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La sismicità dell’area geotermica di Larderello-Travale tra le province di Pisa, Siena e Grosseto

L’INGV riceve spesso richieste di chiarimento sull’andamento della sismicità in aree in cui sono in corso attività antropiche, quali le aree geotermiche o quelle di estrazione di idrocarburi. Nelle settimane passate, da alcuni cittadini sono arrivate richieste relative a una stessa area – la zona geotermica di Larderello-Travale, nelle Colline Metallifere – e in questo articolo condividiamo la risposta che è stata fornita loro, per una migliore diffusione delle informazioni. 


La zona geotermica di Larderello-Travale è un’area nella quale si sfrutta il potenziale geotermico per la produzione di energia sin dall’inizio del ‘900 e per la quale da molti anni ci si interroga se tale produzione possa provocare terremoti.
Per questo motivo è stata analizzata la sismicità storica e attuale dell’area. È stata esaminata un’area quadrata di 50 km di lato (Figura 1), centrata su Castelnuovo Val di Cecina (Pisa); dal 1985 a oggi la Rete Sismica Nazionale dell’INGV ha registrato 1111 terremoti con magnitudo comprese nell’intervallo 0.43.8 (Catalogo ISIDE; http://iside.rm.ingv.it/).

Figura 1 – Epicentri dei terremoti (cerchi colorati) in un quadrato di 50 km centrato sull’abitato di Castelnuovo Val di Cecina (Pi) per il periodo 1985-2017.

La sismicità è principalmente distribuita nelle aree geotermiche di Larderello e Travale e attorno all’abitato di Montieri. Vi sono tuttavia altre zone di addensamenti epicentrali non direttamente associati alla presenza di manifestazioni geotermiche, quali ad esempio i quadranti nord-est e sud-est della regione investigata (i dintorni di Monteriggioni e Roccastrada, rispettivamente). Gli eventi più energetici, entrambi di magnitudo 3.8, sono avvenuti nel 1993 e nel 1998 con i seguenti parametri ipocentrali:

Data e ora   Lat Lon prof Magnitudo Md Area
1993-08-06 07:51:49 UTC 43.311 10.981 9.8 3.8 (Loc. Monteguidi)
1998-05-20 11:07:41 UTC 43.172 10.784 4.5 3.8 (Loc. Lagoni Rossi)

In occasione del terremoto del 1993 sorse il problema di un’ventuale correlazione con la produzione di energia e si svolsero diversi incontri della popolazione con ricercatori dell’Università di Pisa. Per il medesimo catalogo ( 1985-attuale), la Figura 2 riporta i grafici con l’andamento temporale delle magnitudo e del numero di eventi/mese. A partire dal 2005, si notano (a) un progressivo aumento della sismicità, che diventa particolarmente evidente dopo il 2010-2011, e (b) una brusca diminuzione delle magnitudo, in particolare delle minime (da circa 2 a 1 o meno).

Figura 2 – Andamento temporale delle magnitudo e del numero di eventi/mese

La prima osservazione è legata al potenziamento di tutta la Rete Sismica Nazionale  iniziato nel 2002, che ha portato ad un consistente abbassamento delle soglie di discriminazione degli eventi sismici (Amato e Mele, 2008). In particolare, nel 2010 furono installate nella zona della Toscana centrale le due nuove stazioni sismiche TRIF (Trifonti) e FROS (Frosini) che, migliorando la copertura strumentale dell’area, hanno reso possibile l’individuazione di un maggior numero di terremoti, anche di magnitudo molto piccola. L’apparente brusca  diminuzione delle magnitudo (Figura 2, pannello in alto) è invece attribuibile al cambio del sistema di analisi dei dati all’INGV. Nell’aprile del 2005, infatti, entrava a regime una nuova procedura di localizzazione degli eventi basata sui dati delle nuove stazioni digitali istallate negli anni precedenti. Contestualmente, grazie all’utilizzo dei dati digitali della rinnovata Rete Sismica Nazionale, veniva introdotto il calcolo sistematico della Magnitudo Locale (o Richter) al posto della Magnitudo Durata (Md), usata fino al 2005 per i terremoti più piccoli (come indicato nel Catalogo ISIDE). La magnitudo Richter risulta più affidabile per la definizione di magnitudo basse e molto basse.

Gli andamenti temporali della sismicità per l’area in esame mostrati in Figura 2 devono quindi essere valutati tenendo conto di queste due osservazioni. Le variazioni diventano significative solo successivamente al 2010, ovvero da quando sia la configurazione della Rete che le modalità di stima della Magnitudo sono rimaste invariate.

In Figura 3 viene mostrata la distribuzione nel tempo del numero mensile di terremoti a partire dal 1/1/2011, sia per l’intero catalogo (pannello in alto) che limitatamente ai terremoti con M ≥ 2 (pannello in basso).

Figura 3 – Distribuzione nel tempo del numero mensile di terremoti di magnitudo pari o superiore a 2 nell’area esaminata a partire dal 1/1/2011

La normale attività sismica dell’area, caratterizzata da pochi eventi al mese (generalmente meno di 20), è occasionalmente perturbata da episodi di maggiore sismicità, di cui il più evidente è quello che interessa i primi mesi del 2016. Limitando le considerazioni ai terremoti con M ≥ 2, si notano diversi periodi nel 2013, 2016 e 2017 con un numero maggiore di eventi rispetto a quanto osservato in altri intervalli temporali; per quanto statisticamente significativi, questi incrementi vanno comunque considerati anche alla luce di quanto osservato a scala nazionale. A titolo di esempio, sempre considerando i terremoti con M ≥ 2, in tutta Italia nel 2015 ne sono stati registrati 1969 (~164/mese) e nel 2016 ben 10713 (~892/mese, la maggior parte dei quali comunque dovuti alla sequenza dell’Italia centrale).

Nella figura qui sotto (Figura 4)  viene mostrata la distribuzione degli epicentri per intervalli di durata annuale nel periodo compreso fra il 2011 ed il 2017 (quest’ultima rappresentazione è ovviamente incompleta). Il colore dei simboli indica la magnitudo, secondo la scala cromatica riportata alla destra di ciascuna mappa. La sigla CVC indica, per riferimento, l’abitato principale di Castelnuovo Val di Cecina

L’incremento di attività del 2016 è associato principalmente a due sequenze sismiche (Figure sopra): la prima ha interessato un’area compresa fra Monteriggioni e Colle Val d’Elsa; la seconda è invece avvenuta nei dintorni dell’abitato di Frosini, al margine orientale dell’area di studio. Sempre durante il 2016, l’evento principale (M=3.3) è avvenuto il 2016-06-09 alle 14:01:07 nel settore NNW dell’area in esame, circa 4 km a nordest di Montecatini Val di Cecina. Sia le due sequenze che l’evento di maggior magnitudo sono quindi esterni all’area geotermica di Larderello-Travale.

Per quanto concerne la possibile correlazione tra la sismicità e le attività di sfruttamento delle aree geotermiche (inclusa la reiniezione di fluidi dopo lo sfruttamento, pratica comune a tutte le attività di questo tipo), vi sono due elementi da considerare:

1. la zona è sismicamente attiva a prescindere da ogni attività antropica; sono infatti documentati due principali terremoti storici, accaduti ben prima dell’avvio dei processi industriali di sfruttamento del sottosuolo (v. Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani 2015; http://emidius.mi.ingv.it/CPTI15-DBMI15/)

anno mese giorno Lat Lon magnitudo stimata Mw 
1414 8 7 43.270 11.121 5.7
1724 12 11 43.167 11.008 5.1

2. In generale, le relazioni fra attività di coltivazione della risorsa geotermica e l’insorgenza di microsismicità indotta sono ben note. Lo specifico caso dell’area di Larderello-Travale è trattato nello studio di Batini et al. (1985), basato su dati rilevati dalla rete microsismica dell’ENEL. Questo lavoro evidenziava una marcata correlazione tra sismicità e attività di re-iniezione, mostrando tuttavia come il numero di eventi con M > 2 non dipenda dalla quantità di fluidi re-iniettati. In altre parole, secondo tale studio il processo di re-iniezione nell’area geotermica di Larderello-Travale influisce sul numero di eventi di bassa magnitudo (M<2), senza però indurre alcuna variazione significativa sui tassi di sismicità di magnitudo maggiore (‘The increased seismicity following the increase in the quantity of reinjected water leads one to hypothesize a cause and effect relationship between reinjection and microearthquakes, without, however, any increase in the maximum magnitude values’. Batini et al., op.cit.)

A cura di Gilberto Saccorotti e Davide Piccinini (INGV – Pisa)


Riferimenti bibliografici

Amato, A., and F. Mele (2008). Performance of the INGV National Seismic Network from 1997 to 2007. Annals of Geophysics 51 (2-3), 417-431.

Batini, F., R. Console and G. Luongo, 1985. Seismological Study of the Larderello-Travale Geothermal area. Geothermics, 14, 255-272.

ISIDE. The Italian Instrumental and Seismological parametric data base. ISIDe working group (2016) version 1.0, DOI: 10.13127/ISIDe.

Wells, D.L. and Coppersmith K.J., 1994. New Empirical Relationships among Magnitude, Rupture Length, Rupture Width, Rupture Area, and Surface Displacement. Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 84, No. 4, pp. 974-1002.

I satelliti osservano la deformazione degli acquiferi carsici

I grandi acquiferi carsici dell’Appennino si deformano in relazione alle variazioni stagionali e multi-annuali di piovosità. Questo il risultato principale di un articolo pubblicato di recente sul Journal of Geophysical Research dal titolo Transient deformation of karst aquifers due to seasonal and multi-year groundwater variations observed by GPS in southern Apennines, di Francesca Silverii et al., che è stato premiato (motivazione) all’ultimo Convegno annuale del GNGTS (Lecce, novembre 2016). La ricerca sfrutta l’analisi integrata di dati satellitari e dati idrologici di vario tipo per ricostruire le deformazioni periodiche. Nel lavoro vengono indagate le cause e indicate le possibili implicazioni del fenomeno osservato.

Uomo seduto e vortici d'acqua, Leonardo da Vinci, Windsor, Royal Library, c. 1513. "Acqua è fra i quattro elementi il secondo men greve e di seconda volubilità. Questa non ha mai requie insino che si congiunge al suo marittimo elemento [...]. Volentieri si leva per lo caldo in sottile vapore per l'aria. Il freddo la congela, stabilità la corrompe. [...] Piglia ogni odore, colore e sapore e da sé non ha niente.[...]". Parigi, Manoscritto C, f. 26v

Uomo seduto e vortici d’acqua, Leonardo da Vinci. “Acqua è fra i quattro elementi il secondo men greve e di seconda volubilità. Questa non ha mai requie insino che si congiunge al suo marittimo elemento […]. Volentieri si leva per lo caldo in sottile vapore per l’aria. Il freddo la congela, stabilità la corrompe. […] Piglia ogni odore, colore e sapore e da sé non ha niente.[…]”. Parigi, Manoscritto C, f. 26v (da: http://www.michelemossa.it/ )

Introduzione

Da alcuni decenni la geofisica si avvale di strumenti innovativi per studiare la deformazione della superficie terrestre. Grazie a osservazioni molto accurate ottenute tramite l’utilizzo dei satelliti appartenenti al Global Positionig System (GPS) si è oggi in grado di registrare deformazioni di ampiezza variabile (da pochi millimetri a svariati metri) che coinvolgono scale spaziali (da decine di metri a centinaia di chilometri) e temporali (dai secondi agli anni) molto diverse. In particolare, sfruttando tecnologie avanzate e complesse tecniche di processamento dei dati, i satelliti GPS permettono di registrare la posizione di un punto a terra (dove si trova l’antenna) con incertezze di pochi millimetri. Questa posizione, riferita a un definito sistema di coordinate, viene espressa tramite tre componenti (nord, est, verticale) e registrata con continuità nel tempo, dando luogo alle cosiddette “serie temporali”.

Come è ben noto, i terremoti sono in grado di deformare la superficie terrestre in modo più o meno visibile a seconda della loro entità. Le osservazioni ottenute tramite la tecnica GPS sono ormai largamente usate in tutto il mondo per studiare le deformazioni associate al ciclo sismico (qui) e hanno fornito un contributo molto importante per capire meglio la natura di questo fenomeno. Negli ultimi anni, inoltre, si è notata l’utilità delle osservazioni geodetiche per studiare l’effetto della redistribuzione delle grandi masse d’acqua sulla superficie terrestre. Ad esempio, le stazioni GPS installate in California hanno registrato un chiaro andamento di sollevamento associato alla forte siccità che ha colpito l’area californiana dal 2012 (link). Lo studio delle deformazioni idrologiche transienti (cioè variabili nel tempo) di origine non tettonica si sta rivelando di grande interesse in quanto può fornire informazioni uniche circa i trend climatici e il comportamento degli acquiferi, che rappresentano una risorsa indispensabile per l’uomo. L’individuazione dei segnali transienti non tettonici è inoltre fondamentale per la corretta stima delle deformazioni di origine tettonica e per lo studio delle eventuali interazioni con la sismicità.

I dati e la rete RING

In Italia è presente una rete di stazioni GPS permanenti, gestite in gran parte dall’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (Rete RING), che registrano continuamente la deformazione del suolo. Nel questo lavoro sono state analizzate le osservazioni GPS dell’Italia centro-meridionale ed è stato individuato un segnale transiente multi-annuale. Questo segnale è particolarmente forte nelle componenti orizzontali (ampiezza massima ≈ 1 cm) delle stazioni localizzate in prossimità degli acquiferi carsici degli Appennini e diminuisce con la distanza da essi (Fig. 1).

fig1

Fig 1. Serie temporali (posizione nel tempo) GPS osservate (punti colorati) relative a vari siti dell’Italia centro-meridionale. Le linee nere tratteggiate rappresentano un filtro gaussiano di 6 mesi di ampiezza. Le serie sono ordinate a partire dai siti sulla costa tirrenica (in basso) verso quelli sulla costa adriatica (in alto). Sinistra: componente orizzontale proiettata lungo una direzione perpendicolare all’asse degli Appennini (N45E); centro: componente orizzontale proiettata lungo una direzione parallela all’asse degli Appennini (N135E); destra: componente verticale. Si noti la simmetria per la componente N45E tra le serie sotto e sopra CDRU e SAL1. T1 e T2 si riferiscono a due intervalli di 2.5 anni in cui il segnale multi-annuale ha andamento opposto e per cui sono state stimate le velocità rappresentate in Fig. 2.

Risultati

Gran parte degli Appennini è costituita da rocce calcaree in cui per effetto del carsismo e della fratturazione si verifica l’infiltrazione e l’immagazzinamento di ingenti quantità d’acqua. Il segnale individuato presenta una caratteristica simmetria tra le stazioni a cavallo degli acquiferi, che si ritrova anche al livello delle oscillazioni stagionali: a intervalli alterni gli acquiferi subiscono espansione e contrazione (una sorta di andamento “a fisarmonica”), come evidenziato per gli intervalli temporali T1 e T2 in Fig. 2.

fig2

Fig 2. Velocità osservate (frecce nere) e modellate (frecce rosse) stimate dalle serie temporali GPS, le ellisse rappresentano l’errore al 95% dell’intervallo di confidenza. Le velocità sono state stimate come deviazioni rispetto al trend a lungo termine in un periodo di diminuzione della piovosità (T1) e in un periodo di aumento della piovosità (T2). Le aree ombreggiate in blu indicano gli acquiferi carsici. I segmenti blu indicano la posizione delle dislocazioni tensili verticali utilizzate per simulare l’apertura/chiusura delle fratture all’interno degli acquiferi. I grafici sulla destra rappresentano una sezione lungo la linea punteggiata nera in mappa. Sono mostrate la topografia (area grigia), le velocità osservate (cerchi neri) e modellate lungo il profilo (linea rossa) e la posizione della dislocazione (linea verticale blu).

La componente verticale delle osservazioni GPS è, per ragioni intrinseche alla tecnica, più rumorosa rispetto alle componenti orizzontali (Fig. 1). Un segnale transiente con andamento temporale simile a quello delle componenti orizzontali è però visibile anche nella componente verticale, soprattutto dopo aver mediato (“stacking”) le osservazioni di diverse stazioni. Questa operazione permette infatti di evidenziare le eventuali caratteristiche comuni a più serie temporali GPS. A differenza delle componenti orizzontali, il segnale transiente sulla componente verticale è presente con caratteristiche analoghe anche nei siti lontani dagli acquiferi carsici.

La correlazione spaziale con la distribuzione geografica degli acquiferi e l’analogia con il comportamento stagionale suggeriscono che il segnale transiente individuato abbia cause non tettoniche, in particolare associate alle variazioni stagionali e inter-annuali della quantità di acqua nella crosta terrestre. Negli Appennini centro-meridionali il clima è quello tipico delle zone montuose dell’area mediterranea, con estati secche e periodi autunnali e invernali caratterizzati da precipitazioni abbondanti. L’andamento multi-annuale delle precipitazioni nell’area mediterranea risente inoltre di processi climatici a grande scala, come l’Oscillazione Nord Atlantica. Per verificare l’ipotesi circa l’origine del segnale transiente, sono stati analizzati diversi tipi di dati che forniscono indicazioni sulle variazioni del contenuto di acqua sulla/nella crosta terrestre. L’informazione più immediata in questo senso è data dalla misura della pioggia. Le osservazioni della rete pluviometrica della Protezione Civile-Regione Campania indicano un chiaro andamento multi-annuale delle precipitazioni con “periodicità” analoga a quella evidenziata nei dati GPS (Fig. 3).

La variabilità temporale delle precipitazioni sugli Appennini influenza la ricarica degli acquiferi, che si ripercuote sull’andamento dello scarico delle principali sorgenti. Ciò è evidente nella serie temporale di scarico della sorgente Sanità (Caposele), una delle principali sorgenti dell’Italia meridionale (Fig. 3). A periodi caratterizzati da precipitazioni scarse, come gli anni 2007-2008 (intervallo T1) corrisponde uno scarso scarico da parte della sorgente, viceversa accade in periodi ad elevata piovosità (intervallo T2). Sono state analizzate infine le osservazioni dei satelliti GRACE i quali, tramite misure delle variazioni del campo di gravità terrestre, forniscono indicazioni sulle variazioni del contenuto d’acqua totale (Terrestrial Water Storage, TWS) nella crosta terrestre superficiale (come acqua superficiale, sotterranea, umidità del suolo). La stima del TWS mediata sull’area in esame (Fig. 3) mostra un chiaro andamento multi-annuale con caratteristiche simili agli altri tipi di dati, come il periodo a basso TWS negli anni 2007-2008 (intervallo T1).

fig3

Fig. 3. Confronto tra le serie temporali orizzontali GPS (componente N45E) e i dati idrologici. I dati GPS (punti grigi e viola) sono le componenti orizzontali proiettate in direzione N45E di alcuni siti selezionati in area carsica e a cui è stato rimosso un trend a lungo termine (CDRU invertito per chiarezza). I dati di pioggia relativi alle due stazioni Gioi Cilento (linea rossa) e Senerchia (linea arancione) sono rappresentati come pioggia cumulata (sommata nel tempo) a cui è stato successivamente rimosso il trend a lungo termine. Questo tipo di rappresentazione mette in evidenza le deviazioni rispetto a un andamento costante della piovosità. La linea blu rappresenta lo scarico giornaliero della sorgente Caposele. La linea verde (con incertezza ±1-sigma) rappresenta la stima di TWS dai satelliti GRACE. Questa è espressa come altezza di acqua equivalente (EWH) e rappresenta una media sull’area in esame. I cerchi rossi rappresentano la serie verticale GPS “stacked” utilizzando stazioni dentro e fuori l’area carsica. La serie è campionata mensilmente alle stesse epoche del satellite GRACE (si noti l’asse verticale invertito).

Dal confronto tra i dati GPS e i dati idrologici emergono due caratteristiche principali. La componente verticale GPS è notevolmente anticorrelata con il dato di TWS dei satelliti GRACE (Fig. 3). Questo indica che a periodi a basso contenuto d’acqua (come l’intervallo T1) corrisponde un andamento di sollevamento che coinvolge tutta l’area e viceversa accade in periodi ad elevato contenuto d’acqua (come l’intervallo T2). Questo comportamento è tipicamente dovuto alla risposta elastica della crosta a un carico imposto in superficie, che, in questo caso, è dovuto principalmente all’acqua. La componente orizzontale GPS dei siti attorno agli acquiferi carsici è invece fortemente correlata con lo scarico della sorgente Caposele (Fig. 3). In particolare a periodi a scarico elevato (come l’intervallo T2) corrisponde un andamento di espansione degli acquiferi, mentre a periodi di siccità corrisponde un andamento di contrazione (come l’intervallo T2). La spiegazione proposta nel lavoro è che la deformazione orizzontale sia legata alla variazione dell’altezza della tavola d’acqua all’interno degli acquiferi che comporta una variazione della pressione idrostatica all’interno della fitta rete di fratture che caratterizza gli acquiferi. Nei periodi ad elevata ricarica degli acquiferi (come l’intervallo T2) l’aumento di pressione idrostatica provoca l’apertura delle fratture e, a sua volta, una deformazione di tutto l’acquifero. Visti i numerosi e non noti parametri in gioco, la vastità dell’area in esame e la complessità del fenomeno, nel lavoro è presentato un modello molto semplificato che simula le principali caratteristiche della deformazione osservata (Fig. 2).

Oltre all’interesse per la comprensione delle caratteristiche e la gestione ottimale delle grandi riserve d’acqua dell’Appennino, il lavoro mette in evidenza un forte segnale non-tettonico che ha implicazioni potenzialmente significative per l’analisi accurata dei processi tettonici da serie geodetiche.

A cura di Francesca Silverii (INGV, attualmente presso l’Università della California-San Diego).

L’articolo può essere visualizzato al seguente link o richiesto via e-mail all’autrice principale: francesca.silverii@ingv.it, fsilverii@ucsd.edu .

Sequenza sismica in Italia centrale: la sismicità storica dell’area

La sequenza in corso in questi giorni interessa l’area fra i Monti della Laga e la Valnerina, dove anche in passato ci sono stati numerosi forti terremoti. L’evento che al momento risulta il principale della sequenza (24 agosto, ore 03.36 italiane) è localizzato in una zona che ha una storia sismica piuttosto lacunosa.

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La mappa dell’area della sequenza (la stella rappresenta l’evento del 24 agosto, M 6.0) con i terremoti storici estratti dal Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (CPTI15).

Secondo il più recente catalogo sismico CPTI15 (Rovida et al., 2016, aggiornato al 2015) il più antico tra i terremoti locali oggi noti avvenne nel luglio 1627 (Accumoli, Io 7-8 MCS, Mw 5.3); di esso si hanno scarse notizie sul danneggiamento di pochi edifici importanti di Accumoli (Monachesi e Castelli, 1992).

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Distribuzione degli effetti del terremoto del luglio 1627 [fonte: DBMI15]

Il massimo terremoto locale oggi noto avvenne il 7 ottobre 1639 (Amatrice, Io 9-10 MCS, Mw 6.2) e devastò il centro urbano di Amatrice e le località circostanti con caratteristiche che ricordano in maniera impressionante il quadro di elevata distruttività che si va delineando in seguito all’evento di questa mattina.

La notte tra il 7 e l’8 ottobre 1639 l’area compresa tra Amatrice e L’Aquila fu colpita da tre scosse di terremoto di forza crescente, a intervalli di circa un quarto d’ora l’una dall’altra. L’ultima causò gravi danni in molti minuscoli villaggi nei dintorni di Amatrice, nella stessa Amatrice, a Montereale, Accumoli e nel contado aquilano e fu avvertita fino a L’Aquila, Rieti e Ascoli Piceno. Ad Amatrice e nei villaggi vicini ci furono diverse vittime, anche se molti abitanti erano usciti di casa dopo le prime scosse. Nella stessa notte si sentirono alcune scosse più leggere per circa un’ora. Il periodo sismico si protrasse per tutto il mese di ottobre, con repliche di un certo rilievo nei giorni 14 e 17. http://www.edurisk.it

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Distribuzione degli effetti del terremoto del 7 ottobre 1639 [fonte: DBMI15].

Il terremoto del 1639 fu seguito, pochi anni dopo da due eventi di energia più moderata, avvenuti nel 1646 (Monti della Laga, Io 9 MCS, Mw 5.9) e nel 1672 (Amatrice, Io 7-8 MCS, Mw 5.3).

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Distribuzione degli effetti del terremoto del 8 giugno 1672 [fonte: DBMI15].

Nel Settecento e per gran parte dell’Ottocento al catalogo non risultano eventi locali; l’attività sismica riprende alla fine dell’Ottocento con alcuni eventi di moderata energia localizzati ad Accumoli (1883, Io 7 MCS, Mw 5.1; 1910, Io 5-6 MCS, Mw 4.6; 1950, Io 4-5 MCS, Mw 4.7), ecc. L’ultimo terremoto locale significativo risale al 1963 (Amatrice, Io 7 MCS, Mw 4.7).

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Storia sismica osservata a Accumoli (RI) dall’anno 1000 a oggi: nella scala MCS il grado 6 indica l’inizio del danneggiamento leggero, ma diffuso. È evidente una maggior completezza dell’informazione storica dal 1600 in poi (fonte: DBMI15).

 

DBMI15_SeismicHistory_IT_53053_Amatrice

Storia sismica osservata a Amatrice (RI) dall’anno 1000 a oggi: nella scala MCS il grado 6 indica l’inizio del danneggiamento leggero, ma diffuso. È evidente una maggior completezza dell’informazione storica dal 1600 in poi (fonte: DBMI15).

 

La relativa povertà della storia sismica (eventi con I≥5.5) delle principali località dell’area (Accumoli, Amatrice) è tipica delle zone montane dagli insediamenti sparsi e le cui vicende tendono a restare ai margini dell’attenzione della storiografia ufficiale. Le testimonianze storiche disponibili prima del Novecento sono distribuite su di un arco cronologico ristretto (la segnalazione più antica è del 1639) e tendono a riguardare esclusivamente gli effetti più gravi. Un confronto con le storie sismiche di alcune località significative delle aree circostanti [L’Aquila, Ascoli Piceno, Rieti] lascia pensare che il livello di incompletezza di questo quadro sia piuttosto elevato.

Il solo terremoto per cui si dispone di dati relativamente dettagliati sugli effetti ad Accumoli e Amatrice è quello dell’ottobre 1639, unico evento distruttivo localizzato nell’area dal 1000 in poi.

Va infine ricordato che le località interessate dalla sequenza in corso subirono gli effetti dei fortissimi terremoti del 1703 (Valnerina); le testimonianze disponibili sono però estremamente generiche (danni gravissimi, vittime).

a cura di Romano Camassi e Viviana Castelli, (INGV Bologna).


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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

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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)

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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)

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

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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.

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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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Variazioni magnetiche, elettriche, elettromagnetiche e terremoti

In diverse occasioni si è riscontrato che terremoti e attività vulcanica sono associati a variazioni, o segnali, magnetici, elettrici ed elettromagnetici (che chiameremo in generale segnali EM) di origine naturale. Su questo argomento è disponibile una vastissima letteratura e in diversi testi di geofisica si trovano capitoli che trattano di sismo-magnetismo e/o vulcano-magnetismo, termini usati per classificare le discipline che studiano questi aspetti. Negli ultimi decenni osservazioni effettuate in molte aree del mondo hanno permesso di raccogliere una grande quantità di segnali che mostrano variazioni EM associabili a eventi tettonici e vulcanici. Molti ricercatori si sono impegnati a trovare meccanismi teorici per mettere in relazione questi segnali EM con gli eventi tettonici e vulcanici che li genererebbero.

De_Magnete_Title_Page_1628_editionSono passati più di 400 anni da quando William Gilbert pubblicò il suo ‘De Magnete, Magneticisque Corporibus, et de Magno Magnete Tellure’ (Sul magnete, i corpi magnetici e sul grande magnete Terra), nel quale si concludeva che il magnetismo della Terra era una proprietà planetaria permanente e che proveniva dal suo interno. Pochi decenni più tardi Henry Gellibrand mostrò che il campo magnetico terrestre mostrava anche una lenta variazione temporale, detta in seguito variazione secolare.

Oggi le nostre conoscenze sul magnetismo, in generale, e sul magnetismo terrestre in particolare, sono notevolmente accresciute ma, come spesso accade, più si conosce e più problemi si aprono. Leggi il resto di questa voce

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