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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

Ambraseys, N. N., and Adams, R. D., 1998. The Rhodes earthquake of 26 June 1926. Journal of Seismology, 2, 267–292.

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.

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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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 Svizzera, M 4.4, 06 marzo 2017

Un terremoto di magnitudo 4.4 è avvenuto questa sera, 06 marzo, alle ore 21:12 italiane in Svizzera, a circa 60 km da Zurigo, circa 50 km da Lucerna e 60 km dal confine italiano.

Svizzera (SVIZZERA)

Secondo i questionari arrivati fino a questo momento sul sito http://www.haisentitoilterremoto.it/, il terremoto è stato risentito in una vasta zona al confine Italia-Svizzera, in particolare nelle province di Varese, Como, Sondrio e Milano. Di seguito la mappa (aggiornata alle ore 21:57) con la distribuzione del risentimento sismico espressa in scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg).

Mappa del risentimento sismico in scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) che mostra la distribuzione degli effetti del terremoto sul territorio come ricostruito dai questionari on line. La mappa contiene una legenda (sulla destra). Con la stella in colore viola viene indicato l’epicentro del terremoto, i cerchi colorati si riferiscono alle intensità associate a ogni comune. Nella didascalia in alto sono indicate le caratteristiche del terremoto: data, magnitudo (ML) profondità (Prof) e ora locale. Viene inoltre indicato il numero dei questionari elaborati per ottenere la mappa stessa.

Maggiori informazioni sull’evento al seguente link.

Sequenza in Italia centrale: aggiornamento del 23 gennaio ore 11:00

Alle ore 11 di questa mattina (23 gennaio) il numero di eventi della sequenza sismica in Italia Centrale ha superato i 49.000 dal 24 agosto 2016. Rispetto all’ultimo aggiornamento del 21 gennaio alle ore 11:00 non si sono registrati eventi di magnitudo maggiore o uguale di 4.0, mentre sono stati 7 i terremoti di magnitudo compresa tra 3 e 4 localizzati dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV, prevalentemente nell’area a sud tra le province dell’Aquila e Rieti. Negli ultimi due giorni sono stati registrati oltre 400 eventi di magnitudo inferiore a 3 al giorno.

sequenzaitaliacentrale_22gen_ore11

La mappa della sequenza sismica in Italia Centrale dal 24 agosto 2016 al 20 gennaio 2017. Negli ultimi giorni l’attività sismica è concentrata soprattutto nel’area a sud tra le province dell’Aquila e Rieti.

Nella mappa sopra l’evoluzione della sequenza dal 24 agosto 2016 ad oggi. I terremoti delle ultime 72 ore sono evidenziati con un colore diverso dal blu.

sd

La mappa della sequenza sismica in Italia Centrale centrata sull’area che si è attivata in questi ultimi giorni. Le 4 stelle più i basso rappresentano gli eventi di magnitudo maggior o uguale di 5 avvenuti nella giornata del 18 gennaio 2017.

La sequenza continua ad essere molto attiva nella parte meridionale tra le province dell’Aquila e Rieti. I due eventi di magnitudo maggiore, M 3.5 e M 3.4, sono avvenuti alle ore 11:59 del 21 gennaio e nella notte tra il 21 e il 22 gennaio (01:39 italiane) localizzati entrambi in Provincia dell’Aquila nei pressi di Cagnano Amiterno, Barete e Pizzoli.

Sequenza in Italia centrale: aggiornamento del 21 gennaio ore 13:00

Il numero di eventi della sequenza sismica in Italia Centrale ha superato complessivamente il numero di 48.200 dal 24 agosto 2016. Rispetto all’ultimo aggiornamento di ieri, 20 gennaio alle ore 11:00, non si sono registrati eventi di magnitudo maggiore o uguale di 4.0, mentre sono stati 5 i terremoti di magnitudo compresa tra 3 e 4 localizzati dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV, prevalentemente nell’area a sud tra le province dell’Aquila e Rieti.

La mappa della sequenza sismica in Italia Centrale dal 24 agosto 2016 al 20 gennaio 2017. Negli ultimi giorni l’attività sismica è concentrata soprattutto nel’area a sud tra le province dell’Aquila e Rieti.

La mappa della sequenza sismica in Italia Centrale dal 24 agosto 2016 al 20 gennaio 2017. Negli ultimi giorni l’attività sismica è concentrata soprattutto nel’area a sud tra le province dell’Aquila e Rieti.

Nella mappa sopra l’evoluzione della sequenza dal 24 agosto 2016 ad oggi. I terremoti delle ultime 72 ore sono evidenziati con un colore diverso dal blu.

La mappa della sequenza sismica in Italia Centrale centrata sull’area che si è attivata in questi ultimi giorni. Le 4 stelle più i basso rappresentano gli eventi di magnitudo maggior o uguale di 5 avvenuti nella giornata del 18 gennaio 2017.

La mappa della sequenza sismica in Italia Centrale centrata sull’area che si è attivata in questi ultimi giorni. Le 4 stelle più i basso rappresentano gli eventi di magnitudo maggior o uguale di 5 avvenuti nella giornata del 18 gennaio 2017.

La sequenza continua ad essere molto attiva nella parte meridionale tra le province dell’Aquila (Montereale, Pizzoli, Capitignano, Campotosto, Cagnano Amiterno) e Rieti (Amatrice).

Il video sotto mostra l’andamento spazio-temporale della sequenza simica in Italia centrale dal 24 agosto 2016 al 21 gennaio 2017. I terremoti visualizzati sono tutti quelli registrati dalla Rete Sismica Nazionale di magnitudo uguale o maggiore di 2.5.

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