Cosa si nasconde nel mare del Golfo di Napoli?

Cosa si nasconde nel mare del Golfo di Napoli? Cos’è il rigonfiamento del fondo marino da poco scoperto davanti al porto di Napoli? Ci sono relazioni con i Campi Flegrei e il Vesuvio? C’è qualche rischio? Il web si è sbizzarrito su questo argomento, ma cosa realmente sappiamo (e cosa non sappiamo)?

Due anni fa alcuni ricercatori dell’INGV e del CNR-IAMC di Napoli hanno condotto una campagna di rilievi nel Golfo di Napoli a bordo della nave ‘Urania’ con lo scopo di individuare e studiare le emissioni gassose sottomarine. Tali emissioni sono comuni nel Golfo perché, come noto, questa è un’area vulcanica attiva dove coesistono i vulcani di Ischia, Campi Flegrei e Vesuvio. È quindi normale che i fondali marini siano disseminati di emissione gassose, come accade in molte altre parti del mondo, per esempio in Giappone e in Islanda.

Operazioni a bordo della nave Urania del CNR.

Operazioni a bordo della nave Urania del CNR.

Ma ciò che abbiamo rilevato nel Golfo di Napoli, a profondità variabili dai 100 ai 200 metri, è una struttura più complessa. Unendo dati geologici, geochimici e geofisici abbiamo scoperto che 5 km a sud del porto partenopeo e 3 km a sud-est di Posillipo esiste una struttura sottomarina rigonfiata. Questo rigonfiamento (tecnicamente definito “duomo”) è quasi circolare e misura circa 25 km2. Rispetto al fondo marino circostante è più alto di circa 15-20 m e contiene numerose ‘tumuli’ (ossia dei rilievi cupoliformi), piccoli crateri, e conetti di sabbia.

Abbiamo rilevato 35 emissioni gassose attive e oltre 650 crateri, molti dei quali non attivi. Il gas emesso è a bassa temperatura e la sua composizione è molto simile a quella delle fumarole dei Campi Flegrei e del Vesuvio. Questo ci indica che la sorgente dei gas del duomo sottomarino, dei Campi Flegrei e del Vesuvio è la stessa: il mantello, che in questa area si trova a circa 20 km di profondità.

L’emissione di questi gas alza l’acidità dell’acqua marina circostante, ma la fauna e la flora  marina non sembrano risentirne. I dati a nostra disposizione hanno consentito di individuare dei veri e propri camini di alimentazione lungo i quali il gas (prevalentemente anidride carbonica) risale e deforma il fondo marino mescolandosi ai sedimenti attuali.

Quando si è formato questo duomo? Ciò che sappiamo fino a oggi deriva da campioni prelevati da una carota (ossia un cilindro di roccia prelevato da un sondaggio). I dati ci dicono che ha un’età inferiore ai 12.000 anni, ma ancora non sappiamo di quanto. Assumendo comunque questa età come rappresentativa dell’inizio della deformazione del fondo marino e della emissione di gas, possiamo dire che esso si alza con una velocità di circa 1-1.5 millimetri/anno. Questo valore è compatibile con quelli di altre aree vulcaniche ma sicuramente minore di quello che interessa, per esempio, i Campi Flegrei durante le crisi bradisismiche. Ma allora  come si è formato questo duomo sottomarino? E soprattutto, è pericoloso?

Fig. 1 Modello tridimensionale del Golfo di Napoli e delle aree emerse circostanti.

Modello tridimensionale del Golfo di Napoli e delle aree emerse circostanti.

I nostri dati e i risultati della modellazione della deformazione ci dicono che per formare una struttura come quella osservata non sono necessarie pressioni di gas elevate. Strutture simili si trovano nei giacimenti sottomarini di gas idrati (per esempio metano). La differenza è che nel caso del Golfo di Napoli si tratta di gas profondi che vengono dal mantello e dalla crosta sovrastante e non dalla decomposizione di materiale organico, come il metano. Questi gas sono quindi di origine vulcanica e idrotermale. Per questa ragione, in assenza di altre fenomenologie (es. terremoti, accelerazione delle deformazioni), il duomo sottomarino del Golfo di Napoli non desta particolare preoccupazione.

Tuttavia, è utile e importante monitorare questa struttura perché una possibile accelerazione dei processi di deformazione o un aumento significativo del flusso di gas e delle temperature potrebbe preludere a un’eruzione idrotermale o alla nascita di un vulcano sottomarino, cosa del tutto normale in questa area, dove Ischia e altri vulcani sommersi nella zona flegrea e vesuviana si sono formati nel passato. Tuttavia, nell’area napoletana le priorità, in termini di pericolosità vulcanica, continuano a essere i Campi Flegrei, il Vesuvio e Ischia.

a cura di Guido Ventura, INGV-Sezione Roma 1.


L’articolo che descrive lo studio è:

Passaro, S., Tamburrino S., Vallefuoco M., Tassi F., Vaselli O., Giannini L., Chiodini G., Caliro S., Sacchi M., Rizzo A.L., Ventura G. (2016). Seafloor doming driven by degassing processes unveils sprouting volcanism in coastal areas. Scientific Reports, 22448; doi: 10.1038/srep22448 (2016) http://www.nature.com/articles/srep22448


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Caviaga, 15 maggio 1951: davvero un terremoto indotto?

La notte tra il 15 e il 16 maggio 1951 due terremoti di magnitudo rispettivamente 5.4 e 4.5, localizzati nei pressi di Caviaga, una frazione del comune di Cavenago d’Adda in provincia di Lodi, furono avvertiti in una vasta area dell’Italia settentrionale, in particolare in area lombarda e padana. Gli effetti furono complessivamente modesti (caduta di camini, lesioni agli intonaci, ecc.), ma diffusi in una zona abbastanza vasta, da Cremona a Pavia, da Monza a Piacenza e in numerose altre località. Qualche danno sporadico si ebbe anche a Milano, Brescia e Mantova. I danni più diffusi si ebbero nell’area urbana di Cremona, come documenta una corrispondenza pubblicata da un giornale locale:

“[Cremona] […] Moltissime case, specialmente quelle di vecchia costruzione, hanno subito lesioni più o meno gravi. Non si contano i comignoli crollati: ieri mattina all’alba non vi era strada ove non vi fossero qua e là macerie di fumaioli abbattuti o di pezzi di cornicione crollati. In mattinata, i vigili del fuoco hanno ricevuto numerose chiamate per demolire comignoli così gravemente lesionati da minacciare rovina. Anche ingegneri e capomastri hanno ricevuto inviti a centinaia per constatare se le lesioni apparse nei muri di tante case potessero o meno costituire un pericolo per la solidità dell’edificio” [La Provincia [Cremona], 1951.05.17, p. 2]”

Fig. 1 – Titoli di corrispondenze giornalistiche nel quotidiano locale cremonese “La Provincia” del 16 maggio 1951 e dell’edizione nazionale dell’Unità del 16 maggio.

Titoli di corrispondenze giornalistiche nel quotidiano locale cremonese “La Provincia” del 16 maggio 1951 e dell’edizione nazionale dell’Unità del 16 maggio.

L’ampia area di avvertimento del terremoto e il suo carattere inusuale in area lombarda e padana produssero una immediata attenzione di quotidiani e settimanali, come attestato da alcuni titoli molto enfatici, pur se l’attenzione prestata a questo evento durò relativamente poco per la scarsa consistenza degli effetti materiali.

Fra i testi di un certo interesse culturale, vale la pena segnalare una lunga e sensatissima intervista al prof. Orlando Vecchia, docente di geologia presso il Politecnico di Milano, pubblicata dal settimanale “Oggi”.

Fig. 2 – Frontespizio del settimanale “Oggi” del 24 maggio 1951 con il richiamo all’articolo sui terremoti della Pianura Padana.

Frontespizio del settimanale “Oggi” del 24 maggio 1951 con il richiamo all’articolo sui terremoti della Pianura Padana.

Alcune considerazioni del prof. Vecchia sono di estrema attualità: la rarità ma non eccezionalità dell’evento, la non prevedibilità dei terremoti, la demolizione sistematica delle convinzioni ingenue presenti nel senso comune (terremoti che avvengono “quasi sempre di notte”, correlati ad eventi meteorologici o astronomici, gli animali che manifestano “segni premonitori”), oltre ad una considerazione molto acuta sulla profondità elevata di queste scosse.

Figura 3 – Il titolo dell’intervista al prof. Orlando Vecchia pubblicata dal settimanale “Oggi” del 24 maggio 1951.

Titolo dell’intervista al prof. Orlando Vecchia pubblicata dal settimanale “Oggi” del 24 maggio 1951.

Questi eventi vengono oggi ricordati con particolare interesse perché all’epoca la loro origine venne correlata alle attività di estrazione di gas naturale in corso nell’area.

Caloi et al. (1956) determinarono l’ipocentro ad una profondità di 5 km (figura 4) suggerendo l’ipotesi, ribadita anche successivamente (Caloi, 1970), di un’origine legata all’attività estrattiva iniziata nell’area epicentrale a partire dal 1944 (AGIP Mineraria, 1959a).

Sulla base di tale ipotesi e in assenza di successive discussioni o revisioni, questi terremoti sono entrati a far parte, acriticamente, delle liste degli eventi indotti o innescati dall’attività antropica compilate da vari autori, sia a scala nazionale (ISPRA, 2014; Styles, et al., 2014) che internazionale (Grasso, 1992; Guha, 2000; Klose, 2013; Maury, et al., 1992; Suckale, 2009). È importante notare che se tale ipotesi venisse confermata, il primo dei due eventi rappresenterebbe il più forte terremoto innescato in Europa e uno dei più forti al mondo.

La discussione formulata da Caloi et al. (1956) era necessariamente basata sulle conoscenze sismologiche e geologiche del tempo. Le informazioni sulla storia sismica dell’area erano limitate a quanto raccolto dalla compilazione sismologica di Baratta (1901) dove, nella sezione denominata “Distribuzione topografica dei terremoti italiani”, si legge che “nella cartina sulla sismicità dell’Italia settentrionale […] Lodi e il Lodigiano non figurano in nessuna area sismica […]”, ripreso da Caloi et al. (1956).

La conoscenza dell’assetto sismotettonico della Pianura Padana, nonché della velocità di propagazione delle onde sismiche, era generica e la capacità di registrare eventi di bassa magnitudo era esigua a causa delle limitazioni tecniche e della scarsità di stazioni sul territorio.

Partendo da quello stato delle conoscenze, Caloi et al. (1956) poterono affermare che “la zona che ci interessa […] è stata sempre considerata asismica; e comunque non ci risulta che, geologicamente, sia da considerarsi in fase di sollevamento (p.93)”, che “in corrispondenza della Val Padana, la crosta terrestre consiste quindi di tre strati sovrapposti […]. Sopra lo strato del granito, si trova una stratificazione di sedimenti, generalmente diffusa in tutta Europa (p.103)” e concludere che “per quanto riguarda la natura della scossa […] la singolarità del meccanismo […] il fatto che la zona interessata è notoriamente asismica e che in essa, da parecchi anni, è in corso un abbondante estrazione di gas metano, ha fatto ritenere non del tutto improbabile che le scosse in esame siano comunque collegate all’enorme decompressione in atto negli strati profondi […] (p.104)”.

Dopo 60 anni, notevoli passi in avanti sono stati fatti nel campo della sismologia, in particolare nelle tecniche di localizzazione ipocentrale, così come nella conoscenza della storia sismica italiana, del suo assetto sismotettonico e della struttura crostale regionale (figura 4). È quindi possibile oggi analizzare i dati relativi a questi eventi alla luce delle nuove conoscenze acquisite.

Dal punto di vista tettonico, l’area epicentrale di Caviaga ricade in una zona particolarmente interessante, dove il fronte di compressione, legato all’evoluzione e al sollevamento dell’Appennino settentrionale, incontra il fronte di compressione più esterno e meridionale legato all’evoluzione della catena alpina (figura 4). Misure GPS (Global Position System) dei tassi di deformazione di quest’area evidenziano un movimento verso nord, rispetto al continente Euroasiatico, di 0.5–1 mm/anno (Serpelloni, et al., 2005).

Figura 4: Sismicità strumentale degli ultimi 30 anni rappresentata con stelline di colore variabile con la profondità (vedi tabella 1). In nero sono tracciati i lineamenti tettonici attivi al contatto tra fronte alpino e appenninico. Il cerchio rosso rappresenta la localizzazione epicentrale del terremoto più forte (mainshock) del 15.05.1951 tratta da Caloi et al. (1956).

Figura 4: Sismicità strumentale degli ultimi 30 anni rappresentata con stelline di colore variabile con la profondità (vedi tabella 1). In nero sono tracciati i lineamenti tettonici attivi al contatto tra fronte alpino e appenninico. Il cerchio rosso rappresenta la localizzazione epicentrale del terremoto più forte (mainshock) del 15.05.1951 tratta da Caloi et al. (1956).

La consultazione dei bollettini (ISIDe Working Group, 2010) relativi alla sismicità registrata negli ultimi 30 anni in un raggio di 20 km intorno a Lodi, mostra almeno 21 eventi con una profondità ipocentrale maggiore di 10 km (figura 4 e tabella 1).

Tabella 1 – Localizzazione degli eventi registrati negli ultimi 30 anni con profondità ipocentrali > 10 km in un raggio di 20 km intorno a Lodi (ISIDe Working Group, 2010).

Tabella 1 – Localizzazione degli eventi registrati negli ultimi 30 anni con profondità ipocentrali > 10 km in un raggio di 20 km intorno a Lodi (ISIDe Working Group, 2010).

Quanto alle conoscenze sulla storia sismica dell’area, esse sono oggi più avanzate rispetto a quelle sintetizzate dal Baratta (1901). La mappa dei terremoti storici (figura 5; Rovida et al., 2011) evidenzia che l’area interessata dai terremoti del 1951 non può essere considerata storicamente asismica. In particolare, l’evento del 1786 risulta avere una localizzazione molto prossima a quella calcolata per l’evento del 1951. I dati disponibili evidenziano un’area di effetti molto vasta che suggerisce un ipocentro profondo, come nel caso di altri eventi accaduti in passato in altre località nella Pianura Padana (1796, 1909 e 1983, Vannoli et al., 2014).

Può dunque essere considerata vera l’ipotesi suggerita da Caloi et al. (1956) che i terremoti del 15 e 16 maggio 1951 siano stati indotti o innescati dall’attività estrattiva del giacimento metanifero di Caviaga o del vicino giacimento di Ripalta?

Alcuni ricercatori dell’INGV hanno cercato di rispondere a questa domanda e le loro conclusioni sono state pubblicate nella rivista internazionale Seismological Research Letters (Caciagli, et al., 2015). Nel 1951 nell’area epicentrale colpita dagli eventi erano presenti due campi di estrazione metanifera: il giacimento di Caviaga e il giacimento di Ripalta. Alla fine del 1951, dal giacimento di Caviaga erano stati estratti 701 milioni di metri cubi (mc) di metano, 1824 mc di gasolina naturale e 1676 mc di acqua (AGIP Mineraria, 1959a).

Il giacimento del campo di estrazione di Caviaga è superficiale: il gas è estratto a profondità di 1300-1700 m da depositi prevalentemente sabbiosi del Pliocene con spessori massimi dell’ordine di 200 metri. Dal vicino giacimento di Ripalta, 10 km a nord-est di Caviaga, alla fine del 1951 erano stati estratti 312 milioni di mc di metano, 38 mc di gasolina naturale e 47 mc di acqua (AGIP Mineraria, 1959b). In nessuno di questi campi di estrazione furono mai usati pozzi per l’iniezione di fluidi di lavorazione nel sottosuolo.

Caciagli et al. (2015) hanno ricalcolato la localizzazione ipocentrale degli eventi utilizzando algoritmi e modelli di velocità di propagazione moderni, partendo dalle registrazioni dei tempi di arrivo pubblicate sul Bollettino del maggio 1951 dell’International Seismological Summary (ISC, 2011; ISS, 1951).

Figura 5: Le stelle piccole rappresentano la sismicità strumentale degli ultimi 30 anni con colori variabili secondo la profondità. I rombi gialli rappresentano i pozzi estrattivi dei campi di Caviaga e Ripalta, attivi all’epoca degli eventi. I quadrati rossi indicano la sismicità storica (CPTI11). Le stelle grandi fucsia, celeste e blu rappresentano rispettivamente le localizzazioni dei terremoti del 15 maggio 1951 di Caloi et al (1956) e del 15 e 16 maggio 1951 secondo Caciagli et al (2015).

Figura 5: Le stelle piccole rappresentano la sismicità strumentale degli ultimi 30 anni con colori variabili secondo la profondità. I rombi gialli rappresentano i pozzi estrattivi dei campi di Caviaga e Ripalta, attivi all’epoca degli eventi. I quadrati rossi indicano la sismicità storica (CPTI11). Le stelle grandi fucsia, celeste e blu rappresentano rispettivamente le localizzazioni dei terremoti del 15 maggio 1951 di Caloi et al (1956) e del 15 e 16 maggio 1951 secondo Caciagli et al (2015).

Gli epicentri ottenuti (figura 5 e tabella 2) spostano la localizzazione dei due eventi a nord di Lodi, ad una distanza di circa 20 km da entrambi i giacimenti di Caviaga e Ripalta. Gli ipocentri inoltre risultano essere ad una profondità compresa tra i 34 km e i 32 km per l’evento principale (mainshock) del 15 maggio e ad una profondità compresa tra i 20 km e i 13 km per quello del 16 maggio.

Per rispondere alla domanda legata all’eventuale natura antropica di questi eventi, Caciagli et al. (2015) hanno inoltre effettuato il calcolo della variazione di stress indotta dall’attività estrattiva effettuata fino al 1951 nei rispettivi giacimenti.

Tabella 2 – Parametri ipocentrali dei terremoti del 15 e 16 maggio 1951 ricalcolati usando i programmi di localizzazione Hypoinverse e Hyposat. (da Caciagli et al. 2015 modificata).

Tabella 2 – Parametri ipocentrali dei terremoti del 15 e 16 maggio 1951 ricalcolati usando i programmi di localizzazione Hypoinverse e Hyposat. (da Caciagli et al. 2015 modificata).

Infatti, una fonte di potenziale cambiamento dello stress è lo squilibrio causato dalla rimozione della massa di metano estratta dal giacimento. È possibile calcolare la variazione di stress derivante dallo sfruttamento del campo di Caviaga considerando il volume (V) di gas estratto fino al 1951 (V ~ 700 Mmc, densità del metano 0,701 kg/mc; Dami, 1952; AGIP Mineraria, 1959a). Il volume totale di acqua e benzina estratto è così basso da risultare ininfluente in termini di massa.

La rimozione della massa di metano corrisponde ad una variazione di sforzo di ~1,7 Pa all’ipocentro. La stessa stima, ripetuta per il volume di gas estratto al giacimento Ripalta, dà una variazione di ~0,75 Pa all’ipocentro. Anche considerando un effetto cumulativo dei cambiamenti di stress a causa dello sfruttamento dei due giacimenti, si ottiene un valore ben al di sotto della soglia di 10 kPa che è generalmente considerata necessaria per l’attivazione di sismicità (Stein, 1999; Stein and Lisowski, 1983).

Altre fonti di perturbazione dello stress includono variazioni nella pressione di poro e negli effetti poro-elastici. Tuttavia diversi strati altamente impermeabili nella sequenza stratigrafica definiscono le trappole strutturali in cui sono confinati i serbatoi. Inoltre la parte di crosta in esame è caratterizzata da eterogeneità estreme ed importanti discontinuità verticali e orizzontali al contatto tra due domini tettonici (figura 4). Di conseguenza, l’ipotesi di una continuità idraulica eventualmente responsabile della propagazione fino a 35 km di effetti poro-elastici negli strati della crosta, risulta piuttosto improbabile.

In conclusione, alla luce delle nuove conoscenze, le argomentazioni di Caloi et al. a sostegno di un’origine indotta o innescata non sembrano verificate e non soddisfano i criteri stabiliti dalla letteratura internazionale (Davis and Frohlich, 1993) per discriminare la sismicità indotta/innescata dalla sismicità naturale.

In effetti, il territorio colpito dai terremoti del 15 e 16 maggio 1951 non risulta asismico poiché già interessato in passato da attività sismica, l’area è coinvolta nei processi geologici relativi all’evoluzione dell’arco appenninico settentrionale e di quello alpino meridionale, la nuova localizzazione degli eventi risulta spostata verso nord di oltre 20 km, gli ipocentri sono profondi circa 35 km, l’attività sismica recente riporta almeno 21 eventi con caratteristiche ipocentrali comparabili (profondità >10 km) in un raggio di 20 km intorno a Lodi.

Poiché le condizioni per le quali questi terremoti erano stati inseriti nelle liste internazionali degli eventi indotti sono venute a cadere, gli autori sono propensi a sostenerne un’origine naturale.

a cura di Marco Caciagli, Romano Camassi, Stefania Danesi, Silvia Pondrelli e Simone Salimbeni, INGV – Bologna.


Bibliografia

AGIP Mineraria (1959a). Campo di Caviaga, in Atti del Convegno: I giacimenti gassiferi dell’Europa occidentale, Milano (Italy) 30 September–5 October 1957 Accademia Nazionale dei Lincei & ENI idrocarburi (Editor), Acc. Naz. Lincei, Milano (Italy), 244–251. (Italian)

AGIP Mineraria (1959b). Campo di Ripalta, in Atti del Convegno: I giacimenti gassiferi dell’Europa occidentale, Milano (Italia), 30 September–5 October 1957 Acc. Naz. Lincei & ENI idrocarburi (Editor), Acc. Naz. Lincei, Milano, 143–157. (Italian)

Baratta, M. (1901). I terremoti d’Italia; saggio di storia geografia e bibliografia sismica italiana, Arnaldo Forni Ed., Torino, 950. (Italian)

Caciagli, M., R. Camassi, S. Danesi, S. Pondrelli, and S. Salimbeni (2015). Can We Consider the 1951 Caviaga (Northern Italy) Earthquakes as Noninduced Events?, Seismol. Res. Lett. 86 1335-1344.

Caloi, P. (1970). How nature reacts on human intervention: responsibilities of those who cause and who interpret such reactions. Annali di Geofisica 23 283-305.

Caloi, P., M. de Panfilis, D. di Filippo, L. Marcelli, and M. C. Spadea (1956). Terremoti della Val Padana del 15–16 maggio 1951. Annali di Geofisica 9 63-105.

Dami, C. (1952). L’economia degli idrocarburi nazionali (Parte 1), Moneta e credito 5 306–329. (Italian)

Davis, S.D., and Frohlich, C. (1993). Did (or will) fluid injection cause earthquakes? Criteria for a rational assessment. Seism. Res. Lett. 64 207- 224.

Grasso, J. R. (1992). Mechanics of seismic instabilities induced by the recovery of hydrocarbons. Pure Appl. Geophys. 139 507-534.

Guha, S. (2000). Induced Earthquakes, Kluwer Academic Publishers, Dordrecht (Netherlands), 314.

ISC (2011). International Seismological Centre, On-line Bulletin. I. S. Centre (Editor), International Seismological Centre, Thatcham, United Kingdom.

ISIDe Working Group (2010). ISIDe, Italian Seismological Instrumental and parametric Data-base, On-Line Database http://iside.rm.ingv.it

ISPRA (2014). Rapporto sullo stato delle conoscenze riguardo alle possibili relazioni tra attività antropiche e sismicità indotta/innescata in Italia, ISPRA, Roma, 74.

ISS (1951). International Seismological Summary 1951 April, May, June, in United Nations Educational, Scientific and Cultural Organisation (UNESCO) (Editor), formerly the Bulletin of the British Association Seismology Committee 249 pp.

Klose, C. D. (2013). Mechanical and statistical evidence of the causality of human-made mass shifts on the Earth’s upper crust and the occurrence of earthquakes, J Seismol 17 109-135.

Maury, V. M. R., J.-R. Grasso and G. Wittlinger (1992). Monitoring of subsidence and induced seismicity in the lacq gas field (France): the consequences on gas production and field operation. Eng. Geol. 32 123-135.

Rovida, A., R. Camassi, P. Gasperini, e M. Stucchi (2011). CPTI11, la versione 2011 del Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani, INGV, Milano – Bologna.

Serpelloni, E., M. Anzidei, P. Baldi, G. Casula, and A. Galvani (2005). Crustal velocity and strain-rate fields in Italy and surrounding regions: New results from the analysis of permanent and nonpermanent GPS networks, Geophys. J. Int. 161 861-880.

Stein, R. S. (1999). The role of stress transfer in earthquake occurrence, Nature 402 605-609.

Stein, R. S., and M. Lisowski (1983). The 1979 Homestead Valley earthquake sequence California; control of aftershocks and postseismic deformation, J. Geophys. Res. Solid Earth 88 6477-6490.

Styles, P., P. Gasparini, E. Huenges, P. Scandone, S. Lasocki, and F. Terlizzese (2014). Report on the Hydrocarbon Exploration and Seismicity in Emilia Region, International Commission on Hydrocarbon Exploration and Seismicity in the Emilia Region (ICHESE), 213.

Suckale, J. (2009). Induced seismicity in hydrocarbon fields, in Advances in Geophysics R. Dmowska (Editor), Academic Press, New York (USA), 55-106.

Vannoli, P., P. Burrato, and G. Valensise (2014). The seismotectonics of the Po Plain (northern Italy): Tectonic diversity in a blind faulting domain, Pure Appl. Geophys. 171 1237–1250.


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Localizzazioni ipocentrali e magnitudo: facciamo un po’ di chiarezza

L’altro ieri (4 luglio) alle ore 13:37 italiane c’è stato un terremoto di magnitudo 3.5 in Pianura Padana. La procedura seguita dalla nostra Sala di monitoraggio sismico è stata la solita: entro 2 minuti, non appena disponibili i primi dati dei nostri sistemi di calcolo automatico, è stata effettuata la prima telefonata al telefono rosso del Dipartimento di Protezione Civile (DPC) con l’indicazione della provincia interessata (Mantova) e un’indicazione approssimativa della magnitudo. Dopo 5 minuti dall’evento, la seconda telefonata con una prima stima delle coordinate ipocentrali e la magnitudo automatica determinata con più dati  (intorno a 3.5). Intanto i sismologi in turno avevano iniziato a rivedere i dati disponibili, rianalizzando tutti i sismogrammi e, dopo una ventina minuti, avevano ricalcolato i parametri ipocentrali.

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La Sala di monitoraggio sismico dell’INGV – Roma.

A questo punto, i nostri turnisti hanno effettuato la terza telefonata al DPC per fornire i valori definitivi, inclusi i comuni interessati, e contemporaneamente hanno pubblicato i dati sulle pagine web dell’INGV: magnitudo 3.5 alle ore 13:37 e 23 secondi, epicentro nella Pianura Padana in provincia di Mantova, profondità 5 chilometri.

Fino al momento della pubblicazione dei dati rivisti dell’INGV, le persone che avevano sentito il terremoto sono andate in cerca di notizie, e le hanno trovate sui siti e nei tweet di agenzie sismologiche internazionali che rilasciano il dato preliminare, prima che questo sia rivisto da un sismologo esperto. Capita spesso che questi dati preliminari siano sbagliati, proprio perché determinati da procedure non controllate.

È quanto accaduto anche l’altro ieri con la prima stima fornita dal Centro Sismologico Euro-Mediterraneo (CSEM), con sede in Francia, a cui tutti gli istituti di ricerca e monitoraggio sismico della regione euro-mediterranea, compreso l’INGV, inviano i dati. Lo CSEM riporta sul proprio sito tutte le localizzazioni ipocentrali (automatiche e riviste da un sismologo) e le magnitudo che riceve da questi istituti, man mano che arrivano; ognuno di questi istituti, però, utilizza una combinazione diversa di dati (propri o di altri istituti di ricerca italiani ed europei) e ottiene quindi delle soluzioni diverse. La figura sotto mostra la distribuzione delle localizzazioni pervenute allo CSEM per il terremoto in provincia di Mantova.

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Mappa degli epicentri pubblicati dallo CSEM per il terremoto in provincia di Mantova del 4 luglio 2016. Le sigle all’interno dei cerchi rappresentano gli istituti di ricerca che hanno calcolato quel particolare epicentro. La stella rossa è la localizzazione dell’INGV, considerata da CSEM quella di riferimento per l’Italia (fonte: CSEM).

Si nota una notevole dispersione degli epicentri, che spaziano dalle Alpi agli Appennini. Stesso discorso per le magnitudo. La tabella sotto riporta le varie soluzioni pubblicate dallo CSEM, con i valori di magnitudo calcolati dai diversi istituti: si va da 3.0 a 4.1. La prima informazione diffusa da CSEM su Twitter, alcuni minuti dopo il terremoto, è proprio la localizzazione con il valore di magnitudo più alto (4.1) calcolato, in via preliminare, dal GFZ (German Research Centre for Geosciences, Potsdam). Lo stesso GFZ nella pagina relativa a questo terremoto  pubblica un Disclaimer: Unless revised by a geophysicist, automatically determined earthquake locations may be erroneous! (Finché non rivista da un geofisico, la localizzazione determinata automaticamente può essere errata!).

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Tabella con tutte le localizzazioni ipocentrali arrivate a CSEM da diversi istituti di ricerca (fonte: CSEM).

Alcune decine di minuti dopo, CSEM ha ricalcolato la localizzazione e la magnitudo in base a tutti i dati arrivati, ottenendo un valore di magnitudo pari a 3.6. Si deve notare che i sismologi dello CSEM non analizzano i sismogrammi, come fanno invece i sismologi presenti nella sala di monitoraggio sismico, perché ricevono dai vari istituti soltanto i dati numerici pre-elaborati (tempi di arrivo e valori di ampiezza massima e periodo). La rielaborazione si basa su dati ottenuti dai sistemi automatici, che pertanto possono essere anch’essi sbagliati.

Nel caso del terremoto del 4 luglio, il calcolo della magnitudo effettuato nella nostra sala di monitoraggio sismico si è basato su un numero molto elevato di dati (212), come si vede nel grafico sotto. Come sempre accade, ogni sismometro fornisce un valore diverso di magnitudo, in quanto le ampiezze misurate (per la magnitudo Richter si usa l’ampiezza massima su un particolare periodo delle oscillazioni) dipendono dalla geologia locale, dalla propagazione nei diversi strati rocciosi, ecc. Il valore finale viene quindi determinato facendo la media (o meglio la mediana) di tutti i valori entro 600 km di distanza dall’epicentro e con una buona copertura in tutte le direzioni attorno all’epicentro. Il valore ottenuto è tanto più affidabile quanto più numerose e ben distribuite sono le stazioni sismiche, sia in termini di distanza che di copertura angolare attorno all’epicentro.

Isto_Mag_Mantova

Distribuzione dei valori di magnitudo ottenuti da tutti i sismometri della Rete Sismica Nazionale dell’INGV che hanno registrato il terremoto in provincia di Mantova del 4 luglio. Si nota una notevole dispersione di valori intorno al valore medio di 3.5. (Fonte: INGV)

Da un paio d’anni stiamo lavorando per il rilascio di informazioni automatiche al pubblico, prima dell’invio di quelle riviste. Comprendiamo l’esigenza di fornire prima possibile i dati di un terremoto, ma sappiamo anche che le soluzioni automatiche, come mostrato sopra, possono essere “errate”, sia in termini di epicentro che di magnitudo. E sappiamo anche che una volta che un’informazione viene pubblicata (sul web, su Twitter, ecc.) è molto difficile modificarla senza generare confusione. Per questo motivo abbiamo effettuato numerosi test al riguardo, e stiamo cercando il miglior compromesso tra rapidità e affidabilità dell’informazione.

Per ora, abbiamo scelto di non pubblicare direttamente e non inviare quindi a CSEM le nostre elaborazioni automatiche per evitare di diffondere informazioni poco affidabili.


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Evento sismico in provincia di La Spezia, M 4.0, 23 giugno

Un terremoto di magnitudo ML 4.0 è avvenuto questo pomeriggio alle ore 16:37 italiane (23 giugno 2016 ore 14:37 UTC) in provincia di La Spezia. L’epicentro è stato localizzato dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV a 9 km dalla città di La Spezia, a una profondità di circa 9 km.

La Spezia

I comuni entro 10 km dall’epicentro sono i seguenti (le colonne successive ai nomi indicano rispettivamente la provincia, la distanza dall’epicentro in km, gli abitanti): Leggi il resto di questa voce

Italia sismica: i terremoti di maggio 2016

Nel mese di maggio la Rete Sismica Nazionale dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia ha localizzato 1094 terremoti, in linea con gli ultimi due mesi del 2016. La media è stata di poco più di 35 eventi localizzati in un giorno, in leggerissima salita rispetto al mese di aprile.

maggio2016

I terremoti localizzati dalla Rete Sismica Nazionale dell’INGV durante il mese di maggio 2016.

In questo mese è stato registrato un solo evento di magnitudo uguale o superiore a 4.0 il giorno 30 maggio (Mw 4.1) tra le province di Terni e Viterbo al confine settentrionale tra Umbria e Lazio avvertito nettamente dalla popolazione come testimonia la mappa degli effetti del terremoto realizzata con oltre 800 questionari inviati al sito www.haisentitoilterremoto.it. Leggi il resto di questa voce

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