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Quando iniziò lo sciame sismico all’Aquila?

La sismicità dopo il 6 aprile 2009 in un profilo verticale attraverso la faglia del 6 aprile 2009 (da Valoroso et al., 2013)

La sismicità dopo il 6 aprile 2009 in un profilo verticale attraverso la faglia del 6 aprile 2009 (da Valoroso et al., 2013)

Tra pochi giorni verrà emessa la sentenza del processo di appello. Dall’esame dei documenti del primo grado di giudizio, in particolare delle motivazioni della sentenza, rese pubbliche a gennaio 2013 e dai commenti che sono seguiti, è emersa una certa confusione su elementi scientifici di base (per un’analisi dettagliata vedi qui). Ne affrontiamo qui due, legati tra loro: a) quando è iniziata la sequenza sismica sfociata poi nel terremoto del 6 aprile 2009? b) è lecito dal punto di vista scientifico definire quella sequenza uno “sciame” sismico?

L’inizio della sequenza

Per stabilire il momento d’inizio di una sequenza sismica esistono degli algoritmi semplici e accettati dalla comunità scientifica che permettono di distinguere una sequenza (o uno sciame) dalla cosiddetta sismicità di fondo. Quest’ultima è la sismicità che avviene sempre nelle zone sismiche, con tasso di attività variabile da zona a zona ma sostanzialmente costante al suo interno. All’interno della sismicità di fondo possono avvenire saltuariamente terremoti più forti ma, se non cambia il tasso di rilascio sismico, non si può dire che ci sia una sequenza sismica in atto.

Secondo le motivazioni della sentenza la sequenza sarebbe iniziata a giugno 2008. Ad esempio, già a pag. 22, si legge: La scossa in questione (main shock) si verificava nell’ambito di uno sciame sismico che durava già da diversi mesi (dal giugno 2008) e che, prima del 6.4.09, aveva registrato come evento maggiore la scossa di magnitudo 4.1 delle ore 15.38 del 30.3.09.

 La stessa data di giugno 2008 come inizio dello sciame viene citata molte altre volte (alle pagg. 148, 203, 261, 266, 268, 332, 343, 356, 357, 377, 391, 408, 417, 422, 430, 437, 449, 465, 466. 474, 475, 482, 487, 495, 502, 503, 511, 519, 529, 534, 634, 661, 664, 670). In una sola occasione viene fatta iniziare a dicembre 2008 (pag. 647), mentre altre volte viene detto genericamente “iniziato nel 2008”.

Vediamo come stanno le cose nella realtà, applicando l’algoritmo che si usa generalmente per questo tipo di analisi, quello di Paul Reasenberg (1985), sismologo del Geological Survey USA (USGS). L’algoritmo di Reasenberg  analizza le localizzazioni degli eventi sismici avvenuti e calcola il tempo che separa un evento da un altro e la distanza tra di essi: se questi avvengono entro un prefissato intervallo di tempo (per esempio 5 giorni) e in un’area definita (per esempio entro un raggio di 10 km), allora si può ipotizzare che essi appartengano a una sequenza.  Abbiamo chiesto a Franco Mele, sismologo del nostro Istituto esperto in questo tipo di analisi, di verificare se fosse possibile stabilire in maniera chiara il momento d’inizio della sequenza aquilana. Il risultato è che la sequenza è iniziata a gennaio 2009. In particolare, dice l’algortimo di Reasenberg, intorno al 7 gennaio 2009.

 

Distribuzione temporale dei terremoti nella zona aquilana (raggio 30 km intorno alla città) dall'inizio del 2008 al 29 marzo 2009. Ciascun simbolo rosso indica un terremoto la cui magnitudo è leggibile nell'asse verticale a destra. La linea rappresenta la cumulata del numero di eventi sismici (N sull'asse di sinistra è il numero totale): se la pendenza è costante significa un numero costante di terremoti, corrispondente alla sismicità di fondo. Dove si osserva un aumento della pendenza (gennaio 2009) si ha una sequenza o sciame.

Distribuzione temporale dei terremoti nella zona aquilana (raggio 30 km intorno alla città) dall’inizio del 2008 al 29 marzo 2009. Ciascun simbolo rosso indica un terremoto la cui magnitudo è leggibile nell’asse verticale a destra. La linea rappresenta la cumulata del numero di eventi sismici (N sull’asse di sinistra è il numero totale): se la pendenza è costante significa un numero costante di terremoti, corrispondente alla sismicità di fondo. Dove si osserva un aumento della pendenza (gennaio 2009) si ha una sequenza o sciame.

La figura sopra mostra chiaramente questo risultato: il tasso di terremoti del 2008 e dei primi giorni del 2009 è stazionario, come mostrato dalla pendenza praticamente costante della retta che indica il numero (cumulato) di eventi che avvengono nel periodo esaminato (trattandosi di un grafico cumulato, una pendenza uniforme vuol dire rilascio costante; in caso di nessun terremoto, la retta sarebbe orizzontale). Il cambio di pendenza (ossia la variazione nel numero medio di terremoti che avvengono nell’area) è abbastanza brusco e si verifica intorno alla metà di gennaio del 2009. Mele ha anche verificato che al variare dei parametri di input (ad esempio della finestra temporale entro la quale considerare due terremoti associati tra loro, in genere 5 giorni) il risultato non cambia. Se si considera un’area più ridotta, di 10 km intorno all’Aquila, la cosa appare ancora più evidente come vediamo nei grafici sotto.

Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 30 km intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si nota bene che l’andamento prima della linea rossa è variabile ma senza particolari addensamenti (ossia sequenze): è la sismicità di fondo.

Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 30 km intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si nota bene che l’andamento prima della linea rossa è variabile ma senza particolari addensamenti (ossia sequenze): è la sismicità di fondo.

 

Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 10 km intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si vede ancora meglio rispetto alla figura precedente l'inizio della sequenza a gennaio 2009

Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 10 km intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si vede ancora meglio rispetto alla figura precedente l’inizio della sequenza a gennaio 2009

 

Sciame o sequenza?

Il termine sciame sismico proviene dall’inglese seismic swarm e fu definito probabilmente per la prima volta dai sismologi giapponesi negli anni ’60 del ‘900 (Mogi, 1963; Utsu, 2002). Come per l’inglese swarm, anche in italiano il termine sciame viene usato generalmente per indicare un folto gruppo di insetti o più generalmente una moltitudine di individui o cose in movimento.

Premettiamo che sciame (sismico) e sequenza (sismica) non sono due termini alternativi: il primo è un tipo particolare della seconda, categoria più ampia usata per indicare un addensamento spazio-temporale di terremoti. Risulta sempre difficile stabilire se una sequenza può essere definita uno sciame perché, come scrive Utsu (2002) “non esiste una definizione esatta universalmente accettata di aftershocks, foreshocks, and seismic swarms”. Lo stesso Utsu fornisce la seguente definizione: “uno sciame sismico è una concentrazione (cluster) di terremoti in cui non c’è un singolo terremoto di magnitudo predominante (predominantly large)”. Uno sciame si distingue da una classica sequenza main shock – aftershocks per avere molti terremoti di diverse magnitudo distribuiti irregolarmente nel tempo.

Se guardiamo ai grafici sopra, notiamo come le magnitudo del periodo gennaio – marzo 2009 seguano un andamento di questo tipo, con valori compresi tra 1 e 3 praticamente in tutto il periodo. Quindi, secondo la classificazione di Utsu (2002), nel caso della sismicità aquilana prima del 6 aprile si tratta proprio di uno sciame. Anche i terremoti del periodo tra 30 marzo e 5 aprile rientrano nella tipologia di uno sciame, durante il quale la magnitudo dei terremoti può anche aumentare. Diverso il caso della sequenza dal 6 aprile in poi, in cui a un evento maggiore (ML 5.9, Mw 6.3) sono seguite migliaia di repliche tutte più piccole, che sono diminuite nel tempo in numero e magnitudo seguendo un andamento tipico definito come legge di Omori (1894): una classica sequenza main shock – aftershocks.

Sfatiamo quindi questa credenza, emersa anch’essa durante il processo di primo grado: il termine sciame sismico connota una tipologia di sequenza sismica ben nota da molti decenni e non contiene in sé nessuna valenza rassicurante.

Riferimenti bibliografici

Mogi K. (1963). Some Discussions on Aftershocks, Foreshocks and Earthquake Swarms – the Fracture of a Semi-infinite Body caused by an Inner Stress Origin and its Relation to the Earthquake Phenomena (third paper). Bull. Earthquake Res. Institute, 41, pp. 615-658.

Omori, F. (1894) On the aftershocks of earthquakes. Journal of the College of Science, Imperial University of Tokyo 7: 111–200

Reasenberg, P. (1985) Second-Order Moment of Central California Seismicity, 1969-1982. Journal of Geophysical Research, 90, 5479-5495.

Utsu T. (2002) Statistical features of seismicity. In: International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology. Editors: W.H.K. Lee, H. Kanamori, P.C. Jennings, C. Kisslinger. International Geophysics, Volume 81, Part A. Elsevier, ISBN: 978-0-12-440652-0, p. 719-732.

Valoroso, L., L. Chiaraluce, D. Piccinini, R. Di Stefano, D. Schaff, and F. Waldhauser (2013), Radiography of a normal fault system by 64,000 high-precision earthquake locations: The 2009 L’Aquila (central Italy) case study, J. Geophys. Res., 118, doi:10.1029/2012JB009927.

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Misure di Radon in atmosfera presso i laboratori dell’Università degli Studi dell’Aquila (G. Pitari e N. De Luca)

Con l’apertura, il 10 ottobre 2014, del processo di appello ai sette esperti assimilati alla Commissione Grandi Rischi, si è riacceso il dibattito sulla prevedibilità dei terremoti con le misure del gas radon. Una precisazione della dott.ssa Natalia De Luca in merito è stata pubblicata sul sito del Quotidiano Nazionale Universitario. In questo spazio ospitiamo un contributo scientifico sull’argomento da parte della stessa ricercatrice e di G. Pitari, entrambi del Dipartimento di Scienze Fisiche e Chimiche dell’Università dell’Aquila. Anticipandone la conclusione, lo studio mostra che non ci fu alcuna variazione statisticamente significativa del flusso di emissione di Radon prima del terremoto del 6 aprile 2009.

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Misure di Radon in atmosfera presso i laboratori dell’Università degli Studi dell’Aquila

di Giovanni Pitari e Natalia De Luca

Il Radon-222 è uno dei tanti gas presenti in tracce nella nostra atmosfera. A differenza di molti inquinanti di origine prevalentemente o parzialmente antropica (come CO, NO, NO2, VOC, PM, O3) con sorgenti primarie legate all’utilizzo di combustibili fossili (traffico, caldaie, industrie, produzione di energia elettrica), il Radon-222 è un gas nobile di origine totalmente naturale. Proviene dal suolo in seguito al decadimento radioattivo del Radio-224. Essendo gassoso fuoriesce dalle rocce che costituiscono la crosta terrestre e poi decade con un tempo di vita di circa 5.5 giorni emettendo particele alfa e producendo la cosiddetta progenie di decadimento (Polonio, Bismuto ecc.). A loro volta questi sono altri radionuclidi ancora instabili (ma in forma solida), con successive emissioni di particelle alfa e beta, fino al raggiungimento dello stato stabile con il Piombo-206. Le emissioni alfa (nuclei di Elio molto energetici) fanno del Radon un gas molto pericoloso per la salute umana: è stimato essere la seconda causa di mortalità per cancro al polmone fra i non fumatori (fonte EPA).

Le emissioni del Radon dalla superficie terrestre sono molto variabili, a seconda della tipologia di suolo. Sono circa zero sull’oceano o su neve e ghiacci ed hanno un valor medio caratteristico di circa 1 atomo-Rn per centimetro quadro al secondo sulla terraferma. La concentrazione volumetrica di Radon viene normalmente espressa in funzione della sua attività radioattiva in unità di Becquerel per metro cubo, dove un Becquerel (Bb) rappresenta una disintegrazione al secondo (con produzione di una particella alfa). Il flusso di emissione può essere così convertito da atomi-Rn per unità di tempo e superficie in Bq per metro quadro al secondo: 1 atomo-Rn/cm2/s corrisponde a circa 21 milli-Bq/m2/s. Il flusso dal suolo può essere modulato da diversi fattori: temperatura e contenuto di umidità (Fig. 1) ed anche tipologia delle rocce costituenti il suolo. Molti studi in letteratura scientifica ipotizzano e dimostrano anche la possibilità che il flusso di emissione di Radon possa essere significativamente perturbato dall’attività sismica locale, sebbene non sia mai stato dimostrato un legame diagnostico-precursivo fra perturbazioni nel flusso di emissione di Radon e l’attività sismica registrata localmente.

Fig. 1. Sensibilità del flusso di emissione di Radon dalle condizioni di temperatura e umidità del suolo

Fig. 1. Sensibilità del flusso di emissione di Radon dalle condizioni di temperatura e umidità del suolo

La concentrazione di Radon può essere misurata in molti modi, a seconda che si tratti di rilevazioni in aria o in acqua, indoor o outdoor, e con diverse tipologie di strumenti. Tuttavia il modo scientificamente più rigoroso è quello della misura outdoor (cioè in atmosfera), posto che sono poi necessarie serie di dati significative e in parallelo ad altre acquisizioni di tipo meteorologico, finalizzate allo studio della dispersione del tracciante dopo la sua emissione dal suolo. Misure indoor potrebbero essere largamente falsate o comunque significativamente impattate da perturbazioni non controllate nella ventilazione dell’ambiente di misura. Nota la concentrazione di Radon in atmosfera ad una certa altezza dal suolo (ad esempio dieci o venti metri al di sopra della superficie) ed in funzione delle ore del giorno per una serie di giorni consecutivi, è possibile cercare di calcolare indirettamente il flusso di emissione dal suolo e confrontare un periodo di tempo potenzialmente perturbato (per esempio da attività sismica, vedi Fig. 2) con un periodo di riferimento “imperturbato”. Ciò è possibile disponendo di un certo numero di dati meteo indipendenti, in particolare la velocità del vento, la temperatura, il gradiente termico (cioè le differenze in quota della temperatura) ed il tasso di precipitazione.

Fig. 2. Misura dell’attività sismica a L’Aquila dalla decade centrale di Marzo 2009 (fonte INGV)

Fig. 2. Misura dell’attività sismica a L’Aquila dalla decade centrale di Marzo 2009 (fonte INGV)

Si deve avere cura, ovviamente, di selezionare un periodo imperturbato nello stesso arco temporale dell’anno rispetto al periodo perturbato, per avere la massima riproducibilità delle condizioni climatiche e meteorologiche. Questo è il motivo alla base della scelta di Marzo 2004 come “riferimento imperturbato” rispetto a Marzo 2009 (condizioni pre-sisma). In quest’ultimo caso, le acquisizioni effettuate presso il laboratorio di Geofisica dell’Università dell’Aquila sono terminate il giorno 24 Marzo 2009, per motivi organizzativi legati alla rotazione di diverse attività sperimentali nella didattica erogata per le lauree Magistrali in Fisica e Scienze Ambientali. Tuttavia la Fig. 2 mostra chiaramente la presenza di una attività sismica significativa anche nei giorni precedenti il 24 Marzo e quindi atti a vagliare l’ipotesi di un qualche tipo di correlazione con le emissioni di Radon dalla superficie.

A questo punto si osserva che nelle ore diurne la concentrazione di Radon è sempre molto bassa (in modo quasi indipendente dalle stagioni e dalle condizioni ambientali), perché le condizioni di instabilità convettiva favorite dal riscaldamento del suolo favoriscono in ogni condizione ambientale una efficiente “diluizione” del gas in tutto lo strato limite atmosferico sovrastante il sito di misura considerato (alto circa un km da terra). Di notte invece la situazione è diversa. In condizioni di elevata stabilità e stratificazione verticale, associate ad assenza di venti e inversione termica al suolo, il Radon tende ad accumularsi negli strati atmosferici più bassi, essendo la “diluizione” del gas proveniente dalla superficie limitata a poche decine di metri da terra (Fig. 3).

Fig. 3. Schema di emissione di Radon dal suolo e condizioni di accumulo o diluizione atmosferica

Fig. 3. Schema di emissione di Radon dal suolo e condizioni di accumulo o diluizione atmosferica

È in altre parole lo stesso meccanismo dinamico che in periodi di elevata stabilità atmosferica (alta pressione e forte inversione termica al suolo) può portare alla formazione delle nebbie notturne nel fondo valle, fino al loro diradamento seguente all’irraggiamento solare nelle prime ore del mattino e conseguente riscaldamento del suolo e scomparsa dell’inversione termica, con ripartenza del mescolamento convettivo verticale. L’anti-correlazione fra la concentrazione di Radon e l’intensità del vento è mostrata in Fig. 4.

Fig. 4. Andamento medio diurno di Radon ed intensità del vento in funzione delle stagioni

Fig. 4. Andamento medio diurno di Radon ed intensità del vento in funzione delle stagioni

Un metodo statisticamente affidabile per ottenere indirettamente il flusso di emissione del Radon dalle misure collezionate in outdoor ad una certa altezza da suolo, è quello di considerare solo gli eventi di accumulo notturno in condizioni di elevata stabilità atmosferica. Si può quindi calcolare la differenza in concentrazione di attività di Radon fra l’alba e la sera precedente (tipicamente confrontando i valori alle sei del mattino con quelli delle otto la sera). Questa differenza, divisa per l’intervallo di tempo espresso in secondi e moltiplicato per l’altezza dal suolo della rilevazione, dà una stima affidabile del flusso. L’operazione statistica fondamentale da fare, a questo punto, è quella di mediare più eventi di questo tipo e soprattutto calcolare la dispersione dei dati intorno al valor medio (esattamente la loro deviazione standard), al fine di ottenere un valore statisticamente significativo del flusso e del suo intervallo di incertezza. La dispersione dei valori è intrinsecamente legata al fatto che le condizioni di stabilità notturna non sono mai perfettamente uguali nei vari giorni considerati.

Le misure di Radon collezionate presso il Laboratorio di Geofisica del Dipartimento di Scienze Fisiche e Chimiche dell’Università dell’Aquila durante la decade centrale di Marzo 2009 (e per confronto durante la stessa decade di Marzo 2004), e processate poi nel modo sopra descritto, hanno fornito i seguenti risultati per il flusso di emissione del Radon, espresso in mBq/m2/s:

Marzo 2009: 12.6, 22.4, 15.8, 22.3, 15.7, 18.3, 10.2, 12.3 per i giorni 13, 14, 15, 17, 18, 19, 20, 23

Marzo 2004: 16.5, 15.4, 16.0, 18.9, 26.1, 18.5, 19.1, 10.8 per i giorni 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20

con i seguenti valori medi e deviazioni standard:

Marzo 2009: 16.2 ± 4.5 mBq/m2/s     –       Marzo 2004: 17.7 ± 4.3 mBq/m2/s

La conclusione dello studio è che la variazione calcolata nel flusso di emissione medio di Radon fra Marzo 2009 e Marzo 2004 è pari a -1.5 mBq/m2/s (circa -8.5%) e che tale differenza è ampiamente minore dell’intervallo di incertezza nella stima di flusso effettuata con la tecnica sopra descritta. In altre parole, la conclusione è le seguente: le misure effettuate in atmosfera presso i locali del Dipartimento di Scienze Fisiche e Chimiche dell’Università dell’Aquila durante Marzo 2009 non mostrano alcuna variazione STATISTICAMENTE SIGNIFICATIVA del flusso di emissione di Radon.

“Scarico di energia” e i terremoti a Gubbio

A cinque anni dalla riunione della Commissione Grandi Rischi del 31 marzo 2009, si parla ancora di “scarico di energia”. Facciamo chiarezza analizzando i terremoti della sequenza che continua a interessare l’area di Gubbio.

La sequenza sismica che sta interessando oramai da molti mesi la provincia di Perugia ha avuto negli ultimi giorni una ripresa con alcuni terremoti di magnitudo superiore a 3.0 avvertiti dalla popolazione. L’attività che dal 2010 aveva prima interessato il settore tra Gubbio e Pietralunga, con alcune migliaia di terremoti e magnitudo massime di M=4.0, si è concentrata ora più a nord-ovest, a metà strada tra Città di Castello (PG) e Apecchio (PU), con magnitudo massima M=3.3.

Figura 1. Sismicità nella zona di Gubbio dal 2010 alla scorsa settimana (in blu): sono evidenziati in giallo i terremoti della sequenza dell’aprile 2010, in verde quelli del marzo 2013 e in rosso la sismicità di questi giorni. Fonte: Blog INGVterremoti.

Figura 1. Sismicità nella zona di Gubbio dal 2010 aggiornata alla scorsa settimana in blu. Sono evidenziati in giallo i terremoti della sequenza dell’aprile 2010, in verde quelli del marzo 2013 e in rosso la sismicità di questi giorni. Fonte: Blog INGVterremoti.

Nella regione umbro-marchigiana sono presenti numerose faglie attive, concentrate lungo l’Appennino. Qui la catena montuosa si deforma, allargandosi perpendicolarmente al suo asse, a una velocità di circa 3 mm all’anno. Il modello tettonico più accettato dagli studiosi prevede che tale deformazione sia accomodata da un sistema di faglie, con movimento estensionale, a direzione prevalente nord-ovest/sud-est, fra cui la Faglia di Gubbio. L’individuazione delle faglie attive e delle loro geometrie in profondità si ottiene anche grazie allo studio della sismicità, che in quest’area viene rilevata da una rete molto densa di sismometri. È possibile affermare che la sismicità registrata nella zona di Gubbio a partire dal 2010 ha interessato diverse faglie. Per approfondimenti si veda il post sul blog INGVterremoti.

La modalità con la quale avviene il rilascio sismico che stiamo osservando in questi mesi porta il nome di sciame sismico. Il termine sciame sismico deriva dall’inglese seismic swarm e fu coniato alla fine dell’Ottocento, poi usato estesamente in tutta la letteratura scientifica americana ed europea. Con sciame si intende un periodo sismico che non è caratterizzato da un terremoto principale (mainshock) e dalle sue repliche (aftershock), ma un processo sismogenetico durante il quale gli eventi più forti si distribuiscono nel tempo in maniera casuale.

La domanda che ci poniamo è: quanta energia è stata sprigionata durante lo sciame sismico di Gubbio? Prima di tutto troviamo il parametro che meglio rappresenti l’energia dei terremoti. La migliore stima di questa grandezza è rappresentata dal momento sismico (indicato con M0). Tecnicamente, M0 misura il momento di una coppia di forze equivalente alla deformazione che osserviamo durante i terremoti e per questo si chiama momento sismico. La magnitudo (indicata con la lettera M) è invece un modo semplice e intuitivo di esprimere questa grandezza con numeri piccoli ed è proporzionale al logaritmo del momento M0 (viceversa, M0 è proporzionale a 10M). La magnitudo, sebbene sia meno precisa per i forti terremoti, si può misurare più rapidamente e per questo viene usata comunemente.

Figura 2. Sismogrammi e rappresentazione visiva della energia rilasciata da terremoti di M=4, M=5 ed M=6.

Figura 2. Sismogrammi e rappresentazione visiva dell’energia rilasciata da terremoti di magnitudo M=4, M=5 ed M=6. Fonte: Terremoti e maremoti. INGV-Giunti Progetti Educativi, 2010.

Dal 2010 ad oggi, nell’area di Gubbio sono avvenuti 45 terremoti di magnitudo maggiore di 3.0 (come indicato dalle colonnine verdi in Figura 3). Se traduciamo la magnitudo in momento sismico e ne sommiamo i valori per tutti i terremoti, otteniamo un momento sismico complessivo pari a Mo= 4*1016, che equivale ad un unico terremoto di magnitudo M=4.8 (linea nera in Figura 3). Possiamo quindi dire che, se tutta l’energia liberata negli oltre quaranta terremoti che sono avvenuti a Gubbio fosse stata liberata in una singola scossa, questa avrebbe avuto una magnitudo pari a 4.8. I restanti terremoti di piccola magnitudo non influenzano in maniera significativa questa stima.

Figura 3. Numero di terremoti dal 2010 (asse a sinistra e colonnine verdi) e il valore del loro momento sismico cumulato  nel tempo (asse a destra e linea nera). La linea rossa indica il momento sismico M0=1018 di un terremoto di magnitudo 6.

Figura 3. Numero di terremoti avvenuti nell’area di Gubbio dal 2010 ad oggi (asse a sinistra e colonnine verdi) e il valore del loro momento sismico cumulato nel tempo (asse a destra e linea nera). La linea rossa indica il momento sismico M0=10^18 di un terremoto di magnitudo 6.0.

Un’altra domanda che ci viene spesso rivolta è se da questa osservazione possiamo trarre un giudizio di cauto ottimismo proprio perché c’è stata una costante liberazione di energia. Purtroppo siamo molto lontani dal vero e per due motivi. Il primo deriva da quanto appena esposto e cioè l’energia che è stata liberata dall’intera sequenza è molto poca e corrisponde complessivamente a un terremoto modesto. Il secondo e più importante motivo è che il processo sismogenetico che porta alla nucleazione di un grande terremoto è molto più complesso. Di solito, osserviamo che l’area di faglia che si rompe in un grande terremoto non è solo quella interessata dallo sciame. Anzi, secondo alcuni modelli sismologici tale sismicità potrebbe aumentare o diminuire la probabilità di un forte terremoto, a causa delle variazioni dello sforzo sul piano di faglia; questo dipende molto dalla magnitudo delle scosse che avvengono prima del mainshock e dalla distanza e orientazione di queste rispetto alla faglia principale. Senza entrare in dettagli troppo tecnici sulla fisica della rottura nei terremoti, il concetto generale è che i forti terremoti non sembrano essere influenzati significativamente dalla sismicità di bassa magnitudo, che può o meno avvenire prima di una forte scossa, mentre sono influenzati da terremoti di magnitudo comparabile. A tal proposito si potrebbe far notare come la nostra storia sismica contenga numerosi esempi di attivazioni di faglie vicine tra loro dopo un forte terremoto e con differenze di tempi che variano da pochi secondi (Irpinia 1980, tre scosse in 40 secondi), a un giorno (Umbria-Marche 1997), a qualche giorno (Emilia 2012) a settimane (Calabria 1783), mesi (Friuli 1976) o addirittura anni (terremoto di Nicastro in Calabria meridionale del 1905 seguito nel 1908 da quello di Messina). Siamo ancora lontani dal comprendere in che modo e cosa influenza questa interazione tra strutture di faglia adiacenti.

L’erroneo concetto dello scarico di energia come elemento positivo è divenuto una vera e propria “leggenda metropolitana” che fu riportata anche dai mass-media nelle settimane prima del terremoto dell’Aquila del 6 aprile 2009. Lo stesso vice Capo Dipartimento della Protezione Civile di allora si pronunciò in questo senso prima della riunione della Commissione Grandi Rischi del 31 Marzo 2009. Il tema dello scarico di energia come elemento positivo non fu però trattato durante la riunione della Commissione proprio perché senza alcun fondamento scientifico e anche perché non vi era contezza dell’intervista fatta poco prima dall’allora vice Capo Dipartimento. Al contrario, nei due comunicati dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia al Dipartimento della Protezione Civile inviati nelle settimane prima del terremoto del 6 Aprile (febbraio e marzo 2009) si esprimeva chiaramente il concetto secondo cui la probabilità di un forte terremoto a L’Aquila non aumentava e neanche diminuiva a causa dello sciame in corso.

Per approfondire questi temi si veda l’articolo, uscito recentemente, di A. Amato e F. Galadini, 2014.

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