Il terremoto del 2 giugno 2026 (Mw 6.1 ML 6.2) e l’attenuazione delle onde sismiche nelle zone di subduzione

Perché il terremoto più forte degli ultimi nove anni in Italia non ha causato danni? È la domanda che si sono posti in molti non appena appresa la notizia della magnitudo (Mw 6.1) del terremoto avvenuto nel Mar Tirreno la notte tra il 1 e il 2 giugno 2026.

Il motivo sembra banale, ma la spiegazione che ne segue lo è meno. Il terremoto (Figura 1) è avvenuto a grande profondità sotto la superficie terrestre: l’ipocentro è stato calcolato a 259 km di profondità, ben al di sotto della crosta terrestre, che in quell’area è spessa circa 35 km. Come già scritto in precedenti articoli, l’evento del 2 giugno 2026 si colloca all’interno di un cosiddetto slab di crosta oceanica che scende all’interno del mantello terrestre per effetto della subduzione della placca africana al di sotto di quella europea. Pertanto, i punti della superficie terrestre dove è possibile risentire gli effetti del terremoto si collocano tutti a distanze maggiori di 250 km, e già questo basta a spiegare la totale assenza di danneggiamenti. Ma c’è di più. I terremoti profondi che avvengono all’interno dello slab sono caratterizzati da risentimenti anomali, difficili da simulare con le leggi di attenuazione comunemente usate per riprodurre gli effetti dei terremoti crostali. L’anomalia consiste sia nel fatto che il terremoto viene avvertito a grandi distanze, sia, ad esempio, che il campo macrosismico è generalmente asimmetrico. 

Questo non è soltanto un effetto della profondità, per cui il risentimento si distribuisce su un’area più ampia, ma è dovuto alla particolare modalità di propagazione delle onde sismiche, che rimangono “intrappolate” nella placca in cui si originano. In sostanza, vengono attenuate meno lungo lo slab, all’interno del quale “viaggiano” percorrendo lunghe distanze (Chen et al., 2013).  Inoltre, nelle zone di subduzione, al di sopra dello slab, è spesso presente un cuneo di astenosfera, un’area del mantello meno densa che attenua le onde sismiche: un motivo aggiuntivo (oltre alla distanza) per cui in prossimità dell’epicentro il risentimento è generalmente basso. Le onde sismiche si propagano quindi principalmente seguendo la geometria della litosfera subdotta, all’interno della quale la propagazione avviene in maniera estremamente efficiente e con bassissima attenuazione, e possono essere percepite anche a centinaia di chilometri di distanza, mentre in direzione verticale, verso la superficie, vengono attenuate dalla presenza dell’astenosfera (Figura 2).

È questo il motivo per cui, ad esempio, i terremoti della subduzione ellenica (in Grecia) si risentono fino a oltre 700 km di distanza dall’epicentro (Sbarra et al., 2017), come spiegato in questo precedente articolo. L’evento del 2 giugno 2026 (mappa Hai Sentito il Terremoto? – HSIT, Figura 3) oltre che in Calabria, è stato avvertito distintamente in Sicilia, in Puglia e in Campania a più di 500 km di distanza dalla sorgente (tenendo conto della profondità), come pure in Grecia e in Albania (vedi sito dell’EMSC). Una debole percezione è stata riportata anche in alcune città dell’Italia del Nord, ai piani superiori degli edifici più alti, dove possono essere percepite le basse frequenze generate dai forti terremoti (Tosi et al., 2023), e in Croazia e Slovenia a oltre 900 km di distanza. 

Per descrivere correttamente gli effetti dei terremoti della subduzione calabra, servirebbero leggi di attenuazione appositamente sviluppate, ma i dati disponibili non sono sufficienti a ricavare una relazione empirica, considerando che gli eventi di magnitudo elevata sono fortunatamente rari. Inoltre, per riprodurre l’effetto della propagazione “efficiente” all’interno dello slab e quello de-amplificante nelle aree in cui è presente materiale astenosferico a bassa profondità, è necessario considerare la geometria tridimensionale dell’intero sistema (slab e astenosfera). Per questo motivo, per lo studio degli effetti dei terremoti profondi è importante far riferimento a dati sperimentali, sia strumentali che ottenuti attraverso il contributo dei cittadini, per ricostruire in modo adeguato il campo di risentimento degli effetti dei terremoti.

Scendendo un po’ più nel dettaglio tecnico, alcune analisi preliminari dei dati registrati dalle stazioni della Rete Sismica Nazionale Integrata dell’INGV sembrano confermare proprio questo comportamento.

Nelle figure seguenti mostriamo una ricostruzione tridimensionale dello slab in subduzione (Fig. 4, Maesano et al., 2017) e una “fotografia” istantanea di come le stazioni  sismometriche vedano questo terremoto profondo (Fig. 5).

Quando un terremoto profondo nasce all’interno di uno slab, le onde si diffondono soprattutto come onde di volume, cioè onde P e S. Nell’immagine appena mostrata ogni traccia nera rappresenta la registrazione relativa alla componente verticale ad una stazione sismica; i sismogrammi sono ordinati in funzione della distanza epicentrale e filtrati tra 0.5 e 5 Hz, con il tempo che scorre dal basso verso l’alto a partire dall’istante origine dell’evento. Le due fasce colorate indicano gli intervalli temporali dove ci aspettiamo gli arrivi delle onde P (in rosso) e S (in blu), calcolati con un modello di Terra standard (iasp91), per la profondità effettiva del terremoto (circa 250 km), e si vede chiaramente come i massimi di ampiezza delle tracce si distribuiscono lungo queste bande, confermando la natura profonda dell’evento. In tratteggio sono mostrate, per confronto, le curve teoriche delle onde P e delle onde S che si avrebbero con un ipocentro molto più superficiale, a 10 km di profondità. In quel caso le onde raggiungerebbero le stazioni in modo progressivo, prima quelle più vicine e poi quelle più lontane, con un tempo di circa un minuto tra le stazioni più prossime e quelle oltre i 400 km. In questo terremoto profondo, invece, le onde P sono arrivate a tutte le stazioni in circa 30 secondi. Le onde superficiali sono in genere meno importanti rispetto a quelle generate da eventi più superficiali e nei sismogrammi non si vedono. La componente ad alta frequenza si attenua rapidamente con la distanza e infatti vediamo che le onde S scompaiono dal sismogramma dopo i primi  100/150 km. 

Durante il loro percorso le onde non attraversano un mezzo uniforme, ma incontrano variazioni di velocità, cambiamenti di direzione e discontinuità legate alla geometria della placca in subduzione, e, in pratica, lo slab può comportarsi come una specie di guida naturale per le onde, che vengono deviate, concentrate o attenuate in modo diverso a seconda della direzione di propagazione. Così, unitamente al fatto che per terremoti profondi il percorso delle onde per raggiungere la superficie è semplicemente più lungo, con un terremoto che avviene nello slab otteniamo anche altri effetti. Le onde sono “guidate” dalla geometria dello slab, per cui l’ampiezza delle onde P e S è più evidente nelle registrazioni delle stazioni in Calabria meridionale, così come avviene per i risentimenti censiti attraverso i questionari macrosismici di HSIT.

Questa figura mostra come si sono distribuite sul territorio le velocità di picco del moto del suolo delle onde P registrate dalle stazioni sismiche in Calabria e nelle regioni vicine durante il terremoto profondo del 2 giugno 2026 (Mw 6.1). Nel pannello superiore sono riportati i valori assoluti di PGV (massimo della velocità del suolo) per le tre componenti del segnale, mentre in quello inferiore è mostrato il rapporto rispetto allo scuotimento della stazione più vicina all’epicentro, utile per evidenziare dove il movimento è stato più o meno intenso. Un aspetto importante è che il segnale non si distribuisce in modo uniforme, ma riflette chiaramente la geometria della propagazione lungo lo slab e l’effetto della struttura tridimensionale della zona di subduzione. Si vede in particolare che l’energia sismica sembra si sia propagata in modo più efficiente verso le stazioni nella parte meridionale della Calabria.

La successiva figura mostra la stessa cosa per le onde S, mentre l’ultima mostra il rapporto tra le ampiezze delle onde P e quelle delle onde S, con una indicazione di come la presenza di una struttura tridimensionale complessa come lo slab calabro abbia un effetto complesso su tutte le stazioni della rete.

E’ possibile visualizzare quanto descritto finora in una animazione (shakemovie) basata su questa procedura, dove i colori verso il rosso sono deformazioni verticali verso l’alto, e i colori verso il blu sono deformazioni superficiali verso il basso. A titolo di esempio viene mostrata l’animazione realizzata per l’evento profondo del 10 marzo 2026 (410 km di profondità)  sulla sinistra, mentre a destra viene modellato un ipotetico evento uguale in energia ma posto a 10 km (profondità tipica di un terremoto crostale). Si vede chiaramente l’impatto minore dovuto alla profondità, ma anche la minore presenza di onde superficiali per i terremoti profondi. 

A cura di: Mara Monica Tiberti, Charlyse Pot, India Paglia, Emanuele Casarotti, Paola Sbarra, Francesco Maesano.

Sui terremoti profondi nel mar Tirreno sono stati realizzati diversi articoli su questo blog e un video sul canale YouTube di INGVterremoti.

Bibliografia

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 

Maesano, F.E., Tiberti, M.M., and Basili, R. (2017). The Calabrian Arc: three-dimensional modelling of the subduction interface. Sci. Rep., 7, 8887 . https://doi.org/10.1038/s41598-017-09074-8.

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. 

Tosi, P., De Rubeis, V., & Sbarra, P. (2023). Earthquake perception data highlight natural frequency details of Italian buildings. Earthquake Spectra, 39(2), 1240-1254. 

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