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Il 12 e 13 ottobre la nona edizione di Io Non Rischio

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Il 12 e 13 ottobre 2019 in centinaia di piazze italiane torna la campagna nazionale di comunicazione “Io Non Rischio”, giunta alla sua nona edizione.  Migliaia di volontari di associazioni di protezione civile, dopo aver seguito, nei mesi scorsi, un percorso formativo comune, coordinato dalle rispettive Regioni e realizzato da una rete di “formatori” esperti, anch’essi volontari, saranno presenti nelle loro realtà locali per sensibilizzare i cittadini sui rischi naturali presenti sul territorio e renderli responsabili e attivi nella riduzione di tali rischi.

Insieme ai consueti punti informativi nelle piazze, in molte realtà saranno organizzate iniziative collaterali, in particolare veri e propri percorsi di trekking urbano, alla scoperta delle tracce dei rischi che caratterizzano il territorio.

Lo slogan che identifica la campagna “Io Non Rischio” è l’affermazione di un proposito ben preciso, è una dichiarazione di intenti che ogni cittadino e ogni comunità può fare come parte attiva del Servizio Nazionale di Protezione Civile, così come previsto dal nuovo “Codice”.

I temi affrontati dalla campagna, oltre a quelli ormai consolidati (terremoto, maremoto, alluvione), si arricchiscono quest’anno del rischio vulcanico in una versione sperimentale per l’area flegrea – che sarà realizzata sabato 19 ottobre -, in occasione dell’esercitazione nazionale “Exe Flegrei 2019” prevista dal 16 al 20 ottobre.

Volontari della Campania “a lezione” di Io non rischio Vulcano Campi Flegrei in vista dell’esercitazione

La campagna IO NON RISCHIO, che quest’anno apre la “Settimana della Protezione Civile”, è promossa dal Dipartimento di Protezione Civile, da INGV – Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, ANPAS – Associazione Nazione delle Pubbliche Assistenze, Fondazione CIMA e ReLUIS – Rete dei Laboratori Universitari di Ingegneria Sismicaed è realizzata in collaborazione con Regioni e Comuni.

L’INGV, come promotore  e partner scientifico della campagna, ha contribuito e contribuisce attivamente alla ideazione e produzione dei materiali di comunicazione, alla formazione dei volontari che vanno in piazza sui rischi terremoto e maremoto (da quest’anno anche sul rischio vulcanico) – fornendo direttamente alle associazioni spunti e materiali per la progettazione degli allestimenti di piazza –  e a tutte le numerose attività di comunicazione, tra le quali lo sviluppo delle mappe interattive per il portale www.iononrischio.it.

L’elenco delle centinaia di piazze italiane interessate dall’evento il prossimo 12 e 13 ottobre è disponibile – in costante aggiornamento – sulla pagina web ufficiale della campagna dove è disponibile ulteriore materiale informativo.

Per promuovere e sostenere l’iniziativa attraverso i social si possono utilizzare gli hashtag ufficiali della campagna per il 2019: #iononrischio e #iononrischio2019.

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Cosa succede quando le faglie si parlano

Il moto delle placche tettoniche produce il lento accumulo di grandi quantità di energia, attraverso la deformazione di grandi volumi di roccia e l’accumulo di sforzo all’interno della crosta terrestre. E’ noto che un terremoto è causato da un’improvvisa rottura della crosta terrestre, accompagnata dal movimento relativo di due blocchi di crosta attraverso una superficie di contatto comunemente indicata come “faglia”. La rottura produce il rilascio istantaneo dell’energia accumulata nel corso di decenni o di secoli.

Le faglie interagiscono tra loro. Lo spostamento di masse crostali associato alla rottura su una faglia perturba il volume circostante, per decine o a centinaia fino a migliaia di chilometri, a seconda della energia liberata dal terremoto. Queste variazioni alterano lo stato di sforzo sulle faglie limitrofe, diminuendo il carico e quindi allontanando il tempo del prossimo terremoto o, al contrario, caricandole ulteriormente e portandole più vicine alla rottura.

Negli ultimi decenni, in Italia si sono verificate sequenze sismiche con terremoti di magnitudo simile tra loro, avvenuti nella stessa area a distanza di pochi secondi (Irpinia, 1980), poche ore (Molise, 2002), pochi giorni (Umbria-Marche, 1997; Emilia Romagna, 2012) o pochi mesi (es: Italia centrale, 2016). Questi eventi fanno ipotizzare che la rapida successione di terremoti non sia casuale. Infatti, per alcuni di questi è stato dimostrato che gli eventi precedenti hanno favorito l’accadimento di quelli che sono seguiti, anticipandone quindi il tempo di accadimento (es.: Nostro et al., 2005; Nespoli et al., 2017).

In generale, il fatto che un terremoto possa avvenire prima è percepito come un evento nefasto. Tuttavia, relativamente al danno potenziale, questo non è necessariamente un accadimento totalmente negativo. Infatti, le variazioni di sforzo prodotte da eventi precedenti possono avvicinare nel tempo la rottura su una faglia adiacente, ma potrebbero modificarne le modalità di accadimento, anche limitandone l’energia emessa.

Figura 1

Figura 1 – Mappa della sequenza sismica dell’Italia centrale del 2016. In figura sono riportati gli eventi dall’inizio della sequenza (24 agosto) al 30 ottobre, giorno in cui si è verificato il terremoto più forte (MW 6.5). Il colore e la dimensione dei simboli cambia in funzione del tempo di accadimento e della magnitudo (tranne per gli eventi di magnitudo inferiore a 2, che sono riportati in bianco). Sono indicati anche i meccanismi focali dei 4 terremoti maggiori e la proiezione in superficie dei piani di faglia associati a questi eventi. Le linee più spesse indicano l’intersezione dei piani con la superficie (figura tratta da Pino et al., 2019).

Nel corso della sequenza sismica dell’Italia centrale del 2016, nell’arco di un paio di mesi si sono verificati diversi terremoti di magnitudo rilevante, nel quadro della sismicità che interessa il territorio italiano (Figura 1). Al primo terremoto del 24 agosto 2016 di magnitudo MW 6.0, con epicentro localizzato nel comune di Accumoli (RI), hanno fatto seguito i due terremoti del 26 ottobre 2016, di magnitudo rispettivamente MW 5.4 e MW 5.9 e localizzati a Visso (MC), oltre 20 km a N-NO rispetto al primo evento. Infine, quattro giorni più tardi, il 30 ottobre, nell’area compresa tra gli eventi sismici del 24 agosto e del 26 ottobre è avvenuto il terremoto di Norcia (PG), il più forte della sequenza, con magnitudo MW 6.5.

Come nei casi citati, anche per la sequenza del 2016 è ipotizzabile un effetto “a cascata” dei terremoti precedenti sui successivi. Il calcolo delle variazioni causate dal terremoto del 24 agosto e da quelli del 26 ottobre sulla faglia che poi si romperà il 30 ottobre (Figura 2) mostra che i terremoti precedenti hanno modificato il campo di sforzo, diminuendo il carico sulla parte meridionale e su quella settentrionale della faglia, incrementando invece significativamente lo sforzo nella zona centrale, soprattutto nella porzione più profonda della faglia. Da qui la mattina del 30 ottobre partirà poi la rottura, rimanendo per lo più limitata all’area in cui lo sforzo era stato incrementato (Figura 3).

Figura 2

Figura 2 – Variazione dello sforzo (sforzo di Coulomb) sul piano di faglia del terremoto di Norcia, causata dai 3 eventi più forti della sequenza, precedenti al 30 ottobre. In ogni pannello è riportata la variazione causata dal terremoto avvenuto al tempo indicato sopra (in b e c la variazione è cumulata a quelle prodotte dai terremoti precedenti). Sono riportate anche le localizzazioni dei terremoti avvenuti entro 350 m dal piano di faglia e il loro tempo di accadimento è indicato secondo la scala di colore riportata nel pannello a. La stella indica il punto in cui è partita la rottura del 30 ottobre (figura tratta da Pino et al., 2019).

La struttura interessata dall’evento del 30 ottobre ha una superficie di circa 440 km2, due volte quella realmente attivata dal terremoto (Falcucci et al., 2018). Se questa si fosse rotta per intero in un unico terremoto l’energia emessa sarebbe stata almeno doppia, dando un terremoto di magnitudo almeno MW 6.7.

Figura 3

Figura 3 – Mappa della dislocazione associata alla rottura del terremoto del 30 ottobre, ottenuta dai risultati delle analisi sismologiche e geodetiche (Chiaraluce et al., 2017; Cheloni et al., 2017). Sono riportate anche le localizzazioni dei terremoti avvenuti entro 350 m dal piano di faglia e il loro tempo di accadimento è indicato secondo la scala di colore riportata nella figura 2a. La stella e la freccia indicano rispettivamente il punto in cui è partita la rottura del 30 ottobre e la direzione dominante della sua propagazione (figura tratta da Pino et al., 2019).

Che il terremoto avrebbe potuto essere più grande lo si può dedurre anche dal fatto che, pur avendo rilasciato energia sismica circa 7 volte maggiore – con uno spostamento relativo tra i due blocchi crostali mediamente doppio – rispetto al terremoto del 24 agosto, questi due eventi hanno rotto una superficie di dimensione simile. Questa evidenza suggerisce che, se gli eventi precedenti non avessero “bloccato” la porzione meridionale e quella settentrionale della faglia, il terremoto del 30 ottobre avrebbe avuto energia per rompere l’intera superficie di 440 km2.

Considerando che in quest’area i lenti movimenti tettonici accumulano sforzo con un tasso di 0.0028 bar/anno (Mildon et al., 2017), l’incremento di sforzo prodotto dai maggiori terremoti della sequenza sulla faglia del 30 ottobre (1.13 bar) corrispondono a un avanzamento nel tempo di circa 400 anni. Ma assumendo per questa faglia il tempo di accadimento dell’ultimo terremoto (500 A.D.) e il tempo di ricorrenza (1627 anni) utilizzato per i calcoli di pericolosità sismica (Akinci et al., 2009), in assenza di variazioni prodotte da altri eventi sismici, il prossimo terremoto su questa faglia sarebbe avvenuto tra circa 110 anni. Questo quindi è il tempo di cui è stato anticipato il terremoto avvenuto il 30 ottobre.

Si può quindi concludere che gli eventi precedenti hanno anticipato di oltre un secolo l’accadimento del terremoto del 30 ottobre, ma allo stesso tempo ne hanno limitato la magnitudo, verosimilmente dimezzando l’energia disponibile, che corrisponde a un decremento della magnitudo pari a 0.2.

Quest’analisi dimostra che il monitoraggio della sismicità con reti sismiche molto fitte e una conoscenza approfondita della geometria delle faglie rendono possibile questo tipo di analisi in tempo quasi reale e quindi si potrebbero identificare le aree verosimilmente interessate da prossimi terremoti. Purtroppo queste condizioni non sono sempre verificate. Un esempio per tutti, a oggi non è stata ancora individuata la faglia responsabile del terremoto dello Stretto di Messina del 1908, il più forte avvenuto in Italia da quando registriamo strumentalmente i terremoti e uno dei più disastrosi nella storia dell’intera umanità.

I risultati di questo studio sono stati appena pubblicati in un articolo sulla rivista Scientific Reports, scaricabile a questo link.

A cura di Nicola Alessandro Pino e Vincenzo Convertito, INGV-Osservatorio Vesuviano.


Riferimenti bibliografici

Akinci et al. Effect of time dependence on probabilistic seismic-hazard maps and deaggregation for the central Apennines, Italy, Bull. Seismol. Soc. Am. 99, 585–610, 2009.

Cheloni, D. et al. Geodetic model of the 2016 Central Italy earthquake sequence inferred from InSAR and GPS data. Geophys. Res. Lett. 44, 6778–6787, 2017.

Chiaraluce, L. et al. The 2016 Central Italy seismic sequence: A first look at the mainshocks, aftershocks and source models. Seismol. Res. Lett. 88, 757–771, 2017.

Falcucci et al. The Campotosto seismic gap in between the 2009 and 2016–2017 seismic sequences of central Italy and the role of inherited lithospheric faults in regional seismotectonic settings, Tectonics, 37, 2425–2445, 2018.

Mildon, Coulomb stress transfer and fault interaction over millennia on non-planar active normal faults: the MW 6.5–5.0 seismic sequence of 2016-2017, central Italy, Geophys. J. Int., 210, 1206–1218, 2017.

Nespoli et al. Effects of layered crust on the coseismic slip inversion and related CFF variations: Hints from the 2012 Emilia Romagna earthquake, Phys. Earth Planet. Int., 273, 23-35, 2017.

Nostro et al. Coulomb stress changes caused by repeated normal faulting earthquakes during the 1997 Umbria‐Marche (central Italy) seismic sequence, J. Geophys. Res., B05S20, 2005.

Pino et al. Clock advance and magnitude limitation through fault interaction: the case of the 2016 central Italy earthquake sequence, Scientific Reports, doi:10.1038/s41598-019-41453-1, 2019.


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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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Analisi di dettaglio della sequenza sismica del Molise di agosto-settembre 2018

Come spesso accade, i ricercatori analizzano le sequenze utilizzando molti più dati di quelli disponibili nei momenti immediatamente successivi ad un terremoto ed anche con strumenti diversi per comprendere meglio le caratteristiche dei fenomeni avvenuti.

In questo articolo viene descritto il lavoro di revisione delle localizzazioni ottenute con sistemi leggermente diversi da quelli usati nella Sala di Sorveglianza Sismica, avendo usato un modello di velocità regionale specifico per quest’area (Frepoli et al., 2017; Trionfera, 2018) e avendo individuato anche le scosse più piccole registrate soltanto da quattro o cinque stazioni.

Questo tipo di analisi fa sì che le localizzazioni e le profondità ipocentrali ottenute possano differire rispetto a quelle pubblicate sul sito web della Lista Terremoti (cnt.rm.ingv.it), così come il numero di repliche elaborato in questo lavoro supera di qualche centinaio quello ottenuto dalla Sala di Sorveglianza Sismica.


Il giorno 16 Agosto 2018, alle ore 20:19 italiane, la Rete Sismica Nazionale ha localizzato un terremoto di magnitudo momento Mw 5.1 (ML 5.2) nei pressi di Montecilfone in provincia di Campobasso. Ha avuto così inizio una sequenza che dal 25 aprile al 4 settembre 2018 ha prodotto circa 840 eventi sismici, contando anche quelli di magnitudo molto bassa (M<2.0). Quest’area epicentrale è situata a circa 10 km a NW rispetto a quella in cui si sono verificati gli eventi sismici di ottobre-novembre 2002 (San Giuliano di Puglia, CB) che causarono circa una trentina di vittime.

Mappa della sequenza sismica in provincia di Campobasso nel 2018.

La zona di Montecilfone Leggi il resto di questa voce

SPECIALE 2018, un anno di terremoti

Nel corso del 2018 la Rete Sismica Nazionale (RSN) dell’INGV ha localizzato 23180 terremoti sul territorio italiano e nelle zone limitrofe. Una media di oltre 63 eventi al giorno sono stati localizzati dai nostri ricercatori e tecnici in turno H24 nella Sala di Sorveglianza Sismica dell’INGV. Poco meno di 3 ogni ora, uno ogni 20 minuti.

In realtà i terremoti che avvengono in un territorio sismico come quello italiano sono molti di più. Parliamo naturalmente di micro-terremoti, quelli che rimangono al di sotto della soglia di rilevamento. Pur essendo questa soglia di magnitudo molto bassa in molte regioni d’Italia (in diverse aree del territorio nazionale siamo in grado di localizzare accuratamente eventi di magnitudo anche inferiore a 1.0), quando si installano delle reti temporanee più dense della RSN, come accaduto per esempio nella zona tra Lazio, Umbria e Marche a partire dall’agosto 2016, siamo in grado di rilevare e localizzare un numero di eventi fino a dieci volte superiore.

La mappa della sismicità localizzata nel 2018 dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV.

I terremoti localizzati nel 2018 sono in numero decisamente minore rispetto a quelli identificati in Italia negli ultimi due anni, Leggi il resto di questa voce

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