Dieci anni fa, alle 3:36 del 24 agosto 2016, un terremoto di magnitudo 6.0 colpì Amatrice, Accumoli e molti altri paesi dell’Italia centrale. Non fu un evento isolato: segnò l’inizio della sequenza sismica più forte osservata in Italia dopo il terremoto dell’Irpinia del 23 novembre 1980.

In Irpinia la scossa principale fu il risultato di almeno tre sub-eventi, cioè della rottura di tre segmenti di faglia attivati in meno di un minuto, per una magnitudo complessiva pari a 6.9. Nel 2016 un processo per certi aspetti analogo si sviluppò invece nell’arco di alcuni mesi. È da questa differenza che parte la prima delle dieci lezioni scientifiche che ripercorriamo oggi.

Una sequenza sismica complessa

Dal 24 agosto al 30 ottobre, la rottura si propagò progressivamente su più faglie: prima l’evento di Amatrice-Accumoli, poi gli eventi di Visso il 26 ottobre e quello di magnitudo 6.5 verso Norcia il 30 ottobre, il più forte della sequenza. La sequenza riprese a gennaio 2017 nell’area di Campotosto, a sud, con diversi eventi di magnitudo fino a 5.5. Se l’intera struttura si fosse rotta in un solo evento il 24 agosto, come nel 1980, la magnitudo complessiva sarebbe stata superiore a 6.6 e l’area coinvolta fin dall’inizio sarebbe stata molto più ampia. La prudenza nell’interpretare l’evoluzione della sequenza e le misure adottate dalla Protezione Civile contribuirono a evitare ulteriori vittime durante i forti terremoti del 26 e 30 ottobre. Le esperienze del 1997 in Umbria-Marche e del 2012 in Emilia avevano già mostrato quanto l’attivazione di faglie vicine, a distanza di ore o giorni, possa produrre nuovi crolli e nuove conseguenze.

Uno scenario in evoluzione giorno dopo giorno

La difficoltà non era soltanto misurare i terremoti: era comprendere, mentre la sequenza evolveva, un sistema complesso che cambiava continuamente. Ogni nuova scossa che ampliava l’area attivata imponeva di ricalibrare il monitoraggio e aggiornare le interpretazioni. Per la prima volta, l’INGV, insieme ad altri Enti e Università, mise in campo un monitoraggio fortemente integrato: reti permanenti e temporanee per mappare la sismicità in profondità, rilievi di superficie, dati geodetici e satellitari. In questo modo fu possibile seguire la sequenza quasi in tempo reale, dalla superficie alle profondità ipocentrali. La crisi arrivò, inoltre, in un momento delicato per l’Istituto, con diversi vertici e responsabili appena insediati o in scadenza. L’istituzione immediata di un’Unità di Crisi interna, con personale scientifico, tecnico, logistico e amministrativo, aiutò a coordinare le attività in emergenza. I dati raccolti giorno dopo giorno, ora dopo ora, venivano integrati rapidamente per fornire alla Protezione Civile informazioni utili alla gestione dell’emergenza e, nello stesso tempo, per comprendere meglio l’evoluzione della sequenza. È stata una delle lezioni operative più importanti del 2016: in una crisi complessa, la qualità della risposta dipende anche dalla capacità di far lavorare insieme reti, dati, competenze e persone.

L’Appennino e la sua rete di faglie

I dati GNSS mostrano che la deformazione a lungo termine si concentra in una fascia ampia circa 50 chilometri attraverso l’Appennino centrale, in accordo con le informazioni storiche (D’Agostino et al., 2011). All’interno di questa fascia non c’è una sola faglia, ma probabilmente due o tre sistemi quasi paralleli, orientati tra N-S e NO-SE, che possono attivarsi in tempi diversi. Nel 1703 si era attivato un sistema più occidentale; nel 2016 quello del Monte Vettore in una posizione più centrale. Nessun singolo sistema da solo sembra assorbire tutta l’estensione misurata geodeticamente: la deformazione deve quindi distribuirsi su più faglie. Per città come Amatrice, Norcia, L’Aquila e molti altri centri appenninici questo significa risentire di terremoti prodotti da strutture diverse, e quindi avere una pericolosità elevata. Non possiamo dire quale sistema si attiverà per primo in futuro, ma i dati geodetici e paleosismologici indicano che, a scala regionale, sono necessari secoli di accumulo della deformazione – verosimilmente dell’ordine di 300-500 anni – per arrivare a eventi di magnitudo intorno a 6.5 (D’Agostino et al. 2014; Cinti et al., 2021).

Una delle aree a maggiore pericolosità sismica d’Italia

La sequenza del 2016 ha colpito una delle zone a maggiore pericolosità sismica del Paese, come già accaduto nel 2009 a L’Aquila. Nel modello MPS04, per quest’area l’accelerazione del terreno (Peak Ground Acceleration – PGA) attesa su suolo roccioso, con probabilità di superamento del 10% in 50 anni, è 0,25 g. Durante la sequenza alcune stazioni, in particolare quella della scuola di Amatrice, registrarono picchi molto elevati di accelerazione, tra i più alti mai misurati in Italia. Correggendo per i diversi tipi di suolo, il confronto mostra che, rispetto al modello con periodo di ritorno di 2475 anni, solo la stazione di Amatrice supera i valori previsti (Meletti et al., 2016). Un singolo terremoto, però, non può validare o smentire un modello probabilistico: sarebbe come giudicare la probabilità di ottenere una faccia di un dado sulla base di un solo lancio. La vera novità emersa negli ultimi anni è un’altra: le reti sono ormai così dense che, per i forti terremoti recenti, disponiamo spesso di registrazioni in campo vicino, a volte quasi sulla faglia. Pertanto, non deve stupire se queste registrino valori molto più elevati di quanto aspettato sulla base dei modelli di attenuazione con cui vengono stimati i valori di accelerazione attesa nei modelli di pericolosità sismica (si veda anche Luzi et al., 2017).
Il controllo strutturale sui processi sismogenetici
Il sistema di faglie che ha caratterizzato la sequenza del 2016 è stato ricostruito a partire dai dati sismologici, geodetici e dell’interferometria da satellite (InSAR) (Cheloni et al., 2017). Di recente sul portale INGV che riporta i dati sulla modellazione delle faglie con questa tecnica sono stati aggiornati i risultati per i terremoti di ottobre 2016: https://finitesource.ingv.it/ ).

La ricostruzione tridimensionale delle faglie attivate ha mostrato che la sequenza è stata fortemente condizionata dalla struttura geologica dell’Appennino. Antiche faglie e sovrascorrimenti, ereditati da fasi tettoniche precedenti, possono ostacolare, deviare o favorire la nucleazione e la propagazione delle faglie estensionali attive oggi. Questo aiuta a spiegare perché alcuni settori si siano rotti insieme, altri a distanza di mesi e altri siano rimasti relativamente silenziosi (Scognamiglio et al., 2018; Barchi et al., 2021; Di Bucci et al., 2021). In altre parole, la geometria e l’eterogeneità della crosta contano: influenzano la dimensione dei terremoti, la possibilità che più rotture si concatenino e il modo in cui gli sforzi si trasferiscono da una faglia all’altra.

Il paesaggio conserva la memoria dei terremoti

Le tracce dei terremoti non sono soltanto nei cataloghi: sono anche nel paesaggio. Il confronto tra le deformazioni cosismiche del 2016 (Emergeo W.G., 2016; Villani et al., 2018) e le forme geologiche e geomorfologiche costruite in centinaia di migliaia di anni mostra una stretta relazione tra fagliazione superficiale ed evoluzione del rilievo (Pucci et al., 2021). Gli studi paleosismologici dei primi anni Duemila avevano già descritto la faglia del Monte Vettore come una struttura lunga circa 30 chilometri, articolata in segmenti e apparentemente “dormiente”, ma compatibile con terremoti di magnitudo intorno a 6.5 (Galadini e Galli, 2003). La sequenza del 2016 ha mostrato quanto quelle informazioni fossero preziose: eravamo, senza saperlo, già in possesso di molti elementi utili a comprendere ciò che stava accadendo. Le ricerche dell’ultimo decennio indicano che eventi con fagliazione superficiale simili a quelli del 2016 si ripetono sulle stesse faglie mediamente ogni 1-2 millenni, anche se non sappiamo ancora se avvengano sempre attraverso una successione di rotture su segmenti vicini. I dati paleosismologici disponibili, tuttavia, non indicano come scenario ricorrente l’attivazione congiunta di faglie lunghe oltre 50 chilometri come, ad esempio, da Ussita ad Amatrice (Galli et al., 2019; Cinti et al., 2021).

Quasi un milione di terremoti per vedere le faglie in profondità

Diversi studi sono stati fatti in questi anni per ricostruire la geometria delle faglie in profondità e la struttura crostale con tecniche di tomografia sismica (Improta et al., 2019; De Gori et al., 2023). Una delle grandi novità arrivate dopo il 2016 è stata l’applicazione sistematica di tecniche di intelligenza artificiale per l’analisi dell’enorme quantità di dati registrati durante la sequenza. Algoritmi di Machine Learning e Deep Learning hanno permesso di riconoscere e localizzare oltre 900 mila terremoti, ricostruendo le faglie coinvolte con una risoluzione molto elevata e ottenendo dataset più completi e uniformi rispetto a quelli ricavati dalle sole analisi tradizionali (Tan et al., 2021; Cianetti et al., 2026).

Il confronto tra tecniche e dataset diversi ci ricorda però che le immagini del sottosuolo, comprese le tomografie sismiche, vanno interpretate con cautela. L’esperienza maturata sulla sequenza del 2016 ha comunque accelerato l’introduzione di questi metodi anche nel monitoraggio della sismicità in tempo reale in Italia.

Il possibile ruolo dei fluidi nell’evoluzione della sequenza

Un’altra linea di ricerca riguarda i fluidi che circolano nella crosta e il loro possibile ruolo nell’interazione tra faglie vicine. Poiché la presenza di fluidi modifica la propagazione delle onde sismiche, le variazioni nel tempo dell’attenuazione osservate durante la sequenza sono state utilizzate per studiare la possibile migrazione di fluidi pressurizzati lungo il sistema di faglie. I risultati suggeriscono che la sequenza di Amatrice-Visso-Norcia-Capitignano del 2016-2017 possa essere letta come parte di un processo di redistribuzione e diffusione di fluidi sovrapressurizzati, CO2 e/o H2O, articolato in più impulsi (Malagnini et al., 2026). Processi simili sono stati proposti anche per altre sequenze appenniniche, tra cui quella di Colfiorito nel 1997, quella a L’Aquila-Campotosto del 2009 e la sequenza di Ferrara-Mirandola nel 2012. È un filone di ricerca importante, ma da trattare con cautela: il monitoraggio quasi in tempo reale di parametri come l’attenuazione potrebbe, in futuro, contribuire a riconoscere cambiamenti nell’evoluzione di una sequenza e a una valutazione più dinamica della pericolosità e forse a fare delle ipotesi sull’occorrenza dei futuri terremoti.

Cosa possiamo dire sul futuro?

Non possiamo prevedere quando avverrà il prossimo forte terremoto. Possiamo però migliorare la stima di quali faglie abbiano, nel lungo periodo, una maggiore probabilità di attivarsi. Un primo test è stato condotto ricostruendo le storie sismiche di una quindicina di faglie dell’Appennino centrale e applicando diversi modelli di ricorrenza per stimare, per ciascuna, la probabilità di un futuro evento (Lombardi et al., 2025).

Sono inoltre migliorati i modelli statistici che stimano la probabilità degli aftershock dopo un forte terremoto. Sono strumenti molto utili durante una sequenza per valutare quanti aftershock dobbiamo aspettarci dopo un forte terremoto, ma non consentono ancora di prevedere i futuri forti terremoti nel breve termine. Il terremoto del 24 agosto 2016, per esempio, non fu preceduto da foreshock riconoscibili nei giorni o nelle ore immediatamente precedenti, diversamente da quanto accadde a L’Aquila nel 2009. È un punto importante: sequenze simili possono iniziare ed evolvere in modi molto diversi.

Restano poi questioni aperte, tra cui una riguarda la zona di Campotosto, attivatasi sia nel 2009 che nel 2016, ma con eventi di magnitudo non superiore a 5.5. È un’area in cui è nota l’esistenza di faglie attive, ma gli eventi verificatisi finora sono probabilmente insufficienti a rilasciare tutta la deformazione accumulata nel lungo termine e osservata geodeticamente. Un’altra struttura seguita da anni con particolare attenzione dai sismologi è la faglia di Sulmona, responsabile di forti terremoti nel passato (Bello et al., 2025; Lombardi et al., 2025, Puliti et al., 2025).

Se guardiamo alla storia sismica recente, tra il 1997 e il 2016 l’Italia ha vissuto diversi terremoti distruttivi a distanza di pochi anni l’uno dall’altro: Umbria-Marche 1997, Molise 2002, L’Aquila 2009, Emilia 2012 e centro Italia 2016. Dal 2016, fortunatamente, non si è verificato un nuovo terremoto crostale di magnitudo pari o superiore a 6 con conseguenze paragonabili. Questo intervallo non deve però far diminuire l’attenzione, anzi, dovremmo considerarlo un privilegio che stiamo però sciupando. Dieci anni fa, uno degli auspici era usare il tempo tra un terremoto e l’altro per mettere in sicurezza il patrimonio costruito, a partire dalle aree a maggiore pericolosità. In quest’ambito, tuttavia, i passi compiuti sono ancora troppo piccoli. Bisogna affrettarsi per recuperare il tempo perduto.

La lezione più concreta: ridurre la vulnerabilità

Tra tutte le lezioni del 2016, questa è forse la più concreta: la pericolosità non possiamo eliminarla, la vulnerabilità possiamo ridurla. Il confronto tra Amatrice e Norcia lo ha mostrato con grande chiarezza.Norcia, pur subendo danni importanti soprattutto con il terremoto di magnitudo 6.5 del 30 ottobre, resistette complessivamente meglio grazie a politiche urbanistiche avviate dopo il terremoto del 1859 e agli interventi di adeguamento e rinforzo seguiti agli eventi del 1979 e del 1997. Amatrice, invece, fu devastata, come pure altri centri tra Lazio e Marche. Molti centri italiani condividono una condizione simile: edifici storici costruiti prima delle norme sismiche, grandi espansioni del secondo Novecento e, in alcuni casi, trasformazioni successive – sopraelevazioni, coperture più pesanti, modifiche strutturali – che ne hanno aumentato la vulnerabilità. Il problema riguarda anche una parte importante dell’edilizia pubblica e popolare, spesso proprio nelle aree a maggiore pericolosità.

I terremoti che riempiono i nostri cataloghi non sono eccezioni: fanno parte della natura del territorio con cui dobbiamo convivere. Gli strumenti tecnici e ingegneristici per ridurre il rischio esistono. Dopo il 2016, il Sismabonus era stato pensato per incentivare gli interventi volontari di riduzione della vulnerabilità, ma non ha prodotto il cambio di passo che sarebbe stato necessario: solo una quota molto limitata del patrimonio edilizio è stata adeguata o anche soltanto migliorata dal punto di vista sismico. Il confronto con l’Ecobonus è significativo: gli interventi per l’efficienza energetica sono stati almeno due ordini di grandezza più numerosi. È un segnale di una difficoltà tipica della prevenzione: il beneficio del risparmio energetico è percepibile subito, mentre quello della sicurezza sismica diventa evidente soprattutto quando arriva un terremoto. Per questo non basta avere un bonus, un contributo una tantum. Serve una strategia continua e di lungo periodo, capace di individuare le situazioni più critiche, dare priorità agli edifici più vulnerabili e alle aree più pericolose, e accompagnare i cittadini nelle scelte e negli strumenti disponibili. La messa in sicurezza del patrimonio costruito deve diventare una politica ordinaria di prevenzione, capace di continuare anche quando il ricordo dell’ultimo terremoto si affievolisce. Da sismologi, la domanda resta la stessa: quando arriverà il prossimo terremoto, in che condizioni troverà i nostri edifici?

Dieci anni dopo: cosa abbiamo imparato

Abbiamo imparato che le sequenze complesse sono una caratteristica ricorrente del nostro territorio. Nei principali terremoti appenninici degli ultimi cinquant’anni – Irpinia 1980, Potenza 1990, Umbria-Marche 1997, Molise 2002, L’Aquila 2009 e centro Italia 2016 – abbiamo osservato l’attivazione di più faglie nell’arco di secondi, giorni o mesi. Il trasferimento degli sforzi tra strutture vicine e la circolazione di fluidi crostali certamente contribuiscono a questa evoluzione, ma non comprendiamo ancora perché i tempi di attivazione cambino così tanto da una sequenza all’altra. Fenomeni analoghi si osservano anche in contesti tettonici diversi, dal Belice 1968 al Friuli 1976 fino all’Emilia 2012. È uno dei motivi per cui comprendere la struttura tridimensionale della crosta è essenziale per valutare la pericolosità sismica.

La ricerca continua sul terreno, in laboratorio – dove i terremoti vengono studiati su campioni di roccia di pochi centimetri – e con modelli numerici sempre più avanzati, anche grazie all’intelligenza artificiale. In dieci anni la nostra comprensione dei processi sismogenetici è cresciuta molto e sono migliorate le capacità di valutazione a lungo termine. Ma non sappiamo ancora dire dove e quando avverrà il prossimo forte terremoto in Italia. Sappiamo però che i forti terremoti torneranno e conosciamo molte delle faglie che possono generarli. Per non trovarci ancora una volta a contare danni e vittime, dobbiamo usare il tempo che abbiamo per ridurre la vulnerabilità degli edifici, da quelli pubblici all’edilizia residenziale. La riduzione del rischio, come la ricerca, è una maratona, non uno sprint: richiede costanza, continuità e lungimiranza. L’obiettivo è un Paese in cui i terremoti siano un fenomeno naturale con cui convivere, senza trasformarsi ogni volta in una catastrofe. Ci vorranno anni, forse decenni. Ma è una strada che dobbiamo percorrere.

A cura di D. Pantosti e A. Amato, con contributi di L. Malagnini, C. Meletti e C. Nostro, INGV. Ringraziamo i colleghi F. Cinti, N. D’Agostino, L. Margheriti, A. Michelini, S. Pucci, G. Selvaggi, G. Valensise per le preziose riflessioni e gli spunti condivisi.

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