 italiane sono stare registrate 12 repliche, il più forte di magnitudo 2.5 avvenuto alle ore 06.35. Ulteriori informazioni e mappe sono disponibili sul sito INGV alla pagina dell’evento.

Faglie e terremoti in Umbria: il convegno scientifico del progetto TABOO

Il 14 e 15 ottobre 2014 si è tenuta in Umbria una due giorni dedicata al progetto TABOO (The Alto-tiBerina Near Fault ObservatOry). Il meeting si è tenuto presso l’Abbazia di San Faustino, nel comune di Pietralunga (PG). Il progetto si fonda su un’infrastruttura di ricerca e monitoraggio che l’INGV ha creato negli ultimi anni nell’alta Valle del Tevere e che consiste in una rete geofisica a carattere multidisciplinare all’avanguardia nel mondo.

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Distribuzione delle stazioni di monitoraggio e dei pozzi profondi già esistenti.

Nella mattina del 14 ottobre, i ricercatori dell’INGV hanno incontrato le autorità locali per presentare il progetto e discutere con loro come lo stato attuale delle conoscenze e i risultati degli studi in corso possano contribuire ad una migliore gestione del territorio, con ricadute positive per la comunità. Presenti alcuni funzionari della Regione Umbria e rappresentanti dei Comuni di Pietralunga e Città di Castello. Oltre ai ricercatori dell’INGV hanno partecipato al meeting geologi e geofisici dell’Università di Perugia, dell’Università La Sapienza di Roma e del CNR. Ospite illustre il geofisico Chris Marone della Penn State University (Pennsylvania, USA), esperto mondiale di meccanica delle rocce, che ha tenuto un’interessante lezione sui suoi ultimi esperimenti di laboratorio. Leggi il resto di questa voce

I terremoti nella STORIA: 30 settembre 1789, mentre l’Europa “trema” sotto i colpi della Rivoluzione Francese un vero terremoto scuote Città di Castello e la Valtiberina

Nella tarda mattinata del 30 settembre 1789 un forte terremoto colpì la Valtiberina, come viene comunemente chiamata l’Alta Valle del Tevere, oggi incuneata tra la Toscana e l’Umbria. Questa ampia vallata è tra le zone sismicamente più attive dell’Appennino settentrionale: la sua storia sismica, infatti, negli ultimi 1000 anni registra almeno nove terremoti con intensità epicentrale Io uguale o superiore al grado 7 della scala macrosismica Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS) (CPTI11). Di questi, ben cinque si possono considerare terremoti distruttivi, con effetti epicentrali pari o superiori al grado 8 MCS. Si tratta di forti eventi avvenuti negli anni 1352, 1389, 1458, 1789 e 1917.

Data Area epicentro Imax Mw
1352 12 25 Monterchi (AR) 9 6.4
1389 10 18 Bocca Serriola 9 6.0
1458 04 26 Valtiberina 8-9 5.8
1789 09 30 Valtiberina 9 5.8
1917 04 26 Valtiberina 9-10 5.9

Se i tre più antichi sono tuttora terremoti relativamente poco definiti (con un numero limitato di osservazioni macrosismiche), quelli del 1789 e del 1917 sono eventi invece meglio documentati (DBMI11).

Distribuzione della sismicità storica in Umbria negli ultimi mille anni (fonte: CPTI11, http://emidius.mi.ingv.it/CPTI11).

Distribuzione della sismicità storica nella Valtiberina negli ultimi
mille anni (fonte: CPTI11).

La Valtiberina oggi è situata proprio nel cuore dell’Italia centrale, ma all’epoca del terremoto era attraversata dal confine tra due importanti stati politicamente e amministrativamente indipendenti: il Granducato di Toscana e lo Stato della Chiesa. L’amministrazione periferica dello stato papale si basava sulla suddivisione del territorio in governi. In particolare quello di Città di Castello comprendeva il settore dell’attuale Umbria a nord della linea Umbertide-Gubbio, con diverse enclaves giurisdizionali (i marchesati di Monte Santa Maria e di Sorbello; il feudo di Montone, amministrato dalla Camera Apostolica; la terra di Citerna, amministrata dalla Sacra Consulta). Il territorio granducale era invece diviso in cancellerie comunitative; quella di Sansepolcro (la più colpita dal terremoto), in particolare, faceva capo alla Camera della Comunità di Firenze. Gli amministratori periferici dell’epoca assicuravano i collegamenti tra realtà locali e uffici centrali, esercitando il governo in materia civile ed economica. La documentazione che ne riflette i rapporti con le comunità e le magistrature centrali è costituita prevalentemente da carteggi.

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Sequenza sismica nella notte a Gubbio (PG)

Un terremoto di magnitudo 3.7 è avvenuto questa notte alle 00:09 (ora italiana) nel bacino di Gubbio (Perugia). Nelle ore successive sono state registrate circa 90 repliche, tutte di piccola magnitudo. La maggiore è avvenuta alle 9:19 (magnitudo 2.7). La zona attivata dalla sequenza si estende per circa 5 km in direzione appenninica (nordovest-sudest), subito a nord di Gubbio (figura). Il meccanismo focale calcolato con i dati della Rete Sismica Nazionale del’INGV mostra una faglia estensionale parallela all’allineamento degli aftershock (e al bacino), coerente con le conoscenze sulla regione.

Epicentri dei terremoti della sequenza di stanotte (gialli: 26/8 - rossi: 27/8). In blu i terremoti degli ultimi sei mesi

Epicentri dei terremoti della sequenza di stanotte (gialli: 26/8 – rossi: 27/8). In blu i terremoti degli ultimi sei mesi. I quadrati sono le stazioni sismiche operanti nella regione

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

La zona colpita è nota per la sua storia sismica, caratterizzata da numerosi terremoti rilevanti, anche se non particolarmente intensi (la massima magnitudo documentata è di poco superiore a 6). La storia sismica di Gubbio è visibile nel grafico sotto.

Storia sismica di Gubbio dal l'anno 1000 AD al 2000.

Storia sismica di Gubbio dal l’anno 1000 AD al 2000 (fonte: DBMI).

 

 

 

 

 

 

 

 

Uno dei terremoti più importanti dell’area avvenne il 27 luglio 1751, con epicentro a sud di Gubbio, nei pressi di Gualdo Tadino. Questo terremoto fece danni notevoli, fino al X grado MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) in alcune località dell’Umbria, mentre Gubbio soffrì gli effetti del VII-VIII grado MCS (figura). Più di recente, nel 1984 la zona tra Gubbio e Perugia venne colpita da un terremoto di magnitudo 5.7 che provocò danni in diversi comuni della Provincia.

Campo macrosismico del terremoto del 1751

Campo macrosismico del terremoto del 1751 (fonte DBMI)

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