ANPS Volontari Roma

Da quando è avvenuto il disastroso terremoto del Venezuela si sono letti molti commenti, soprattutto nelle ultime ore, riguardo il fatto che alcune (o molte) persone hanno ricevuto un’allerta sismica sui cellulari prima del terremoto.

A rigore, l’affermazione non è esatta: i cittadini hanno effettivamente ricevuto sui propri smartphone un’allerta sismica, ma la notifica è arrivata a terremoto già avvenuto o, per essere più precisi, quando la scossa era già iniziata. 

Il processo di rottura di una faglia grande come quella che si è attivata in Venezuela il 24 giugno 2026 (lunga circa 200 km) dura alcune decine di secondi. Ciò che accade è che mentre la rottura sta ancora propagandosi lungo la faglia, emettendo energia sotto forma di onde sismiche, le zone della faglia più prossime all’ipocentro avranno già subito un forte scuotimento. Inoltre le prime onde prodotte da un terremoto sono le onde P, più veloci e generalmente meno distruttive delle onde S; la differenza dei tempi di arrivo delle due onde sarà tanto maggiore più ci si allontana dall’epicentro; se ci si trova a 50 km, si possono avere 10-15 secondi di differenza. Se si è sopra l’epicentro, purtroppo la differenza è piccolissima.

Avendo a disposizione degli strumenti capaci di osservare e misurare il moto del suolo (sismometri o accelerometri, ad esempio), è possibile, stimare rapidamente la magnitudo del terremoto o comunque le caratteristiche del movimento del terreno, e usare queste informazioni per “prevedere” cosa accadrà nelle aree più distanti della faglia e intorno ad essa. Non una previsione del terremoto, quindi, ma una previsione del suo possibile impatto nelle aree più lontane dall’epicentro. Esisterà dunque sempre una zona “cieca” dove non sarà possibile inviare un’allerta. Questo è il principio base di un sistema di allerta rapido dei terremoti (Earthquake Early Warning System, EEWS) e sfrutta il fatto che l’avviso viaggia in pratica alla velocità della luce (molto maggiore della velocità delle onde sismiche), potendo quindi raggiungere immediatamente le aree più lontane dall’epicentro.

Il principio è lo stesso dei sistemi di allerta tsunami (Tsunami Early Warning System, TEWS), con la differenza che per questi ultimi i tempi di propagazione delle onde di maremoto sono molto più alti, da qualche minuto a molte ore; quindi, le possibilità di informare tempestivamente le persone lungo le coste a rischio sono di gran lunga maggiori.

L’allerta sismico in Venezuela

Ma veniamo al caso del Venezuela. L’allerta di cui abbiamo letto, inviato da Google sui cellulari Android, si basa su un sistema che non utilizza una rete di sismometri installata ad hoc, ma sfrutta i minuscoli accelerometri presenti all’interno dei cellulari che tutti noi utilizziamo. Questi accelerometri non forniscono segnali di alta qualità come quelli utilizzati per scopi scientifici (che costano due o tre ordini di grandezza di più, da pochi euro a qualche migliaio), ma hanno il pregio di essere molto più numerosi, anche in questo caso di alcuni ordini di grandezza. Tipicamente, anche nelle regioni dove le reti sismiche e accelerometriche sono più dense, come il Giappone, la California o l’Italia, il numero degli strumenti scientifici è di alcune centinaia o al massimo qualche migliaio, mentre nella stessa area possono esserci attivi milioni di smartphone.

La tecnologia sviluppata da Google, con il supporto scientifico del laboratorio sismologico dell’Università di Berkeley e del suo ideatore principale Richard Allen, si basa proprio sull’analisi rapida e massiva dei dati degli accelerometri dei cellulari. In pratica un numero enorme di dati rilevati da questi nell’area epicentrale ha permesso di stimare le caratteristiche dello scuotimento in atto e inviare una segnalazione alle aree più distanti. Il sistema, chiamato Android Earthquake Alerts, ha iniziato a essere sperimentato nel 2021, prima in Grecia e Nuova Zelanda, e oggi è attivo in 98 Paesi, dove copre circa 2,5 miliardi di persone.

La faglia (o le faglie?) e l’allerta

Nel caso del terremoto del 24 giugno scorso il risultato è probabilmente stato agevolato dal fatto che i terremoti forti sono stati due, avvenuti in rapida successione: come già descritto, il primo terremoto riconosciuto dall’USGS è avvenuto il 24 giugno alle 22:04:33 (orario UTC, in Venezuela le 18:04; in Italia le 00:04 del 25/6) e ha avuto magnitudo 7.2; il secondo, di magnitudo 7.5 (quindi circa tre volte più energetico del primo!) è avvenuto 39 secondi dopo. Come accennato prima, va considerato che il processo di rottura di una faglia per un terremoto di magnitudo 7.2 dura alcune decine di secondi, quindi l’evento di magnitudo 7.5 è iniziato quando il primo era appena terminato o ancora in corso, facendo ipotizzare che, in realtà, si potrebbe trattare di un unico terremoto con due episodi successivi che potrebbero avere interessato due segmenti della stessa faglia o due faglie vicine, con meccanismi focali molto simili. 

Dal modello di faglia ricostruito dai ricercatori dell’INGV con i dati satellitari, si ipotizza che si sia trattato di un unico processo di rottura complesso, caratterizzato da due principali zone di rilascio di energia lungo la stessa struttura tettonica e che la propagazione della faglia sia avvenuta principalmente da Ovest a Est, verso Caracas. 

Anche l’USGS considera ora il terremoto come un unico evento caratterizzato da due sub-eventi (vedi anche la figura successiva) e ipotizza un modello di faglia, basato sui dati sismologici a grande distanza (telesismici) e sui dati da satellite, con la propagazione della rottura verso Est, ma con una distribuzione dello spostamento sulla faglia un po’ differente da quella ottenuta da INGV. Dalle analisi in corso sui dati progressivamente disponibili, si evince che la propagazione della rottura in direzione Est ha purtroppo aggravato l’impatto del terremoto nella capitale del Venezuela.

Guardando la distribuzione del rilascio di energia nel tempo si nota che, in sostanza, la durata dell’intero processo di rottura della faglia è circa un minuto e mezzo. E’ importante precisare che la durata dello scuotimento avvertito non corrisponde con la durata della rottura sulla faglia. Quest’ultima indica la durata del fenomeno di “produzione” delle onde sismiche (queste vengono emesse sulla superficie di faglia durante la rottura), nel caso in esame quindi circa un minuto e mezzo. La propagazione delle onde dura molto di più, perché queste ultime vengono riflesse e rifratte più volte all’interno della Terra e alla superficie. In un caso come questo, i sismometri di tutto il mondo registrano queste onde per molte ore, mentre le persone le avvertiranno per una durata variabile che dipende dalla distanza dalla faglia, dalle condizioni geologiche, dall’altezza dell’edificio, dalla posizione (in piedi o sdraiati, ad esempio), e perfino dalla percezione individuale. 

Tornando all’allerta in Venezuela, è quindi realistico che molte persone siano state “allertate” prima dello scuotimento più forte, come testimoniano diversi messaggi circolati sui social media in questi giorni. Nell’esempio sotto riportato dal Corriere della Sera, si vede ad esempio che il messaggio di allerta prevedeva una magnitudo pari a 6.2, fortemente sottostimata rispetto alla realtà (un terremoto di magnitudo 6.2 è circa 90 volte più piccolo di uno di 7.5!), e l’allerta era stata inviata in questo caso a Curazao, distante circa 300 km dall’epicentro, mentre nell’esempio di destra si tratta di una distanza di circa 120 chilometri, sempre con magnitudo stimata di 6.2. 

In generale, come suggerito dal Prof. Aldo Zollo (Università di Napoli Federico II) la valutazione della performance di un sistema di allerta deve essere effettuata in maniera accurata, considerando molti elementi, tra i quali: 

• Quanti secondi di preavviso utile hanno avuto le persone prima che le scosse provocassero danni?
• Quante persone nelle aree più critiche non hanno ricevuto l’allerta?
• Quanto è stata accurata la previsione del terremoto (e dello scuotimento) in termini di allarmi corretti, mancati e falsi?
• Quanti cittadini hanno utilizzato l’allerta per adottare misure di protezione?
• L’allerta è stata ricevuta principalmente dalle persone nell’area ad alto impatto o soprattutto dagli utenti più lontani, dove le scosse sono state meno dannose?

Questa valutazione si rende necessaria, prima di poter affermare che un sistema ha funzionato o meno. Meglio sarebbe dire che va valutata la sua reale efficacia. 

Anche pochi secondi contano

Sebbene i tempi di un’allerta sismica siano contenuti, alcuni secondi o al massimo poche decine, questo tempo può fare una differenza significativa. Le persone possono allontanarsi dalle finestre o dai luoghi critici, interrompere l’uso di macchinari pericolosi o mettersi al riparo nelle aree più sicure della propria casa prima che inizi lo scuotimento più forte. Inoltre, studi sui comportamenti e l’accettazione sociale di questi sistemi condotti in USA, in Nuova Zelanda e anche in Italia dimostrano che l’avviso può aiutare per prepararsi mentalmente all’evento, evitando così di farsi prendere dal panico.

L’Italia, come noto, è un Paese ad alto rischio sismico. Da molti anni sta sperimentando sistemi di allerta precoce dei terremoti. Nel nostro Paese c’è stata una certa diffidenza nei confronto di tali sistemi, dovuta soprattutto al fatto che i danni dei terremoti si riscontrano entro poche decine di chilometri dall’epicentro, a causa delle magnitudo generalmente più basse (e dalle faglie più piccole) rispetto ai casi come quello di questi giorni del Venezuela, o al terremoto della Turchia del 2023 (faglia di 300 km) o della Nuova Zelanda nel 2016 (faglia di 180-200 km), tutti terremoti che hanno visto l’attivazione di più segmenti di faglia adiacenti. Ciò nonostante, nel passato sismico del nostro Paese abbiamo avuto terremoti complessi con episodi di rotture multiple, l’ultimo dei quali nel 1980 in Irpinia (tre sub-eventi a distanza di 40 secondi), ma con un’ampia casistica se guardiamo al catalogo storico (nel 1456, 1693, 1783, solo per citarne alcuni). Oggi, con il progredire della tecnologia, sia delle reti sismiche che della trasmissione dei dati, le possibilità di stimare rapidamente un evento sismico – e raggiungere rapidamente le persone – sono molte aumentate e si sta quindi sperimentando anche in Italia.

Un risultato importante è stato raggiunto di recente con il sistema di allerta sismica preventiva, sviluppato in collaborazione tra RFI e l’Università degli Studi di Napoli Federico II e applicato al tratto Roma-Napoli della rete ferroviaria ad alta velocità. Anche l’INGV ha avviato processi di sperimentazione finalizzati alla realizzazione di un sistema di allerta precoce dei terremoti su scala nazionale. Riguardo alla tecnologia proposta da Google, va detto che al momento questa è operativa in molti Paesi nel mondo, ma non ancora in Italia.

Un’ultima considerazione va fatta riguardo alla difesa dai terremoti in generale: sarà molto importante arrivare anche nel nostro Paese a un sistema di allerta sismica, ma la riduzione del rischio passa innanzitutto per la riduzione della vulnerabilità degli edifici. Ricevere un’allerta 5,10, anche 20 secondi prima di un terremoto non permetterebbe quasi mai di uscire all’aperto per salvarsi dai crolli, ma come detto solo di prepararsi mentalmente, portandosi nel luogo più sicuro della casa o di una scuola, anche semplicemente riparandosi sotto un tavolo solido o un banco. Tuttavia, è evidente che ricevere un preavviso potrebbe non essere sufficiente a garantire la nostra incolumità qualora l’edificio dovesse crollare completamente. Importante quindi che il nostro patrimonio edilizio sia sismicamente adeguato o migliorato, soprattutto nelle aree ad alta pericolosità. 

A cura di Alessandro Amato, INGV.

Altri articoli utili

Judith A Hubbard and Kyle Bradley, Early scientific picture of the deadly Venezuela earthquake emerges. Eastward rupture from the Boconó fault onto the San Sebastián fault.

Allen, R. M. & Melgar, D. Earthquake early warning: Advances, scientific challenges, and societal needs. (2019). https://doi.org/10 .1146/annurev-earth-053018

Festa,G. et al. Performance of earthquake early warning systems during the 2016–2017 Mw5–6.5 central Italy sequence. Seismol. Res. Lett. 89 (1), 1–12. https://doi.org/10.1785/0220170150 (2017).

Hoshiba, M. & Ozaki, T. Earthquake early warning and tsunami warning of the Japan meteorological Agency, and their performance in the 2011 off the Pacific Coast of Tohoku earthquake (Mw 9.0). In: (eds Wenzel, F. & Zschau, J.) Early Warning for Geological Disasters. Advanced Technologies in Earth Sciences. Springer, Berlin, Heidelberg. https://doi.org/10.1007/978-3-642-12233-0_1 (2014).

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Rea, R., A. Scala, F. Bernardi, L. Elia, S. Lorito, S. Colombelli, G. Festa, F. Romano, A. Amato & A. Zollo (2025). Feasibility study of an integrated earthquake and tsunami early warning system. Scientific Reports, 15:43124 | https://doi.org/10.1038/s41598-025-25832-5

Satriano, C., Wu, Y. M., Zollo, A. & Kanamori, H. Earthquake early warning: Concepts, methods and physical grounds. Soil. Dyn. Earthq. Eng. 31 (Issue 2), 106–118. https://doi.org/10.1016/j.soildyn.2010.07.007 (2011).

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Nella notte tra il 24 ed il 25 giugno 2026 la costa settentrionale del Venezuela è stata colpita da una sequenza sismica, con due forti eventi, stimati dall’USGS rispettivamente di magnitudo 7.2 e 7.5, localizzati nell’area di Morón e avvertiti in modo disastroso anche nella regione della capitale Caracas. In questo articolo illustriamo un modello preliminare di sorgente sismica (faglia) ottenuto a partire da immagini radar da satellite (SAR); queste ultime vengono elaborate con la tecnica interferometrica (InSAR), tramite cui è possibile ottenere in tempi rapidi una mappa della rottura sulla faglia. 

Anche se rappresentiamo il terremoto come un fenomeno che si verifica in un punto (l’ipocentro), ma è una rottura della crosta terrestre lungo un piano di scorrimento (la faglia) che può estendersi anche per molti chilometri, in larghezza e in profondità, arrivando talvolta ad affiorare in superficie. Possiamo quindi parlare di una faglia estesa lungo la quale anche l’entità dello scorrimento (slip) non è costante, bensì varia da zero a un valore massimo, in funzione principalmente dalla magnitudo dell’evento.

Ad un terremoto si accompagnano sempre delle deformazioni permanenti del suolo, che hanno anch’esse un picco massimo, generalmente in prossimità dell’epicentro, e vanno gradualmente a zero, allontanandosi da questo. In questo caso, oltre alla magnitudo, un ruolo importante lo svolge la profondità dell’evento: terremoti profondi generano deformazioni permanenti minori di terremoti superficiali, a parità di magnitudo. I satelliti vedono queste deformazioni e partendo da queste è possibile capire di quanto una faglia si sia mossa.

Questo tipo di modellazione permette di andare oltre la semplice localizzazione epicentrale e la magnitudo, offrendo una descrizione più fisica e completa del processo sismogenetico, contribuendo a comprendere meglio l’impatto della sequenza sul territorio venezuelano.

ll modello della sorgente è stato ottenuto con 2 dataset InSAR ed è caratterizzato da una faglia orientata Est-Ovest (strike 264°), quasi verticale (dip 82°) e un meccanismo di rottura prevalentemente laterale destro (rake 168°). La porzione di faglia interessata dalla rottura è lunga circa 180 km, con un picco di scorrimento di circa 3.6 m a una profondità di 11.1 km. Il rilascio di energia è pari a 2.70𑛀10^20 Nm, corrispondente a un terremoto di magnitudo 7.6.

L’analisi della sorgente è stata fatta usando immagini radar da satellite che contengono tutte le deformazioni prodotte dalla rottura lungo la faglia, ovvero quelle prodotte da entrambi gli eventi. Questo spiega perché la magnitudo di questo modello risulta pari a M 7.6, leggermente più alta rispetto a quella stimata per il singolo evento principale (Mw 7.5 – USGS).

Sebbene il modello che presentiamo sia ancora preliminare, esso consente già di proporre una prima interpretazione del processo di rottura, particolarmente importante in assenza, al momento, di dati sismologici locali dettagliati. Secondo questa ricostruzione, la rottura potrebbe essersi avviata nella porzione occidentale della faglia, dove lo scorrimento ha interessato livelli relativamente superficiali della crosta. 

Il principale rilascio di energia, associato probabilmente al primo evento, sembra invece localizzarsi nell’area prossima a Morón, dove il modello indica uno scorrimento massimo di circa 2.5 metri a una profondità di circa 20 km. Da qui la rottura avrebbe continuato a propagarsi lungo la faglia, in direzione di Caracas, con una velocità dell’ordine di 3-3.5 km/s. Dopo circa 30-40 secondi, il processo avrebbe coinvolto anche una seconda area, più vicina alla capitale, a circa 10 km di profondità, dove si sarebbe verificato il massimo rilascio di energia dell’intera sequenza, con uno scorrimento stimato fino a 3.6 metri.

Descritta in questi termini, la sequenza può essere interpretata non come due fenomeni completamente indipendenti, ma come un unico processo di rottura complesso, caratterizzato da due principali zone di rilascio di energia lungo la stessa struttura tettonica.

Dal 2025 l’INGV, nell’ambito delle attività del GeoSAR Lab, ha realizzato una piattaforma per la visualizzazione e la distribuzione di prodotti relativi ad eventi sismici significativi in Italia e nel mondo; il portale della Sorgente Estesa è caratterizzato da un visualizzatore interattivo 3D studiato appositamente per valorizzare di questi prodotti, corredati da spiegazioni accessibili a tutti e link utili per lo download dei dati per analisi tecnico-scientifiche.

La produzione dei dati InSAR e dei modelli di sorgente è frutto di una preziosa e continuativa collaborazione fra due enti di ricerca pubblici italiani: l’IREA-CNR e l’INGV. Grazie a questa collaborazione, oggi siamo in grado di fornire le soluzioni di sorgenti sismiche per eventi rilevanti, come quello del Venezuela, a poche ore dall’evento e a scala globale.

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Un terremoto di magnitudo preliminare Mwp 7.0 (M 7.2 – USGS) è stato localizzato alle ore 22:04 ora UTC del 24 giugno 2026 (00:04 italiane del 25 giugno 2026) 28 km a nord-ovest di San Felipe (206.000 abitanti) dello stato di Yaracuy, circa 170 km a sud–est di Caracas, nel nord del Venezuela. Il sisma è avvenuto ad una profondità stimata di circa 3 km.

Per terremoti di queste dimensioni ed  in regioni geologiche complesse sono necessarie alcune ore per avere un quadro più completo della stima dell’energia rilasciata e del meccanismo con cui si è attivata la sorgente sismica. Secondo l’USGS, si tratta di un primo evento sismico seguito da un secondo evento dopo 39 secondi con Magnitudo M7.5 e con epicentro a 23 km a sud-est di Yumare.

Il Venezuela settentrionale si trova lungo il margine complesso tra la placca Caraibica (a Nord) e la placca Sudamericana (a Sud). Il movimento relativo tra le due ha una componente importante di trascorrenza destra, cioè moto laterale destro, accompagnata localmente da deformazione distribuita. Le principali faglie attive che accomodano questo movimento sono il sistema Boconó–San Sebastián–El Pilar ed il sistema Oca–Ancón. Il terremoto odierno sembra aver attivato la regione dove questi sistemi si intersecano, probabilmente con l’attivazione di più faglie.

Tutti questi sistemi hanno dato origine in epoca storica a diversi eventi sismici distruttivi: si pensi ad esempio al terremoto del 28 marzo 1812 (M7.7) che ha colpito le città di Caracas e San Felipe e quello del 29 ottobre 1900 (M7.7) che colpì Caracas.

Pochi minuti dopo il terremoto, è stata diramata un’allerta tsunami per Porto Rico e le Isole Vergini. L’allerta è stata revocata senza evidenze di variazione del livello del mare alle 01:15 IT.

Riportiamo le proiezioni elaborate dall’USGS relative alla probabilità di occorrenza di eventi sismici significativi nei prossimi sette giorni nell’area. Le analisi (aggiornate alle 02:23:01 IT) indicano una probabilità settimanale del 43% che si verifichino eventi con magnitudo pari o superiore a 6. Questa percentuale si riduce notevolmente, attestandosi al 6%, per eventi con magnitudo pari o superiore a 7. Questo significa che, sebbene la probabilità sia bassa (4% settimanale), anche l’occorrenza di terremoti con una magnitudo superiore a quella registrata oggi è possibile. È fondamentale sottolineare che queste stime si basano su modelli probabilistici e non costituiscono una predizione, ma piuttosto un’indicazione statistica basata su dati e modelli disponibili al momento. Per ulteriori dettagli e per consultare la metodologia utilizzata, è possibile fare riferimento alla pagina ufficiale dell’USGS:https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eventpage/us6000t7zp/oaf/overview

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Il 25 aprile del 1836 un forte terremoto colpì la Calabria nord-orientale. L’area epicentrale del sisma è stata individuata nei pressi di Rossano Calabro (CS) attraverso l’analisi della distribuzione dei danni. Nonostante l’ubicazione costiera dell’evento e la conseguente mancanza di dati sismologico-storici relativi agli effetti prodotti a largo del litorale ionico, è stato possibile calcolare una magnitudo momento Mw pari a 6.2.

L’intensità massima, corrispondente al X grado della scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS), fu registrata nell’abitato di Crosia (CS), che subì i danni più rilevanti. Livelli di danneggiamento molto severi interessarono anche Rossano Calabro e Calopezzati, dove è stata stimata un’intensità pari al grado IX MCS (Fig. 1, Rovida et al., 2022).

Quello del 1836 è solo uno dei grandi terremoti che hanno colpito il territorio calabro negli ultimi quattro-cinque secoli e, tra questi, ricordiamo le sequenze sismiche del 1638 e del 1783, caratterizzate da forti terremoti che hanno superato magnitudo stimata Mw 7, nonché gli eventi del 1832 (Mw 6.7), del 1905 (Mw 7.0) e del 1908 (Mw 7.1).

Il terremoto del 1836 si colloca in un settore della penisola italiana geologicamente complesso, ovvero nella zona di giunzione tettonica fra l’Appennino meridionale e l’arco calabro. La giustapposizione di questi due domini tettonici è definita da un’ampia zona di faglia perpendicolare all’arco calabro stesso, nota come “Linea del Pollino”, che consiste in un allineamento tettonico orientato circa NO-SE a cinematica trascorrente sinistra (e.g. Tansi et al., 2007), che mette a contatto le sequenze sedimentarie marine del Meso-Cenozoico dell’Appennino meridionale con i corpi metamorfici e ignei della Calabria (Fig. 2).

Nel corso degli ultimi decenni sono stati condotti diversi studi che hanno cercato di fare luce sul quadro strutturale della zona colpita dall’evento sismico del 1836, analizzando le faglie presenti nell’area e la loro possibile attività recente, alla ricerca della faglia responsabile del terremoto. L’elemento tettonico principale interessa la zona di Rossano Calabro, appartenente alla cosiddetta “Linea Cetraro-Rossano” di Moretti e Guerra (1997), anche noto come Faglia di Rossano (e.g. Corbi et al., 2009; Galli et al., 2009), ad andamento circa E-O. La struttura tettonica mostra una storia cinematica complessa, con movimenti sia trascorrenti che normali con componente obliqua. Van Dijk et al. (2000) e Muto et al. (2014) hanno invece identificato nell’area un’ampia zona di faglia a cinematica transpressiva sinistra, orientata circa NO-SE, che si interromperebbe proprio in corrispondenza della suddetta Faglia di Rossano.

Da un punto di vista dell’attività recente della Faglia di Rossano, Galli et al. (2009) hanno descritto possibili evidenze geologiche di movimenti di tipo distensivo nell’Olocene. Invece, Folino Gallo (2010) e Tansi et al. (2024) hanno mostrato evidenze geologiche di attività nel Quaternario iniziale di faglie a cinematica transpressiva sinistra nella zona di Rossano Calabro e nei settori circostanti. 

La cosiddetta “Linea Corigliano-Rossano” è stata, invece, ipotizzata essere la faglia responsabile del terremoto del 1836 da Moretti (2000), mentre Galli et al. (2009) considerano la suddetta Faglia di Rossano, come struttura tettonica estensionale responsabile del forte evento sismico. Secondo gli stessi autori, la faglia sarebbe stata anche responsabile di un evento sismico che avrebbe colpito la medesima area nel 951 d.C. (magnitudo equivalente 6 secondo Guidoboni et al., 2019). Tuttavia, ad oggi non sono stati individuati elementi geologici che confermino l’attivazione della Faglia di Rossano in occasione di questo evento sismico.

Ricerche condotte in tempi più recenti (Gori et al., 2016) hanno messo in luce, per la prima volta, dei segnali di attività tettonica estremamente recente in un settore specifico del territorio. Tale ramo di faglia è stato localizzato tra gli abitati di Mirto e Marina di Calopezzati, situandosi proprio nell’area che subì il maggior impatto distruttivo durante il sisma del 1836.

Le indagini condotte hanno permesso di individuare una zona di faglia caratterizzata da cinematica transpressiva sinistra, caratterizzata dalla presenza di piani sia trascorrenti che inversi. Nello specifico, l’osservazione delle pareti di uno scavo edilizio (Fig. 4) ha rivelato una chiara struttura di faglia posizionata in prossimità del litorale, sulla sinistra idrografica del Torrente Fiumarella. 

Tale zona di faglia, orientata circa NO-SE, ha deformato e dislocato sedimenti marini riferibili al Pleistocene medio, che oggi affiorano ad alcuni metri sopra il livello del mare a causa del sollevamento regionale che interessa la Calabria a partire dal Pleistocene medio (e.g. Westaway, 1993). Questi sedimenti risultano piegati e dislocati da piani di faglia inversi (Figg. 5 e 6). Questi mostrano un senso di accavallamento e trasporto verso monte, i cui movimenti non sono quindi imputabili a fenomeni non tettonici, quali frane.

Tali deformazioni e dislocazioni hanno interessato anche sedimenti molto recenti, datati dagli autori all’Olocene con il metodo del Radiocarbonio, testimoniando l’attività di questa zona di faglia anche negli ultimi millenni. Inoltre, tale struttura tettonica sembra collocarsi in corrispondenza di una scarpata posizionata a pochi metri dal mare e lungo la quale furono segnalati fenomeni ambientali cosismici in occasione del terremoto del 1836.

Il quadro strutturale della regione e le evidenze di deformazione dei sedimenti quaternari permettono di associare la zona di faglia osservata da Gori et al. (2016) all’attività di una ampia zona di deformazione tettonica trascorrente sinistra, le cui evidenze sono state individuate sia a terra (Muto et al., 2014; 2015) che a mare (e.g. Van Dijk, 2000; Ferranti et al., 2014).

Nonostante la necessità di approfondire le ricerche con ulteriori indagini geologiche sul campo, i dati attualmente disponibili consentono di formulare l’ipotesi robusta che la struttura di faglia individuata da Gori et al. (2016) abbia ricoperto un ruolo centrale nel meccanismo sismogenetico del terremoto del 1836.

A supporto di questo quadro, si segnala un terremoto di magnitudo ML 3.9 al largo della costa ionica cosentina, nei pressi di Rossano Calabro. Sebbene l’analisi di un singolo terremoto richieda prudenza, il suo meccanismo focale indica una dislocazione transpressiva sinistra su un piano orientato NO-SE. Tale dinamica appare coerente e compatibile con il modello strutturale proposto da Gori et al. (2016) e con quanto già osservato da Tansi et al. (2024).

Per ulteriori approfondimenti si veda https://amq.aiqua.it/index.php/amq/issue/view/13

A cura di Emanuela Falcucci e Stefano Gori, INGV-Roma 1

Bibliografia

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Ferranti, L., Burrato, P., Pepe, F., Santoro, E., Mazzella, M. E., Morelli, D., Passaro, S., Vannucci, G. (2014). An active oblique contractional belt at the transition between the Southern Apennines and Calabrian Arc: The Amendolara Ridge, Ionian Sea, Italy. Tectonics, 33, 2169-2194.

Folino Gallo, M. (2010). Caratteri neotettonici del bordo nord-orientale dell’Arco Calabro. Ph.D. Thesis, XXI Ciclo, Università della Calabria. Tutor Prof. Carlo Tansi.

Galli, P., Spina, V., Vilardo, I., Naso, G. (2009). Evidence of active tectonics in southern Italy: the Rossano fault (Calabria). In: Recent Progress on Earthquake Geology. Editor: Pierpaolo Guarnieri, Nova Science Publishers, Inc. ISBN: 978-1-60876-147-0.

Gori, S., Falcucci, E., Fubelli, G., Muto, F., Dramis, F. (2016). Active transpressive surface faulting in north-eastern Calabria, southern Italy: early results of geomorphological, stratigraphic and paleoseismological analyses. Alpine and Mediterranean Quaternary, 29(1), 91-105.

Guidoboni, E., Ferrari, G., Tarabusi, G., Sgattoni, G., Comastri, A., Mariotti, D., Ciuccarelli, C., Bianchi, M.G., Valensise, G. (2019). CFTI5Med, the new release of the catalogue of strong earthquakes in Italy and in the Mediterranean area, Scientific Data 6, Article number: 80 (2019). https://doi.org/10.1038/s41597-019-0091-9

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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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