Archivi Blog

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.

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.


Licenza

Licenza Creative Commons
Quest’opera è distribuita con Licenza Creative Commons Attribuzione – Non opere derivate 4.0 Internazionale.

Un terremoto “sospetto”: 28 dicembre 2014 in Val d’Agri (M3.2)

Il 28 Dicembre 2014 alle 07:08 (ora italiana) un terremoto di magnitudo locale 3.2 è stato localizzato dalla Rete Sismica Nazionale (RSN) dell’INGV nell’Appennino Lucano, e più precisamente nel settore meridionale della Val d’Agri, a una profondità di circa 16 km.

Sismogramma del terremoto in Val d'Agri registato alla stazione sismica di Monticello (MCEL) a circa 30 km dall'epicentro. Sono graficate le tre componenti del moto del suolo (verticale, nord-sud, est-ovest)

Sismogramma del terremoto in Val d’Agri registrato alla stazione sismica di Monticello (MCEL) a circa 17 km dall’epicentro. Nel grafico, le tre componenti del moto del suolo: verticale, nord-sud, est-ovest.

L’ipocentro del terremoto, che è stato risentito leggermente fino a distanze epicentrali di 20 km, ricade in una regione che negli anni recenti è stata più volte interessata da sciami sismici di bassa magnitudo e che ha precedenti storici importanti, come quello del terremoto del 1857. La sismicità recente di bassa energia è in parte riconducibile ad attività antropiche (Rapporto ISPRA, 2014). Per questo motivo, nell’ambito delle attività che l’INGV svolge nel campo dello studio della sismicità naturale ed indotta della Val d’Agri è stata eseguita un’analisi di dettaglio del terremoto del 28 dicembre. Questa analisi si basa sull’integrazione dei dati registrati dalla RSN con quelli della rete locale dell’ENI per il monitoraggio dalla concessione di coltivazione di idrocarburi della Val d’Agri. L’analisi da noi effettuata, descritta nel seguito, fa propendere decisamente per un terremoto “naturale”, portando ragionevolmente a escludere che sia stato innescato da attività antropiche.

Inquadramento sismo-tettonico della Val d’Agri Leggi il resto di questa voce

%d blogger hanno fatto clic su Mi Piace per questo: