Microsismicità osservata nell’area geotermica del Monte Amiata (Toscana)

Roma

Il Monte Amiata, ubicato nella porzione sud-occidentale della regione Toscana, è un edificio vulcanico
che si è strutturato durante la parte finale del Pleistocene medio (350 - 200 ka; Laurenzi et al., 2015;
Principe et al., 2018) al di sopra delle unità tettoniche strutturatesi durante le fasi mio-plioceniche
dell’orogenesi appenninica. La distribuzione dei centri eruttivi sembra essere controllata da una zona di
debolezza strutturale plio-pleistocenica, orientata circa NE-SW, che interessa sia i depositi vulcanici che
le unità strutturali sottostanti (Brogi & Fabbrini, 2009, Brogi et al., 2015; Piccardi et al., 2017, Principe
et al., 2018).
Il gradiente geotermico è caratterizzato da valori molto alti (fino a 15°/100m), rendendo l’area
particolarmente idonea per la produzione di energia geotermica. La produzione geotermica iniziò a
partire dal 1960. Attualmente, gli impianti produttivi di ENEL- Greenpower di Bagnore e Piancastagnaio
(Fig. 1), sfruttano un serbatoio geotermico collocato tra i 2000 e i 3500 metri di profondità rispetto al
piano campagna.
Il Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (CPTI; Rovida et al., 2016 riporta, tra il 1287 e il 1940,
13 terremoti con una magnitudo equivalente compresa tra 4.5 £ Me £ 5.3 che hanno causato
danneggiamenti fino al grado VIII MCS (Fig. 1), evidenziando un’attività sismica naturale e capace di
causare seri danneggiamenti, ben prima dell’inizio dello sfruttamento geotermico dell’area.
La sismicità recente, registrata dalla rete sismica nazionale dell’INGV (Castello et al., 2006;
http://cnt.rm.ingv.it), riporta meno di 150 terremoti nell’area amiatina negli ultimi 25 anni, di cui 35
eventi con ML ≥ 1.5. Tra questi, il terremoto del 1.4.2000 (Md=4.0; http://cnt.rm.ingv.it/event/1132509)
causò danni ad oltre 50 edifici, e la prossimità dell’epicentro con l’impianto di produzione di
Piancastagnaio sollevò l’ipotesi di una sua natura antropogenica (Mucciarelli et al. 2001). Braun et al.
(2018) hanno ricalcolato ipocentro e meccanismo focale di questo evento, collocandolo ad una profondità
prossima al serbatoio di produzione, giungendo però alla conclusione che non sia possibile, per questa
via, discriminare la sua natura antropogenica o meno. In generale, rispetto alle profondità tipiche della
sismicità crostale osservata in Toscana (tra circa 5 e 13 km) gli ipocentri degli eventi sismici registrati
nell’area amiatina hanno delle profondità simili a quelle di produzione (< 5 km). La bassa densità della
rete di monitoraggio INGV in quest’area del territorio nazionale (Fig. 1) è causa, comunque, di una bassa
capacità di rilevazione (detection) sismica e di una altrettanto bassa capacità di risoluzione ipocentrale.
Per migliorare le capacità di detection e di monitoraggio sismico nell’area del Monte Amiata, nel periodo
2015 - 2018 abbiamo installato una rete locale composta da 8 stazioni in vicinanza delle centrali di
produzione geotermica di Bagnore e Piancastagnaio. L’obiettivo dell’esperimento era quello di abbassare
la magnitudo di completezza e di comprendere meglio l’origine della sismicità in vicinanza degli impianti
di estrazione, cercando di discriminare tra sismicità naturale e eventi sismici antropogenici. A questo scopo, abbiamo applicato una metodologia di analisi automatica, scansionando l’enorme dataset
con un nuovo e robusto approccio di detection e localizzazione, chiamato waveform beam-forming grid
search approach (LASSIE; Heimann et al., 2017). In uno step successivo, gli eventi sismici associati
vengono rilocalizzati con un waveform-based locator (LOKI: Grigoli et al. 2014). Il catalogo sismico
così ottenuto, aggiornato e molto più completo rispetto a quanto mai ottenuto prima in termini di
Magnitudo di completezza (Mc), rappresenta la base per definire criteri di discriminazione, ad esempio
attraverso la correlazione spazio-temporale della sismicità osservata con i parametri di produzione
geotermica.
I risultati ottenuti e le potenzialità di tale approccio saranno oggetto della presentazione qui proposta.

Braun T., Cesca S., Kühn D., Martirosian-Janssen A., & Dahm T. (2018). Anthropogenic seismicity in
Italy and its relation to tectonics: State of the art and perspectives. Anthropocene, 21, pp.80-94,
doi:10.1016/j.ancene.2018.02.001.
Brogi A. & Fabbrini L. (2009). Extensional and strike-slip tectonics across the Monte Amiata – Monte
Cetona transect (Northern Apennines, Italy) and seismotectonic implications. Tectonophysics, 476, 195–
209.
Brogi A., Capezzuoli E., Liotta D., & Meccherini M. (2015). The Tuscan Nappe structures in the Monte
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Castello B., Selvaggi G., Chiarabba C., & Amato A. (2006). CSI Catalogo della sismicità italiana 1981-
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Grigoli F., Cesca S., Amoroso O., Emolo A., Zollo A., & Dahm T. (2014). Automated seismic event
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Heimann, S., Kriegerowski M., Isken M., Cesca S. , Daout S., Grigoli F., Juretzek C., Megies T., Nooshiri
N., Steinberg A., Sudhaus H., Vasyura-Bathke H., Willey T., Timothy, & Dahm T. (2017). Pyrocko - An
open-source seismology toolbox and library. V 0.3. GFZ Data Services, doi:10.5880/GFZ.2.1.2017.001.
Laurenzi M. A., Braschi E., Casalini M, & Conticelli S. (2015). New 40Ar-39Ar dating and revision of
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Mucciarelli M., Gallipoli M., Fiaschi A., & Pratesi G. (2001). Osservazioni sul danneggiamento nella
zona del Monte Amiata a seguito dell’evento del 1 Aprile 2000. X Congresso Nazionale “L’ingegneria
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Piccardi L., Vittori E., Blumetti A. M., Comerci V., Di Manna P., Guerrieri L., Baglione M. &
D'Intinosante V. (2017). Mapping capable faulting hazard in a moderate-seismicity, high heat-flow
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451, 1-36.
Principe C., Lavorini G., & Vezzoli M. L. (eds.) (2017). Il Vulcano di Monte Amiata. EDS Nola, ISBN
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Rovida A., Locati M., Camassi R., Lolli B., Gasperini P. (eds), 2016. Catalogo Parametrico dei Terremoti
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