mercoledì 23 settembre 2015

Relazione tra sismicità ed attività di estrazione di petrolio nella zona di Coalinga (California, USA)

Giulio Riga(1), Paolo Balocchi(2)

  

   
Riassunto: Il terremoto di magnitudo 6.5 Mw del 2 Maggio 1983 si è verificato nei pressi dell’anticlinale attiva di Coalinga (California, USA), dove è presente uno dei principali campi petroliferi in produzione. L’evento principale ha causato una sequenza di assestamento, la cui distribuzione epicentrale coincide approssimativamente con l’area del giacimento. Attraverso questo lavoro si vuole esaminare la struttura della sequenza sismica, al fine di comprendere se il terremoto possa essere stato innescato dalle attività estrattive. Dall’analisi dei dati sismici si evince come lo schema evolutivo della fase di rilascio di energia è del tipo “progressive earthquake”, composto da foreshocks di magnitudo crescente. L’attività sismica dell’area studiata presenta una distribuzione spaziale non casuale ma legata allo stile strutturale dell’area ed all’attività di estrazione di petrolio. La scossa principale è avvenuta su una faglia principale di thust-ramp posta alla base di una piega, messa in evidenza dal meccanismo focale con un piano lievemente immergente a SW e parallelo all’asse dell’anticlinale, denominata San Joaquin thrusts-ramp. L’andamento temporale degli ipocentri relativi agli eventi registrati tra il 1982 ed il 1983 (fase di rilascio di energia) evidenzia una migrazione verso l’alto delle profondità in conseguenza allo stress tettonico compressivo ed una migrazione verso il basso degli eventi più energetici, inoltre dai dati analizzati si evince come sul fianco settentrionale della piega e nel suo nucleo è ben sviluppato uno stile tettonico a più segmenti di faglia, dove i confini geometrici  tra ogni segmento, sono ben definiti dalla posizione degli ipocentri delle scosse di assestamento e dai meccanismi focali, i quali non definiscono lo stesso piano di rottura. I risultati ottenuti dalle analisi effettuate suggeriscono una relazione tra la produzione di petrolio e la sequenza sismica del terremoto di Coalinga del 1983.




(1) Geologo, ricercatore del GeoResearch Center Italy – GeoBlog (sito internet: www.georcit.blogspot.com; mail: giulio.riga@tin.it);
(2) Geologo, ricercatore del GeoResearch Center Italy – GeoBlog
____________________________________
GeoResearch Center Italy - GeoBlog, 13 (2015), ISSN: 2240-7847.


Introduzione
Il terremoto di magnitudo 6.5 Mw del 2 Maggio 1983 si è verificato nei pressi di Coalinga (California) sotto uno dei principali campi petroliferi in produzione, causando una sequenza di assestamento, la cui distribuzione epicentrale coincide approssimativamente con quella del giacimento di petrolio. Il terremoto è stato localizzato alla profondità di 10 km, mentre la produzione di petrolio è limitata ai primi 4 km.
In situazioni analoghe, i terremoti sono stati associati allaumento della pressione di poro dovuta alliniezione di fluidi e/o alla subsidenza derivante dalla variazione di carico per effetto dellestrazione di greggio.
In questo lavoro esaminiamo la struttura della sequenza sismica per capire se il terremoto possa essere stato innescato dalle attività di estrazione di petrolio.
Semplici analisi, eseguite in situazioni analoghe, dimostrano che la sequenza sismica presenta una struttura coerente con la tettonica dellarea ed è simile ad altre sequenze che si sono sviluppate in aree interessate da attività di estrazione di idrocarburi che hanno attivato terremoti più energetici (Riga, 2015 ).

Figura 1: Immagine Landsat e strutture tettoniche dellarea del bacino di San Joaquin, California (modificata da: Guzofski e al., 2007). Località: Coalinga (C); Avenal (A), Pleasant Valley (PV), bacino di San Joaquin (SJB), Los Gatos Creek (LGC). Unità geologiche (Bartow, 1990):Qa-Quaternary alluvium; P-uP-Pleistocene to upper Pliocene sedimentary rocks; T-Tertiary sedimentary rocks; GV-Cretaceous to Jurassic Great Valley sequence; f-Mesozoic Franciscan assemblage; u-Mesozoic ultramafic rocks. Localizzazione della sezione strutturale: A-Cin figura 2.

Tettonica regionale e sismotettonica
L'anticlinale di Coalinga si trova in prossimità dell'estremità settentrionale di una lunga piega posta sul bordo occidentale del bacino di San Joaquin (Namson, Davis, 1988; Medwedeff, 1989; Stein, Ekström, 1992), associata ad un sistema di thusts ciechi che sono stati individuati alla sua base. Talle struttura dipiega-fagliamostra  unestensione longitudinale di 110 km con direzione parallela alla faglia di San Andrea (fig. 1) e con evidenti morfologie superficiali rappresentate da una serie di anticlinali minori con struttura ad en echelon (wrench-fault  folding), dovute all'accorciamento regionale lungo i thusts ciechi che accomodano lo stress di compressione lungo il limite di placca della faglia di San Andreas (Harding, 1976; Lin, Stein, 2006). La principale fase di crescita dellanticlinale è iniziata nel periodo Terziario (Namson, Davis, 1988; Medwedeff, 1989; Wentworth, Zoback, 1990; Bloch et al. 1993), anche se vengono documentati precedenti episodi di deformazione (Meltzer, 1989; Bloch et al. 1993). Il tasso di scorrimento a lungo termine delle faglie sono dellordine di 3.00.5 mm/a (Medwedeff, 1989; Ekström e al., 1992; Stein, Ekström,  1992; Bloch et al. 1993) coerenti con i dati di geodesia spaziale (GPS) misurati lungo la faglia di San Andrea (Argus, Gordon, 2001). Dalle evidenze storiche (fig. 1) sono stati documentati diversi eventi sismici moderati (magnitudo compresa tra 3.0 e 5.0) in corrispondenza dellanticlinale, oltre alla propagazione verso sud di diversi eventi (Stein, Ekström, 1992): New Idra (5.4 Mw, 1982), Coalinga (6.5 Mw, 1983) e dellanticlinale di Kettleman Hills (6.1 Mw, 1985).


Figura 2: Sezione strutturale dellanticlinale di Coalinga e area limitrofa lungo la traccia A-Cin figura 1 (modificata da: Guzofski e al., 2007). Lanticlinale di Coalinga con i due thrusts-ramps principali Coalinga e San Joaquin che terminano contro i back-thrusts-roof che prosegue verso W nella Waltham Canyon Fault. Localizzazione del meccanismo focale del terremoto di Coalinga del 1983. Le linee nere tratteggiate rappresentano le superfici dei piani assiali (A3-A2 principali piani assiali descritti nel testo).

Studi passati hanno interpretato il terremoto del 1983 come evento accaduto su una faglia appartenente al complesso sistema strutturale esteso dal piano sismogenetico, verso lalto, fino al nucleo dellanticlinale (Meltzer, 1989; Namson, Davis, 1988; Wentworth, Zoback, 1990). La complessità dellinterpretazione della struttura sismogenetica è evidenziata nella varietà dei meccanismi focali dei terremoti osservati in seguito allevento principale (Eaton, 1990; Eberhart-Phillips, Reasenberg, 1990; Stein, Ekström, 1992). L'ambiguità nella determinazione del piano di faglia, rispetto ai due piani nodali del meccanismo focale, è stato aggravato dalla diffusione degli aftershocks, che si sono distribuiti sia lungo un piano SW-immergente poco inclinato, sia lungo un piano NE-immergente maggiormente inclinato (Eaton, 1990; Eberhart-Phillips, Reasenberg, 1990; Stein, Ekström, 1992). Sebbene i modelli di rottura realizzati a partire dai dati geodetici permettono lo scivolamento lungo entrambe i
piani di faglia, i dati sismologici tendono a favorire il piano SW-immergente, come quello principale (Eberhart-Phillips, Reasenberg, 1990).
Da uno studio successivo (Guzofski e al., 2007), attraverso linterpretazione di linee sismiche viene definito un modello geometrico dellanticlinale di Coalinga, denominatoimbricate structural wedge(fig. 2). Tale modello è rappresento da cunei embricati (imbricate wedge) limitati da sistemi di thrusts-ramps. I due principali sistemi di thrusts-ramps sono separati e SW-immergenti denominati rispettivamente Coalinga and San Joaquin thrusts-ramps, terminano verso lalto contro i back-thrusts-roof, ed il loro scivolamento forma lanticlinale di Coalinga influenzandone la sua morfologia (Suppe, 1983; Guzofski e al., 2007). Dai dati che riguardano la crescita degli strati allinterno del fianco della piega, mostrano che lo scivolamento che ha generato la faglia inizia nel Cretaceo superiore e termina nellEocene (Guzofski e al., 2007).


Figura 3: Terremoti e strutture tettoniche dellarea dellanticlinale di Coalinga lungo la traccia B-Bin figure 1 e 2 (modificata da: Guzofski e al., 2007). In alto viene evidenziato il sollevamento cosismico della superficie topografica (uplift) relativo al terremoto di Coalinga del 1983, evidenziato con la stella rossa. Le superfici dei piani assiali sono rappresentati con linee nere (A2-A3 principali piani assiali descritti nel testo). Linee rosse rappresentano le principali faglie descritte nelle figure precedenti e nel testo.

Dalla magnitudo dei terremoti della sequenza di Coalinga (Stein, Ekström, 1992), attraverso lutilizzo di formule empiriche si è ricavato il momento sismico (Bakun, 1984; Thatcher, Hanks, 1973; Guzofski e al., 2007). Comparando la distribuzione del momento in relazione alle strutture tettoniche, è stato possibile ricavare il modello sismotettonico dellanticlinale di Coalinga (fig. 3). Tale modello è suddiviso in tre regioni: regione 1 rappresentato dalla copertura sedimentaria al di sopra del back-thust-roof; la regione 2 rappresentata dal cuneo (imbricate structural wedge) e la regione 3 che corrisponde al blocco di letto della San Joaquin thrusts-ramps.
Il modello mostra una maggiore densità allinterno del cuneo (regione 2) rispetto alle altre due regioni. Tale asimmetria nella distribuzione del momento deve essere attribuita ad un contrasto del campo di deformazione sismica maggiore allinterno del imbricate structural wedge rispetto alle due regioni circostanti (Guzofski e al., 2007).
Nella regione 1, lincremento del momento è maggiormente concentrato lungo il fianco dellanticlinale compreso tra le cerniere A2-A3 (figg. 2 e 3). Questa maggiore deformazione è legata allo scivolamento delle faglie denominata Coalinga thursts-ramps e del back-thrust-roof che potrebbe provocare il piegamento del fianco oppure il retro-scivolamento lungo il piano di strato del fianco stesso. Tale cinematica è compatibile con il sollevamento cosismico della superficie topografica, avvenuto durante il terremoto di Coalinga del 1983.
La distribuzione della sismicità e del momento sismico nell'area di Coalinga, può essere spiegata come disomogeneità nelle proprietà elastiche delle diverse rocce che attraversano i thusts-ramps (Rubin, Gillard, 2000). L'evidenza di tale disomogeneità, che attraversa la San Joaquin thrusts-ramps, è fornita dall'analisi della velocità sismica nell'area di Coalinga (Popovich, Miller, 2002). Il mainshock del 1983 è accaduto lungo una discontinuità reologica e litologica rappresentata dalla San Joaquin thrusts-ramps, che separa le rocce ad alta velocità del basamento nel blocco di letto, da quelle a bassa velocità della copertura sedimentaria della Great Valley nel blocco di tetto (Popovich, Miller, 2002).

Campi petroliferi
I tre campi di petrolio, Coalinga, Coalinga North Dome e Montebello, sono situati su anticlinali che hanno subito di recente un sollevamento come conseguenza della tettonica compressiva, e quindi i terremoti naturali sono frequenti nella zona.
Enoto che lestrazione intensiva di idrocarburi dal sottosuolo, può ridistribuire le sollecitazioni in situ a causa della rimozione del carico crostale superiore (Germanovich e al., 1999, Grasso, 1992), con conseguente attivazione di strutture tettoniche sismogenetiche che possono dare terremoti forti (M 6) anche distanti dai giacimenti di idrocarburi.
Alcuni studi (Segall, 1985) evidenziano come gli scisti posti alla base degli strati di produzione di petrolio, isolano idraulicamente il giacimento dalla regione focale del terremoto, inoltre i grandi volumi di petrolio estratti dai giacimenti hanno causato una diminuzione del 50% delle pressioni nel serbatoio tra il 1938-1983. Queste osservazioni escludono in modo indipendente e sostanziali aumenti della pressione dei pori in profondità focale a causa di iniezione di fluidi .
In sostanza, lestrazione di petrolio ed acqua di strato, hanno leggermente ridotto la densità media della crosta superiore, causando uno squilibrio isostatico per risposta al quale, la crosta inferiore duttile si è deformata aumentando così il carico sullo strato sismogenetico (Mc Garr, 1991), pertanto i terremoti registrati vicino alla base delle formazioni produttive possono anche accadere, al fine di ristabilire in parte liniziale stato di stress disturbato dalle attività di estrazione petrolifera.
Una relazione tra la produzione di petrolio e la sequenza del terremoto, suggerisce che in ogni caso la deformazione sismica totale è stata solo quella necessaria a compensare lo squilibrio di stress prodotto dalla produzione di petrolio (Mc Garr, 1991).
Lo shear-stress lungo il back-thrust-roof NE-immergente è aumentato di 0,01 MPa (0,1 bar) tra i 4 e 9 km di profondità, favorendo un debole scivolamento. Diminuisce della
metà di tale importo a profondità di 9-11 km, inibendo lo slittamento. Sui piani dei thursts-ramps SW-immergente, lo shear-stress è aumentato di 0,02 MPa (0,2 bar) a 10 km, favorendo un debole slittamento (Segall, 1985)

Sequenza sismica
La regione analizzata mostra un basso grado della sismicità storica, ma ci sono prove che molti eventi di moderata magnitudo (M=5.0-6.2) sono accaduti negli ultimi 100 anni (Stein, Ekstom, 1992).
Il terremoto del 2 maggio 1983 di magnitudo 6.5 Mw (6.3 Ms) si è verificato a circa 10 km a NE della città di Coalinga e a circa 35 km ad Est della faglia di San Andreas, ad una profondità di 10 km al di sotto dellanticlinale attiva di Coalinga, senza provocare una rottura in superficie.
Il terremoto è stato preceduto da unattività sismica comune a quella che si sviluppa in regioni con caratteristiche tettoniche simili. Tale attività, prima della scossa principale è stata caratterizzata da un modelloprogressive eartkquake(Riga, Balocchi, 2015) in cui i foreshocks di magnitudo crescente sono legati ad unaccelerazione dello scivolamento poco prima del mainshock.


Figura 4: Andamento temporale dei valori di magnitudo dal 08-07-73 al 11-05-85.

La scossa principale è stata accompagnata da unintensa sequenza di scosse di assestamento con ipocentro tra i 6 e i 14 km sempre sotto lanticlinale di Coalinga (fig. 4), di cui una di magnitudo 6.0 Mb registrata il 22 luglio 1983 con epicentro a Kettleman North Dome.
Le scosse di assestamento più superficiali si sono estese entro 3-4 km dalla superficie del terreno.
Durante le prime 24 ore dopo l'evento sismico principale, le scosse di assestamento sono accadute lungo la zona di rottura, definendo chiaramente un piano immergente a SW.
La struttura della sequenza sismica nel periodo 1982-1983 (fig. 5), mostra tre foreshocks di magnitudo crescente e compresa tra 4.1 e 5.3 Mb.
Il grafico delle profondità ipocentrali evidenzia un ciclo di lungo periodo (ciclo 1) caratterizzato da valori crescenti dal 1973 al 1979 e con andamento decrescente tra il 1979 e la scossa principale.


Figura 5: Andamento temporale dei valori di magnitudo e profondità ipocentrali dal 08-07-73 al 03-05-83.

Allinterno del ciclo si notano due sub-cicli simili di cui il secondo, in parte si è sviluppato durante la fase di rilascio di energia associata alla scossa principale.
Landamento temporale dei terremoti e degli ipocentri nel periodo considerato, suggeriscono la presenza di faglie attive e cieche sotto i giacimenti di petrolio le cui fasi di attività, sono caratterizzate da un aumento delle profondità ipocentrali nel periodo 1973-1977 e da una diminuzione tra il 1982 e il 1983.
Diminuzioni delle profondità ipocentrali durante le fasi di rilascio di energia sono state riscontrate nelle sequenze sismiche di terremoti attivati dalle attività di estrazione di idrocarburi (Riga, 2015).


Figura 6: Struttura della “bomba sismica”.

Bomba sismica
Attraverso il modello sperimentale di previsione dei terremotiPrevisioè possibile analizzare la struttura dellabomba sismica(Riga, 2013) del terremoto del 2 maggio 1983.
Lalgoritmo si basa sulla gerarchizzazione della sequenza sismica e sullipotesi di interazione ciclica tra terremoti registrati all'interno di una regione.
Lo schema della bomba sismica (fig. 6), mostra l'accumulo di energia incompleto per lassenza di due stadi evolutivi iniziali, probabilmente dovuta alla mancanza di dati sismici prima del 1973, oppure ad unanticipazione della fase di rilascio di energia legata alle attività di estrazione di idrocarburi.
Il punto di attivazione è datato 10 maggio 1982 (circa un anno prima del mainshock) mentre, la fase di rilascio di energia è di tipoprogressive earthquake (Riga, Balocchi, 2015), tipico delle zone a media fatturazione.
Lo schema complessivamente è composto di tre foreshocks di primo ordine e di magnitudo crescente registrati tra il 25 giugno 1982 e il 25 ottobre 1982 e preceduti da segnali di attivazione di brevissimo periodo.


Figura 7: Distribuzione spaziale degli eventi sismici della bomba sismica.

Gli epicentri degli eventi principali della bomba sismica, mostrano una distribuzione  secondo una ellisse, posta in parte sotto lanticlinale di Coalinga (fig. 7) mentre, l'evoluzione temporale e spaziale degli epicentri del secondo e terzo foreshock, del punto di attivazione e del mainshock, indicano uno sviluppo progressivo verso SW dellattività sismica tra il 1982 e il 1983.
Landamento temporale dei valori delle profondità ipocentrali, del punto di attivazione e degli eventi sismici più energetici della fase di rilascio di energia (fig. 8), evidenziano una migrazione degli ipocentri allinterno di una fascia di profondità compresa tra 4 e 11 km. Inoltre, si nota lo slittamento della zona di rottura dallalto verso il basso, compatibile al tipo di faglia a cinematica inversa.


Figura 8: Andamento degli ipocentri dei foreshocks.

La posizione in profondità delle scosse più energetiche ed i limiti ben definiti di ogni ciclo sismico associato a ciascun foreshock, suggeriscono che la fase di rilascio di energia si è sviluppata sul fianco settentrionale della piega (flexural slip earthquaks) e nella regione 2 rappresentata dal cuneo (imbricate structural wedge) del modello sismotettonico dellanticlinale di Coalinga.

Distribuzione spaziale dei terremoti
La distribuzione spaziale dei terremoti associati alle fasi di accumulo, rilascio di energia e di assestamento (fig. 9),
sembra sostenere lipotesi di una distribuzione dipendente dalla geometria delle strutture tettoniche e dalle attività di estrazione di petrolio.
In particolare, la distribuzione spaziale degli epicentri delle scosse di assestamento registrati dopo il terremoto principale, mostra uno sviluppo lungo una direzione NW-SE coerente con la geometria delle strutture tettoniche alla scala regionale presenti nell'area e con le caratteristiche di un ambiente tettonico trascorrente (influenza dello stress dalla faglia di S. Andrea) (Lin, Stein, 2004; 2006), mentre la distribuzione spaziale degli ipocentri lungo la sezione A-B  (fig. 10), mostra  un solo cluster che si è sviluppato verso il basso e lalto dallipocentro del terremoto del 2 maggio 1983. Inoltre, sempre dalla sezione si evince come gli ipocentri e i meccanismi focali non definiscono il medesimo piano di rottura.


Figura 9: Distribuzione spaziale e temporale degli eventi sismici dal 08-07-73 al 11-05-85.


Figura 10: Distribuzione 2D degli ipocentri dei terremoti lungo la sezione A-B.

La densità degli ipocentri e i valori di magnitudo sono maggiori tra i 5 e i 10 km dove è presente un'area denominata imbricate structural wedge (regione 2 del modello sismotettonico), mentre, tende a diminuire al di sopra e sotto (Michel, 1988; Guzofski e al., 2007).
La disposizione degli ipocentri luogo la zona di rottura, fanno ipotizzare che lo scivolamento durante la scossa principale si sia verificato prevalentemente lungo il piano immergente a SW.


Figura 11: Distribuzione 2D del momento sismico.


Figura 12: Distribuzione 2D del momento sismico relativo all’ultimo ciclo.

Landamento del momento sismico della fase di rilascio di energia (fig. 11) prima del terremoto del 2 maggio 1983, mostra una diminuzione di energia (i valori variano da 1024 a 1023  dyne-cm) secondo piani inclinati verso SW tra gli 8 e 11 km di profondità, mentre durante la fase di assestamento lenergia varia in modo irregolare in verticale da 1025 a 1024  dyne-cm e secondo piani più orizzontali. Landamento del momento sismico della fase di rilascio di energia è coerente con la struttura tettonica dellarea.
Il grafico riportato nella figura 12 mostra il momento sismico e landamento temporale dei terremoti dellultimo ciclo sismico che si è sviluppato dal 25 ottobre 1982 al 02 maggio 1983. Dal grafico si nota che nel periodo analizzato landamento del momento sismico è simile a quello di tutta la fase di rilascio di energia; i valori di magnitudo aumentano con la profondità; i valori massimi di magnitudo sono stati registrati al di sotto di 8 km; il terremoto più forte avvenuto il 2 maggio 1983 (6.3 Ms)  e quello del 25 ottobre 1982 di magnitudo 5.3 Md sono localizzati lungo uno stesso piano
immergente a SW; il trend di tutte le profondità ipocentrali e dei terremoti più energetici tende verso valori più superficiali.


Figura 13: Andamento temporale dei valori di magnitudo e delle distanze progressive cumulate dal 08-07-73 al 11-05-85 (grafico di colore rosso).

Distanze progressive
Lo strumento di base che è stato utilizzato per individuare le focalizzazioni degli epicentri, dalle quali ricavare informazioni sullepicentro del mainshock atteso, sono le distanze progressive tra gli epicentri dei terremoti.
In particolare, queste informazioni sono valutate sulla base della pendenza della retta delle distanze progressive dove ci si aspetterebbe eventi più energetici durante le fasi di focalizzazione, mostrata dalla riduzione della pendenza della retta.
Il grafico della figura 13, mostra un inizio di focalizzazione che coincide con il primo foreshock di magnitudo 4.1 Mb della fase di rilascio di energia associata alla bomba sismica che si è attivata il 25 giugno 1982.
Nella figura 14 sono riportati in grafici lineari degli andamenti temporali dei valori della longitudine e latitudine degli eventi sismici accaduti dal 08 luglio 1973 al 11 maggio 1985.
Si nota la focalizzazione che precede il mainshock del 02 maggio 1983 e quella della fase di assestamento terminata con la scossa di magnitudo 5.3 Ms accaduta il 22 luglio 1983.
Dopo questa data gli epicentri degli eventi sismici registrati sono distribuiti su unarea più vasta.


Figura 14: Andamento dei valori di longitudine e latitudine dal 08-07-73 al 11-05-85.

Metodo per calcolare la magnitudo
Il metodo sviluppato permette di calcolare il valore della magnitudo del terremoto atteso utilizzando la posizione e i valori di magnitudo dei foreshocks che contraddistinguono la fase di rilascio di energia di tipo “progressive earthquakee suggerisce che la dimensione del mainshock dipende dal processo di nucleazione del terremoto.
Nella figura 15 sono riportati i risultati ottenuti applicando questo metodo attraverso il modello sperimentale “Previsio”. Il grafico evidenzia una forte correlazione tra il numero progressivo di eventi ed i valori di magnitudo e consente di individuare con precisione l’estensione del terzo ciclo sismico ed il suo target teorico
dinamico finale, proiettando la retta passante per due foreshocks fino al punto di calcolo previsto (valore dinamico).
Il valore di magnitudo del terremoto del 2 maggio 1983 (evento n. 48) ottenuto applicando questa semplice procedura ed utilizzando il secondo e ed il terzo foreshock è di circa 6.3 Ms.


Figura 15: Metodo grafico per stabilire la magnitudo del terremoto atteso.

Conclusioni
Il terremoto del 02 maggio 1983 è avvenuto in una regione che mostra scarsità nei dati storici. I dati sismologici disponibili, hanno evidenziato che il terremoto è avvenuto lungo una faglia cieca localizzata sotto l'anticlinale attiva di Coalinga, mentre la sequenza dei terremoti della fase di assestamento ha fornito indicazioni sul modello geometrico dellanticlinale (Stein, Ekström, 1992).
Lo schema evolutivo della fase di rilascio di energia è stato di tipoprogressive earthquakecomposto di foreshocks di magnitudo crescente in ogni ciclo sismico associato.
La struttura della sequenza sismica tra il 1982-1985, suggerisce che sul fianco settentrionale della piega e nel suo nucleo è ben sviluppato uno stile tettonico a più segmenti di faglia, dove i confini geometrici  tra ogni segmento, sono ben definiti dalla posizione degli ipocentri delle scosse di assestamento e dai meccanismi focali, i quali non definiscono lo stesso piano di rottura.
La scossa principale è avvenuta su una faglia di thust-ramp posta alla base di una piega, messa in evidenza dal meccanismo focale con un piano lievemente immergente a SW e parallelo allasse dell’anticlinale, denominata San Joaquin thrusts-ramp.
Gli eventi sismici più energetici della fase di rilascio di energia e di assestamento sono  localizzati sotto i giacimenti di petrolio (gli ipocentri sono a profondità inferiori a 11 km, mentre la produzione di petrolio è limitata a meno di 4 km).
I risultati ottenuti dalle analisi effettuate suggeriscono una relazione tra la produzione di petrolio e la sequenza di terremoti.
Lattività sismica principale e le scosse di assestamento nellarea di studio presentano una distribuzione spaziale non casuale ma legata allo stile strutturale dellarea ed allattività di estrazione di petrolio eseguite in corrispondenza del giacimento dell’anticlinale di Coalinga. Landamento temporale delle profondità ipocentrali di tutti gli eventi registrati tra il 1982 ed il 1983 (fase di rilascio di energia) evidenzia una migrazione verso lalto delle profondità in conseguenza allo stress tettonico compressivo ed una migrazione verso il basso degli eventi più energetici.
Gli aftershocks si sono verificati principalmente sul fianco settentrionale (flexural slip earthquaks) e nel nucleo dell'anticlinale (imbricate structural wedge) con gli ipocentri migrati verso lalto all’interno di una fascia compresa tra 4 e 11 km di profondità. Questa fase di assestamento sismico suggerisce l’istaurarsi di un processo isostatico per ristabilire l’equilibrio precedentemente modificato dalle estrazioni di idrocarburi.

In sintesi, lestrazione di idrocarburi non solo ha anticipato il terremoto del 2 maggio 1983, ma ne hanno cambiato anche le dimensioni, producendo un evento 6,3 Ms, il più grande terremoto osservato nella zona.

Bibliografia
  • Argus D. F., Gordon  R.G. (2001); Present tectonic motion across the Coast Ranges and San Andreas fault system in central California. Geol. Soc. Am. Bull., 113, pp. 1580– 1592.
  • Bakun W.H. (1984); Seismic moments, local magnitudes, and coda-duration magnitudes for earthquakes in central California. Bull. Seismol. Soc. Am., 74(2), pp. 439– 458.
  • Bartow J.A. (1990); A summary of the Cenozoic stratigraphy and geologic history of the Coalinga region, central California. In: Rymer M, Ellsworth W., The Coalinga, California Earthquake of May 2, 1983. U. S. Geol. Surv. Prof. Pap.,1487., 1487, pp. 3– 12.
  • Bloch R.B., Huene R.V., Hart P.E., Wentworth C.M. (1993); Style and magnitude of tectonic shortening normal to the San Andreas fault across Pyramid Hills and Kettleman Hills South Dome, California. Geol. Soc. Am. Bull., 105, pp. 464–478.
  • Eaton  J.P. (1990); The earthquake and its aftershocks from May 2 through September 30, 1983, In: Rymer M, Ellsworth W., The Coalinga, California Earthquake of May 2, 1983. U. S. Geol. Surv. Prof. Pap.,1487, pp. 113– 170.
  • Eberhart-Phillips D. M., Reasenberg P.A. (1990); Complex faulting structure inferred from local seismic observations of M  1.0 aftershocks, May 2 –June 30, 1983, In: Rymer M, Ellsworth W., The Coalinga, California Earthquake of May 2, 1983. U. S. Geol. Surv. Prof. Pap.,1487, pp. 171– 192.
  • Ekström G., Stein R.S., Eaton J.P., Eberhart-Phillips D. (1992); Seismicity and geometry of a 110-km-long blind thrust fault, 1. The 1985 Kettleman Hills, California earthquake.  J. Geophys. Res. , 97, pp. 4843– 4864.
  • Germanovich L.N, Chanpura R.A., Ring L.M. (1999); Fault slip and seismicity induced by subsurface fluid withdrawal. Consultabile all’indirizzo internet:  https://www.onepetro.org/conference-paper/ARMA-99-1145.
  • Grasso J.R. (1992); Mechanics of seismic instabilities induced by the recovery of hydrocarbons. Volume 139,  pp 507-534. Consultabile all’indirizzo internet: http://link.springer.com/article/10.1007%2FBF00879949#page-1.
  • Guzofski C.A., Shaw J.H., Lin G, Shearer P.M. (2007); Seismically active wedge structure beneath the Coalinga anticline, San Joaquin basin, California. J. Geophys. Res., 112, B03S05, doi:10.1029/2006JB004465.  Consultabile all’indirizzo internet: : http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/2006JB004465/full.
  • Harding T.P. (1976); Tectonic significance and hydrocarbon trapping consequences of sequential folding synchronoug  with San Andreas faulting, San Joaquin Valley, California. American Association of Petroleum Geologa Bulletin, v. 60, no. 3, pp. 356-378
  • Lin J., Stein R.S. (2004); Stress triggering in thrust and subduction earthquakes and stress interaction between the southern San Andreas and nearby thrust and strike-slip faults. J. Geophys. Res., 109, B02303, doi:10.1029/2003JB002607.
  • Lin J., Stein R.S. (2006); Seismic Constraints and  Coulomb Stress Changes of  a Blind Thrust Fault  System, 1: Coalinga and  Kettleman Hills, California. U.S. Geological Survey, Reston, Virginia 2006. Consultabile all’indirizzo internet: http://www.whoi.edu/science/GG/people/jlin/papers/Lin_Stein_OFR_2006.pdf.
  • Mc Garr A. (1991); On a possible connection between three major earthquakes in California and oil production; Seismological Society of America, 1991. Consultabile all’indirizzo internet: http://www.bssaonline.org/content/81/3/948.abstract.  
  • Medwedeff D. A. (1989); Growth fault-bend folding at southeast Lost Hills, San Joaquin Valley, California. AAPG Bull., 73, pp. 54–67.
  • Meltzer A. (1989); Crustal structure and tectonic evolution: Central California. Ph.D. thesis, Rice Univ., Houston Tex.
  • Namson J., Davis T.L. (1988); Seismically active fold and thrust belt in the San Joaquin Valley, central California. Geol. Soc. Am. Bull., 100, pp. 257–273.
  • Popovich D.A., Miller K.C. (2002); Crustal structure near Coalinga, California revisited: Implications for the hypocentral region of the 1983 ML 6.7 earthquake. In: Eos Trans. AGU, 83(47), Fall Meet. Suppl., Abstract S11B-1151.
  • Riga G. (2013); Bombe sismiche. Earthquake Prediction – Previsione dei Terremoti. Consultabile all'indirizzo internet: http://rigagiulio.blogspot.it/2013/04/bombe-sismiche-sicuramente-di-recente.html.
  • Riga G. (2015); Sequenze sismiche dell’Oklahoma, Texas e nord Dakota-Montana Orientale. Earthquake Prediction – Previsione dei Terremoti. Consultabile all'indirizzo internet: http://rigagiulio.blogspot.it/2015/04/sequenze-sismiche-delloklahomatexas-e.html.
  • Riga G., Balocchi P. (2015); La sequenza sismica dell'Emilia 2012: terremoti naturali e attivati. GeoResearch Center Italy-GeoBlog, 10(2015), ISSN: 2240-7847. Consultabile all'indirizzo internet: http://www.georcit.blogspot.it/2015/07/la-sequenza-sismica-dellemilia-2012.html.
  • Rubin A.M., Gillard D. (2000); Aftershock asymmetry/rupture directivity among central San Andreas fault microearthquakes. J. Geophys. Res., 105, 19,095 – 19,110.
  • Segall P. (1985); Stress and subsidence resulting from subsurface fluid withdrawal in the epicentral region of the 1983 Coalinga Earthquake. Journal of Geophysical Research. Consultabile all’indirizzo internet: http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/JB090iB08p06801/abstract.
  • Stein R.S., Ekström G. (1992); Sesmicity and geometry of a 110-kmlong blind thrust fault: 2. Synthesis of the 1982–1985 California earthquake sequence. J. Geophys. Res., 97, pp. 4865–4883. Consultabile all’indirizzo internet:  http://onlinelibrary.wiley.com/doi/10.1029/91JB02847/full.
  • Suppe J. (1983); Geometry and kinematics of fault-bend folding. Am. J. Sci., 283, pp. 684–721.
  • Thatcher W., Hanks T. (1973); Source parameters of southern California earthquakes. J. Geophys. Res., 78, pp. 8547–8576.
  • Wentworth C.M., Zoback M.D. (1990); Structure of the Coalinga area and thrust origin of the earthquake. In: Rymer M, Ellsworth W., The Coalinga, California Earthquake of May 2, 1983. U. S. Geol. Surv. Prof. Pap., 1487, pp. 41–68.