Comprendere i Campi Flegrei:
le risposte dell'INGV
Le ricercatrici e i ricercatori INGV-Osservatorio Vesuviano rispondono alle domande più frequenti sullo stato dei Campi Flegrei
Ultimo aggiornamento: 19/10/2026
Sismologia
Se il terreno continua a sollevarsi, perché possono esserci giorni o settimane con pochi terremoti?
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Sismologia
Risposte a domande sullo studio dei terremoti e delle sorgenti sismiche dei Campi Flegrei.
La profondità e la posizione degli ipocentri sono cambiate nel tempo e che cosa può indicare un’eventuale migrazione verso la superficie?
In breve posizione e profondità degli ipocentri ai Campi Flegrei sono variate nel tempo, ma la sismicità rimane prevalentemente confinata nei primi chilometri della crosta. Un’eventuale migrazione verso la superficie sarebbe un segnale importante di propagazione della pressurizzazione dei fluidi o delle fratture verso quote più superficiali, ma non proverebbe, da sola, né la risalita del magma né l’imminenza di un’eruzione.
Approfondimento
Nel tempo la distribuzione degli ipocentri dei terremoti registrati ai Campi Flegrei ha mostrato variazioni che possono essere ricondotte alla dinamica dell’attuale fase bradisismica. In particolare dalla fine del 2005 fino al 2019 la sismicità si è concentrata nella zona centrale della caldera principalmente al di sotto di Pozzuoli, Solfatara-Pisciarelli, Agnano e Astroni. A partire dal 2020, con l’aumentare del sollevamento, sono stati registrati terremoti nel golfo di Pozzuoli nella zona di fronte al porto di Baia. Quindi l’aumento del numero di terremoti è stato accompagnato dal coinvolgimento di un’area più estesa della caldera. In generale i terremoti registrati ai Campi Flegrei sono superficiali e nella zona centrale della caldera hanno profondità solitamente inferiori ai 3.5 km mentre i terremoti registrati a mare mostrano profondità maggiori, fino a 4.5-5 km. La distribuzione spaziale complessiva non è quindi uniforme, ma riflette la presenza di zone di faglia e di volumi di roccia sottoposti a pressurizzazione e deformazione. La posizione degli epicentri e la profondità dei terremoti registrati ai Campi Flegrei sono monitorate costantemente per individuare eventuali spostamenti della sismicità, sia verticali che orizzontali. Una progressiva diminuzione della profondità degli ipocentri, così come una loro migrazione (spostamento) laterale, potrebbe indicare la propagazione di fluidi magmatici o idrotermali attraverso le fratture della crosta. Questo dato sperimentale, tuttavia, deve essere interpretato insieme agli altri parametri monitorati e non costituisce, da solo, la prova di una risalita del magma. È però fondamentale precisare che la diminuzione della profondità degli ipocentri, da sola, non dimostra una risalita del magma e non costituisce automaticamente un precursore certo di un’eruzione. I terremoti registrano il punto in cui la roccia fragile si rompe, non necessariamente la posizione del magma. Una sorgente profonda può infatti trasferire pressione e deformazione a fratture più superficiali senza che il magma raggiunga quelle quote. Per questo insieme alla sismicità vengono monitorati altri parametri come la deformazione del suolo o il flusso di gas alle fumarole e le sue caratteristiche. Episodi di migrazione verticale e orizzontale della sismicità sono stati documentati in diversi sistemi vulcanici e solo in alcuni casi hanno preceduto un’eruzione. Due esempi significativi, ma con esiti differenti, sono lo sciame sismico del 2017 nella caldera di Yellowstone (Stati Uniti), al quale non seguì un’eruzione, e la migrazione della sismicità osservata a La Palma (Isole Canarie, Spagna) prima dell’eruzione del 2021. Tra giugno e settembre 2017, nell’area di Yellowstone, è stato registrato uno sciame comprendente quasi 16.000 terremoti, con magnitudo massima Mw 4,4. La sismicità ha mostrato una migrazione complessa, sia orizzontale sia verticale, interessando profondità comprese approssimativamente tra 7-8 e 11 km. Lo sciame non è stato seguito da un’eruzione ed è stato interpretato come il possibile effetto della propagazione della pressione di fluidi acquosi attraverso faglie e fratture preesistenti (Shelly e Hardebeck, 2019). La figura mostra la migrazione della sismicità osservata a La Palma nei giorni precedenti l’eruzione del 19 settembre 2021. Lo sciame sismico ebbe inizio circa otto giorni prima dell’eruzione e mostrò un progressivo spostamento degli ipocentri sia in direzione orizzontale sia verso la superficie.
Migrazione verticale e orizzontale della sismicità registrata qualche giorno prima dell’eruzione della Palma avvenuta il 19 settembre 2021. I pallini indicano le posizioni dei terremoti e il colore è legato al tempo di accadimento dei terremoti (in rosso gli eventi più vicini all’eruzione). A destra e sotto l’immagine principale sono riportate le due proiezioni verticali. Da: Suarez, E. D., et al. "Unveiling the pre-eruptive seismic series of the La Palma 2021 eruption: Insights through a fully automated analysis." Journal of Volcanology and Geothermal Research 444 (2023): 107946. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2023.107946
PGA (Peak Ground Acceleration), PSA (Pseudo-Spectral Acceleration) e profondità dell’ipocentro: come un terremoto produce effetti sugli edifici?
Quando si descrive un terremoto si fa generalmente riferimento alla magnitudo, che fornisce una misura della sua grandezza. Per comprendere quali possano essere gli effetti sulle costruzioni, però, la magnitudo da sola non basta. Contano anche la profondità dell'ipocentro, la distanza dalla sorgente, le caratteristiche del sottosuolo e, soprattutto, come si manifesta il moto sismico in superficie.
Uno dei parametri più utilizzati per descrivere questo moto è la PGA (Peak Ground Acceleration), cioè la massima accelerazione del suolo registrata durante il passaggio delle onde sismiche. Viene espressa in m/s², oppure come frazione dell'accelerazione di gravità g (pari a 9,81 m/s2): una PGA di 0,2 g indica, ad esempio, un'accelerazione del suolo pari al 20% di quella di gravità.
La PGA non va confusa con la magnitudo. Mentre la magnitudo esprime la grandezza complessiva del terremoto, la PGA misura il massimo scuotimento del suolo in uno specifico punto. Uno stesso terremoto può quindi determinare valori di PGA anche molto diversi da una località all'altra.
Accelerazioni molto elevate ai Campi Flegrei
Le registrazioni degli ultimi anni ai Campi Flegrei mostrano in modo particolarmente evidente quanto la PGA possa essere elevata anche in occasione di terremoti di magnitudo moderata. Durante l'evento di Md 4.6 del 13 marzo 2025, tre stazioni poste entro circa 1,5 km dall'epicentro hanno registrato valori di PGA superiori a 0,6 g; in una delle registrazioni il valore ha raggiunto addirittura valori dell'ordine di 1 g, come riportato dall’Osservatorio Vesuviano tramite il servizio UrbanSM (https://terremoti.ov.ingv.it/urbansm/flegrei/2025/44246, Martino et al. 2025).
Si tratta di accelerazioni confrontabili con alcune delle più elevate registrate durante i terremoti italiani più distruttivi degli ultimi decenni. Nel terremoto dell'Aquila del 2009 (Mw 6.3), ad esempio, il valore massimo registrato fu circa 0,66 g, mentre durante il terremoto di Amatrice del 24 agosto 2016 (Mw 6.0) una delle stazioni più vicine registrò circa 0,87 g.
Questo confronto non significa naturalmente che un terremoto flegreo di magnitudo intorno a 4.0 possa avere effetti paragonabili a quelli di terremoti di magnitudo 6. Al contrario, mette in evidenza quanto la PGA sia una misura locale dello scuotimento, fortemente influenzata dalla distanza e dalla profondità della sorgente. Lo dimostra anche il terremoto di Md 4.6 del 30 giugno 2025: pur avendo la stessa magnitudo del terremoto del 13 marzo, essendo localizzato più in profondità e in una diversa posizione rispetto alle stazioni, ha prodotto valori di PGA inferiori a 0,1 g.
È inoltre importante sottolineare che i valori più elevati osservati finora non rappresentano un limite superiore per le accelerazioni possibili nell’area. Infatti, a parità di distanza dalla sorgente e di tutte le altre condizioni, all’aumentare della magnitudo aumenta anche il livello di scuotimento atteso e, quindi, generalmente la PGA. Un eventuale terremoto di magnitudo superiore a quelli registrati finora potrebbe pertanto produrre accelerazioni ancora maggiori, soprattutto nelle zone molto prossime alla sorgente.
È quindi necessario capire perché ai Campi Flegrei possano prodursi accelerazioni così elevate nelle immediate vicinanze della sorgente e, soprattutto, perché un valore molto alto di PGA non corrisponda necessariamente a effetti altrettanto importanti sugli edifici.
Perché la profondità è così importante
Una delle ragioni principali delle elevate accelerazioni osservate ai Campi Flegrei è la ridotta profondità della sismicità. Gli ipocentri sono generalmente concentrati nei primi chilometri della crosta. Le onde sismiche raggiungono quindi la superficie dopo aver percorso distanze molto brevi e, nelle immediate vicinanze della sorgente, possono produrre accelerazioni elevate anche per terremoti di magnitudo moderata.
Allo stesso tempo, però, lo scuotimento flegreo tende ad attenuarsi molto rapidamente con la distanza. Le osservazioni mostrano quindi una caratteristica peculiare: accelerazioni molto forti possono essere raggiunte in un'area ristretta prossima all'epicentro, mentre pochi chilometri più lontano lo scuotimento diminuisce sensibilmente (vedi Figura), come evidenziato in alcuni lavori recentemente pubblicati (Iervolino et al.2024, Scala et al. 2025). Per l'evento del 13 marzo 2025, ad esempio, a Fuorigrotta sono stati registrati valori massimi intorno a 0,2 g, molto inferiori a quelli osservati nella zona epicentrale di Pozzuoli descritti in precedenza
È una situazione diversa da quella prodotta da un grande terremoto tettonico, capace di coinvolgere una faglia molto più estesa e di generare scuotimenti importanti su territori assai più vasti.
Perché la PGA non basta: la PSA
Anche nel punto in cui viene misurata, tuttavia, una PGA elevata non implica necessariamente un danno altrettanto elevato. La PGA indica infatti il valore massimo dell'accelerazione raggiunta dal suolo durante il terremoto, ma non fornisce informazioni sulle frequenze alle quali si concentra il moto sismico né su come le sollecitazioni associate a tale moto interagiscano con le caratteristiche dinamiche degli edifici.
Ogni struttura possiede un proprio periodo naturale di oscillazione, che dipende dall'altezza, dalla rigidezza e dalla tipologia costruttiva. In prima approssimazione, edifici bassi e rigidi hanno periodi di oscillazione più brevi, mentre strutture più alte e flessibili hanno periodi più lunghi.
Per tenere conto di questa interazione si utilizza lo spettro di risposta e, in particolare, la PSA (Pseudo-Spectral Acceleration). La PSA indica, in termini semplificati, quale sarebbe la risposta di una struttura con un determinato periodo proprio se sottoposta a quello specifico terremoto. Se il moto sismico è particolarmente intenso alle frequenze vicine a quella naturale di una struttura, tende naturalmente a oscillare, la risposta di quest’ultima può risultare amplificata.
Ai Campi Flegrei questo aspetto è particolarmente importante: le registrazioni mostrano ampiezze elevate soprattutto ai periodi brevi (che vuol dire alle alte frequenze). Queste componenti del moto risultano meno critiche per molte strutture urbane, che sono maggiormente sensibili a oscillazioni caratterizzate da periodi più lunghi e, in generale, tendono inoltre ad attenuarsi rapidamente con la distanza dalla sorgente. Di conseguenza, sebbene terremoti di magnitudo relativamente bassa possano comunque generare, nelle aree più vicine alla sorgente, sollecitazioni significative per le strutture maggiormente sensibili a queste alte frequenze, la rapida attenuazione fa sì che tali effetti tendano a diminuire sensibilmente con la distanza, risultando quindi più circoscritti rispetto a quelli prodotti da terremoti di magnitudo molto maggiore.
Da cosa dipendono, quindi, gli effetti di un terremoto?
In definitiva, per valutare gli effetti potenziali di un terremoto sugli edifici non è corretto considerare un unico parametro. Occorre tenere conto dell'interazione tra:
- caratteristiche del terremoto: magnitudo, profondità, durata e contenuto in frequenza dei segnali emessi;
- caratteristiche locali del terreno, che possono modificare o amplificare il moto sismico;
- caratteristiche dello scuotimento: PGA e risposta spettrale (PSA) e loro attenuazione con la distanza;
- caratteristiche dell'edificio: tipologia strutturale, altezza, periodo proprio, epoca di costruzione, stato di conservazione e vulnerabilità.
Stima dello scuotimento, prodotto dal terremoto del 20 maggio 2024 (Md 4.4), espressa in termini di massima componente orizzontale dell’accelerazione (a) e dell’ accelerazione pseudo-spettrale, PSA, per T=0.3 s (d) e T=1.0 s (g). I pannelli b, e ed h mostrano le corrispondenti mappe dello scuotimento normalizzato rispetto al valore massimo, al fine di evidenziarne la rapida attenuazione con la distanza. I pannelli c, f e i riportano invece le mappe ottenute tramite interpolazione ShakeMap utilizzando un modello di attenuazione del moto del suolo diverso e calibrato utilizzando dati da terremoti avvenuti in aree vulcaniche italiane (Tusa & Langer 2016). La figura è tratta dal lavoro Scala et al. (2025, Bulletin of Earthquake Engineering, Fig.5, lavoro disponibile al seguente link: https://doi.org/10.1007/s10518-025-02315-6)
Per approfondire
Iervolino, I., Cito, P., De Falco, M. et al. Seismic risk mitigation at Campi Flegrei in volcanic unrest. Nat Commun 15, 10474 (2024). https://doi.org/10.1038/s41467-024-55023-1
Martino, C.; Cantiello, P.; Peluso, R. Near-Real-Time Event-Driven System for Calculating Peak Ground Acceleration (PGA) in Earthquake-Affected Areas: A Critical Tool for Seismic Risk Management in the Campi Flegrei Area. GeoHazards (2025), 6, 8. https://doi.org/10.3390/geohazards601000
Scala, A., Strumia, C., Cito, P. et al. Ground motion models for Campi Flegrei (Italy). Bull Earthquake Eng 24, 627–655 (2026). https://doi.org/10.1007/s10518-025-02315-6
Tusa, G., Langer, H. Prediction of ground motion parameters for the volcanic area of Mount Etna. J Seismol 20, 1–42 (2016). https://doi.org/10.1007/s10950-015-9508-x
Ai Campi Flegrei possono verificarsi eventi di Magnitudo paragonabili a quelle dei grandi terremoti tettonici anche a piccole profondità (poche centinaia di metri)?
In breve La magnitudo dei terremoti dipende dalla capacità delle rocce di accumulare stress e di rilasciarlo fratturandosi. Le caratteristiche meccaniche delle rocce crostali della caldera dei Campi Flegrei e i dati sperimentali a disposizione indicano che non sussistono i presupposti per un accumulo di stress tale da generare terremoti di elevata magnitudo.
Approfondimento
La magnitudo dei terremoti dipende dalla capacità delle rocce di accumulare stress (cioè lo sforzo a cui sono sottoposte per le dinamiche crostali) fino al limite di rottura e poi di rilasciarlo lungo fratture esistenti o creandone delle nuove, generando così i terremoti. Maggiore sono l’accumulo di stress e/o la dimensione della frattura, maggiore sarà la magnitudo del terremoto.
Nelle aree vulcaniche, in generale, le caratteristiche meccaniche delle rocce non consentono di accumulare stress elevati tali da generare terremoti di magnitudo molto alta, infatti le rocce si fratturano con stress minori rispetto a quelli necessari a fratturare la crosta di aree tettoniche come, ad esempio, quella dell’Appennino.
Ai Campi Flegrei, in particolare, alle caratteristiche meccaniche delle rocce che costituiscono la struttura crostale della caldera si aggiungono temperature elevate e presenza di acquiferi idrotermali contenenti acqua e fluidi caldi a pochi chilometri di profondità che contribuiscono a ridurre lo stress massimo accumulabile prima della rottura e di conseguenza la magnitudo dei terremoti.
Inoltre non esiste un meccanismo fisicamente plausibile per il quale una rottura confinata a poche centinaia di metri possa generare un terremoto di Magnitudo 6 o addirittura 7. Un evento di tale magnitudo richiederebbe l'attivazione di una struttura sismogenetica di dimensioni molto maggiori, dell'ordine di diversi chilometri o decine di chilometri, non solo sostanzialmente diversa dalle piccole strutture responsabili della sismicità superficiale associata all'attuale unrest dei Campi Flegrei, ma potenzialmente anche estesa oltre il volume sismogenetico della caldera attualmente riconosciuto.
Ad oggi abbiamo osservato che, durante l’attuale crisi bradisismica, l’evento di Magnitudo Durata Md maggiore o uguale a 4.0 localizzato a minore profondità è avvenuto il 01/09/2025 alle ore 02:55 UTC (04:55 locali) di Md=4.0, con un ipocentro a circa 0.8 km.
Considerando anche gli eventi di Md≥3.0, su 91 terremoti registrati fino al 07/09/2026 sono stati localizzati solo altri quattro eventi a profondità inferiore al chilometro (vedi Figura):
- 06/12/2024 Md=3.4, profondità 0.5 km,
- 06/03/2025 Md=3.4, profondità 0.5 km,
- 31/08/2025 Md=3.0, profondità 0.4 km,
- 31/07/2026 Md=3.1 profondità 0.2 km (vedi Figura).
Pertanto, i dati sperimentali a disposizione confermano che negli strati più superficiali della crosta non sussistono i presupposti per un accumulo di stress tale da generare terremoti di elevata magnitudo.
Localizzazione degli eventi con Md≥3.0 dal 2019, anno in cui si è verificato il primo evento con questa magnitudo (06/12/2019, Md=3.1).
È davvero possibile un terremoto di magnitudo momento Mw 5.1 ai Campi Flegrei?
Il valore di magnitudo momento Mw 5.1 è riportato nell’articolo scientifico sui Campi Flegrei di Iervolino et al. pubblicato su Nature Communications nel 2024. È però importante capire come è stato ottenuto e che cosa rappresenta.
La Magnitudo Momento (Mw) è una misura delle dimensioni della sorgente sismica di un terremoto ed è ricavata dal momento sismico, una grandezza fisica che dipende dall’ estensione della superficie di faglia coinvolta nel terremoto, dallo spostamento avvenuto lungo questa superficie e dalla rigidità delle rocce. Utilizzando una semplificazione molto comune, Mw si associa all’energia di un terremoto.
Lo studio ha individuato, attraverso una revisione bibliografica e un'analisi della distribuzione della sismicità, un insieme di strutture potenzialmente sismogenetiche (cioè sistemi di faglie che possono essere in grado di generare terremoti). La Figura mostra le strutture considerate nello studio, la loro distribuzione rispetto alla sismicità recente e le lunghezze delle faglie selezionate. Sulla base delle dimensioni delle strutture individuate, le cui lunghezze variano tra circa 350 e 2700 metri, e delle caratteristiche medie dei terremoti osservati ai Campi Flegrei, gli autori hanno stimato una magnitudo momento Mw di riferimento di circa 4.4, corrispondente alla rottura della faglia più estesa situata nella zona attualmente interessata dalla deformazione.
Il valore Mw 5.1 deriva invece da uno scenario più estremo. Gli autori hanno sommato i momenti sismici stimati per tutte le faglie selezionate nell’area in deformazione. Convertendo la somma in magnitudo momento, hanno ottenuto un valore di riferimento pari a circa Mw 5.1.
Questo passaggio è importante: lo studio non afferma che ai Campi Flegrei si verificherà un terremoto Mw 5.1. Gli stessi autori precisano che non è stata verificata, attraverso una modellazione dinamica (cioè una simulazione di come la rottura potrebbe propagarsi tra le faglie), la possibilità che tutte le strutture considerate possano effettivamente attivarsi nello stesso momento o in cascata durante un singolo terremoto.
Mw 5.1 rappresenta quindi un evento estremo di riferimento utilizzato per esplorare condizioni più severe nella valutazione del rischio sismico, non la magnitudo attesa per un prossimo evento.
Allo stesso tempo, gli autori chiariscono che Mw 5.1 rappresenta la massima stima, ma che è stata ottenuta utilizzando solo le strutture conosciute e mappate che costituiscono quindi la base delle informazioni oggi disponibili. Gli autori stessi affermano che le caratteristiche di un futuro terremoto potrebbero differire dalle ipotesi utilizzate nello studio. Questo è ancora più importante in un’area come i Campi Flegrei in cui la dinamica è in costante evoluzione. C’è infine un aspetto rilevante per interpretare correttamente questi numeri. Il valore 5.1 è espresso come Magnitudo Momento (Mw), mentre l’Osservatorio Vesuviano utilizza ordinariamente la Magnitudo Durata (Md) per caratterizzare la sismicità dei vulcani campani.
Nello stesso studio, confrontando terremoti per i quali erano disponibili entrambe le stime, gli autori individuano una relazione sistematica tra Md e Mw: nell’intervallo di magnitudo analizzato, la Md risulta generalmente più alta della Mw di alcuni decimi. È un’ulteriore ragione per cui, quando si confrontano valori di magnitudo riportati in studi o comunicazioni diverse, è sempre necessario verificare quale scala sia stata utilizzata.
Il messaggio principale è quindi: Mw 5.1 è un valore utilizzato per costruire uno scenario di rischio estremo possibile relativamente alle attuali conoscenze. E non deve essere considerata come una previsione riguardante i futuri terremoti nell’area dei Campi Flegrei. In altre parole: l’accadimento di un Mw 5.1 non si può escludere, ma non è certo che avverrà.
Faglie considerate per la definizione degli scenari sismici ai Campi Flegrei. La figura riassume le informazioni geologiche e geomorfologiche utilizzate nello studio e mostra le strutture selezionate insieme alla sismicità del periodo 2022–2024 (pannelli a, b,c) e alla distribuzione delle loro lunghezze (pannello d). Da Iervolino et al. (2024, https://doi.org/10.1038/s41467-024-55023-1, Fig. 5).
Sciame sismico, sequenza e aftershock: qual è la differenza?
Le parole usate per descrivere una successione di terremoti possono sembrare categorie rigide, ma la natura è spesso più complessa delle definizioni.
Una sequenza tettonica mainshock-aftershock inizia con un terremoto principale (mainshock) con magnitudo più alta, seguito da eventi generalmente con magnitudo più basse che vengono interpretati come repliche (aftershock) associate alla redistribuzione dello stress prodotta dalla rottura maggiore.
Con il termine sciame sismico si indica invece un insieme di terremoti vicini nello spazio e nel tempo nella quale non è necessariamente presente, almeno all'inizio, un unico evento dominante secondo il modello classico mainshock-aftershock. Nei sistemi vulcanici gli sciami sono frequenti perché lo stato di stress della crosta può essere influenzato non solo dal carico tettonico, ma anche dalla deformazione, dalla pressione dei fluidi magmatici e dall'evoluzione del sistema idrotermale. Inoltre, le caratteristiche meccaniche delle rocce vulcaniche sono tali da non consentire di accumulare stress elevati se paragonati a quelli, per esempio, delle aree crostali appenniniche e alpine.
Ai Campi Flegrei i terremoti che si generano durante le crisi bradisismiche sono in larga parte volcano-tettonici (VT): sono cioè prodotti dalla rottura fragile delle rocce, come i terremoti tettonici, ma avvengono in un ambiente vulcanico in stato di unrest (disordine) nel quale deformazione e fluidi modificano continuamente lo stato di stress (https://ingvvulcani.com/2025/02/03/gli-sciami-sismici-ai-campi-flegrei-questi-sconosciuti/).
Dal 2021 sono stati inoltre riconosciuti episodi chiamati burst-like swarms (sciami a raffica; https://ingvvulcani.com/2025/03/18/gli-sciami-sismici-di-tipo-burst-e-la-dinamica-della-caldera-dei-campi-flegrei/), nei quali numerosi terremoti si concentrano in intervalli molto brevi. In alcuni casi gli eventi sono così ravvicinati che le forme d'onda si sovrappongono, rendendo più complessa la loro identificazione.
Questo aiuta a chiarire un equivoco ricorrente: definire una successione di terremoti come uno «sciame sismico» non cambia il processo fisico. I terremoti che compongono sia gli sciami sia le sequenze sismiche hanno la stessa origine, cioè sono generati dalla rottura delle rocce. Quello che può cambiare nelle aree vulcaniche è la causa dello stress che porta alla rottura, come per esempio la risalita di fluidi, magma o l’intrusione di dicchi. Quindi ogni terremoto vulcano-tettonico è comunque una frattura fragile su una struttura crostale e “sciame” descrive il modo in cui gli eventi si distribuiscono nello spazio e nel tempo.
Nella sorveglianza operativa l'INGV utilizza inoltre criteri codificati (https://www.ov.ingv.it/index.php/monitoraggio-e-infrastrutture/attivita-di-monitoraggio/procedure-di-comunicazione) per dichiarare l'inizio e la conclusione di uno sciame e comunicare rapidamente con il sistema di Protezione Civile. La chiusura di uno sciame localizzato nei Campi Flegrei indica quindi che quella particolare concentrazione temporale di eventi si è esaurita secondo i criteri operativi adottati; non significa che la sismicità dei Campi Flegrei sia terminata o che poco dopo non possa iniziare un nuovo sciame.
Una caratteristica dell’attività sismica a sciami nell’area dei Campi Flegrei è che durante uno sciame la distribuzione dei terremoti può ricoprire più aree all’interno della caldera. Questo può succedere durante gli sciami più intensi perchè lo stress che genera la rottura delle rocce può liberarsi anche in zone limitrofe al volume sismogenetico principale.
Tale situazione si è verificata, per esempio, durante lo sciame in occasione dell’evento di Md=4.7±0.3 del 31 luglio 2026 quando a una sismicità principalmente concentrata nell’area tra Solfatara, Pozzuoli e Monte Olibano se ne è affiancata un’altra nell’area a ovest di Pozzuoli localizzata a mare in prossimità di Arco Felice (vedi figura).
All'interno di uno sciame è quasi sempre possibile individuare un evento di magnitudo maggiore anche se questo può non essere il primo della successione degli eventi registrati. È normale quindi all'interno di uno sciame la presenza di un evento dominante, di repliche, di sotto-sequenze o di trasferimenti di stress tra strutture vicine.
Localizzazioni dei terremoti durante lo sciame del 31/07/2026-02/08/2026 ai Campi Flegrei.
Magnitudo durata (Md), Magnitudo Locale (ML) e Magnitudo momento (Mw): perché lo stesso terremoto può avere magnitudo diverse?
In breve La magnitudo è una stima della grandezza di un terremoto ricavata dai segnali registrati dalle stazioni sismiche. Le scale Md, ML e Mw utilizzano grandezze e procedure differenti e possono quindi fornire valori non perfettamente coincidenti per lo stesso evento. Ogni valore deve essere interpretato considerando la scala adottata e l’incertezza associata: differenze di pochi decimi non indicano necessariamente una discrepanza. Per confrontare correttamente terremoti diversi è quindi opportuno utilizzare, per quanto possibile, valori espressi nella stessa scala.
Approfondimento
La magnitudo è una stima della grandezza di un terremoto. Esistono molteplici scale di magnitudo che vengono utilizzate a seconda della grandezza del terremoto e della distanza alla quale lo sto misurando. Le diverse scale utilizzano procedure differenti per ricavare dai segnali sismici registrati una stima della grandezza dell’evento.
Un terremoto avviene in profondità, mentre ciò che possiamo misurare direttamente sono le onde sismiche registrate dalle stazioni in superficie. Le diverse scale di magnitudo utilizzano componenti differenti di questi segnali e differenti procedure di elaborazione e calibrazione per stimare la grandezza del terremoto. Per questo motivo, allo stesso evento possono essere associati valori di magnitudo non perfettamente coincidenti.
Per la sorveglianza sismica dei vulcani campani, l’Osservatorio Vesuviano (OV) utilizza ordinariamente la Magnitudo Durata (Md). Essa viene stimata, attraverso relazioni calibrate per l’area di interesse, a partire dalla durata del segnale sismico, cioè dal tempo durante il quale il segnale del terremoto rimane distinguibile dalle vibrazioni di fondo, presenti anche in assenza di terremoti e chiamate rumore sismico È una misura particolarmente adatta al monitoraggio operativo della sismicità locale di bassa o moderata energia.
La Magnitudo Locale (ML) viene invece determinata a partire principalmente da una misura dell’ampiezza massima del segnale sismico, opportunamente elaborato e corretto per tenere conto, tra gli altri fattori, della distanza tra il terremoto e la stazione di misura. È la magnitudo originariamente introdotta da Charles Richter per lo studio dei terremoti locali e successivamente adattata alle caratteristiche delle moderne reti sismiche.
Per gli eventi di magnitudo molto bassa, la determinazione di ML può risultare più incerta quando le ampiezze utilizzate per il calcolo sono prossime al livello del rumore sismico.
La Magnitudo Momento (Mw) viene invece ricavata dalla stima del momento sismico, una grandezza fisica che tiene conto dell’estensione della superficie di faglia coinvolta nel terremoto, dello spostamento avvenuto lungo questa superficie e della rigidità delle rocce. Anche in questo caso, però, il momento sismico non viene osservato direttamente: viene stimato attraverso l’analisi dei segnali registrati dalle stazioni sismiche e per terremoti di magnitudo bassa può non essere possibile stimarla
Nell’attività di monitoraggio dei vulcani campani, l’OV determina quindi ordinariamente Md per la sismicità locale e, per gli eventi di maggiore energia, può determinare anche ML e Mw. Queste misure non sono semplicemente repliche dello stesso calcolo: utilizzano informazioni diverse contenute nei segnali sismici e forniscono stime complementari della dimensione del terremoto. La figura mostra, ad esempio per la sismicità della Solfatara, il confronto tra Md e ML (a sinistra) e tra Md e Mw (a destra). La figura illustra il confronto tra queste scale usando i dati di uno studio sui terremoti dei Campi Flegrei (Petrosino et al., 2008). Ogni cerchio rappresenta un terremoto, per il quale si confrontano due valori di magnitudo: Md e ML a sinistra, Md e Mw a destra. Se i due valori fossero uguali, il cerchio si troverebbe sulla linea tratteggiata. I punti al di sopra o al di sotto di questa linea mostrano quindi che i due metodi possono assegnare allo stesso evento valori diversi.
Indipendentemente dalla scala considerata, ogni valore di magnitudo va considerato come una stima e, come ogni misura sperimentale, è associato a un’incertezza. Questa tiene conto della variabilità delle misure effettuate alle diverse stazioni e delle inevitabili approssimazioni presenti nelle procedure utilizzate per ricavare la magnitudo dai segnali registrati.
Per il terremoto del 31 luglio 2026, per esempio, sono state stimate una Md 4.7 ± 0.3, una ML 4.6 ± 0.3 e una Mw 4.4 ± 0.3.
l’incertezza di “± 0.3” è importante quanto il valore centrale. Significa che non è corretto interpretare 4.7, 4.6 e 4.4 come numeri esatti da confrontare semplicemente tra loro. Considerando le rispettive incertezze, gli intervalli associati alle stime si sovrappongono: i tre valori possono quindi essere considerati consistenti entro l’incertezza della stima. Più in generale, differenze di alcuni decimi tra magnitudo determinate con metodi diversi non indicano necessariamente una discrepanza. Occorre sempre valutarle rispetto alle incertezze associate a ciascuna stima.
Md, ML e Mw non devono quindi necessariamente fornire lo stesso numero. La loro eventuale differenza deriva dal fatto che utilizzano procedure di elaborazione, grandezze osservabili e calibrazioni differenti per stimare la dimensione dello stesso terremoto.
Non esiste dunque un unico valore numerico di magnitudo indipendente dal metodo con cui viene determinato. Ogni stima deve essere interpretata insieme alla scala utilizzata e alla sua incertezza.
Per questo motivo, quando si confrontano terremoti diversi è importante confrontare, per quanto possibile, valori espressi nella stessa scala di magnitudo. Dire, ad esempio, che un terremoto con Md 4.7 è necessariamente più grande di uno con Mw 4.6 sarebbe un confronto improprio: prima di confrontarne i valori occorre considerare il metodo con cui sono state ottenute le due magnitudo e le relative incertezze.
Confronto tra Md, ML e Mw per la sismicità nell’area Solfatara (figura da articolo Petrosino et al. 2008, https://doi.org/10.1785/0120070131). Le linee continue rappresentano le relazioni osservate nei dati, mentre le linee tratteggiate indicano la corrispondenza 1:1.
argomento
Geochimica
Risposte a domande sullo studio dei gas e fluidi per comprendere i processi del sistema vulcanico-idrotermale.
Da cosa dipende l’odore di “zolfo” che si avverte nei Campi Flegrei, un aumento della sua intensità può indicare variazioni dell’attività sismica o vulcanica e perché a volte le fumarole sembrano “scomparire”?
In breve L’odore di “zolfo” emesso dalle fumarole, e che ricorda quello delle “uova marce”, è causato dalla presenza dell’idrogeno solforato (H2S) tra i gas emessi. Una sua maggiore intensità non è un segnale che indica una possibile futura attività vulcanica o sismica. In alcuni casi tale odore può essere anche di natura antropica. La visibilità delle fumarole dipende da vari parametri i principali dei quali sono la temperatura e l’umidità atmosferica.
Approfondimento
Il caratteristico odore emesso dalle fumarole, comunemente definito “di zolfo”, è associato soprattutto alla presenza dell’idrogeno solforato (H₂S), un gas comunemente emesso dalle fumarole vulcaniche e percepibile all'olfatto anche a concentrazioni molto basse; infatti bastano solo poche parti per milione in volume di questa specie gassosa per avvertirne il classico odore di “uova marce”.
L’intensità dell’odore avvertito in un determinato luogo dipende non soltanto dalla quantità di gas emessa, ma anche dalla direzione e dalla velocità del vento, dall’umidità, dalla stabilità dell’atmosfera e dalla conformazione del territorio. In particolare, nelle ore serali e notturne, la minore dispersione atmosferica può favorire il ristagno o il trasporto dei gas vicino al suolo e influenzare la percezione in determinate zone.
Pertanto per valutare eventuali variazioni dell’attività vulcanica non ci si basa sulla percezione dell’odore, ma sui dati reali rilevati delle reti di monitoraggio: composizione e flusso dei gas, temperatura delle fumarole, sismicità e deformazioni del suolo etc. Soltanto l’analisi congiunta di questi parametri può fornire indicazioni sull’evoluzione del sistema vulcanico.
Questo significa che una maggiore percezione dell’odore “di zolfo” non rappresenta di per sé un segnale premonitore di una possibile maggiore attività vulcanica né tantomeno di quella sismica.
Inoltre, soprattutto nei comuni più lontani dai Campi Flegrei, la presenza di un odore “di zolfo”, simile a quello di uova marce, non consente da sola di attribuirne con certezza l’origine alla Solfatara o altra zona idrotermale, poiché composti solforati possono provenire anche da fognature, impianti di depurazione, discariche, impianti di trattamento dei rifiuti, specifiche attività industriali o altre sorgenti locali.
Per identificarne la provenienza sono necessarie indagini di carattere ambientale quali misure di campioni gassosi prelevati sul posto, accompagnate dall’analisi delle condizioni meteorologiche.
Un’altra caratteristica delle fumarole è legata al fatto che sono emissioni gassose generalmente ben evidenti ma alcune volte sembrano “scomparire”. Il degassamento dal suolo e dalle fumarole in ambienti vulcanici è continuo e pertanto questo aspetto non dipende da variazioni dell’attività vulcanica.
Alla Solfatara di Pozzuoli - Pisciarelli di Agnano i gas emessi sono costituiti essenzialmente da vapor acqueo (H2O) mediamente circa l’70%, anidride carbonica (CO2) mediamente circa 30%, da idrogeno solforato (H2S) mediamente circa 0.3%, più altre specie gassose in minori quantità; proprio perché il vapor acqueo è la specie preponderante l’emissione è soggetta a fenomeni di condensazione. Infatti, il vapore acqueo è invisibile: ciò che osserviamo come una nube bianca è formato dalle minuscole goccioline prodotte dalla sua condensazione. Le fumarole emettono i gas a una certa temperatura, se la temperatura esterna è più bassa di quella delle fumarole (tipo nella stagione invernale) allora il vapore acqueo si raffredda e condensa più facilmente in minuscole goccioline, rendendo ben visibile il caratteristico pennacchio bianco. Ovviamente nel periodo estivo la differenza di temperatura sarà minore e quindi sembrerà non vederle o vederle di meno. Allo stesso modo le fumarole sono molto influenzate dall’umidità atmosferica, se alta il vapore caldo condenserà più facilmente, mentre questo non sarà possibile quando l’aria è “secca”. Ciò comunque non basta, ci sono anche altri fattori che possono influenzare la visibilità delle fumarole, come la pressione atmosferica che se bassa favorisce la risalita del “pennacchio” fumarolico, al contrario l’alta pressione tenderà a schiacciare il “pennacchio” verso il suolo. Ovviamente queste condizioni possono agire da sole o in concomitanza tra di loro.
Per saperne di più
https://ingvvulcani.com/2020/12/21/la-sorveglianza-geochimica-dei-vulcani-campani/
https://ingvvulcani.com/2019/01/15/la-solfatara-di-pozzuoli-la-miniera-dei-minerali-flegrei/
La prima fotografia inquadra (da Coroglio) l’area della Solfatara-Pisciarelli. Qui il “pennacchio” non si vede (temperatura esterna di 30°C e umidità del 25%). Nella seconda fotografia il “pennacchio”, soprattutto della fumarola dei Pisciarelli, è chiaramente visibile (temperatura esterna di 20°C e umidità dell’80%).
Perché lo studio del degassamento è fondamentale per il monitoraggio dei Campi Flegrei e cosa c’è da sapere sull'anidride carbonica (CO₂) che viene rilasciata dal suolo?
In breve Lo studio della composizione e delle quantità dei gas vulcanici fornisce informazioni fondamentali sull’evoluzione dell’attività dei Campi Flegrei. La CO₂ viene emessa sia in corrispondenza di fumarole sia, in modo invisibile, da vaste aree del suolo e rappresenta un importante indicatore dei processi profondi. Dal 2004 il degassamento diffuso ai CF è aumentato per estensione e intensità, raggiungendo livelli paragonabili a quelli di vulcani attivi. Essendo più pesante dell’aria, la CO₂ può accumularsi in ambienti bassi, chiusi e poco ventilati, creando potenziali rischi per la popolazione.
Approfondimento
Lo studio dei gas vulcanici rappresenta uno dei pilastri della geochimica nel monitoraggio delle aree vulcaniche. Studiare la variazione nel tempo della composizione chimica ed isotopica dei fluidi degassati in superficie e quantificare il rilascio totale di determinate specie gassose, rappresenta un riferimento fondamentale che offre indicazioni preziose relative all’attività del vulcano e sui processi profondi che ne accompagnano l’evoluzione.
Nel territorio dei Campi Flegrei, il degassamento assume forme molto diverse. Da un lato, ci sono le emissioni dei campi fumarolici, con i loro pennacchi di vapore ben visibili nei siti della Solfatara di Pozzuoli e Pisciarelli. Dall’altro, una importante quantità di gas viene rilasciata in maniera invisibile dal suolo, attraverso un’ampia superficie che viene definita Struttura di Degassamento Diffuso (DDS).
Nel processo di degassamento, l'anidride carbonica (CO₂) è la specie gassosa protagonista; essendo una specie caratterizzata da una scarsa affinità a rimanere disciolta nel magma, è la prima specie che migra verso la superficie, fungendo dunque da primissimo indicatore che può dare informazioni sull’attività del vulcano. La CO₂ è un gas del tutto invisibile e inodore e non può essere percepita dai nostri sensi, tuttavia è possibile misurarne il flusso diffuso dal suolo con specifici strumenti definiti flussimetri, quantificarne il rilascio totale in atmosfera e delineare le aree caratterizzate da maggiore incidenza del fenomeno.
I Campi Flegrei rappresentano un sito pionieristico per lo studio del degassamento diffuso. A partire dal 2004, con l’inizio dell’attuale fase di unrest, la Struttura di Degassamento Diffuso ha mostrato una significativa espansione, sia in termini di estensione sia di intensità. La quantità complessiva di CO₂ rilasciata dal suolo ha raggiunto livelli paragonabili a quelli registrati nei vulcani attivi. Lo studio del degassamento diffuso assume un’importanza ancora maggiore in un’area densamente abitata come quella dei Campi Flegrei, per le possibili ripercussioni sulla vita quotidiana e sulla sicurezza della popolazione. La CO₂ è più pesante dell’aria e, in determinate condizioni, tende ad accumularsi nelle zone più basse. In ambienti chiusi, poco ventilati e posti al di sotto del livello del suolo (come cantine, garage e seminterrati), il gas può accumularsi progressivamente e raggiungere concentrazioni elevate, creando potenziali condizioni di rischio. Negli ultimi due anni, due edifici scolastici e una galleria della metropolitana sono stati parzialmente o totalmente interdetti a causa della presenza di elevate concentrazioni di CO₂.
Mappa delle aree dei Campi Flegrei caratterizzate da diverse emissioni di CO₂ dal suolo di origine idrotermale. Le aree sono distinte in base all’intensità delle emissioni e alla tipologia di degassamento.
Per approfondire
Cardellini et al. (2017), Monitoring diffuse volcanic degassing during volcanic unrests: the cas of Campi flegrei (Italy), Scientific Reports, https://doi.org/10.1038/s41598-017-06941-2
Bini et al. (2026), Escalating soil CO2 degassing correlates with ground uplift and seismicity during the ongoing unrest of Campi Flegrei (2005–2025), Science Advances, Article in press
argomento
Geodesia
Risposte a domande sulle deformazione del suolo e sulle tecniche impiegate per misurarle.
Quali segnali di deformazione sono stati osservati in occasione dei terremoti più forti e come si distingue la componente “cosismica” dall’evoluzione generale della caldera?
In breve Il bradisismo deforma la caldera con un sollevamento lento e continuo, mentre i singoli terremoti possono produrre spostamenti del suolo istantanei e localizzati, noti come deformazioni cosismiche. Rilevati da reti GNSS, satelliti e sensori geofisici, questi scatti appaiono nei grafici come bruschi impulsi sovrapposti al trend graduale. Rimuovendo matematicamente questi impulsi temporanei dalle serie temporali, i ricercatori hanno verificato che i recenti eventi sismici non hanno alterato né la velocità né l'andamento del sollevamento generale flegreo.
Approfondimento
Il bradisismo e i terremoti modellano la superficie terrestre con dinamiche e scale temporali profondamente diverse: mentre il bradisismo genera un sollevamento lento, che interessa un’ampia parte della caldera, un terremoto può invece provocare uno “scatto” improvviso e localizzato. Questo spostamento del suolo, che avviene durante la rottura delle rocce, viene definito deformazione cosismica.
Il suolo della caldera, infatti, non si comporta come un unico blocco rigido. In occasione di alcuni terremoti, singoli settori possono spostarsi improvvisamente verso l’alto, verso il basso oppure lateralmente. Questi movimenti possono essere rilevati dalle stazioni GNSS (https://ingvvulcani.com/2024/06/20/il-monitoraggio-gnss-dei-vulcani-italiani/), che misurano con grande precisione la posizione del suolo, dai satelliti radar (interferometria InSAR) e dagli strumenti che registrano variazioni dell’inclinazione o della deformazione delle rocce (tiltmetri e dilatometri).
Un esempio particolarmente significativo si è verificato in occasione dell'evento di magnitudo Md 4.0 avvenuto il 1° settembre 2025. Durante questo terremoto, le misure GNSS e satellitari hanno misurato spostamenti fino a circa 3 centimetri localizzati esclusivamente nel settore Monte Olibano–Accademia Aeronautica.
In occasione del terremoto di magnitudo Md 4.7 del 31 luglio 2026 invece diverse stazioni GNSS dell’area centrale della caldera hanno registrato piccoli “impulsi” nelle serie temporali, sia negli spostamenti orizzontali sia in quelli verticali. Segnali improvvisi sono stati osservati anche dai tiltmetri, che misurano le variazioni dell’inclinazione del suolo, e dai dilatometri, che rilevano piccolissime variazioni di estensione o compressione delle rocce.
In generale la deformazione misurata in superficie dipende da molteplici parametri fisici: la profondità del terremoto, il tipo e la geometria della struttura che si è attivata, le caratteristiche delle rocce interessate. Come per tutti gli osservabili, la misura della deformazione è comunque affetta da un'incertezza che dipende anche dalla posizione degli strumenti rispetto alla sorgente sismica.
Ma come si distingue questo movimento improvviso dal sollevamento generale della caldera? In una serie temporale delle variazioni di quota del suolo il bradisismo appare come una linea che sale progressivamente nel corso di settimane, mesi o anni. Lo spostamento cosismico compare invece come un impulso improvviso, in corrispondenza del terremoto. I ricercatori confrontano i dati acquisiti prima, durante e dopo l’evento, verificano che il segnale sia registrato da più strumenti e ne ricostruiscono la distribuzione sul territorio.
Una volta calcolato e rimosso questo “impulso” cosismico, è possibile controllare se la velocità e la forma del sollevamento generale siano cambiate. Nel caso del terremoto del 31 luglio 2026, le serie temporali così corrette non hanno mostrato variazioni significative dell’andamento complessivo della deformazione. Il terremoto ha quindi prodotto spostamenti improvvisi e localizzati, sovrapposti al bradisismo già in corso, senza tuttavia modificare il trend di sollevamento a lungo termine della caldera.
Serie temporale dello spostamento verticale misurato dalla stazione GNSS di Rione Terra. Il terremoto del 31 luglio 2026 ha prodotto un “gradino” improvviso nella registrazione. Rimuovendo questa componente cosismica, il sollevamento generale della caldera continua a mostrare lo stesso andamento.
Se il terreno continua a sollevarsi, perché possono esserci giorni o settimane con pochi terremoti?
In breve Il sollevamento del suolo e la sismicità sono collegati nel lungo periodo, ma non mostrano una corrispondenza diretta su tempi brevi. La crosta può deformarsi e accumulare tensione per giorni o settimane senza produrre terremoti percepibili, finché non vengono superate soglie locali di resistenza. Una fase con poche scosse non indica quindi necessariamente un’attenuazione del bradisismo, né consente di prevedere l’arrivo di terremoti più forti.
Approfondimento
Questo accade perché deformazione e sismicità sono collegate, ma non esiste una relazione biunivoca (ovvero uno-a-uno) tra le due grandezze alle varie scale temporali.
Possiamo immaginare di piegare lentamente un materiale: applicando una sollecitazione progressiva si accumula deformazione, la quale può crescere per un certo tempo senza produrre rotture percepibili; quando viene superata una soglia locale di resistenza, la frattura avviene rapidamente.
Nella caldera dei Campi Flegrei, la deformazione del suolo è monitorata dall’INGV attraverso una rete permanente di stazioni GNSS (Global Navigation Satellite System); la sismicità — innescata dalle rotture fragili delle rocce quando lo sforzo supera la loro resistenza meccanica — è invece rilevata e localizzata tramite una rete sismica dedicata. I dati sulla crisi bradisismica flegrea mostrano una relazione tra sollevamento del suolo e sismicità su scale temporali lunghe, ma evidenziano forti oscillazioni e un’assenza di una chiara correlazione su scala breve.
Un esempio recente è lo sciame iniziato il 31 luglio 2026 (con il terremoto di magnitudo durata Md 4.7) e proseguito per poco meno di due giorni, durante il quale il laboratorio sismico dell'INGV ha localizzato finora oltre 400 terremoti, mentre la velocità media di sollevamento del suolo si attestava intorno a 10 mm/mese: un valore registrato anche nei mesi precedenti, ma in presenza di frequenze di accadimento dei terremoti molto più ridotte. Al contrario, il terremoto di magnitudo Md 4.6 del 13 marzo 2025 è stato preceduto pochi giorni prima da un repentino aumento della velocità di sollevamento del suolo (passata da 10 a 30 mm/mese), oltre che da un periodo ad alta frequenza sismica, come evidenziato dalle due settimane tra il 10 e il 23 febbraio con oltre mille eventi (fino a Md 3.9).
Una breve fase con pochi terremoti non indica dunque necessariamente un'attenuazione della crisi bradisismica, poiché se il terreno continua a sollevarsi “in silenzio”, la crosta sta comunque proseguendo il suo processo di deformazione. Allo stesso tempo, l'arrivo delle scosse più energetiche, non è necessariamente preceduto da una fase di sollevamento del suolo priva di sismicità.
In definitiva, l'intrinseca complessità dei sistemi vulcanici impone estrema cautela, non consentendo di applicare un approccio deterministico per prevedere un evento sismico su scala temporale breve: in un sistema vulcanico reale, infatti, il quadro è reso fortemente variabile dal fatto che esistono faglie (ovvero piani di frattura) con dimensioni e orientazioni diverse, rocce con proprietà differenti e fluidi che possono modificare la pressione nei pori e la resistenza delle fratture stesse. Inoltre, come evidenziato da studi recenti, la stessa risposta della crosta a una prolungata deformazione non è costante, ma può variare nel tempo.
È proprio per questa ragione che lo stato della caldera non viene mai valutato basandosi su un singolo indicatore, ma attraverso un approccio multiparametrico che integra parametri geodetici e di deformazione, sismici, geochimici, gravimetrici e termici. La loro integrazione permette di distinguere le oscillazioni di breve periodo dai cambiamenti più significativi del sistema.
Effetto della scala temporale sulla relazione deformazione-sismicità. L'accumulo di deformazione mostra una correlazione chiara con la sismicità su lunghi periodi (dato annuale), ma una fortemente oscillante su scala breve (dato mensile e settimanale).
argomento
Vulcanologia
Risposte a domande sulla storia vulcanica della caldera e i fenomeni che ne caratterizzano l'attività.
In caso di eruzione di piccola o media intensità dei campi flegrei, i flussi piroclastici costituirebbero il pericolo maggiore anche per località lontane? è possibile prevedere ora la direzione (in termini di km) e le modalità di sviluppo dei flussi?
In breve In caso di futura eruzione dei Campi Flegrei, i flussi piroclastici rappresentano uno dei principali fenomeni di pericolosità, la cui propagazione dipende soprattutto dalla dimensione dell’eruzione, dalla posizione della bocca eruttiva e dalla morfologia del territorio. Su questa base è stata definita la Zona Rossa, individuata considerando cautelativamente uno scenario eruttivo di media scala analogo all’eruzione di Astroni e interessando circa 500.000 abitanti. Essa non costituisce tuttavia una previsione del futuro evento né il limite massimo raggiungibile dai flussi. L’incertezza sulla posizione della futura bocca eruttiva non consente infatti di prevederne oggi il percorso, ma la combinazione tra storia eruttiva e modellazione numerica permette di definire scenari e mappe probabilistiche di invasione, fondamentali per la pianificazione dell’emergenza.
Approfondimento
In caso di una futura eruzione dei Campi Flegrei, i flussi piroclastici rappresentano uno dei principali fenomeni di pericolosità. Si tratta di correnti piroclastiche (simili a valanghe) costituite da gas e particelle vulcaniche ad alta temperatura, capaci di muoversi rapidamente sulla superficie del terreno. La loro propagazione dipende da diversi fattori, tra cui soprattutto la dimensione dell'eruzione, la posizione della bocca eruttiva e la morfologia del territorio.
È proprio sulla base di questo tipo di pericolosità che il DPCM del 24 giugno 2016, relativo all'aggiornamento della pianificazione di emergenza per il rischio vulcanico dei Campi Flegrei, ha individuato la Zona Rossa, cioè l'area caratterizzata da un'elevata probabilità di invasione da parte dei flussi piroclastici. La Zona Rossa comprende i comuni di Pozzuoli, Bacoli, Monte di Procida e Quarto, parti del comune di Napoli (quartieri di Bagnoli, Fuorigrotta, Pianura e Soccavo, e porzioni dei quartieri di Arenella, Chiaia, Chiaiano, Posillipo, San Ferdinando e Vomero), e parti dei comuni di Giugliano in Campania e Marano di Napoli. Nell'area risiedono circa 500.000 persone. È importante però chiarire che la Zona Rossa non rappresenta il limite massimo che i futuri flussi piroclastici potrebbero eventualmente raggiungere, né costituisce una previsione di ciò che accadrà durante una futura eruzione. Si tratta di uno strumento di pianificazione, costruito sulla base delle conoscenze geologiche e vulcanologiche disponibili e di uno specifico scenario eruttivo di riferimento.
Lo scenario eruttivo di riferimento adottato per la pianificazione corrisponde alla fase più intensa di un'eruzione di scala media, considerata analoga a quella di Astroni, avvenuta circa 4.000 anni fa. Questo non significa che una futura eruzione sarà necessariamente simile ad Astroni. Al contrario, gli studi sulla storia eruttiva indicano che, dal punto di vista probabilistico, uno scenario di piccola scala risulta più probabile; Astroni è stato scelto come riferimento per valutare in maniera cautelativa le aree potenzialmente esposte ai diversi fenomeni eruttivi.
Quanto lontano potrebbero quindi arrivare i flussi piroclastici? Non esiste una distanza unica, espressa in chilometri, valida per tutte le possibili eruzioni. Per gli scenari di piccola e media scala, la propagazione dei flussi è generalmente nell'ordine di alcuni chilometri, mentre la ricaduta di ceneri e lapilli può interessare aree molto più estese. La distanza effettiva raggiunta da un flusso piroclastico dipende però dalle caratteristiche della corrente piroclastica e dalla topografia: rilievi e depressioni possono ostacolarne oppure favorirne la propagazione. Le simulazioni numeriche condotte sui Campi Flegrei confermano inoltre che la posizione della bocca eruttiva è uno dei fattori che maggiormente controlla la distribuzione delle correnti piroclastiche.
Ed è proprio questo uno dei principali problemi nel cercare di prevedere oggi la direzione di un eventuale flusso. I Campi Flegrei sono una caldera, e non un vulcano caratterizzato da una singola bocca centrale: una futura eruzione potrebbe quindi avvenire in differenti settori dell'area calderica. Non è pertanto possibile stabilire oggi, in modo deterministico, né da quale punto partirebbe la corrente piroclastica, né in quale direzione si svilupperebbe, né dove si arresterebbe. È invece possibile combinare la conoscenza della storia eruttiva, la probabilità di apertura delle bocche e la morfologia del territorio con modelli numerici per costruire scenari e mappe probabilistiche di invasione. Studi specifici hanno infatti prodotto mappe che tengono conto sia dell'incertezza sulla posizione della bocca sia della variabilità delle caratteristiche dei flussi piroclastici
Ne consegue che, in caso di una piccola o media eruzione, i flussi piroclastici rappresentano certamente il principale pericolo nelle aree prossime alla bocca eruttiva e costituiscono il fenomeno alla base della definizione della Zona Rossa, ma non è corretto considerarli automaticamente capaci di raggiungere qualsiasi località distante dai Campi Flegrei. All'aumentare della distanza assumono progressivamente maggiore pericolosità altri fenomeni, in particolare la ricaduta di ceneri e lapilli, che può estendersi per molti chilometri (Zona Gialla) ed è fortemente condizionata dalla direzione e dalla velocità dei venti.
In definitiva, oggi non si può prevedere il percorso esatto di futuri flussi piroclastici ai Campi Flegrei, ma si può stimare quali aree potrebbero essere interessate e con quale probabilità. La pianificazione di emergenza si basa proprio su questo approccio probabilistico: la Zona Rossa non è la previsione della futura invasione, ma l'individuazione cautelativa delle aree che, sulla base degli scenari considerati, presentano un'elevata probabilità di essere interessate da flussi piroclastici e nelle quali, in caso di allarme, è prevista l'evacuazione preventiva della popolazione.
Aree di deposizione di materiale piroclastico (tefra) eruttato durante alcune dell’eruzioni dei Campi Flegrei; sinistra: tefra depositato per fenomeni da caduta, destra: tefra depositato per flussi piroclastici, sotto: frequenza di deposizione.
Per saperne di più
Bevilacqua A., Isaia R., Neri A., Vitale S., Aspinall W.P., Bisson M., Flandoli F., Baxter P.J., Bertagnini A., Esposti Ongaro T., Iannuzzi E., Pistolesi M., Rosi M. (2015). Quantifying volcanic hazard at Campi Flegrei caldera (Italy) with uncertainty assessment: 1. Vent opening maps. Journal of Geophysical Research, 10.1002/2014JB011775.
Orsi G., Di Vito M.A., Isaia R. (2004). Volcanic hazard assessment at the restless Campi Flegrei caldera. Bulletin of Volcanology 66, 514-530.
Orsi G., Di Vito M.A., Selva J., Marzocchi W. (2009). Long-term forecast of eruption style and size at Campi Flegrei caldera (Italy). Earth and Planetary Science Letters 287, 265-276.
Cosa sono le esplosioni freatiche, quali segnali potrebbero preannunciarle? Le esplosioni freatiche possono favorire la risalita del magma fino a innescare un’eruzione magmatica?
In breve Le eruzioni freatiche e idrotermali sono eventi impulsivi generati dalla rapida espansione di acqua e fluidi presenti nel sottosuolo, senza che sia necessariamente coinvolto il magma. Possono avvenire quando un sistema idrotermale viene improvvisamente sottoposto ad un aumento di pressione, al contrario, quando fluidi già in pressione subiscono una rapida decompressione. Le esplosioni freatiche possono verificarsi in tempi relativamente brevi e non sempre sono precedute da segnali chiaramente riconoscibili. Per questo motivo, la loro previsione rappresenta una sfida scientifica particolarmente complessa. Gli studi internazionali mostrano infatti che variazioni della sismicità, delle deformazioni del suolo e delle emissioni gassose possono talvolta precedere questi eventi, ma non esiste ad oggi un segnale unico e affidabile che permetta di prevederli con certezza. Tuttavia, il monitoraggio continuo può rilevare alcuni segnali di instabilità e pressurizzazione del sistema idrotermale che potrebbero essere associati a eventi impulsivi di tipo idrotermale/freatico.
Approfondimento
Quali segnali dovrebbero quindi essere osservati/misurati per identificare una instabilità del sistema idrotermale? Più che cercare un singolo “precursore”, è importante seguire l’evoluzione congiunta di più parametri: cambiamenti nella sismicità superficiale, variazioni del tremore fumarolico (associato alla circolazione dei fluidi), deformazioni locali del suolo, aumento della temperatura o della portata delle fumarole, modifiche del flusso e della composizione dei gas fumarolici, variazioni nell’estensione delle aree di emissione fumarolica e nei sistemi di fratture, oltre a cambiamenti delle proprietà fisiche del sottosuolo legati alla distribuzione dei fluidi. La difficoltà risiede nel fatto che molti di questi segnali possono verificarsi anche durante la normale evoluzione di un sistema idrotermale attivo. Per questo ciò che conta maggiormente è la loro eventuale registrazione simultanea, la rapidità della loro evoluzione e la loro concentrazione nella stessa area.
La risposta al quesito se un’eruzione freatica possa favorire la risalita del magma e innescare un’eruzione magmatica richiede cautela. In generale, non è corretto immaginare che una piccola esplosione freatica “richiami” automaticamente magma dal profondo. Molto spesso può verificarsi il processo inverso: la risalita di magma, o anche soltanto un aumento dell’apporto di calore e di fluidi magmatici, può perturbare il sistema idrotermale sovrastante, aumentandone temperatura e pressione fino a innescare una prima esplosione freatica. La storia eruttiva della Solfatara mostra però che i due processi possono essere strettamente collegati. Lo studio più recente sull’eruzione avvenuta circa 4.3 mila anni fa ricostruisce una sequenza eruttiva iniziata con una fase freatica, seguita da una fase transizionale freatomagmatica (in cui il magma interagisce fortemente con le acque superficiali) e infine da una fase dominata dal magma. Nel modello proposto (Figura 1), tuttavia, il magma era già in risalita e/o presente nel sottosuolo prima dell’esplosione iniziale: il suo calore e i fluidi associati avrebbero pressurizzato il sistema idrotermale superficiale fino alla rottura. La conseguente decompressione del sistema avrebbe innescato la fase freatica iniziale e, secondo il modello proposto, avrebbe poi favorito una rapida evoluzione della sequenza eruttiva verso un crescente coinvolgimento del magma. La successiva interazione con l'acquifero avrebbe quindi generato prima una fase freatomagmatica e infine un’attività esplosiva a prevalente componente magmatica alimentata dall’espansione dei gas volatili.
Questo caso mostra quindi che una fase freatica può rappresentare la manifestazione iniziale di una sequenza destinata a evolvere verso un’attività magmatica, ma non implica che un’esplosione freatica sia, di per sé, in grado di provocare la risalita di magma che non fosse già in atto.
Modello schematico della sequenza eruttiva della Solfatara ricostruita da Todde et al. (2026), che illustra le fasi di preparazione, innesco ed evoluzione dell’eruzione: da una fase iniziale freatica a una fase freatomagmatica, fino a un’attività esplosiva dominata dalla componente magmatica.
Per saperne di più
Bevilacqua, A., Isaia, R., Neri, A., Vitale, S., Aspinall, W. P., Bisson, M., et al. (2015). Quantifying volcanic hazard at Campi Flegrei caldera(Italy) with uncertainty assessment: 1. Vent opening maps. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 120(4), 2309–2329.
Isaia R., Vitale S., Di Giuseppe M. G., Iannuzzi E., Tramparulo F., Troiano A., (2015). Stratigraphy, structure and volcano-tectonic evolution of Solfatara maar-diatreme (Campi Flegrei, Italy). GSA Bull., 127; (9/10), 1485–1504, doi: 10.1130/B31183.1
Isaia R., Di Giuseppe M.G., Natale J., Tramparulo F., Troiano A., Vitale S., (2021). Volcano-tectonic setting of the Pisciarelli fumaroles field (Campi Flegrei caldera, southern Italy): insights into fluid circulation pattern and hazard scenario. Tectonics, 40, doi.org/10.1029/2020TC006227.
Montanaro, C., Mayer, K., Isaia, R., Gresse, M., Scheu, B., Yilmaz, T.I., et al. (2017). Hydrothermal activity and subsoil complexity: implication for degassing processes at Solfatara crater, Campi Flegrei caldera. Bulletin of Volcanology, 79, 83.
Montanaro, C., Mick, E., Salas-Navarro, J., Caudron, C., Cronin, S.J., de Moor, J.M., Scheu, B., Stix, J., and
Strehlow, K., 2022, Phreatic and hydrothermal eruptions: From overlooked to looking over: Bulletin of
Volcanology, 84, 64, doi .org /10 .1007 /s00445 -022-01571-7.
Selva, J., Orsi, G., Di Vito, M. A., Marzocchi, W., & Sandri, L. (2012). Probability hazard map for future vent opening at the Campi Flegrei caldera, Italy. Bulletin of Volcanology, 74(2), 497–510.
Signore, F. (1930). Sur la variation d'activité du volcan de Boue (“fangaia”) de la Solfatare de Pouzzoles (Naples) par suite du grand tremblement de terre de l'Irpinia, 23 Juillet 1930. Bulletin Volcanologique.
Todde A., Scateni B., Isaia R., Voloschina M., Marianelli P., Bertagnini A., Cioni R., Rosi M., Pistolesi M. (2026). The Solfatara eruption of Campi Flegrei caldera (Italy): eruptive products and dynamics of a gas-driven to magmatic explosive event. GSA Bullettin, doi.org/10.1130/B38827.1.
È possibile stimare quanto potrà ancora sollevarsi il suolo, estrapolando la velocità attuale, e quali conseguenze potrebbe avere un ulteriore sollevamento? Cosa ci insegna l’esperienza dell’eruzione di Monte Nuovo?
In breve Dal 1950 il bradisismo ha prodotto, nell’area di massima deformazione di Pozzuoli, un sollevamento complessivo di circa 4,6 metri, con conseguenze soprattutto per porto, ferrovie, reti di drenaggio e altre infrastrutture. Non è tuttavia possibile stabilire quanto ancora il suolo potrà sollevarsi semplicemente proiettando la velocità attuale, poiché la deformazione dipende da processi vulcanici complessi e può cambiare nel tempo. La storia della caldera conferma questa variabilità: prima dell’eruzione del Monte Nuovo del 1538 il sollevamento accelerò fortemente, superando i 10 metri nei due anni precedenti, si produssero nuove fratture, nuove emissioni idrotermali e intensa sismicità. Altre fasi di sollevamento, invece, non culminarono in eruzioni. Per questo la deformazione del suolo è un segnale essenziale, ma va interpretata insieme a tutti i parametri monitorati, come l’andamento della sismicità, i dati geofisici, geochimici e termici, al fine di valutare i possibili futuri sviluppi.
Approfondimento
Uno degli effetti più evidenti del bradisismo ai Campi Flegrei è rappresentato dalla deformazione del suolo, particolarmente visibile lungo la fascia costiera di Pozzuoli. A partire dal 1950, i Campi Flegrei sono stati interessati da tre principali episodi di sollevamento del suolo, avvenuti nei periodi 1950–52, 1970–72 e 1982–84, ai quali si aggiunge la fase più recente, iniziata nel 2005 e tuttora in corso. Nel complesso, questi episodi hanno prodotto nell’area di massima deformazione un sollevamento di circa 4,6 m. La deformazione presenta una distribuzione approssimativamente a campana, con i valori più elevati concentrati in prossimità di via Napoli, a Pozzuoli, e un’ampiezza che diminuisce progressivamente spostandosi verso i margini della caldera, dove il sollevamento risulta molto più contenuto.
Questa deformazione del suolo produce effetti significativi su molte infrastrutture. Basti ricordare la funzionalità del porto di Pozzuoli, con banchine inadeguate e fondali troppo bassi in conseguenza dei sollevamenti. I problemi riguardano anche le ferrovie e le altre infrastrutture in genere, ma anche gli impianti di smaltimento delle acque. A livello locale non si evidenziano deformazioni su piccola scala che potrebbero produrre anche danni agli edifici, per ora generati solo dalla sismicità intensa e ripetuta.
Il sollevamento potrà continuare nel tempo, ma non è possibile stabilire semplicemente quanto ancora potrà aumentare estrapolando nel futuro la velocità osservata oggi. La velocità di deformazione può infatti variare nel tempo e dipende dall’evoluzione dei processi che interessano il sistema vulcanico. per questo è molto importante continuare a monitorare tutti i parametri connessi con l’attuale fase di unrest e monitorarne ogni variazione che potrebbe indicare cambiamenti nella dinamica del sistema profondo, che è la causa del sollevamento, della sismicità, dell’attività idrotermale ecc.
Ma la domanda è complessa e impone di ampliare lo sguardo e considerare anche la storia passata della caldera dei Campi Flegrei.
La dinamica della caldera è stata caratterizzata dall’alternanza di fasi di sollevamento ed abbassamento del suolo (subsidenza),documentate nelle rocce (indicatori del livello del mare nel passato – tipo spiagge, erosione dovuta al moto ondoso, organismi indicatori paleoambientali, moli, peschiere, ecc., dislocati a varie quote dalle deformazioni del suolo), nelle cronache, nelle mappe storiche ecc.
Sollevamenti di diverse decine di metri, localizzati nella parte centrale di Pozzuoli nell’area compresa tra l’Accademia Aeronautica e il comprensorio Olivetti (via Campi Flegrei), nota ai geologi come Terrazzo marino de “La Starza”, hanno preceduto e accompagnato una serie di eruzioni avvenute tra circa 5.000 e 3.500 anni fa. Ne è seguita una lunga fase di subsidenza che è continuata nell’epoca romana e medievale, fino a quando una nuova, lunga fase di sollevamento, iniziata tra il XIV e il XV secolo, ha preceduto l’eruzione del Monte Nuovo nel 1538. Questa fase di deformazione ha interessato sempre la stessa area de “La Starza”, con un sollevamento di diversi metri e con massimi nell’area centrale di Pozzuoli. Nei due anni che precedettero l'eruzione, l’area dove è sorto il Monte Nuovo fu interessata da un progressivo sollevamento del suolo, che raggiunse complessivamente oltre 10 metri. Nelle ore immediatamente precedenti l’eruzione, la deformazione del suolo divenne particolarmente intensa , con l’apertura di fratture e la comparsa di nuove emissioni di acque idrotermali. Anche l’attività sismica accompagnò l’intero periodo di sollevamento intensificandosi nei giorni precedenti l’eruzione, quando i terremoti divennero quasi continui.
L’eruzione iniziò il 29 settembre 1538 e, alternando diverse fasi, proseguì per circa una settimana. Pur trattandosi di un evento esplosivo di dimensioni relativamente modeste, modificò profondamente il paesaggio dell’area. La fase più intensa , durò circa due giorni e fu caratterizzata soprattutto dall’interazione tra acqua e magma. In questo breve intervallo di tempo si formò il cono del Monte Nuovo, principalmente per l’accumulo di depositi di materiali prodotti dalle correnti piroclastiche. Alcune di queste si diressero verso il mare e verso l’ampia depressione occupata dal lago Lucrino, colmandola parzialmente. Le ceneri emesse durante questa fase si dispersero inoltre su un’area più ampia e sono state riconosciute in diversi siti costieri della caldera.
La storia dei Campi Flegrei mostra però anche vi sono stati periodi di sollevamento che non sono culminati in una eruzione, come quello avvenuto tra il 1540 e il 1582, anch’esso seguito da una lunga fase di subsidenza durata fino al 1950. Anche per questo periodo di sollevamento è documentata una sismicità localizzata nell’area di Pozzuoli (https://emidius.mi.ingv.it/CPTI15-DBMI15/). I dati geologici e le testimonianze storiche non sempre permettono di stabilire se, durante le crisi del passato, il sollevamento del suolo sia avvenuto in modo costante o se attraverso fasi caratterizzate da velocità diverse. Nel caso dell’eruzione di Monte Nuovo, tuttavia, le informazioni disponibili indicano una forte accelerazione nei giorni immediatamente precedenti l’evento. Il sollevamento divenne così rapido da provocare, nell’area in cui si sarebbe poi aperta la nuova bocca eruttiva, un avanzamento della linea di costa di circa 700 metri.
Questi elementi mostrano che il sollevamento del suolo, anche quando è significativo e accompagnato da un’intensa attività sismica, non implica necessariamente che sia imminente un’eruzione.
L’attuale crisi potrebbe quindi evolvere senza culminare in un evento eruttivo. Allo stesso tempo, è importante ricordare che i Campi Flegrei sono un vulcano attivo, caratterizzato da una dinamica complessa e, in alcune fasi della sua storia, molto intensa. In passato la caldera ha prodotto numerose eruzioni, in prevalenza esplosive e con centri eruttivi localizzati anche a distanza alcuni chilometri dall’area di massimo sollevamento del suolo. La storia della caldera mostra inoltre che le fasi culminate in un’eruzione sono state accompagnate da importanti fenomeni di sollevamento, rendendo la deformazione del suolo uno dei parametri fondamentali per seguire l’evoluzione dell’attività vulcanica.
In conclusione: non è possibile stimare in modo attendibile quanto potrà ancora sollevarsi il suolo semplicemente estrapolando nel futuro la velocità osservata oggi. Il processo fisico che determina la deformazione del suolo ai Campi Flegrei è infatti complesso e non lineare: la velocità di sollevamento può aumentare, diminuire o variare nel tempo in risposta all’evoluzione del sistema vulcanico. Proiettare nel futuro il tasso di sollevamento attuale fornirebbe quindi un valore puramente matematico, ma non necessariamente rappresentativo della reale evoluzione del fenomeno. Per valutare i possibili sviluppi è invece necessario considerare insieme l’andamento della deformazione del suolo e tutti gli altri parametri monitorati, come la sismicità e le variazioni geochimiche e termiche del sistema.
Il vulcano di Monte Nuovo visto da Ovest, con il lago Lucrino in primo piano e il vulcano del Gauro in secondo piano.
Per saperne di più
Di Vito M. A., Isaia R., Orsi G., Southon J., D’Antonio M., de Vita S., Pappalardo L., Piochi M., 1999. Volcanism and deformation since 12,000 years at the Campi Flegrei caldera (Italy). J. Volcanol. Geotherm. Res., 91: 221-246.
Di Vito M.A., Acocella V., Aiello G., Barra D, Battaglia M, Carandente A., Del Gaudio C., de Vita S., Ricciardi G.P., Ricco C., Scandone R. & Terrasi F., 2016. Magma transfer at Campi Flegrei caldera (Italy) before the 1538 AD eruption, Scientific Reports - Nature 6:32245: 1-9 | DOI: 10.1038/srep32245.
Guidoboni, E., Ciuccarelli, C. The Campi Flegrei caldera: historical revision and new data on seismic crises, bradyseisms, the Monte Nuovo eruption and ensuing earthquakes (twelfth century 1582 ad). Bull Volcanol 73, 655–677 (2011). https://doi.org/10.1007/s00445-010-0430-3
Rosi M, Caliro S, Chiodini G, Di Vito M. A, Minopoli C, Giudicepietro F (2026) Unveiling “too-old” radiocarbon ages at Serapeo (Pozzuoli) enhances understanding of the present unrest crisis at Campi Flegrei caldera, Italy: REPLY. Geology (2026) 54 (3): e596. https://doi.org/10.1130/G54391Y.1
Trasatti, E., Magri, C., Acocella, V., Del Gaudio, C., Ricco, C., & Di Vito, M. A. (2023). Magma transfer at Campi Flegrei caldera (Italy) after the 1538 AD eruption. Geophysical Research Letters, 50, e2022GL102437. https://doi.org/10.1029/2022GL102437
I Campi Flegrei sono collegati ad altri vulcani e l’attività di un vulcano può influenzarne altri anche a grande distanza?
In breve Vulcani che si formano nello stesso ambiente geodinamico, sebbene abbiano la stessa origine e possano essere alimentati da serbatoi magmatici profondi comuni, tendono ad essere generalmente separati in superficie a causa della risalita dei magmi lungo fratture crostali secondo percorsi molto diversi in cui attraversano rocce diverse, interagendo con esse. I magmi possono ristagnare a varie profondità in camere magmatiche superficiali e cambiare la loro composizione chimica, fino ad assumere caratteristiche che li rendono molto diversi tra loro. I vulcani che ne derivano, quindi, differiscono per struttura, morfologia, tipo di attività vulcanica e composizione dei materiali eruttati, e sono alimentati da condotti fisicamente separati e indipendenti, tali che l’evoluzione e l’attività di uno non influenza l’evoluzione e l’attività degli altri, anche se relativamente vicini dal punto di vista geografico. Questo è il caso dei vulcani dell’area napoletana, Campi Flegrei, Ischia e Vesuvio.
Approfondimento
I vulcani, in generale, non possono formarsi in qualsiasi punto della superficie terrestre ma la loro origine è legata alla dinamica del nostro pianeta. La teoria della Tettonica delle Placche fornisce una spiegazione, ormai universalmente accettata, su come si muovono e come interagiscono fra loro le zolle che costituiscono la parte più esterna della Terra, la cosiddetta Litosfera, a sua volta costituita dalla Crosta e dal Mantello superiore.
La litosfera del pianeta, secondo tale teoria, è divisa in circa sedici zolle, lungo i cui margini si concentra la maggior parte dei fenomeni sismici e vulcanici che comunemente osserviamo, anche se, in alcuni casi, come vedremo in seguito, alcuni vulcani possono formarsi all’interno di una placca, lontano dai suoi margini.
Le zolle litosferiche sono in movimento relativo tra loro e, in base al tipo di movimento delle varie zolle le une rispetto alle altre, i margini che le separano possono essere classificati come segue:
a) margini divergenti (o margini costruttivi), lungo cui due placche si allontanano, c’è espansione e si genera nuova crosta;
b) margini convergenti (o margini distruttivi), lungo cui le zolle si scontrano, c’è compressione e si determinano i processi di subduzione che portano alla consunzione di parti della crosta;
c) margini passivi, in corrispondenza dei quali le zolle scorrono l'una accanto all'altra senza che vi sia né produzione né distruzione di crosta.
In base a questa prima classificazione di massima, è possibile individuare quattro ambienti geodinamici in cui un processo magmatico può aver luogo, determinando la genesi, la risalita, e la venuta a giorno (con la formazione di un vulcano) di una massa magmatica. Essi sono:
a) zone di dorsale oceanica e centri di espansione retro-arco;
b) zone di subduzione;
c) zone intraplacca oceaniche, in cui si generano isole oceaniche e "seamounts" (vulcani sottomarini);
d) zone intraplacca continentali.
Nelle zone intraplacca oceaniche e continentali il magmatismo è di solito connesso all’esistenza dei cosiddetti “punti caldi” o hot spot, che costituiscono dei punti di risalita di materiale fuso dal mantello, che mantengono fissa la loro posizione anche per alcune decine di milioni di anni, indipendentemente dal movimento delle zolle crostali (ad es. Isole Hawaii).
Da ciò risulta immediatamente evidente che ambienti generati in condizioni dinamiche così diverse finiscono per essere separati da strutture così profonde, che attraversano l’intera crosta e talora sprofondano nel mantello, da non poter dar luogo in superficie a vulcani che possano essere in qualche modo collegati. I magmi che alimentano i vulcani dei diversi ambienti geodinamici, inoltre, vengono originati in regioni completamente diverse all’interno della Terra, subendo, nella loro risalita verso la superficie, processi di differenziazione (processo mediante il quale da un magma iniziale si separano porzioni solide, liquide o gassose chimicamente diverse a seguito del raffreddamento dello stesso e che infine daranno origine a rocce diverse) e di interazione con le rocce più superficiali, che conferiscono loro un’impronta geochimica caratteristica, tale da renderli distinguibili da quelli che si originano in altri ambienti.
All’interno di uno stesso ambiente geodinamico, invece, i magmi hanno un’origine comune e possono essere considerati, in qualche modo, imparentati fra loro. Tuttavia, anche se hanno origine in regioni profonde comuni, al limite tra crosta e mantello o nel mantello superiore, nella loro risalita verso la superficie i magmi seguono percorsi diversi, ristagnando in camere magmatiche a profondità variabile e assumono caratteristiche geochimiche peculiari, che li rendono distinguibili tra loro. Le camere magmatiche che alimentano le eruzioni sono fisicamente separate tra loro e non interagiscono in alcun modo le une con le altre, cosicché i prodotti eruttati (lave, ceneri, lapilli) hanno composizioni chimiche diverse, anche se, in certo qual modo, conservano similitudini che ne rivelano l’origine comune.
Questo è il caso dei vulcani dell’area napoletana, Campi Flegrei, Ischia e Vesuvio, che, pur avendo caratteristiche simili dovute ad una origine comune, hanno differenze peculiari, che li rendono distinguibili e testimoniano l’indipendenza dei rispettivi bacini di alimentazione superficiale.
I vulcani napoletani, inoltre, non sono connessi con i vulcani sottomarini del Tirreno e con quelli siciliani, che hanno avuto origine in ambienti geodinamici del tutto differenti.
Schema della struttura profonda dell’area vulcanica napoletana. Campi Flegrei e Somma-Vesuvio sono sistemi vulcanici distinti in superficie, ma inseriti in un comune contesto magmatico profondo. Il modello mostra zone di accumulo e risalita del magma a diverse profondità, suggerendo possibili connessioni nei livelli più profondi della crosta. Modificato da Pappalardo & Buono (2021).
Per saperne di più
Pappalardo, L., & Mastrolorenzo, G. (2012). Rapid differentiation in a sill-like magma reservoir: A case study from the Campi Flegrei caldera. Scientific Reports, 2, 712. https://doi.org/10.1038/srep00712
Pappalardo, L., & Buono, G. (2021). Insights into processes and timescales of magma storage and ascent from textural and geochemical investigations. In M. Masotta, C. Beier, & S. Mollo (Eds.), Crustal magmatic system evolution.American Geophysical Union Monograph (pp. 213–235). AGU. https://doi.org/10.1002/9781119564485.ch10
Una futura eruzione dei Campi Flegrei potrebbe avere dimensioni paragonabili a quelle dell’Ignimbrite Campana e del Tufo Giallo Napoletano?
In breve L’Ignimbrite Campana e il Tufo Giallo Napoletano furono eruzioni catastrofiche che formarono la caldera dei Campi Flegrei. Gli enormi volumi di magma eruttato e la vastissima area di dispersione dei prodotti sono incomparabili rispetto a quelli delle circa 70 eruzioni, quasi tutte di energia medio-bassa, avvenute nella caldera negli ultimi 15.000 anni. Queste eruzioni, in particolare quelle avvenute negli ultimi 5000 anni, rappresentano il riferimento per elaborare gli scenari di una futura eruzione. I dati suggeriscono che, in caso di riattivazione dei Campi Flegrei, sia molto maggiore la probabilità di accadimento di un’eruzione esplosiva di bassa energia, mentre un’eruzione di altissima energia è considerata estremamente improbabile.
Approfondimento
L’eruzione dell’Ignimbrite Campana e quella del Tufo Giallo Napoletano, avvenute rispettivamente 40.000 e 15.000 anni fa, furono caratterizzate dall’emissione di enormi quantità di magma e dal conseguente sprofondamento di un’ampia area, dando origine, secondo la maggior parte degli studi, alla caldera dei Campi Flegrei. Per l’Ignimbrite Campana si stimano fino a circa 300 km³ di magma eruttato, mentre per il Tufo Giallo Napoletano il volume di magma emesso è stimato in circa 50 km³. Per confronto, è sufficiente pensare che negli ultimi 15.000 anni, dopo l’eruzione del Tufo Giallo Napoletano, si sono verificate circa 70 eruzioni, principalmente di medio-bassa energia, e che il volume totale di magma emesso è stimato in circa 7 km³. Altrettanto marcata è la differenza nell’estensione dell’ area coperta dai depositi delle due grandi eruzioni e delle aree interessate dalle eruzioni più recenti, sia nel caso di ceneri sedimentate per caduta da una colonna eruttiva, sia nel caso di depositi sedimentati dalle correnti piroclastiche. I parametri precedentemente citati sono molto importanti perché forniscono un metro di valutazione dell’energia delle eruzioni e costituiscono alcuni dei principali dati utilizzati per definire quale potrebbe essere lo scenario più probabile in caso di una nuova eruzione ai Campi Flegrei. Gli scenari tengono conto dei volumi eruttati, sia del magma che dei depositi, e degli areali di dispersione dei prodotti delle eruzioni che hanno caratterizzato l’attività dei Campi Flegrei successiva all’eruzione del Tufo Giallo Napoletano. In particolare, si riferiscono alle eruzioni degli ultimi 5000 anni, periodo considerato come riferimento per le valutazioni probabilistiche. Queste valutazioni utilizzano i dati relativi alle eruzioni passate per stimare quali tipi di evento potrebbero verificarsi e quali aree potrebbero essere interessate dai diversi fenomeni eruttivi. Non permettono di prevedere con certezza dove e quando avverrà un’eruzione, ma consentono di confrontare la probabilità dei diversi scenari possibili. Di conseguenza, le eruzioni esplosive dei Campi Flegrei degli ultimi 5000 anni sono state classificate in eventi di bassa (15 eruzioni), media (6 eruzioni) e alta energia (1 eruzione), associando a ciascuna categoria una probabilità di accadimento. A queste si aggiungono 3 eruzioni effusive associate prevalentemente alla formazione di duomi (cupole laviche formate dall’emissione di magmi molto viscosi). È bene chiarire che, in questa classificazione, per eruzione di alta energia si intende, per esempio, un evento simile all’eruzione di Agnano-Monte Spina, avvenuta circa 4.500 anni fa, che ha emesso poco meno di 1 km³ di magma. Si tratta di un volume che appare “modesto” se confrontato con le stime relative all’Ignimbrite Campana e al Tufo Giallo Napoletano, e che dà un’idea di quanto queste ultime siano state eruzioni di proporzioni enormemente maggiori. L’analisi delle eruzioni avvenute negli ultimi 5000 anni ha suggerito che, in caso di riattivazione dei Campi Flegrei, un’eruzione esplosiva di bassa energia, simile a quella del 1538 che ha formato il Monte Nuovo, ha una probabilità di accadimento del 60%, un’eruzione di media energia, confrontabile con quelle avvenute nell’area degli Astroni, del 25%, mentre un’eruzione di alta energia, come quella di Agnano-Monte Spina, ha una probabilità di accadimento del 4%. La casistica è completata da una probabilità dell’11% di un’eruzione effusiva. Queste percentuali non indicano la probabilità che oggi avvenga un’eruzione, ma descrivono quale potrebbe essere la sua dimensione nell’ipotesi che l’eruzione si verifichi. Sebbene l’evento di piccola scala risulti il più probabile, per la pianificazione di emergenza è stato adottato, in via cautelativa, uno scenario di scala media, simile alla fase più intensa di un’eruzione avvenuta nell’area degli Astroni. Eruzioni esplosive di altissima energia, come quelle dell’Ignimbrite Campana e il Tufo Giallo Napoletano, non rientrano nelle categorie considerate dagli scenari probabilistici relativi a una possibile futura eruzione dei Campi Flegrei. Ciò è legato agli enormi volumi di magma coinvolti e ai lunghissimi tempi di ritorno che caratterizzano le eruzioni catastrofiche e che suggeriscono una probabilità di accadimento estremamente bassa.
Per saperne di più
https://ingvvulcani.com/2019/10/15/la-caldera-dei-campi-flegrei-una-lunga-storia-scritta-nelle-rocce/
Orsi, G., Di Vito, M. A., Isaia, R. (2004). Volcanic hazard assessment at the restless Campi Flegrei caldera. Bulletin of Volcanology, 66(6), 514-530.
Orsi, G., Di Vito, M. A., Selva, J., Marzocchi, W. (2009). Long-term forecast of eruption style and size at Campi Flegrei caldera (Italy). Earth and Planetary Science Letters, 287(1-2), 265-276.
Distribuzione dei prodotti da caduta (a sinistra) e da corrente piroclastica (a destra) delle eruzioni avvenute ai Campi Flegrei negli ultimi 5000 anni.
Esistono caldere che hanno attraversato periodi di unrest molto lunghi e in quali casi il fenomeno si è attenuato senza sfociare in un’eruzione?
In breve Numerose caldere nel mondo hanno attraversato fasi di unrest (cambiamento significativo dello stato di quiete della caldera) lunghe e intense, caratterizzate da terremoti, sollevamento del suolo e variazioni geochimiche, senza produrre un’eruzione. È il caso tra gli altri di Long Valley e Yellowstone negli Stati Uniti, Santorini e Nisyros in Grecia, Taupō in Nuova Zelanda e Laguna del Maule in Cile. In questi sistemi le fasi di unrest sono state attribuite sia a processi di intrusioni magmatiche sia alla circolazione di fluidi idrotermali. Questi esempi mostrano che segnali sismici, geodetici e geochimici anche rilevanti non implicano necessariamente un’eruzione imminente. Un altro caso interessante è quello di Rabaul in Papua Nuova Guinea, dove una intensa crisi, avvenuta tra il 1983 e il 1985, si attenuò senza produrre un’eruzione. Una nuova fase di unrest, meno intensa, culminò invece nell’eruzione del 1994.
In generale ogni caldera costituisce un sistema unico, governato da peculiari caratteristiche; il confronto con altre caldere è utile per riconoscere comportamenti ricorrenti, ma non consente di trasferire automaticamente scenari da un sistema all’altro. Ogni unrest deve quindi essere valutato nel proprio contesto attraverso un monitoraggio continuo, multiparametrico e multidisciplinare.
Approfondimento
Esistono diverse caldere nel mondo che hanno attraversato, o stanno attraversando, periodi di unrest lunghi e intensi per alcuni aspetti simili a quelli dei Campi Flegrei, senza che il fenomeno sia sfociato in un’eruzione. Con la parola unrest si intende in generale un cambiamento significativo dello stato di quiete della caldera, che si manifesta con aumento della sismicità, delle deformazioni del suolo, delle emissioni di gas, delle temperature, e variazione di altri parametri geofisici e geochimici.Gli studi scientifici sulle caldere sottolineano un punto importante: tutte le eruzioni sono precedute da unrest, ma una larga parte degli episodi di unrest non culmina in un’eruzione. Di seguito alcune tra le più note caldere che nonostante una fase di unrest non hanno prodotto un’eruzione.
La caldera di Long Valley (California - USA) ha registrato tra il 1975 e il 1999 una intensa fase di unrest, con un sollevamento del suolo di 75 centimetri causato dall'espansione di una sorgente magmatica a circa 6 chilometri di profondità. Questa dinamica ha generato ripetuti e intensi sciami sismici e un significativo degassamento, principalmente di CO2. Negli anni 2000 si sono susseguite ulteriori fasi di rapido sollevamento del suolo alternate a lievi abbassamenti, accompagnate da intensa sismicità. Questa dinamica, ancora in atto anche se con intensità inferiore rispetto agli anni ’80 e ‘90, è stata interpretata come il risultato di una complessa interazione tra i fluidi idrotermali superficiali e il magma sottostante.
La vasta caldera di Yellowstone (che si estende tra Wyoming, Idaho e Montana – USA), sebbene in assenza di attività eruttiva da più di 70.000 anni, manifesta un unrest continuo, con cicli di sollevamento e subsidenza del suolo e tassi di deformazione che hanno raggiunto i 7 cm/anno. L'analisi geodetica delle tre crisi intercorse tra il 1986 e il 2009 evidenzia una complessa dinamica deformativa con una forte differenza tra il centro della caldera, dove risiedono i duomi risorgenti, e l'area geotermale periferica del Norris Geyser Basin: il sollevamento di una zona coincide tipicamente con la deflazione dell'altra. Questa deflazione, associata a sismicità lungo i margini di transizione, è stata interpretata come il risultato dalla massiccia migrazione e ridistribuzione di fluidi idrotermali all'interno di un sistema crostale profondo.
La caldera di Santorini (mar Egeo, Grecia), al cui centro vi sono i duomi delle isole Kameni, in quiescenza dal 1950, data dell’ultima eruzione a Nea Kameni. Dopo decenni caratterizzati da una lieve deflazione, tra il 2011 e il 2012 il sistema ha attraversato un improvviso e marcato episodio di unrest. La crisi si è manifestata con un rapido sollevamento del suolo, fino a 120 mm/anno nel settore settentrionale, accompagnato da un'intensa microsismicità superficiale tra 1 e 6 km di profondità. A questi segnali geodetici e sismici si è associata una forte anomalia geochimica, con un brusco aumento delle emissioni fumaroliche di CO2 e H2S. L'intero processo è stato interpretato come l’effetto dalla rapida intrusione di nuovo magma nel sistema di alimentazione superficiale (a circa 3,5-6 km di profondità) lungo i sistemi di faglie regionali.
Dopo un periodo di sostanziale stabilità, all’inizio del 2025 la caldera ha registrato una intensa crisi sismica ed è stata rilevata una rapida deformazione del suolo, con un tasso di sollevamento fino a 7 mm al giorno. Il terremoto più forte ha raggiunto una magnitudo Mw 5.3 a nord-est dell'isola, ed è stato avvertito distintamente fino ad Atene. A partire dalla primavera del 2025 l'attività sismica è fortemente diminuita e attualmente la sismicità e le deformazioni del suolo sono stabili con valori rientrati nella norma. Tale attività è stata interpretata come l’effetto dell’intrusione di un dicco magmatico sottomarino (una risalita profonda di magma e fluidi), intrusione che non ha raggiunto la superficie e non ha quindi prodotto un’eruzione.
Il vulcano di Nisyros (mar Egeo meridionale, Grecia), caratterizzato da una caldera sommitale di circa 4 km, ha attraversato tra il 1995 e il 1998 il suo primo episodio di unrest, dopo decenni di quiescenza, causato da un'intrusione magmatica a circa 5,5-6,5 km di profondità, i cui effetti sono stati fortemente amplificati dal sistema idrotermale superficiale. L'evento ha mostrato una chiara correlazione tra tutti i segnali di monitoraggio: sciami sismici superficiali (con scosse fino a magnitudo 5.3), un sollevamento del suolo che ha raggiunto i 140 mm e marcate variazioni geochimiche. Le preesistenti faglie tettoniche hanno giocato un ruolo cruciale nel veicolare la risalita dei fluidi termali, portando alla riattivazione di fratture sul fondo della caldera. Continui impulsi di fluidi provenienti dal magma in profondità hanno destabilizzato il sistema idrotermale, generando una complessa dinamica deformativa senza tuttavia culminare in un'eruzione. L’ultima eruzione (freatica) è avvenuta nel 1888.
La caldera di Taupō (Nuova Zelanda) offre un altro confronto molto utile. La vasta depressione calderica si è formata in seguito al collasso generato da grandi eruzioni esplosive, in particolare l’eruzione di Ōruanui, avvenuta circa 25.500 anni fa. Oggi è in gran parte occupata dal lago Taupō, che ha un diametro di circa 30-35 km. Dal 1872 sono stati riconosciuti almeno 16 episodi di unrest, tutti successivi all’ultima eruzione avvenuta circa 1.800 anni fa. Nell’episodio del 2022-2023 furono rilevati oltre 1.780 terremoti sotto il lago, tra cui un evento ML 5,7, insieme a deformazione del suolo; non furono osservati tremore o eventi a bassa frequenza. L’interpretazione proposta è che un’intrusione magmatica in profondità abbia favorito la riattivazione di faglie. L’attività diminuì progressivamente e nel maggio 2023 ritornò ai livelli di fondo, senza che si verificasse un’eruzione.
Il campo vulcanico di Laguna del Maule, nelle Ande cilene, è interessato almeno dal 2007 da una fase di unrest eccezionalmente prolungata e caratterizzata da elevati tassi di deformazione. In alcune fasi il sollevamento ha superato i 20 cm/anno, raggiungendo valori massimi superiori a 29 cm/anno, ed è stato accompagnato da sciami sismici. Un recente studio che integra dati GNSS e sismologici modella la deformazione con un serbatoio pressurizzato a circa 4 km di profondità, con un aumento di volume stimato in circa 0,23 km³ tra il 2013 e il 2024. Nonostante la persistenza dell’unrest e le evidenze di processi di ricarica e pressurizzazione magmatica, finora non si è verificata un’eruzione. Il caso mostra quindi che anche un unrest intenso e sostenuto, con un possibile coinvolgimento del sistema magmatico, non implica necessariamente che il magma raggiunga la superficie.
Un caso a parte è rappresentato dalla caldera di Rabaul (Papua Nuova Guinea) che ha vissuto a partire dal 1971 intensi episodi di unrest. Tali episodi, in parte innescati da forti terremoti regionali, sono stati caratterizzati da un imponente sollevamento del suolo (fino a 1 metro nella crisi del 1983-1985) e violenti sciami sismici. Tale attività è stata dovuta all'iniezione di nuovo magma profondo all'interno di camere magmatiche più superficiali, portando a un progressivo accumulo di pressione. Nonostante l'intensità estrema della crisi del 1983-85, l'eruzione non si è verificata. Solo nel 1994, dopo una fase di unrest continuo meno intenso del precedente, il sistema è andato in disequilibrio eruttando simultaneamente da due centri opposti (Tavurvur e Vulcan).
In conclusione, ogni caldera costituisce un sistema unico, governato da peculiari caratteristiche geologiche, magmatiche e idrotermali. Il confronto con altri vulcani è utile, ma non consente di prevederne direttamente l’evoluzione: ogni unrest deve essere valutato nel proprio contesto attraverso un monitoraggio continuo, multiparametrico e multidisciplinare.
Ubicazione indicativa delle caldere descritte
Per approfondire
Newhall, C.G., & Dzurisin, D. (1988). Historical unrest at large calderas of the world. U.S. Geological Survey Bulletin 1855. https://doi.org/10.3133/b1855
Acocella, V., R. Di Lorenzo, C. Newhall, and R. Scandone (2015), An overview of recent (1988 to 2014) caldera unrest: Knowledge and perspectives, Rev. Geophys., 53, 896–955, doi:10.1002/2015RG000492.
Sito web “Global Volcanism Program” Smithsonian Institution (https://volcano.si.edu/)
Perché le eruzioni dei Campi Flegrei possono avvenire in punti diversi della caldera?
In breve I Campi Flegrei sono una vasta caldera attraversata da faglie e fratture, lungo le quali il magma può risalire seguendo percorsi che cambiano o si creano nel tempo. Le eruzioni passate hanno infatti generato bocche e crateri in settori diversi della caldera. Gli studi vulcanologici consentono di individuare le aree con differenti probabilità di apertura bocche, ma non il punto esatto di una futura eruzione, che non coincide necessariamente con quello di massimo sollevamento del suolo.
Approfondimento
I Campi Flegrei non sono un vulcano con un unico cono e un condotto centrale stabile, ma una vasta caldera, cioè una depressione vulcanica formatasi in seguito a grandi eruzioni e successivi collassi del suolo. Al suo interno sono presenti numerose faglie, fratture e zone di debolezza che possono costituire vie di risalita per il magma.
Quando il magma risale, il percorso che segue dipende dalla pressione, dallo stato di fratturazione delle rocce e dal campo di tensione presente nella crosta in quel momento. Queste condizioni cambiano nel tempo: alcuni vecchi condotti possono chiudersi, mentre nuove fratture possono aprirsi in altri settori della caldera. Per questo le eruzioni del passato hanno formato bocche e crateri in luoghi differenti, come Monte Nuovo, Astroni, Averno e Solfatara.
Ciò non significa che ogni punto della caldera abbia la stessa probabilità di essere interessato dall’apertura di una bocca eruttiva. Lo studio delle eruzioni passate, delle strutture geologiche e delle deformazioni del suolo permette di individuare le aree con differenti probabilità, ma non di stabilire con largo anticipo il punto esatto di un’eventuale futura eruzione.
Inoltre, la zona nella quale si registra il massimo sollevamento del suolo non coincide necessariamente con il luogo in cui potrebbe aprirsi una bocca.
La mappa rappresenta la probabilità media di apertura di una nuova bocca eruttiva. Le aree rosse indicano le zone relativamente più probabili, ma valori diversi da zero interessano gran parte della caldera: una bocca potrebbe quindi aprirsi anche in altri settori.
Per approfondimenti
Bevilacqua et al. (2015), “Quantifying volcanic hazard at Campi Flegrei caldera (Italy) with uncertainty assessment: 1. Vent opening maps”, Journal of Geophysical Research: Solid Earth.
argomento
Geofisica applicata
Risposte a domande sulle tecniche che indagano le proprietà fisiche del sottosuolo e la sua struttura.
Di prossima pubblicazione
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