ANPS Volontari Roma

Nella maturità scientifica del giugno 2026 è comparso un quesito sismologico. Prendendo spunto dal 50° anniversario del terremoto in Friuli del 1976, ai maturandi è stato chiesto:

Nel 1976, due scosse di terremoto, a maggio e a settembre, di magnitudo e della scala Richter, colpirono un vasto territorio a nord di Udine. La magnitudo di un terremoto, secondo la scala Richter, è data da , dove rappresenta il massimo delle ampiezze registrate da un sismografo e è un’ampiezza di riferimento. Si determini il rapporto tra le ampiezze prodotte dai due eventi sismici friulani.

Dalla legge empirica di Gutenberg-Richter, ,  dove è l’energia liberata dal terremoto ed un’energia di riferimento, si determini la variazione percentuale dell’energia liberata tra il primo e il secondo terremoto.

In parole più semplici: quanto è più forte un terremoto rispetto a un altro?

La risposta non è subito intuitiva perché entra in gioco il logaritmo: piccoli incrementi di magnitudo corrispondono a grandi differenze di ampiezza ed energia.

“I nostri 25 più attenti lettori ” probabilmente sanno che possono trovare queste ed altre informazioni nelle nostre FAQ, ma vogliamo cogliere l’occasione per parlarne ancora: è una domanda che ricorre spesso. Facciamo un po’ di conti:

Per i due terremoti vale , quindi . Ne segue che

Quindi il primo terremoto ha avuto un’ampiezza circa 3.16 volte quella del secondo.

Per l’energia (Gutember & Richter, 1954):

La differenza di magnitudo è quindi il rapporto tra le energie è

Il primo terremoto ha dunque liberato circa 5.62 volte l’energia del secondo. In termini percentuali, l’aumento è circa 462%. ().

Questo risultato ci ricorda che tra magnitudo, ampiezza del sismogramma e l’energia di un terremoto c’è un rapporto matematico molto particolare. Ogni volta che la magnitudo sale di una unità, l’ampiezza aumenta di circa 10 volte mentre l’energia aumenta di circa 32 volte. In altre parole, rispetto a un terremoto di magnitudo 1, un terremoto di magnitudo 2 rilascia 32 volte più energia, mentre uno di magnitudo 3 rilascia circa 1000 (32 per 32 volte) volte più energia!

E… un’abbraccio forte a chi sta affrontando l’esame di maturità!!!

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Perché il terremoto più forte degli ultimi nove anni in Italia non ha causato danni? È la domanda che si sono posti in molti non appena appresa la notizia della magnitudo (Mw 6.1) del terremoto avvenuto nel Mar Tirreno la notte tra il 1 e il 2 giugno 2026.

Il motivo sembra banale, ma la spiegazione che ne segue lo è meno. Il terremoto (Figura 1) è avvenuto a grande profondità sotto la superficie terrestre: l’ipocentro è stato calcolato a 259 km di profondità, ben al di sotto della crosta terrestre, che in quell’area è spessa circa 35 km. Come già scritto in precedenti articoli, l’evento del 2 giugno 2026 si colloca all’interno di un cosiddetto slab di crosta oceanica che scende all’interno del mantello terrestre per effetto della subduzione della placca africana al di sotto di quella europea. Pertanto, i punti della superficie terrestre dove è possibile risentire gli effetti del terremoto si collocano tutti a distanze maggiori di 250 km, e già questo basta a spiegare la totale assenza di danneggiamenti. Ma c’è di più. I terremoti profondi che avvengono all’interno dello slab sono caratterizzati da risentimenti anomali, difficili da simulare con le leggi di attenuazione comunemente usate per riprodurre gli effetti dei terremoti crostali. L’anomalia consiste sia nel fatto che il terremoto viene avvertito a grandi distanze, sia, ad esempio, che il campo macrosismico è generalmente asimmetrico. 

Questo non è soltanto un effetto della profondità, per cui il risentimento si distribuisce su un’area più ampia, ma è dovuto alla particolare modalità di propagazione delle onde sismiche, che rimangono “intrappolate” nella placca in cui si originano. In sostanza, vengono attenuate meno lungo lo slab, all’interno del quale “viaggiano” percorrendo lunghe distanze (Chen et al., 2013).  Inoltre, nelle zone di subduzione, al di sopra dello slab, è spesso presente un cuneo di astenosfera, un’area del mantello meno densa che attenua le onde sismiche: un motivo aggiuntivo (oltre alla distanza) per cui in prossimità dell’epicentro il risentimento è generalmente basso. Le onde sismiche si propagano quindi principalmente seguendo la geometria della litosfera subdotta, all’interno della quale la propagazione avviene in maniera estremamente efficiente e con bassissima attenuazione, e possono essere percepite anche a centinaia di chilometri di distanza, mentre in direzione verticale, verso la superficie, vengono attenuate dalla presenza dell’astenosfera (Figura 2).

È questo il motivo per cui, ad esempio, i terremoti della subduzione ellenica (in Grecia) si risentono fino a oltre 700 km di distanza dall’epicentro (Sbarra et al., 2017), come spiegato in questo precedente articolo. L’evento del 2 giugno 2026 (mappa Hai Sentito il Terremoto? – HSIT, Figura 3) oltre che in Calabria, è stato avvertito distintamente in Sicilia, in Puglia e in Campania a più di 500 km di distanza dalla sorgente (tenendo conto della profondità), come pure in Grecia e in Albania (vedi sito dell’EMSC). Una debole percezione è stata riportata anche in alcune città dell’Italia del Nord, ai piani superiori degli edifici più alti, dove possono essere percepite le basse frequenze generate dai forti terremoti (Tosi et al., 2023), e in Croazia e Slovenia a oltre 900 km di distanza. 

Per descrivere correttamente gli effetti dei terremoti della subduzione calabra, servirebbero leggi di attenuazione appositamente sviluppate, ma i dati disponibili non sono sufficienti a ricavare una relazione empirica, considerando che gli eventi di magnitudo elevata sono fortunatamente rari. Inoltre, per riprodurre l’effetto della propagazione “efficiente” all’interno dello slab e quello de-amplificante nelle aree in cui è presente materiale astenosferico a bassa profondità, è necessario considerare la geometria tridimensionale dell’intero sistema (slab e astenosfera). Per questo motivo, per lo studio degli effetti dei terremoti profondi è importante far riferimento a dati sperimentali, sia strumentali che ottenuti attraverso il contributo dei cittadini, per ricostruire in modo adeguato il campo di risentimento degli effetti dei terremoti.

Scendendo un po’ più nel dettaglio tecnico, alcune analisi preliminari dei dati registrati dalle stazioni della Rete Sismica Nazionale Integrata dell’INGV sembrano confermare proprio questo comportamento.

Nelle figure seguenti mostriamo una ricostruzione tridimensionale dello slab in subduzione (Fig. 4, Maesano et al., 2017) e una “fotografia” istantanea di come le stazioni  sismometriche vedano questo terremoto profondo (Fig. 5).

Quando un terremoto profondo nasce all’interno di uno slab, le onde si diffondono soprattutto come onde di volume, cioè onde P e S. Nell’immagine appena mostrata ogni traccia nera rappresenta la registrazione relativa alla componente verticale ad una stazione sismica; i sismogrammi sono ordinati in funzione della distanza epicentrale e filtrati tra 0.5 e 5 Hz, con il tempo che scorre dal basso verso l’alto a partire dall’istante origine dell’evento. Le due fasce colorate indicano gli intervalli temporali dove ci aspettiamo gli arrivi delle onde P (in rosso) e S (in blu), calcolati con un modello di Terra standard (iasp91), per la profondità effettiva del terremoto (circa 250 km), e si vede chiaramente come i massimi di ampiezza delle tracce si distribuiscono lungo queste bande, confermando la natura profonda dell’evento. In tratteggio sono mostrate, per confronto, le curve teoriche delle onde P e delle onde S che si avrebbero con un ipocentro molto più superficiale, a 10 km di profondità. In quel caso le onde raggiungerebbero le stazioni in modo progressivo, prima quelle più vicine e poi quelle più lontane, con un tempo di circa un minuto tra le stazioni più prossime e quelle oltre i 400 km. In questo terremoto profondo, invece, le onde P sono arrivate a tutte le stazioni in circa 30 secondi. Le onde superficiali sono in genere meno importanti rispetto a quelle generate da eventi più superficiali e nei sismogrammi non si vedono. La componente ad alta frequenza si attenua rapidamente con la distanza e infatti vediamo che le onde S scompaiono dal sismogramma dopo i primi  100/150 km. 

Durante il loro percorso le onde non attraversano un mezzo uniforme, ma incontrano variazioni di velocità, cambiamenti di direzione e discontinuità legate alla geometria della placca in subduzione, e, in pratica, lo slab può comportarsi come una specie di guida naturale per le onde, che vengono deviate, concentrate o attenuate in modo diverso a seconda della direzione di propagazione. Così, unitamente al fatto che per terremoti profondi il percorso delle onde per raggiungere la superficie è semplicemente più lungo, con un terremoto che avviene nello slab otteniamo anche altri effetti. Le onde sono “guidate” dalla geometria dello slab, per cui l’ampiezza delle onde P e S è più evidente nelle registrazioni delle stazioni in Calabria meridionale, così come avviene per i risentimenti censiti attraverso i questionari macrosismici di HSIT.

Questa figura mostra come si sono distribuite sul territorio le velocità di picco del moto del suolo delle onde P registrate dalle stazioni sismiche in Calabria e nelle regioni vicine durante il terremoto profondo del 2 giugno 2026 (Mw 6.1). Nel pannello superiore sono riportati i valori assoluti di PGV (massimo della velocità del suolo) per le tre componenti del segnale, mentre in quello inferiore è mostrato il rapporto rispetto allo scuotimento della stazione più vicina all’epicentro, utile per evidenziare dove il movimento è stato più o meno intenso. Un aspetto importante è che il segnale non si distribuisce in modo uniforme, ma riflette chiaramente la geometria della propagazione lungo lo slab e l’effetto della struttura tridimensionale della zona di subduzione. Si vede in particolare che l’energia sismica sembra si sia propagata in modo più efficiente verso le stazioni nella parte meridionale della Calabria.

La successiva figura mostra la stessa cosa per le onde S, mentre l’ultima mostra il rapporto tra le ampiezze delle onde P e quelle delle onde S, con una indicazione di come la presenza di una struttura tridimensionale complessa come lo slab calabro abbia un effetto complesso su tutte le stazioni della rete.

E’ possibile visualizzare quanto descritto finora in una animazione (shakemovie) basata su questa procedura, dove i colori verso il rosso sono deformazioni verticali verso l’alto, e i colori verso il blu sono deformazioni superficiali verso il basso. A titolo di esempio viene mostrata l’animazione realizzata per l’evento profondo del 10 marzo 2026 (410 km di profondità)  sulla sinistra, mentre a destra viene modellato un ipotetico evento uguale in energia ma posto a 10 km (profondità tipica di un terremoto crostale). Si vede chiaramente l’impatto minore dovuto alla profondità, ma anche la minore presenza di onde superficiali per i terremoti profondi. 

A cura di: Mara Monica Tiberti, Charlyse Pot, India Paglia, Emanuele Casarotti, Paola Sbarra, Francesco Maesano.

Sui terremoti profondi nel mar Tirreno sono stati realizzati diversi articoli su questo blog e un video sul canale YouTube di INGVterremoti.

Bibliografia

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 

Maesano, F.E., Tiberti, M.M., and Basili, R. (2017). The Calabrian Arc: three-dimensional modelling of the subduction interface. Sci. Rep., 7, 8887 . https://doi.org/10.1038/s41598-017-09074-8.

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. 

Tosi, P., De Rubeis, V., & Sbarra, P. (2023). Earthquake perception data highlight natural frequency details of Italian buildings. Earthquake Spectra, 39(2), 1240-1254. 

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Un terremoto di magnitudo ML 4.7 è stato registrato dalle stazioni della Rete Sismica Nazionale alle ore 19:28:12 italiane del 13 giugno 2026 localizzato nel Mar Tirreno meridionale, lungo la Costa Calabra nord-occidentale, ad una profondità pari a circa 214 km.

I terremoti profondi, caratteristici di quest’area del Mar Tirreno meridionale, sono provocati dal processo geologico di subduzione della litosfera ionica sotto la Calabria.

Secondo il Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani CPTI15 v. 4.0, in passato in questa area sono avvenuti alcuni terremoti di magnitudo stimata compresa tra Mw 4 e Mw 5; a nord est dell’epicentro di questa sera è avvenuto il forte terremoto dell’8 settembre 1905 di magnitudo stimata Mw 6.9.

Dalla mappa della sismicità strumentale dal 1985 ad oggi notiamo che in questa area la sismicità è frequente, da ricordare il terremoto del 26 ottobre 2006 di magnitudo Mw 5.8 con epicentro molto vicino al terremoto di questa sera e con profondità ipocentrale molto simile, circa  220 km.

Il risentimento sismico in superficie per eventi profondi può essere ampio. In questo caso il terremoto è stato avvertito in alcune località in Calabria e in parte della Sicilia, come testimoniano gli oltre 200 questionari arrivati fino a questo momento sul sito “Hai sentito il terremoto?”.

Sui terremoti profondi nel mar Tirreno sono stati realizzati diversi articoli su questo blog e un video sul canale YouTube di INGVterremoti.

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L’Interferometria SAR, anche conosciuta con l’acronimo InSAR, è una tecnica di telerilevamento che utilizza immagini satellitari acquisite da sensori noti come Radar ad Apertura Sintetica (SAR) per misurare le deformazioni del suolo con precisione millimetrica. Il SAR è un sensore attivo in grado di acquisire immagini della superficie terrestre sia di giorno che di notte, anche in presenza di copertura nuvolosa. Il principio di funzionamento è basato sull’invio a terra di un segnale elettromagnetico caratterizzato da un’ampiezza, che ci dice quanto è intenso, e una fase, ossia la posizione dell’onda in un certo momento, espressa con valori tra 0 e 360 gradi, che equivalgono a [0 – 2π] radianti. Raggiunto il suolo, il segnale viene diffuso in diverse direzioni e la frazione che torna al sensore è quella che si utilizza nella tecnologia SAR. Avremo quindi un contributo di ampiezza, dipendente dalle caratteristiche degli oggetti a terra e dalla loro capacità di riflettere, e un contributo di fase, legato alla distanza percorsa dal segnale per coprire il tragitto satellite-superficie terrestre. E’ proprio tramite l’analisi dei contributi di fase inviati da un sensore SAR in intervalli temporali differenti che è possibile ricostruire i campi di spostamento indotti sulla superficie terrestre da fenomeni naturali o antropici. 

Se il suolo si deforma, ad esempio a causa di un terremoto, immagini SAR acquisite prima (T1) e dopo (T2) l’evento sismico saranno infatti caratterizzate da contributi di fase diversi tra loro. Questo perché la deformazione del suolo indotta dal sisma, avrà un impatto sul tempo di percorrenza del segnale inviato dai sensori (Figura 1). 

L’interferometria SAR utilizza l’informazione contenuta nella differenza di fase tra due immagini acquisite a cavallo di un evento per calcolare di quanto si è deformato il terreno nell’intervallo temporale tra le due acquisizioni. La mappa delle differenze di fase tra due immagini, pixel per pixel, è il cosiddetto interferogramma, ed è il principale prodotto dell’analisi interferometrica. Esso consiste in un’immagine composta da frange di colore, le frange interferometriche, ognuna delle quali rappresenta un valore di differenza di fase nell’intervallo [-π, π], a sua volta rappresentativo di una deformazione di pochi centimetri. Per avere una rappresentazione maggiormente comprensibile del processo deformativo in atto è quindi necessario trasformare, mediante alcuni passaggi matematici, l’interferogramma in una vera e propria mappa di deformazione, in cui ogni pixel riporta un valore di deformazione assoluto del terreno. Il primo terremoto a essere studiato con questa tecnica è stato il terremoto di magnitudo momento Mw 7.3 nella comunità di Landers, in California, nel 1992. In un lavoro su Nature, gli autori evidenziarono le potenzialità dell’Interferometria SAR, applicata a immagini acquisite dalle missioni ERS-1 dell’Agenzia Spaziale Europea, mostrando per la prima volta come appariva un terremoto visto da satellite (Figura 2).  

I principali eventi in epoca strumentale  in Italia

La tecnica interferometrica è sensibile a deformazioni superficiali dell’ordine di diversi centimetri, associate solitamente a eventi sismici di magnitudo momento Mw superiore a 5, che fortunatamente non sono molto frequenti in Italia. A partire dai primi anni ’90, quando i satelliti ERS dell’Agenzia Spaziale Europea hanno acquisito e reso per la prima volta disponibili alla comunità scientifica immagini SAR della superficie terrestre, si possono individuare quattro principali sequenze sismiche che hanno interessato in modo significativo il territorio italiano, con conseguenze talvolta anche drammatiche (Figura 3).

Nel nostro paese, la prima applicazione dell’Interferometria SAR allo studio di un evento sismico risale al terremoto di Colfiorito del 1997 . Il 26 settembre 1997 alle ore 11:40 (ora italiana) un evento sismico di magnitudo locale ML 5.8 (https://terremoti.ingv.it/event/849549) colpì un’area di circa 15 km di lunghezza tra Umbria e Marche, tra Colfiorito (PG) e Serravalle di Chienti (MC). Il sisma enucleò a una profondità di circa 6 km e i risentimenti furono avvertiti distintamente in gran parte dell’Italia centrale. L’analisi InSAR, applicata a una coppia di immagini SAR acquisite dalle costellazioni ERS-2 dell’Agenzia Spaziale Europea, mostrò un abbassamento dell’Altopiano di Colfiorito di circa 25 centimetri (Figura 4), consistente con un meccanismo di faglia di tipo normale tipico delle zone dell’Appennino centrale. 

Il secondo terremoto analizzato con la tecnica dell’Interferometria SAR è stato l’evento di magnitudo momento Mw 6.1 (https://terremoti.ingv.it/event/1895389) che ha colpito L’Aquila durante la notte del 6 aprile 2009. In questo caso le immagini SAR applicate a dati acquisiti durante la missione Envisat dell’Agenzia Spaziale Europea, hanno dato la possibilità di stimare spostamenti cosismici massimi pari a circa 25 cm e un’area di deformazione estesa  circa 30 chilometri in lunghezza (Figura 5), permettendo di ricostruire la faglia responsabile dell’evento, anche in questo caso con un meccanismo normale consistente con il regime estensionale dell’Appennino (Atzori et al., 2009).

Successivamente, nel maggio 2012 il territorio emiliano è stato colpito da due forti terremoti. Il primo, di magnitudo momento Mw 5.8 e profondità 10 km, avvenuto il 20 maggio nei pressi di Finale Emilia (https://terremoti.ingv.it/event/772691), mentre il secondo di magnitudo momento Mw 5.6 e profondità 8 km localizzato a sud della città di Mirandola (https://terremoti.ingv.it/event/841091), entrambi in provincia di Modena. Questi eventi sono stati oggetto di analisi InSAR utilizzando i dati acquisiti dalle missioni spaziali Radarsat (Agenzia Spaziale Canadese) e COSMO-SkyMed (Pezzo et al., 2013). In particolare questi ultimi dati, distribuiti dall’Agenzia Spaziale Italiana, sono stati fondamentali fin dalle prime fasi di gestione dell’emergenza per una rapida valutazione degli spostamenti cosismici nell’area, stimati intorno ai 14 cm (Figura 6).

L’ultimo forte evento che ha colpito la nostra penisola è rappresentato dalla sequenza sismica che ha interessato il centro Italia nel 2016-2017 per circa 8 mesi, con più di 3500 eventi di magnitudo maggiore di 2.5, causando gravi danni all’edificato, danneggiando irrimediabilmente il patrimonio artistico e provocando, purtroppo, anche più di 300 vittime. La sequenza è stata caratterizzata da 4 eventi principali: il terremoto di Amatrice/Accumoli (RI) del 24 agosto 2016, con una magnitudo momento Mw pari a 6.0 (https://terremoti.ingv.it/event/7073641), il terremoto di Visso (MC) del 26 ottobre 2016, con una magnitudo momento Mw di 5.9 (https://terremoti.ingv.it/event/8669321), il terremoto di Norcia (PG) del 30 ottobre 2016, con una magnitudo momento Mw di 6.5 (https://terremoti.ingv.it/event/8863681) e il terremoto di magnitudo momento Mw 5.5 avvenuto a Capitignano (AQ) il 18 gennaio 2017 (https://terremoti.ingv.it/event/12697591). Il dato interferometrico ha permesso di stimare la deformazione totale causata dalla sequenza, che ha determinato un abbassamento di circa 1 metro della Piana di Castelluccio (Figura 7), e vincolare geometria, meccanismo e profondità delle faglie responsabili. In questo ultimo caso, l’Interferometria SAR è stata applicata alle immagini delle costellazioni Sentinel-1 dell’ESA, il cui primo satellite è stato lanciato nel 2014. 

Questo excursus sui principali eventi sismici, che hanno interessato il territorio italiano e che sono stati studiati mediante la tecnica InSAR, ha consentito di apprezzare i significativi miglioramenti raggiunti in questi decenni sia dagli algoritmi e dai software utilizzati per il calcolo degli interferogrammi, che dalla tecnologia applicata ai sensori SAR. Dall’evento di Colfiorito, analizzato con dati ERS, fino alla sequenza che ha colpito il centro Italia tra il 2016 e il 2017, investigata nel dettaglio con dati Sentinel-1, risultano evidenti i progressi nella qualità delle immagini ottenute. I miglioramenti in termini di risoluzione spaziale, tempo di rivisita, prestazioni dei sensori, insieme ad algoritmi di elaborazione dei dati sempre più sofisticati, hanno permesso di affinare in modo sostanziale l’informazione estratta dal dato satellitare, contribuendo a una conoscenza sempre più approfondita e accurata dei fenomeni sismici e della sismicità del nostro Paese.

A cura del Laboratorio GEOSAR dell’INGV

Riferimenti

Massonnet, D., Rossi, M., Carmona, C. et al. (1993). The displacement field of the Landers earthquake mapped by radar interferometry. Nature, 364, 138–142. https://doi.org/10.1038/364138a0

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 Colfiorito, Italy, earthquakes: Modeled coseismic surface displacement from SAR interferometry and GPS. Geophys. Res. Lett., 26, https://doi.org/10.1029/1999GL900141.

Atzori, S., Hunstad, I., Chini, M., Salvi, S., Tolomei, C., Bignami, C., Stramondo, S., Trasatti, E., Antonioli, A., and E. Boschi (2009). Finite fault inversion of DInSAR coseismic displacement of the 2009 L’Aquila earthquake (central Italy). Geophys. Res. Lett., 36, L15305, doi:10.1029/2009GL039293.

Pezzo, G., Merryman Boncori, J. P., Tolomei, C., Salvi, S., Atzori, S., Antonioli, A., … & Giuliani, R. (2013). Coseismic deformation and source modeling of the May 2012 Emilia (Northern Italy) earthquakes. Seismological Research Letters, 84(4), 645-655.

Cheloni, D., et al. (2017). Geodetic model of the 2016 Central Italy earthquake sequence inferred from InSAR and GPS data. Geophys. Res. Lett., 44, 6778–6787, doi:10.1002/2017GL073580.

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Dal 6 all’8 giugno, a Genova, la Giornata Mondiale degli Oceani diventa anche un’occasione per conoscere meglio gli tsunami. Il Centro Allerta Tsunami dell’INGV, infatti, partecipa all’edizione 2026 con lo stand espositivo Tsunami HUB. Qui troverete un simulatore video e una porta. Vi chiederete: cosa hanno in comune con gli tsunami?

Non vi anticipiamo la risposta: vi invitiamo a scoprirla di persona, passando a trovarci al Villaggio del Mare, in largo Pertini.

Qui, tra esperimenti, giochi, prove di forza e tsunami da generare con le proprie mani, sarà possibile capire come nascono questi fenomeni, perché sono così diversi dalle onde prodotte dal vento e quanta energia conservano quando raggiungono la costa. Sarà anche l’occasione per scoprire che gli tsunami non si generano solo negli Oceani e lontano da noi, ma possono verificarsi anche nel Mar Mediterraneo.

Le attività dello stand sono rivolte al pubblico dagli 8 anni in su, durano circa 20 minuti e prevedono la partecipazione attiva dei visitatori, con gruppi fino a 10 persone.

L’iniziativa si inserisce nel programma della Giornata Mondiale degli Oceani: Conoscere, Comprendere, Convivere, promossa dall’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) in occasione del World Oceans Day, la ricorrenza istituita dalle Nazioni Unite per sensibilizzare il pubblico sull’importanza degli oceani, sull’impatto delle attività umane e dei cambiamenti climatici e sulla necessità di proteggere una risorsa essenziale per la vita sul pianeta.

L’evento è patrocinato dal Comune di Genova, dal Ministero dell’Università e della Ricerca, dal Ministero dell’Ambiente e della Sicurezza Energetica e dalla Regione Liguria, ha ottenuto anche quest’anno l’endorsement UNESCO ed è stata riconosciuta tra le Ocean Decade Activities del 2026.