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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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Evento sismico lungo la costa greca ionica, Mw 6.8, 26 ottobre 2018

[AGGIORNAMENTO 07:00] Alle 6:48 il Centro Allerta Tsunami dell’INGV ha diramato il messaggio di FINE ALLERTA, dopo avere verificato che le variazioni del livello del mare fossero tornate ai livelli di prima del terremoto.

[AGGIORNAMENTO 02:30] E’ stata diramata un’allerta tsunami per la Grecia. Per le coste di Calabria, Basilicata, Puglia, Sicilia (Ionio) l’allerta è ARANCIO: possibili variazioni del livello del mare inferiori a 1 metro. Si raccomanda massima prudenza nelle zone costiere e nei bacini portuali, seguendo le indicazioni delle autorità.

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Un’anomalia di circa 10 cm si è osservata al mareografo di Le Castella (vicino a Crotone, Calabria) che conferma l’allerta tsunami in corso di livello Arancio per le coste ioniche italiane.

Un terremoto di magnitudo Mw 6.8 è stato localizzato dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV alle ore 00:54 italiane di questa notte (26 ottobre 2018) in mare al largo della Costa Occidentale del Peloponeso (Grecia) nei pressi dell’isola di Zacinto. Per maggiori informazioni sul terremoto: http://cnt.rm.ingv.it/event/20982441

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Gli effetti di questo terremoto sono stati risentiti anche sul territorio italiano, in tutte le regioni meridionali. Questi risentimenti sono confermati dalla mappa preliminare degli effetti del terremoto ricavate dai questionari già inviati al sito www.haisentitoilterremoto.it che è in continuo aggiornamento.

Mappa preliminare degli effetti del terremoto ricavate dai questionari già inviati al sito http://www.haisentitoilterremoto.it

 

Terremoto M 4.4 in provincia dell’Aquila, 29 novembre ore 17:14

Un terremoto di magnitudo 4.4 (ML, magnitudo Richter) è avvenuto alle 17:14 di oggi, 29 novembre, in provincia dell’Aquila nelle vicinanze di Capitignano e Montereale, pochi chilometri a ovest del Lago di Campotosto.

L'Aquila

I comuni più vicino all’epicentro (entro 10 Km) sono, oltre a Capitignano e Montereale, tutti in provincia dell’Aquila: Campotosto, Barete e Cagnano Amiterno.

Nella mappa qui sopra, che riporta la sismicità degli ultimi 90 giorni, si evidenzia l’epicentro del terremoto che si colloca a sud dell’area interessata dalla sequenza in Italia Centrale iniziata il 24 agosto, tra le province dell’Aquila e di Rieti.

Per maggiori informazioni consultare la pagina informativa dell’evento.

Prime interpretazioni dall’interferogramma differenziale ottenuto da dati radar del satellite europeo Sentinel-1

L’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) – Gruppo di lavoro SAR del Centro Nazionale Terremoti – ha ricostruito, in dettaglio, l’andamento dei movimenti del suolo per ottenere informazioni importanti ai fini della valutazione della sequenza sismica successiva all’evento del 30 ottobre scorso (di magnitudo 6.5) che ha colpito le province di Macerata e Perugia. L’attività, coordinata dal Dipartimento della Protezione Civile (DPC), viene svolta dall’INGV e dall’Istituto per il Rilevamento Elettromagnetico dell’Ambiente Consiglio Nazionale delle Ricerche (CNR-IREA di Napoli), centri di competenza nei settori dell’elaborazione dei dati radar satellitari e della sismologia, con il supporto dell’Agenzia Spaziale Italiana (ASI).

Di seguito, due immagini realizzate dall’INGV grazie all’uso dei dati radar acquisiti dai satelliti della costellazione Sentinel-1 del Programma Europeo Copernicus, sfruttando la tecnica dell’Interferometria SAR Differenziale.

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Interferogramma differenziale ottenuto da dati radar del satellite europeo Sentinel-1: ogni frangia di colore rappresenta un abbassamento del terreno di circa 3 cm superiore alle frange adiacenti. L’ellissi (di colore nero) indica la zona in cui si sono verificati i maggiori movimenti del terreno, più stretta a nord e più larga a sud, estesa in lunghezza per circa 40 km e in larghezza per circa 15 km. I simboli in giallo indicano il verso del movimento del terreno: + sollevamento e – abbassamento.

Nella prima figura (qui sopra) è mostrato l’interferogramma differenziale ottenuto da dati radar del satellite europeo Sentinel-1: ogni frangia di colore rappresenta un abbassamento del terreno di circa 3 cm superiore alle frange adiacenti. L’ellissi (di colore nero) indica la zona in cui si sono verificati i maggiori movimenti del terreno, più stretta a nord e più larga a sud, estesa in lunghezza per circa 40 km e in larghezza per circa 15 km. I simboli in giallo indicano il verso del movimento del terreno: + sollevamento e – abbassamento. Verso l’interno dell’ellisse il ribassamento del terreno aumenta fino a raggiungere, in prossimità del paese di Castelluccio di Norcia, circa 70 cm sulla verticale. Fuori dall’ellisse, a est e a ovest, il terreno è stato sollevato di alcuni centimetri. La linea verde rappresenta l’andamento approssimativo del sistema di faglie che ha originato i vari terremoti della sequenza. La punta dei triangoli lungo la linea verde indica il lato in cui i blocchi di crosta terrestre sono ribassati lungo le superfici di faglia. Le stelle verdi mostrano, invece, i tre eventi maggiori della sequenza (24 agosto, M 6.o; 26 ottobre, M 5.9; 30 ottobre, M 6.5).

Le frange di colore mostrano un movimento del terreno complesso e che evidenzia due distinti fenomeni: la dislocazione sismica, ovvero lo scorrimento degli opposti blocchi di crosta terrestre lungo le superfici di faglia profonde che hanno causato i tre terremoti principali, e i movimenti molto superficiali e localizzati come scarpate di faglia, riattivazioni di frane e sprofondamenti carsici. Alla rottura direttamente legata al sisma (la dislocazione sulla faglia) è imputabile l’andamento concentrico generale delle frange colorate. Mentre le interruzioni, gli addensamenti o le piegature ad angolo acuto delle frange sono dovute a movimenti di rottura più superficiali. Questo è il contributo che i terremoti, ripetendosi nel tempo, forniscono alla costruzione dei paesaggi appenninici.

Utilizzando questi e altri dati è possibile ricostruire nel dettaglio la posizione e le caratteristiche delle faglie profonde e ottenere, quindi, informazioni molto importanti per la valutazione della sequenza sismica.

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Interferogramma differenziale ottenuto da dati radar del satellite europeo Sentinel-1 su cui sono stati sovrapposti i 2 piani di faglia attivati con il terremoto di Amatrice del 24 agosto scorso (in grigio) ed una possibile ricostruzione (non un modello) del piano di faglia su cui sono probabilmente avvenuti gli eventi del 26 e del 30 ottobre (in rosa).

La seconda figura (in alto) mostra in grigio i 2 piani di faglia attivati con il terremoto di Amatrice del 24 agosto scorso e in rosa, una possibile ricostruzione (non un modello) del piano di faglia su cui sono probabilmente avvenuti gli eventi del 26 e del 30 ottobre.

a cura del Gruppo di lavoro SAR, INGV – Centro Nazionale Terremoti


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Evento sismico M3.9 in provincia di Firenze, 25 ottobre: approfondimento

Da un punto di vista della sismicità storica, la zona della Val d’Elsa (o Valdelsa), dove si è verificato il terremoto di magnitudo 3.9 ieri sera, è caratterizzata da una attività sismica di livello medio-basso, come risulta anche dal catalogo parametrico dei terremoti italiani (CPTI15). I terremoti in questa zona sono piuttosto frequenti, ma di magnitudo relativamente modesta. La storia sismica di Castelfiorentino, comune epicentro dell’evento di ieri, è abbastanza povera, nota solo a partire dalla fine del XVIII secolo e con intensità massima al sito pari al grado 6 della scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS), che corrisponde ad un livello di danneggiamento molto leggero.
L’evento più forte con epicentro locale è quello del 22 settembre 1901, che sulla base della distribuzione delle intensità macrosismiche ebbe una magnitudo equivalente Mw=4.7, dunque molto più forte della scossa di ieri (circa 16 volte più forte) e un’intensità epicentrale pari al grado 6 MCS proprio a Castelfiorentino e anche a Castelnuovo d’Elsa: in entrambe queste località, stando alle notizie dell’epoca, ci furono lievi danni, documentati in cadute di comignoli e lievi lesioni a qualche edificio; a Castelnuovo d’Elsa crollò una vecchia torre già diroccata. La scossa fu avvertita più o meno fortemente in un’ampia area della Toscana, come si vede dalla figura.

1901

Distribuzione degli effetti del terremoto del 22 settembre 1901 secondo lo studio di Molin et al. (2008) [fonte: DBMI15].

Altri terremoti documentati nell’area sono avvenuti il 6 maggio 1766 nell’area di Gambassi e Montaione (Mw 3.7), e il 30 novembre 1768 (Mw 4.2), quest’ultimo risentito in modo forte, ma senza danni a Castelfiorentino e a Gambassi Terme.

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Sismicità storica della Toscana (fonte: CPTI).

Gli eventi più forti storicamente documentati in Valdelsa sono quelli che hanno interessato l’area tra Poggibonsi, San Gimignano e Colle Val d’Elsa, dunque ben più a sud della scossa di oggi. Nel 1804 ci fu una importante sequenza il cui evento principale avvenne il 18 ottobre (Mw 5.1) e causò danni diffusi, ma nel complesso moderati e leggeri (7 MCS), proprio a Poggibonsi, San Gimignano e Colle Val d’Elsa, mentre non sono noti gli effetti a Castelfiorentino. Una forte replica (Mw 4.8, Io=6 MCS) avvenne il 17 dicembre dello stesso anno.
La stessa zona fu poi colpita di nuovo 65 anni più tardi, il 26 settembre 1869 (Mw 5.0, Io=7 MCS) con danni nei tre centri sopra menzionati; a Castelfiorentino la scossa fu avvertita fortemente da tutta la popolazione, causò panico, ma non sono attestati danni di sorta.

Altri terremoti sono avvenuti a cavallo tra Ottocento e Novecento: il 15 febbraio 1890 (con replica a maggio) di Mw 4.5, sentito forte ma senza danni in una vasta zona da Barberino Val d’Elsa, Colle Val d’Elsa, Poggibonsi fino a Firenze, Pontassieve e Siena; il 21 aprile 1906 con danni a Poggibonsi (Mw 4.3) e il 20 dicembre 1906 (Mw 4.0), tutti avvertiti lievemente a Castelfiorentino.

Arrivando ai giorni nostri, la zona di Castelfiorentino e Certaldo è stata sede di una piccola sequenza sismica nell’estate del 2014 che ha avuto come evento di magnitudo massima, pari a 3.4, quello del 9 agosto alle ore 15.47 italiane.

Va infine ricordato che questa zona risente dei terremoti che si verificano nella vicina Val di Pesa e nell’area a sud di Firenze.

La pericolosità sismica della Toscana (fonte: http://zonesismiche.mi.ingv.it/).

La pericolosità sismica della Toscana (fonte: http://zonesismiche.mi.ingv.it/).

La zona della Valdelsa rientra tra le aree considerate a pericolosità media. I valori di scuotimenti attesi con una probabilità di superamento del 10% in 50 anni sono compresi tra 0.125 e 0.150 g. Questa stima è ottenuta considerando le sorgenti sismogenetiche conosciute per quest’area ma anche per quelle limitrofe (terremoti forti ma più lontani possono produrre scuotimenti del terreno più violenti di terremoti modesti e vicini) e le informazioni disponibili sulla sismicità storica e recente. La massima magnitudo attesa nella zona può arrivare a 5.8, per quanto con probabilità di accadimento molto bassa.

La stima di pericolosità sismica ha determinato la classificazione sismica dei comuni dell’area in zona 3 (su 4 zone, dove la zona 1 è quella più pericolosa, la zona 4 quella meno pericolosa).

a cura di Filippo Bernardini (INGV-Bo) e Carlo Meletti (INGV-Pi).


Bibliografia

Molin D., F. Bernardini, R. Camassi, C. H. Caracciolo, V. Castelli, E. Ercolani, L. Postpischl (2008), “Materiali per un catalogo dei terremoti italiani: revisione della sismicità minore del territorio nazionale”, Quaderni di Geofisica, Vol. 57, pp. 75 + CD-ROM. Disponibile online sul sito web: http://istituto.ingv.it/l-ingv/produzione-scientifica/quaderni-di-geofisica/numeri-pubblicati-2008


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