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Esplosione in mare a Venezia registrata dalla Rete Sismica Nazionale (2/2/2020 ore 15:37)

Si è conclusa oggi (2 febbraio 2020) con un piccolo “terremoto” la vicenda dell’ordigno bellico della Seconda Guerra Mondiale rinvenuto due settimane fa in un cantiere di Marghera. Da questa mattina una vasta area intorno al luogo del ritrovamento era stata evacuata mentre gli artificieri disinnescavano la bomba, un ordigno del peso di 226 chilogrammi che al suo interno ne conteneva 127 di tritolo. La bomba è stata poi portata in mare aperto per farla brillare (dettagli qui).

Alle 15:37, la Rete Sismica Nazionale dell’INGV ha registrato un piccolo evento sismico che è stato localizzato nell’alto Adriatico, al largo di Venezia. Si trattava proprio dell’esplosione dovuta al brillamento dell’ordigno di Marghera, peraltro segnalataci questa mattina dal Dipartimento della Protezione Civile nazionale.

Mappa delle stazioni sismiche che hanno rilevato l’esplosione e area dell’epicentro identificato dai turnisti in sala sismica INGV

L’analisi effettuata in sala sismica INGV per questo caso è stata simile a quella che viene effettuata di routine per i terremoti naturali. Le differenze principali riguardano il tipo di sorgente sismica e di conseguenza i segnali emessi. Nel caso di un terremoto, infatti, lo spostamento della faglia fa sì che si generino onde P (o di compressione) e onde S (o di taglio), mentre nel caso di esplosioni la sorgente non emette onde di taglio (o le emette in misura molto minore). La localizzazione di un’esplosione è infatti più difficile rispetto a quella per un terremoto proprio per la mancanza delle onde S, che non consente di vincolare bene la distanza dai sismometri e la profondità, soprattutto in caso di scoppi a mare per l’assenza di sismometri in un ampio intervallo angolare (in questo caso verso sud). A causa dell’assenza delle onde S, la magnitudo dell’evento è stata calcolata in base alla durata del segnale (Md), ottenendo un valore di 1.5.

Sapendo che si trattava di un’esplosione la profondità è stata fissata a 0.1 km, eliminando così un’incognita dalla soluzione (le altre tre sono la latitudine, la longitudine e il tempo origine dell’evento). La figura sotto mostra i sismogrammi registrati in occasione dell’esplosione, usati dai turnisti della sala sismica INGV per calcolare le coordinate del luogo dell’esplosione.

Sismogrammi utilizzati per la localizzazione dell’esplosione

Per i motivi menzionati sopra la precisione della soluzione epicentrale non può essere elevata, ma la registrazione dell’evento ha permesso di verificare il buono stato di salute della rete sismica nazionale, che nell’area del nord-est si avvale anche dell’integrazione con la rete sismica regionale dell’OGS, con cui da molti anni esiste una collaborazione. Dalle forme d’onda della figura sopra si nota come la stazione sismica più vicina al luogo dell’esplosione (VENL: Venezia Lido, posta a meno di 10 km) presenti un segnale deciso, con un’onda P evidente, mentre le altre stazioni sismiche sono distanti oltre 50 km e presentano quindi segnali più deboli, quasi oscurati dal rumore di fondo dovuto alle vibrazioni naturali del terreno (mare, vento, ecc.). Si noti che l’esplosione è stata rilevata a nord fino alle Alpi e a sudest in Istria.

Terremoto di magnitudo 7.8 (Mwpd) a Cuba del 28 gennaio ore 20:10

Un forte terremoto è stato registrato alle 20:10 (ora italiana) nel Mar dei Caraibi, tra le isole di Cuba, la Jamaica e le Cayman. Il terremoto è superficiale (ipocentro a circa 10 km di profondità).

La magnitudo stimata dal Centro di Allerta Tsunami dell’INGV è pari a 7.8 (Mwpd), la stima dell’USGS è 7.7. La figura sotto mostra le ipotetiche linee dei tempi di propagazione di un eventuale tsunami (al momento – le 21:00 – si vedono delle piccole variazioni del livello del mare sui mareografi della regione, dovute a uno tsunami di modeste dimensioni).

Mappa con l’ipocentro del terremoto. Le isolinee colorate rappresentano le linee dei tempi di propagazione del possibile tsunami (al momento – le 21:00 – confermato con piccole anomalie osservate). Il verde chiaro delimita l’area che potrebbe venire colpita entro 3 ore dal tempo origine dell’evento.

 

Il terremoto si localizza lungo una nota faglia trascorrente che delimita la placca dei Caraibi, a sud, da quella nord-americana. Si tratta di una faglia molto attiva, trascorrente con movimento sinistro.

Schema geologico della regione colpita, con le principali faglie attive (By Alataristarion – https://commons.wikimedia.org/wiki/File:Tectonic_plates_boundaries_detailed-en.svg, CC BY-SA 4.0, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=40001013 )

Il terremoto ha avuto un meccanismo focale di tipo trascorrente, ossia con un movimento prevalentemente orizzontale dei due blocchi. In questi casi la generazione di uno tsunami è meno probabile che in caso di movimento verticale dei blocchi.

A cura del Gdl INGVterremoti.


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Terremoto M6.8 in Turchia (Elazig) del 24 gennaio 2020

Il 24 gennaio 2020 alle 18:55 ore italiane (20:55 locali) la Turchia è stata colpita da un terremoto con una magnitudo pari a 6.8 (stima dell’AFAD, Agenzia turca per la gestione dell’emergenza e dei disastri; 6.7 è la stima dell’USGS, 6.6 secondo l’INGV). Il terremoto ha colpito la Turchia orientale, nella provincia di Elaziğ (città di circa 600.000 abitanti), e ha provocato danni rilevanti nei villaggi di Sivrice e Çevrimtaş, più prossimi all’epicentro, provocando circa 30 vittime e più di 1200 feriti (stime provvisorie). Secondo alcune stime pervenute dalla regione, ci sarebbero circa 100 edifici crollati (totalmente o parzialmente).

Secondo il rapporto dell’AFAD, il terremoto ha avuto un ipocentro a 8 km di profondità ed è stato sentito anche nelle province di Tunceli e Diyarbakir e in altre regioni distanti 200 km dall’epicentro. Va ricordato che per terremoti di questa magnitudo la faglia che si attiva ha una dimensione di alcune centinaia di chilometri quadrati e l’ipocentro rappresenta il punto, lungo il piano di faglia, da cui parte il processo di rottura e spostamento della faglia stessa.

Dopo l’evento principale, secondo l’AFAD, sono state localizzate oltre 360 repliche con una magnitudo superiore a 2.0 (vedi Fig. 1); tra queste la più forte, fino a questo momento (le ore 19 italiane del 25/01), ha avuto magnitudo 5.1 e si è verificata il 25/01/2020 alle ore 17:30:08 italiane (19:30:08 ora locale).

Fig. 1 Mappa epicentrale del terremoto di magnitudo M 6.8 (stella arancione) e degli aftershocks delle ore successive (fonte: AFAD)

Il terremoto è avvenuto su una faglia trascorrente nella zona orientale del Paese, come si vede dal meccanismo focale dell’evento (Fig. 2) e dall’allineamento delle scosse successive (aftershocks, Fig. 1). Si tratta di una faglia molto conosciuta, la Faglia Est Anatolica (EAF, v. sotto), dove recentemente si sono verificati terremoti di magnitudo simile: quello di magnitudo M 6.1 nel 2010 a Elazig, il terremoto di magnitudo M 6.4 e quello di magnitudo M 6.8 a Bingol nel 2003 e nel 1971. Il catalogo strumentale dall’anno 1900 ad oggi presenta più di 300 terremoti con magnitudo maggiore di 4.0 e il più forte ha avuto magnitudo pari a 6.8.

Fig. 2 Meccanismo focale del terremoto del 24 gennaio (fonte: USGS)

L’accelerazione massima misurata nel terremoto del 24 gennaio è stata circa il 30% dell’accelerazione di gravità nella componente est-ovest di una stazione accelerometrica posta a 24 km dall’epicentro. La mappa di pericolosità sismica è stata recentemente aggiornata e presenta un valore di 0.65 g nell’epicentro del terremoto di Elazig (si tratta della mappa di pericolosità sismica probabilistica in termini di PGA con il 10% di probabilità di eccedenza in 50 anni).

Fig. 3 La mappa di pericolosità sismica probabilistica è espressa in termini di accelerazione orizzontale del suolo con probabilità di eccedenza del 10% in 50 anni per la zona di Elazig e dintorni, la stella indica l’epicentro del terremoto del 24 Gennaio 2020 (fonte: AFAD).

La Turchia si trova in una zona altamente sismica attraversata da numerosi sistemi di faglia; tra questi, le faglie più importanti sono la Faglia Nord Anatolica (NAF) e la Faglia Est Anatolica (EAF) (Fig. 4).

Fig.4 Mappa tettonica semplificata della Turchia (modificata da Gülen, 1989). La Faglia Nord Anatolica (NAF), la Faglia Est Anatolica (EAF) e quelle della catena montuosa di Bitlis – Zagros sono i sistemi di faglia più importanti della Turchia.

La NAF ha una lunghezza di circa 1500 km, si caratterizza con un movimento trascorrente destro ed attraversa tutto il Paese dall’est ad ovest. Su questa faglia lo spostamento avviene con una velocità di circa 20-25 mm/anno.

La EAF, lungo la quale è avvenuto il terremoto del 24 gennaio, ha una lunghezza di circa 500 km, si caratterizza con un movimento trascorrente sinistro causato dalla spinta della placca Arabica. Su questa faglia lo spostamento avviene con una velocità di 10 mm/anno.

La Turchia è una delle regioni sismicamente più attive del mondo ed è molto probabile che terremoti di questa magnitudo continueranno a verificarsi nei prossimi anni, specialmente nelle zone in cui si trovano questi sistemi di faglie attive. Ancora oggi ricordiamo molto bene il terremoto di Izmit del 1999, avvenuto sulla Faglia Nord Anatolica, nella parte occidentale della Turchia, di magnitudo 7.2 che è provocato più di diciassettemila vittime. Per questo motivo la Turchia ha intrapreso da alcuni anni un grande progetto di ricostruzione e messa in sicurezza degli edifici esistenti, come parte della mitigazione del rischio sismico, soprattutto nella zona di Istanbul.

A cura di Aybige Akinci, INGV – Rm1 e il GdL INGVTerremoti.


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Alcune riflessioni in caso di una sequenza sismica come quella di Sora-Balsorano del 7 novembre 2019

Ogni volta che si attiva una sequenza sismica da qualche parte in Italia, specialmente se accade in qualche area ad alta pericolosità, ci poniamo delle domande sulla sua possibile evoluzione. Spesso queste domande sono stimolate dalle persone impaurite che vivono vicino all’area epicentrale o che hanno vissuto in precedenza esperienze di forti terremoti, o ancora da giornalisti.

Abbiamo provato qui a raccogliere alcune delle riflessioni che facciamo in questi casi, provando a dare delle risposte ad alcuni quesiti ricorrenti. Molte delle domande che ci vengono poste sono purtroppo senza risposta, o hanno delle risposte caratterizzate da un elevato grado di incertezza. Alcune delle informazioni qui riassunte sono state riportate più in dettaglio in precedenti post sul terremoto del 7 novembre 2019, sull’inquadramento sismotettonico di questo evento, su un precedente evento sismico di qualche anno fa.

Cosa succede quando c’è uno sciame sismico come quello di questi giorni a Sora-Balsorano?

Si attiva una piccola faglia (o una porzione piccola di una faglia più grande), in un’area notoriamente sismica. Niente di anomalo, in fondo. Di terremoti e sequenze così ce ne sono molti ogni anno in Italia, soprattutto nelle zone più sismiche.

Quali sono le domande più ricorrenti in questi casi?

È normale che si verifichino terremoti? Sì, quell’area come tantissime altre del territorio nazionale sono sismiche.

È collegato con altri terremoti, per es. con quelli del 2016 o del 2009? No, in questo caso sono sistemi di faglia differenti e non collegati direttamente.

Cosa succederà? Non lo sappiamo. Nessuno lo sa … a parte tirare a indovinare.

Ce ne saranno altri? Sì. Dalla notte del 6 novembre ad oggi (ore 21.00, 11 novembre) sono stati 124 i terremoti localizzati in quell’area: oltre al più forte (magnitudo Mw 4.4) del 7 novembre alle ore 18:35 italiane, solo 1 ha avuto M>3, 13 hanno avuto magnitudo M>2.

Ce ne possono essere di più forti? Sì.

È probabile che ci siano terremoti più forti? È poco probabile.

È possibile che ci siano terremoti più forti? Sì. Anche se la probabilità è bassa, non possiamo escludere che avvengano.

Quando? Non si sa… allo stato delle conoscenze attuali non è possibile prevedere un terremoto.

È uno sciame precursore? Molto probabilmente no (si stima tra il 95% e il 99% la probabilità che non ci sia un terremoto più forte), ma potrebbe diventarlo. Da notare che si definirebbe precursore solo dopo un eventuale terremoto più forte. Non c’è modo di capirlo prima.

Cosa si può dire di questa sequenza?

Storia

In quest’area ci sono stati in passato terremoti di magnitudo anche superiore a 6, come nel 1654. Più a sud e a nord anche più forti (1349, 1915) di magnitudo vicina o superiore a 7. Non ci sono elementi sufficienti per calcolare un periodo di ritorno di questi eventi e fare previsioni anche a lungo termine sui futuri terremoti.

Geologia

Ci sono numerose faglie attive nella zona, studiate e catalogate (vedi post sull’inquadramento sismotettonico). Si tratta di faglie “normali” (o dirette), cioè faglie che rispondono a un processo di estensione crostale, ben noto in Appennino e misurato anche dai satelliti. Il terremoto del 7 novembre 2019 ha avuto un movimento per faglia normale appunto, con una piccola componente trascorrente (ossia di movimento laterale), coerente con la geologia recente nota e con altri terremoti dell’Appennino centrale (1984, 2009, 2016). Questo significa che questo pezzetto di faglia si comporta, in piccolo, come quelle più grandi e note. Maggiori dettagli sono disponibili nel post sull’inquadramento sismotettonico.

La profondità ipocentrale (~15 km) è caratteristica degli eventi di questo settore. Nel caso dei grandi terremoti, le faglie che si attivano lo fanno per la loro intera estensione, da 10-15 km in profondità fino a rompere la superficie.

Pericolosità

La pericolosità dell’area è molto alta, in conseguenza dei dati, sismici e geologici, descritti sopra. La pericolosità stimata non da però informazioni su quando potrebbe verificarsi il prossimo terremoto.

Le sequenze di questo tipo in Italia

La maggior parte delle sequenze in Italia con eventi di questa magnitudo (4-4.5) tende a durare da qualche giorno fino ad alcune settimane. La maggior parte finisce senza eventi più forti. In qualche raro caso, invece, si è osservata una scossa maggiore dopo qualche mese (es. L’Aquila 2009, ma ricordiamo che in altri casi, come ad Amatrice nel 2016, l’evento distruttivo iniziale, quello del 24 agosto, non è stato preceduto da alcun foreshock).

Precedenti recenti nella zona

Considerando il catalogo strumentale dei terremoti italiani dal 1985, in un’area di raggio 30 km centrato su Sora, si trovano 6 eventi di magnitudo M≥4, compreso l’ultimo del 7 novembre 2019. Tre di questi eventi, di magnitudo 4.0, 4.0 e 4.1, sono stati scosse isolate, senza repliche. In un caso, in occasione del terremoto del 1 gennaio 2019 (M 4.1) l’attività si è protratta per alcuni giorni, circa 5; in un altro, in occasione del terremoto del 16 febbraio 2013, il più forte del periodo (M 4.8), la sequenza è durata circa due settimane. In nessuno dei 5 casi precedenti si è osservato un aumento della magnitudo dopo gli eventi di M≥4.

Data e Ora (Italia) Magnitudo Zona Prof. Lat. Long.
07/11/2019 18:35  Mw 4.4 5 km SE Balsorano (AQ) 16 41.78 13.60
01/01/2019 19:37 Mw 4.1 3 km W Collelongo (AQ) 17 41.88 13.55
28/02/2015 04:16 Mw 4.1 1 km SW Trasacco (AQ) 11 41.95 13.53
16/02/2013 22:16 Mw 4.8 4 km W Sora (FR) 17 41.71 13.57
06/08/2009 17:36 Mw 4.0 3 km S Fontechiari (FR) 16 41.65 13.67
22/07/2007 19:26 ML 4.0 4 km SW LecceMarsi(AQ) 16 41.91 13.67

Se guardiamo una mappa degli epicentri localizzati finora, l’area interessata si estende per circa 3 km in senso est-ovest e circa 2 km in senso nord-sud.

L’area colpita

Epicentri della sequenza iniziata il 6 novembre 2019 al confine tra Lazio e Abruzzo. Sono riportati gli epicentri di 124 eventi di magnitudo compresa tra 0.5 e 4.4 (dati da terremoti.ingv.it)

Considerando che le localizzazioni epicentrali mostrano sempre una dispersione degli epicentri maggiore del reale (pur avendo in quest’area la rete nazionale INGV un’ottima performance, con errori sui parametri contenuti), l’area interessata è verosimilmente anche più piccola di 3 km x 2 km, una dimensione appropriata per un evento di magnitudo 4.4 (sia la magnitudo ML che quella Mw hanno questo valore). Stiamo quindi osservando l’attivazione di una porzione di faglia molto piccola; non sappiamo come questa sia collegata con le grandi faglie presenti nel sottosuolo e visibili in superficie che sono probabilmente l’origine dei grandi terremoti del passato (come quello del 1349, del 1654 ecc.). Queste devono avere avuto un’estensione di centinaia di km2. Questo non significa che non possano “rompersi” per intero nuovamente (anzi prima o poi lo faranno di sicuro), ma per il momento l’attività è confinata in un volume piuttosto ristretto. Va detto comunque che nei casi di forti terremoti preceduti da altri eventi sismici (foreshocks), l’attività precedente i forti terremoti è generalmente contenuta in un volume ristretto. In sostanza quindi la sequenza di questi giorni non può dirci molto più di quello che sappiamo sull’attivazione di un eventuale forte terremoto. Secondo alcuni modelli statistici c’è un aumento di probabilità di un forte terremoto quando avviene un evento anche piccolo come quello del 7 novembre, ma le probabilità calcolate restano comunque basse. È assodato che la stragrande maggioranza di queste sequenze (tra il 95% e il 99%) finisce dopo alcuni giorni o settimane senza un forte terremoto.

Cosa fare?

Comprensibile la paura. L’unico modo per vincerla è essere sicuri delle case in cui si vive, delle scuole dove mandiamo i nostri figli, dei posti di lavoro, ecc. Approfittiamo di queste occasioni (eventi forti ma sotto la soglia del danno) per ricordarci che viviamo in una terra sismica e mettiamoci in sicurezza prima che arrivi quello forte (che prima o poi arriva, speriamo tra un po’ di anni così abbiamo il tempo per ridurre il rischio).

A cura di Alessandro Amato, INGV-ONT.


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Inquadramento sismotettonico del terremoto di magnitudo Mw 4.4 del 7 novembre 2019

L’area epicentrale dell’evento sismico del 7 novembre 2019 (Mw 4.4), posta fra gli abitati di Balsorano (AQ), Pescosolido (FR) e Sora (FR), è caratterizzata da faglie potenzialmente sismogenetiche, responsabili della sismicità maggiore che ha interessato la regione in epoca storica, con eventi di magnitudo Mw stimata di poco superiore a 5, come quelli del 1922 e del 1927, e altri con magnitudo superiore a 6-6.5, come quelli del 1654 e 1349 (CPTI15).

Sismicità storica dell’area epicentrale dell’evento sismico del 7 novembre 2019 (Mw 4.4), posta fra gli abitati di Balsorano (AQ), Pescosolido (FR) e Sora (FR).

L’area interessata dai terremoti di questi giorni è situata nella parte centro-meridionale della Val Roveto, corrispondente al tratto settentrionale del corso del fiume Liri. La valle ha andamento NO-SE e congiunge idrograficamente il settore meridionale della piana del Fucino, nella Marsica, e la piana di Sora, nel Lazio meridionale. La depressione della valle si è impostata lungo una faglia che si segue per circa 40 km (es. Mostardini e Merlini, 1986; Montone e Salvini, 1991; Saroli et al., 2003). A questa struttura tettonica va riferita l’evoluzione geologica neogenica di un ampio settore occidentale della catena appenninica, legata anche al suo ruolo di discontinuità litosferica (es. Locardi e Nicolich, 1992; Saroli et al., 2006). La presenza di tale struttura è testimoniata dalla giustapposizione di unità diverse del substrato meso-cenozoico, e da scarpate di faglia, con il relativo piano esposto, presenti in più luoghi lungo il fianco orientale della valle (es. Carrara et al., 1995; Saroli et al., 2003; Galadini e Messina, 2004).

Mappa delle faglie quaternarie (linee bianche e rosse): OPF, Faglia Ovindoli-Pezza; MF, Faglia della Magnola; TMFZ, Zona di faglia dei Tre Monti; ACF, Faglia di Avezzano-Celano; SVF, Faglia di San Vittorino; LFF, Faglia La Foce; PSF, Faglia di Pescina; SMF, Faglia della Strada Statale Marsicana; PFZ, Zona di faglia del M. Parasano; SBGF, Faglia di San Benedetto dei Marsi-Gioia dei Marsi; TF, Faglia di Trasacco; LMF, Faglia di Luco dei Marsi; VLF, Faglia della Vallelonga fault; ASFZ, Faglia dell’Alta Valle del Sangro. Le stelle indicano gli epicentri dei terremoti storici avvenuti nell’area con l’indicazione della magnitudo stimata Mw e dell’anno di occorrenza (CPTI15). L’epicentro del terremoto di magnitudo Mw 4.4 del 7 novembre 2019 è indicato dalla stella gialla.

La complessità della storia cinematica della faglia, nota in letteratura come “Linea Val Roveto-Atina-Caserta” (es. Funiciello et al., 1981), è riconducibile alle evidenze di movimenti prima trascorrenti e poi, più recentemente, distensivi (Serafini e Vittori, 1995; Galadini e Messina, 2004). In particolare, l’inizio della tettonica estensionale nella zona della Valle del Liri e nelle aree circostanti è da riferirsi al Pliocene superiore. Per ciò che concerne l’attività quaternaria (ultimi 2,6 milioni di anni) della struttura tettonica, ovvero la storia evolutiva “recente” di questo settore, alcuni autori hanno riconosciuto evidenze di deformazione di sedimenti alluvionali relativi almeno al Pleistocene Inferiore (es. Carrara et al., 1995), lungo il tratto centro-meridionale della faglia nella Val Roveto. Nel settore più meridionale, in prossimità degli abitati di Pescosolido e Campoli Appennino, sono state individuate tracce dell’attività anche in tempi più recenti, riferibili alla dislocazione di sedimenti del Pleistocene Superiore-Olocene (quindi con deposizione inquadrabile negli ultimi millenni) (Saroli et al., 2006). Tali evidenze di attività recente sono presenti anche più a sud, nella zona di Posta Fibreno.

Sequenza sismica tra le province di L’Aquila e Frosinone. Dal 6 novembre ad oggi (9 novembre alle ore 11.30) sono localizzati circa 100 terremoti: il più forte è quello del 7 novembre di magnitudo pari a 4.4, uno di magnitudo pari a 3.5, 12 eventi di magnitudo compresa tra 2.0 e 3.0, tutti gli altri di magnitudo inferiore a 2.0.

Nel settore appenninico interessato dalla sequenza sismica sono presenti altre faglie a est della Val Roveto, di interesse per l’inquadramento sismotettonico, in particolare quella della Vallelonga e quella dell’Alta Valle del Sangro. La prima interessa la lunga depressione della Vallelonga, con asse NO-SE, che si sviluppa parallelamente alla Val Roveto, a circa 8 km a nord-est. Lungo il suo fianco orientale affiora a luoghi la scarpata di faglia, immergente verso SO, sia nella parte alta che al piede dei versanti. La faglia sarebbe stata responsabile della formazione della depressione della Vallelonga e sarebbe stata attiva nella parte iniziale del Quaternario (Galadini e Messina, 2001). Successivamente, la sua attività si sarebbe ridotta nel tempo (Galadini e Messina, 2001): a partire dal Pleistocene Medio questa non sarebbe in grado di generare eventi sismici di magnitudo superiore a Mw 6.0±0.2, ovvero in grado di determinare significativa fagliazione di superficie (es. Michetti et al., 2000; Falcucci et al., 2016). Ciò sarebbe testimoniato dalla mancanza di evidenze geologicamente recenti (Pleistocene Superiore-Olocene) di movimenti in superficie, conseguenza della limitata capacità sismogenetica della struttura tettonica. Inoltre, ad oggi non è ancora del tutto chiarito il rapporto tra la faglia della Vallelonga e quella di Trasacco che ne rappresenta il proseguimento verso NO, certamente attiva nel corso degli ultimi millenni e facente parte del sistema di faglie del Fucino (es. Galadini e Galli, 1999), responsabile del grande terremoto del 1915 (Mw 7; CPTI15).

Il sistema di faglie che borda sul fianco sinistro l’alta Valle del fiume Sangro è individuabile a est-sudest della zona epicentrale dell’evento del 7 Novembre 2019. Questo consiste in più segmenti, orientati NO-SE, caratterizzati da cinematica normale e trascorrente sinistra (Galadini e Messina, 1993). Uno dei segmenti più occidentali interessa la zona dell’abitato di Pescasseroli. Gli autori citati hanno riconosciuto evidenze di deformazione di sedimenti di età pliocenica e del Pleistocene Inferiore (Bosi et al., 2003). Evidenze di movimenti più recenti di questa struttura tettonica sono rappresentate dalla deformazione di sedimenti di versante riferibili al Pleistocene Superiore-Olocene (Galadini e Messina, 1993; Galadini et al., 1998). Quindi, l’attività del sistema di faglie che interessa l’alta Valle del Sangro è iniziata nel Pliocene ed è proseguita sicuramente fino al tardo Quaternario.

Gli epicentri della sequenza sismica si collocano a ridosso dell’espressione superficiale della faglia della Val Roveto. Tuttavia, considerata la profondità e la magnitudo, quindi la dimensione della faglia attivatasi con la scossa di M4.4, definire la faglia responsabile della sismicità presenta ampi margini di incertezza, anche in considerazione della complessità strutturale definita dalle conoscenze di superficie sopra descritte. A questo proposito, è opportuno sottolineare che nel caso in cui gli ipocentri della sequenza si distribuissero con andamento sub-verticale, l’elemento tettonico di riferimento potrebbe essere la citata faglia della Val Roveto o strutture a essa associate. Qualora la stessa distribuzione mostrasse un andamento con inclinazione minore e verso ovest, allora si osserverebbe una compatibilità con le descritte faglie poste a est del Liri (faglia della Vallelonga e faglia dell’alta valle del Sangro).

Quanto sopra descritto evidenzia che gli eventi sismici che stanno interessando la zona di Balsorano e le aree circostanti si collocano in un’area che rappresenta il “crocevia” di diverse strutture tettoniche che mostrano attività significativa nel Quaternario, cioè in un ambito cronologico, corrispondente agli ultimi 2.6 milioni di anni, di riferimento per l’individuazione di faglie attive e potenzialmente sismogenetiche.

A cura di Emanuela Falcucci, Stefano Gori, Marco Moro, Fabrizio Galadini (INGV), e Michele Saroli (Università degli Studi di Cassino).


Bibliografia

Carrara, C., Dai Pra, G., Giraudi, C. (1995). Lineamenti di tettonica plio-quaternaria dell’area. In: Lazio Meridionale, Sintesi Delle Ricerche Geologiche Multidisciplinari. ENEA Dipartimento Ambiente, Roma, 151-155.

Falcucci, E., Gori, S., Galadini, F., Fubelli, G., Moro, M., Saroli, M. (2016). Active faults in the epicentral and mesoseismal Ml 6.0 24, 2016 Amatrice earthquake region, central Italy. Methodological and seismotectonic issues. Annals of Geophysics, 59 (5), 59(5). https://doi.org/10.4401/ag-7266.

Funiciello R., Parotto M., Praturlon A. (1981). Carta tettonica d’Italia alla scala 1:1.500.000. Pubbl. n. 269 del Progetto Finalizzato Geodinamica, C.N.R., Roma.

Galadini F., Galli P. (1999). The Holocene paleoearthquakes on the 1915 Avezzano earthquake faults (central Italy): implications for active tectonics. Tectonophysics, 308, 143-170.

Galadini F., Messina P. (1993). Stratigrafia dei depositi continentali, tettonica ed evoluzione geologica quaternaria dell’alta valle del F. Sangro (Abruzzo meridionale). Bollettino della Società Geologica Italiana., 112: 877-892.

Galadini F., Messina P. (2001). Plio-Quaternary changes of the normal fault architecture in the Central Apennines (Italy). Geodinamica Acta., 14: 321-344.

Galadini F., Messina P. (2004). Early- Middle Pleistocene eastward migration of the Abruzzi Apennine (central Italy) extensional domain. Journal of Geodynamics., 37: 57-81.

Galadini F., Ceccaroni E., Falcucci E. (2010). Archaeo-seismological evidence of a disruptive Late Antique earthquake at Alba Fucens (central Italy). Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata, 51 (2-3), 143-161.

Galadini F., Giraudi C., Messina. P. (1998). Nuovi dati sulla tettonica tardo-pleistocenica dell’alta valle del Sangro: implicazioni sismotettoniche. Il Quaternario., 11: 347-356.

Locardi E., Nicolich R. (1992). Geodinamica del Tirreno e dell’Appennino centro-meridionale: la nuova carta della Moho. Mem. Soc. Geol. It., 41, 121-140.

Michetti, A.M., Ferreli, L., Esposito, E., Por-fido, S., Blumetti, A.M., Vittori, E., Serva, L., Roberts, G.P. (2000). Ground effects during the September 9, 1998, Mw=5.6, Lauria earthquake and the seismic potential of the aseismic Pollino region in Southern Italy. Seism. Res. Letts., 71, 31-46.

Montone P., Salvini F. (1991). Evidence of strike-slip tectonics in the Apennine chain near Tagliacozzo (L’Aquila), Abruzzi, central Italy. Boll. Soc. Geol. It., 110 (3-4), 707-716.

Mostardini F., Merlini S. (1986). Appennino centro-meridionale. Sezioni geologiche e proposta di modello strutturale. Mem. Soc. Geol. It., 35, 177-202.

Rovida A., Locati M., Camassi R., Lolli B., Gasperini P. (eds) (2016). Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (CPTI15). Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV).

Saroli M., Moro M. (2012). Campoli Appennino. Field-trip Guidebook, 16th Joint Geomorphological Meeting, Rome, Italy, July 1-5, 2012; ISBN 978-88-548-4916-7.

Saroli M., Biasini A., Cavinato G.P., Di Luzio E. (2003). Geological setting of the southern sector of the Roveto Valley (Central Apennines, Italy). Boll. Soc. Geol. It., 122, 467-481.

Saroli M., Moro M., Cinti F., Montone P. (2006). La linea Val Roveto-Atina-Caserta: evidenze di attività tettonica. Parte prima: la Faglia Val Roveto-Atina (FVA). Responsabile Scientifico Dott.ssa P. Montone. INGV-Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia-Roma. Progetto MIUR-FIRB “Sviluppo di nuove tecnologie per la protezione e la difesa del territorio dai rischi naturali” – Unità di Ricerca “Indagine multidisciplinare per l’imaging crostale”, Rapporto Finale del 10-08-2006.

Saroli M., Moro M., Gori S., Falcucci E., Salvatore M.C. (2011). Tectonics, hydrology and karstic morphogenesis: a new multidisciplinary approach to investigate active faults? From the examples of the 1980 Irpinia earthquake to the Western Marsica case study (southern Latium region). Geoitalia, VIII Forum Italiano di Scienze della Terra, Torino, 19-23 settembre 2011.

Serafini S., Vittori E. (1995). Analisi delle mesostrutture tettoniche di tipo fragile nella Val Roveto, nella piana di Sora e in Val di Comino. In: Carra C. (Ed.) “Lazio Meridionale. Sintesi Delle Ricerche Geologiche Multidisciplinari”. ENEA Dipartimento Ambiente, Serie Studi e Ricerche, 93-107.


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