Sessione 1 - Verso una valutazione dell'hazard di nuova generazione
Sessione 3 - Previsione a medio termine
Bibliografia

Alessandro Amato
Istituto Nazionale di Geofisica, Roma

Sismicità, stato di stress e deformazione: nuovi dati e prospettive

L'analisi della sismicità recente, dei dati geodetici e di stress attivo nella crosta è utile per la zonazione sismotettonica del territorio, per l'identificazione delle strutture sismogenetiche e per la previsione del loro comportamento.
L'analisi congiunta di questi dati fornisce preziose informazioni sulle caratteristiche delle zone di faglia per le quali non ci sono informazioni dirette ricavabili dalla geologia di superficie, dalla geomorfologia o dalla paleosismologia.
In linea di principio, una volta che sia nota una zona di faglia, la distribuzione della sismicità di fondo può permettere di identificare le zone "bloccate", caratterizzate da assenza di sismicità durante il ciclo intersismico e quindi in grado di rilasciare lo stress durante forti terremoti.
Un altro contributo significativo per l'identificazione di zone bloccate lungo le faglie sismogenetiche può venire dalla tomografia sismica, quando si disponga di dati sismometrici registrati da reti locali dense. Normalmente questo avviene nella registrazione delle repliche di un terremoto, cioè quando la faglia ha già rilasciato la deformazione, e quindi quando l'interesse per la conoscenza della sua struttura interna a fini predittivi è venuta meno, almeno per qualche decennio o secolo. Negli ultimi anni, sono stati effettuati numerosi studi tomografici di zone di faglia attive, prevalentemente a seguito di forti terremoti (Amato et al., 1990 e 1992; Chiarabba e Amato, 1994). E' stato riconosciuto che le zone dove si concentra la deformazione in superficie durante una rottura principale corrispondono con le zone ad alta velocità, che possono venire individuate dalle inversioni tomografiche. Applicando le tecniche tomografiche alla sismicità di fondo in aree dove sono attesi forti terremoti e dove sono operanti reti microsismiche, si possono quindi ottenere informazioni utili sulla struttura delle faglie in profondità, e contribuire così a prevederne il comportamento durante i prossimi forti eventi, principalmente in termini di localizzazione e dimensioni delle asperità principali. Le immagini tomografiche ottenute per la zona del Sannio-Matese, confrontate con la distribuzione dei forti terremoti storici dell'area, rivela interessanti correlazioni e suggerisce la presenza di due segmenti di faglia principali (estesi per circa 30-40 Km), che potrebbero essere la sede dei prossimi terremoti.
Inoltre, se si conoscono i meccanismi focali e i momenti sismici dei piccoli terremoti, si può quantificare la deformazione (sismica) legata alla sismicità di fondo e quindi prevedere in maniera deterministica quali porzioni della faglia si romperanno e con quali modalità. Tutto questo ha senso soltanto quando il periodo di tempo per il quale sono disponibili i dati sismometrici rappresenta una frazione considerevole della durata di un ciclo sismico tipico di quella struttura. Un'altra condizione importante è che il campione analizzato sia omogeneo, ossia che la capacità di detezione della rete sia costante nel tempo. Per questo motivo, presso il nostro Istituto si stanno analizzando sistematicamente tutti i meccanismi focali dei terremoti avvenuti a partire dal 1987, cioè da quando la rete sismica nazionale ha assunto caratteristiche di omogeneità. Si tratta attualmente di un dataset di circa 500 terremoti di magnitudo superiore a 2.5 (Frepoli et al., 1996). Il calcolo dei momenti sismici di tali eventi, effettuato a partire da regressioni con le magnitudo opportunamente ricavate (Selvaggi et al., in prep.), consentirà di quantificare la deformazione sismica totale rilasciata negli ultimi dieci o quindici anni.
I risultati ottenuti per questo periodo, espressi in ratei annuali, possono essere confrontati con quanto determinato a partire dai dati storici (Basili et al., 1996) e con le stime geodetiche. I primi forniscono stime della deformazione sismica rilasciata in un periodo circa 30 volte più lungo, ossia quello coperto dal catalogo sismico, nel periodo in cui questo viene ritenuto completo per i forti terremoti.
Altre considerazioni interessanti scaturiscono dal confronto tra la deformazione sismica con quella geodetica (totale). Questa comprende il contributo della deformazione sismica e di quella che viene rilasciata asismicamente e per "creeping". Poiché i ratei di deformazione in Italia sono piuttosto bassi e, quindi, non si hanno ancora stime affidabili da dati GPS, abbiamo intrapreso uno studio delle deformazioni utilizzando i dati delle vecchie triangolazioni dell'Istituto Geografico Militare, che istituì la rete del primo ordine intorno al 1860, e la rioccupò intorno alla metà di questo secolo. Questo studio, ancora in fase di esecuzione (Hunstad e England, in prep.), è stato realizzato nell'ambito del progetto GeoModAp (contr. EC EV5V-CT94-0464). E' stato verificato che questi dati sono effettivamente utilizzabili per il calcolo delle deformazioni, anche se solo in alcune aree a causa della discontinuità delle misure di questo secolo. Hunstad e England hanno inoltre dimostrato che la deformazione geodetica in questo secolo è consistente, come direzione di massima estensione, con la deformazione sismica, ed è molto maggiore di quest'ultima, almeno di un fattore 5.
Ulteriori dati utili per una zonazione sismotettonica sono quelli che provengono dalle misure di stress attivo. Oltre ai già citati meccanismi focali, da cui si possono ricavare le informazioni sul campo di stress attraverso l'inversione di gruppi di soluzioni focali, una metodologia che porta informazioni dirette sulle direzioni orizzontali dello stress è l'analisi dei breakout nelle perforazioni profonde. Questa tecnica di analisi consente di ottenere informazioni sullo stress attivo nella crosta anche in aree asismiche. Da alcuni anni stiamo raccogliendo e analizzando, in collaborazione con l'AGIP (Montone et al.,1996) e l'ENEL, i dati di breakout nei pozzi profondi in Italia. Sono attualmente disponibili circa 150 direzioni di stress, dalla Sicilia all'Appennino centro-settentrionale, che mostrano la presenza di province uniformi, all'interno delle quali si osservano variazioni locali. Le direzioni ottenute dall'analisi dei breakout sono generalmente in buon accordo con quelle ricavate dai meccanismi focali dei terremoti crostali, nonostante gli intervalli di profondità campionati siano solo in piccola parte sovrapponibili. Nei prossimi anni, si prevede di completare l'analisi dei breakout nell'Appennino settentrionale e nella Pianura Padana, e di integrare le informazioni ottenibili da questa metodologia con i meccanismi focali dei terremoti, con lo scopo di quantificare lo stress nella crosta.

Romano Camassi
GNDT presso DISTART, Università degli Studi di Bologna

Stato delle conoscenze sui terremoti più forti

La predisposizione del database delle intensità, che rappresenta uno dei prodotti del progetto "Pericolosità" del GNDT, rendicontato alla conclusione della convenzione triennale 1993-1995, è in fase avanzata, e al momento è completata per la parte relativa agli studi selezionati per la realizzazione delle diverse versioni del catalogo NT. Tale database (Monachesi et al., 1995) è costituito da circa 37.000 osservazioni relative a circa 11.000 località; per molte località risulta disponibile una storia sismica costituita di diverse decine di osservazioni, e quindi particolarmente significativa. Una delle possibili elaborazioni derivabili da questo database è costituita dal catalogo "NT" (Camassi e Stucchi, 1996), che nella sua versione 4.1 verrà reso disponibile via Internet; altre elaborazioni, quali carte delle massime intensità, storie sismiche al sito, ecc., potranno essere prodotte con relativa facilità.
Da dove vengono questi dati ? In Fig. 1 è rappresentata schematicamente, e quindi in modo necessariamente semplificato, la produzione di dati macrosismici nel periodo che va dalla conclusione del Progetto Finalizzato Geodinamica a oggi, nonchè l'utilizzo fattone nel corso del progetto "Pericolosità" del GNDT.

Fig. 1 - Quadro cronologico delle principali raccolte di studi macrosismici di terremoti,  prodotte fra il 1980 e il 1996. Gli oggetti arrotondati rappresentano raccolte di studi inediti o riservati. La colonna di destra riassume i contributi, in termini di dati d'intensità, utilizzati per la compilazione  del catalogo NT4.1 del GNDT.

Occorre sottolineare che quanto prodotto da diversi enti e autori tra il 1985 e l'inizio degli anni '90 in materia di studi macrosismici, editi o inediti, è quantitativamente rilevante. In questo quadro il GNDT ha ritenuto di dedicare le proprie energie prevalentemente alla raccolta e alla omogeneizzazione di quanto già disponibile, e solo in un secondo momento a produrre in proprio studi speditivi su terremoti prevalentemente di media energia che risultavano privi di dati di base.

Relativamente al bilancio sullo stato delle conoscenze sui forti terremoti, è stato avviato un confronto approfondito tra gli studi proposti dal Catalogo dei Forti Terremoti (Boschi et al., 1995a) e quelli prodotti o selezionati dal GNDT, relativamente a 221 terremoti.
Allo scopo di verificare la situazione generale è stato messo a confronto il giudizio espresso in CFT sul livello di avanzamento di ogni singolo studio con un parametro sperimentale per NT, la 'root classification', che rappresenta il tentativo di definire la qualità complessiva dello studio, mettendo in relazione tipologia dello studio stesso e qualità delle fonti utilizzate. L'esito di questo confronto è complessivamente confortante, perchè solo una quindicina di terremoti importanti risultano avere studi al più basso livello sia per CFT che per NT. Occorre tuttavia sottolineare che per una cinquantina di terremoti sono disponibili studi di livello 'intermedio', e quindi complessivamente non del tutto soddisfacenti, sia per CFT che per NT.
E' stato poi effettuato un confronto fra studi CFT e NT riferiti ad un medesimo evento. In generale si è rilevata una certa coincidenza del bacino di fonti esplorato, anche se sono apparse differenti le modalità di interpretazione dei dati stessi: in particolare CFT mostra la tendenza ad attribuire valori di intensità più elevati rispetto ad NT.
Un esame più accurato di alcuni studi ha mostrato differenze più sensibili. In alcuni casi, come ad esempio 1348.01.25 Gemona, 1349 Italia Centrale, 1695.02.25 Asolo, 1832.01.13 Foligno (Tab. 1), 1834.07.04 Alta Lunigiana, 1846.08.14 Orciano, appaiono parzialmente differenti sia le strategie di ricerca, sia le fonti raccolte che l'interpretazione delle stesse, con risultati sensibilmente divergenti sia in termini di 'punti' (località presenti in un PQ e non nell'altro e viceversa) che di ricostruzione complessiva dell'evento.
Questa analisi, sia pure rendicontata qui in modo preliminare, evidenzia quindi la necessità di confronto e, possibilmente, unificazione dei dati CFT e GNDT, anche se tale operazione appare tutt'altro che semplice e immediata.

In relazione a queste analisi, pur sommarie, è possibile riconsiderare le indicazioni programmatiche contenute nel PE96 per il sub-obiettivo A1; le principali attività previste andavano nella direzione dell'aggiornamento del database, con lo studio di alcuni forti terremoti mal documentati, lo studio di terremoti di energia medio-bassa e lo studio di terremoti di aree critiche (ad. es. l'area adriatica-balcanica), e nella direzione dell'aggiornamento del catalogo, mediante lo studio di sequenze sismiche, l'analisi di dati strumentali, la riconsiderazione delle modalità di parametrizzazione e il tentativo di realizzare un prototipo di catalogo contenente anche le repliche.
Il progetto 'Pericolosità', dal 1988 in poi, ha consapevolmente privilegiato l'utilizzo di dati già disponibili sul 'mercato' e la produzione in proprio di studi speditivi per aree e fasce di eventi privi di dati, rinunciando in quest'ottica a produrre ricerche approfondite e pubblicabili in quanto tali su singole aree o eventi. Alla conclusione di tale progetto la Linea 'Sismicità' ha ritenuto e ritiene di proporre con decisione la concertazione dei programmi, per evitare inutili e onerose duplicazioni di ricerche. Nello spirito della conferenza di Erice (settembre 1996) pare ragionevole indirizzare la programmazione dell'attività futura (PE96, PE97, ecc.) verso obiettivi comuni agli enti che operano in questo settore, nell'ottica di rendere possibile quanto auspicato ad Erice, e cioè l'unificazione progressiva delle basi di dati, macrosismici, strumentali o geologici che siano.

Giuliana Rubbia Rinaldi* e Marco Padula**
*GNDT presso Istituto per le Tecnologie Informatiche Multimediali, CNR, Milano
*Istituto per le Tecnologie Informatiche Multimediali, CNR, Milano

ll catalogo NT in Internet

Viene annunciata la diffusione del catalogo parametrico dei terremoti del GNDT, versione NT4, attraverso un sito Internet attivato all'indirizzo http://emidius.itim.mi.cnr.it. L'iniziativa si colloca tra i prodotti previsti dal sub-obiettivo A1 "Descrizione spazio-temporale della sismicità" del Progetto Esecutivo 1996, punto A1.4 "presentazione e diffusione dei dati", che include la "predisposizione di un server e di un sistema di gestione per la consultazione del catalogo parametrico e di altri dati via reti telematiche".
E' prevista una presentazione del catalogo, la descrizione della sua struttura, note di utilizzo e bibliografia, e la consultazione secondo diverse modalità: per zone sismogenetiche, per finestre spazio-temporali, per intero. Il catalogo può essere attualmente consultato per aree sismogenetiche (Fig. 1). Un click sulla mappa delle zone sismogenetiche attiva l'estrazione dai dati dal catalogo, la loro visualizzazione, ed il trasferimento dalla rete in formato testo.

Fig.1 - Interfaccia di interrogazione del catalogo NT mediante selezione
 per zone sismogenetiche.

La versione del catalogo così offerta in linea è da considerarsi ufficiale e sarà pubblicata e diffusa anche su supporto cartaceo: gli eventuali aggiornamenti che si renderanno disponibili con l'avanzamento della ricerca verranno proposti a parte.
Il sito Internet GNDT (Fig. 2) si svilupperà anche al di là delle attività della linea di ricerca nel cui ambito è in corso di sviluppo.

Fig.2 - Informazioni generali per il sito GNDT in corso di sviluppo.

Il sito intende offrire, oltre al catalogo, un indice di informazioni generali, comprendenti: lo statuto, la convenzione 1996-98, l'organizzazione, il programma 1996. E' in via di allestimento una newsgroup, lista di discussione dedicata agli operatori, e la pubblicazione in linea di rapporti e atti dei workshop.

Le ulteriori evoluzioni del sito potranno nascere anche da indicazioni sull'utilizzo delle tecnologie di distribuzione dell'informazione in campo sismologico, come quelle segnalate già da (Malone, 1995) curatore della lista Surfing the Internet for Earthquake Data (http: //www.geophys.washington.edu/seismosurfing.html) e da (Rubbia Rinaldi et al., 1996). Il sito è consultabile con Netscape 2.0; è in sviluppo su workstation (SUN SPARC5 sotto Solaris 2.5), ed utilizza software public domain (MiniSQL interfacciato con PHP/FI) per le operazioni di gestione del catalogo.

Domenico Giardini
Dipartimento di Scienze Geologiche, Università degli Studi di Roma Tre

Determinazione della magnitudo per terremoti in Italia e nel Mediterraneo

Questo studio ha lo scopo di fornire un contributo alla definizione di una scala di dimensione dei terremoti omogenea per il periodo storico e strumentale coperto dal catalogo sismico italiano, tramite la calibrazione di regressioni magnitudo-momento sismico e l'analisi di dettaglio della sorgente sismica di alcuni terremoti significativi di questo secolo.
La valutazione probabilistica della pericolosità sismica richiede la compilazione di un catalogo sismico uniforme per il periodo storico (0-1900), strumentale (1900-1964) e recente (1964-) compilato con criteri di omogeneità per quanto riguarda la dimensione dei terremoti. E' necessario cioè poter disporre di scale per la quantificazione dei terremoti omogenee su tutto il periodo coperto dal catalogo, storico e strumentale. In Italia e nell'area Europeo-Mediterranea sono state e sono tuttora in uso diverse scale di magnitudo, ottenute da dati macrosismici e strumentali, e sono stati compiuti vari tentativi per omogeneizzare tali scale e compilare cataloghi sismici uniformi. Al momento diversi gruppi lavorano sulla calibrazione della magnitudo macrosismica, per cui il nostro studio si è concentrato sull'analisi dei dati strumentali e sulla calibrazione delle scale di magnitudo strumentali.

Abbiamo selezionato 220 terremoti avvenuti nell'area Mediterranea nel periodo 1977-81, per i quali fosse disponibile un momento sismico da CMT (Harvard), e compilato i valori di magnitudo riportati da 3 centri internazionali (ISC, NEIS, EMSC), 11 reti nazionali e regionali e 101 osservatori, localizzati in maggioranza nell'area Europeo-Mediterranea. Abbiamo quindi calibrato le curve di regressione regionali M (M0) per le scale di magnitudo in uso nel Mediterraneo (ML, MAW, mb, MS, MLH, MLV, MD, M) e calcolato le correzioni statiche o le regressioni specifiche per differenti centri e laboratori, con i seguenti risultati.

Le scale di magnitudo telesismiche (mb, MS) calcolate dai centri internazionali ISC e NEIC forniscono adeguate misure della dimensione della sorgente, con deviazioni standard di 0.17 / 0.23, permettendo di derivare regressioni M (M0) e M0 (M) stabili e consistenti, e di correggere bias sistematici quali gli effetti della profondità per MS e del meccanismo focale per mb; nel periodo analizzato il dataset che fornisce la migliore precisione per il calcolo di MW e M0 è la magnitudo mb dell'ISC; le regressioni ottenute sono date dalle formule seguenti, ottenute usando i dati ISC:

Le magnitudo da onde di superficie regionali (MLV, MLH) calcolate in Europa orientale generalmente forniscono buone misure con dispersioni nell'ordine di 0.25 / 0.35; l'introduzione di piccole (0.1 / 0.2) correzioni statiche è spesso richiesta per uniformare le misure fornite da osservatori diversi.
La magnitudo locale ML (anche MAW o MWA) è la quantità più spesso riportata dai media in occasione di un terremoto; in realtà per eventi di dimensioni medio-grandi (M > 5) la ML riportata da vari centri europei nel periodo analizzato non si conforma alla regressione proposta da Richter e mostra nella maggioranza dei casi una grande dispersione, e nei pochi casi in cui una regressione è possibile, questa si allinea meglio con la regressione aspettata per una magnitudo MS, portando alla conclusione che la ML non viene calcolata per l'area Europea-Mediterranea.
La magnitudo durata MD usata dalla maggioranza delle reti sismiche (locali e nazionali) si conferma inadeguata per la calibrazione di eventi di moderate e grandi dimensioni (M > 5).
La magnitudo generica M che spesso si trova riportata in vari bollettini e cataloghi non può essere utilizzata in assenza di una precisa attribuzione, e nella maggioranza dei casi risulta essere di scarsa qualità.

Alessandro Rebez
Osservatorio Geofisico Sperimentale, Trieste

Considerazioni sulla distribuzione spazio-temporale dei terremoti

Il primo argomento trattato è stato quello di un rapido confronto di informazioni tra le magnitudo del Catalogo NT del GNDT (Stucchi et al. 1993) e quelle del Catalogo dei forti terremoti in Italia (CFT) edito dall'ING (Boschi et al., 1995a). Nel caso della definizione della magnitudo per i terremoti storici (magnitudo macrosismica) i due gruppi che hanno prodotto i cataloghi hanno adottato metodologie molto diverse: il gruppo GNDT ha scelto di calcolare la magnitudo secondo un approccio tabellare che in pratica suggerisce una magnitudo di riferimento (tarata sulle Ms) per ogni classe di intensità; mentre il gruppo CFT ha adottato un metodo misto nel quale però spicca il contributo che deriva, specialmente per i terremoti più forti, dall'utilizzo diretto delle informazioni tratte dai piani quotati dei terremoti. Non è nello scopo della presente nota valutare o confrontare la validità dei due metodi, cosa peraltro assai difficile da realizzare, ma piuttosto quella di considerarne le differenze o per lo meno le differenze che potrebbero essere indotte dall'utilizzo contemporaneo dei due set di dati.
Ci siamo posti nelle condizioni peggiori e cioè è stato simulato il punto di vista di un ipotetico (pessimo - ma ce ne sono) utilizzatore di dati che in presenza di due cataloghi diversi usa il dato di CFT in sostituzione a quello di NT per calcolare i ratei di occorrenza di terremoti a fini di calcolo di pericolosità sismica.
Sono state proposte tre zone sismogenetiche diverse (04, 52, 79) per le quali sono stati calcolati i ratei di sismicità in modalità normale (con il catalogo GNDT) e con il contributo di CFT.
In Fig. 1 sono riportate le stime di magnitudo per la zona ZS 04 (Friuli) che differiscono tra NT e CFT: ci sono quattro terremoti dal catalogo CFT che riportano

Fig. 1 - Plot della sismicità nel tempo della zona 04 Friuli dal catalogo GNDT,
i quadrati si riferiscono alle stime di magnitudo dal catalogo CFT.

magnitudo notevolmente più alte (in tre casi attorno al grado di magnitudo: 1348, 1511, 1690) delle stime del catalogo NT. I terremoti del 1928 e quello del 6 maggio 1976 non sono evidenziati in Fig. 1 poichè le due stime CFT e NT coincidono (Tab. 1).

Tab. 1 - Tabella di confronto tra stime di magnitudo da l catalogo NT e CFT,
nella ultima colonna è riportata la differenza tra la magnitudo CFT e quella fornita da NT.

Per quanto riguarda i ratei di occorrenza dei terremoti si può vedere che per la zona ZS 04 le variazioni indotte dall'inserimento dei dati di magnitudo CFT sono praticamente ininfluenti per le classi 5.8 e 6.1 (Figg. 2, 3) poichè il metodo di calcolo dei ratei bilancia le variazioni indotte da CFT. Situazione molto diversa invece per la classe di magnitudo 7.3 dove l'innalzamento a questa classe di ben tre terremoti porta all'introduzione nel calcolo dei ratei di sismicità (Fig. 3) di una stima di occorrenza piuttosto alta.

Fig. 2 - Ratei di sismicità della zona ZS 04 calcolati utilizzando i dati del catalogo GNDT.

Fig. 3 - Ratei di sismicità della zona ZS 04 calcolati utilizzando i dati del catalogo CFT
quando disponibili in alternativa a quelli del catalogo GNDT.

In termini di hazard calcolato in PGA con periodo di ritorno di 475 anni per la zona ZS 04 la variazione porta a un innalzamento massimo di circa 0.03 g portando i valori di PGA massimi da 0.38-0.39 g a 0.42 g. L'innalzamento dei valori di PGA è quasi esclusivamente da attribuire alla classe di magnitudo 7.3 introdotta dal CFT. Poichè il passo di campionamento delle varie classi di colore che si usano usualmente per rappresentare la PGA è di 0.03-0.04 g la variazione indotta è tale da far cambiare, sulle comuni mappe di hazard, classe di colore all'intera zona ZS 04.

Per la zona ZS 52 invece la tendenza è di un generale ribasso con tre terremoti di CFT più bassi ed uno solo più alto delle stime GNDT, però spicca il caso di un terremoto del 1762 cui entrambi i cataloghi attribuiscono un'intensità del IX grado ma mentre la stima della magnitudo macrosismica di NT è di 6.2 quella di CFT è di 4.2.
Differenze notevoli anche nel caso della zona ZS 79 dove su tre casi CFT è sempre più alto ed in maniera eclatante per il terremoto del 1169 dove CFT riporta una magnitudo macrosismica di ben 8.3 contro la stima di 7.3 di NT.
Certamente i casi analizzati possono essere considerati dei casi limite e quasi sicuramente i peggiori ma il quadro informativo dedotto porta distintamente nella direzione di una auspicabile convergenza, o comunque un maggior controllo, delle stime parametriche fornite dai due cataloghi.
La seconda parte della nota intende richiamare l'attenzione sull'importanza dell'analisi della sismicità nello spazio e nel tempo. A questo scopo si è pensato di analizzare le varie zone sismotettoniche utilizzando due tipi di grafici:

• il primo descrive la sismicità nel tempo mediante delle barre magnitudo/tempo (parte superiore del grafico in Fig. 4);

• il secondo invece è un grafico che ha sempre il tempo in ascissa ed in ordinata invece riporta la distanza dei vari terremoti, rappresentati mediante dei simboli proporzionali alla magnitudo (Fig. 4 parte inferiore), da un punto di osservazione posto sul limite settentrionale della zona, in corrispondenza dell'asse di mezzeria della zona stessa.

L'uso congiunto di questi due grafici permette, in maniera molto semplice ed intuitiva, di esaminare l'evoluzione temporale della sismicità tenendo conto anche dei rapporti spaziali della stessa. In pratica si possono individuare diversi "distretti" di rilascio di energia all'interno delle zone stesse e le modalità di rilascio in termini di tempi tra un evento e l'altro. In Fig. 4 è riportato un esempio riferito alla zona ZS 31.
L'uso di un punto di osservazione esterno alla zona costituisce un'approssimazione in quanto due o più terremoti potrebbero avere la stessa distanza R dal punto di riferimento ma non provenire dalla stesso "distretto" sismologico (in pratica questi punti possono giacere lungo la circonferenza di raggio R). Per questo motivo, che appare del tutto secondario e trascurabile nel caso di zone sismogenetiche di forma allungata, è stato introdotto nella metodologia il controllo dell'azimut del terremoto dal punto di osservazione allo scopo di verificare, nei casi incerti o per delle zone che non mostrano uno spiccato allungamento, la reale appartenenza del terremoto allo stesso distretto sismologico. In pratica se dei terremoti provengono dalla stessa area espongono delle distanze e degli azimut riferiti al punto di osservazione ragionevolmente simili.

L'informazione storica legata alle più importanti città incluse nella zona viene con questa metodologia evidenziata chiaramente. Si può così studiare il contributo delle varie località nel tempo come recettori di informazione sismologica storica. Nel caso dell'esempio riportato in Fig. 4 si nota agevolmente la continuità di informazione sismologica-storica riportata a circa 110 km di distanza dal punto di osservazione (a nord della zona stessa) e che è riferibile alla città di Siena. Questa città dimostra di avere risentito in maniera moderata (magnitudo sempre piccole) ma costante di terremoti a partire dal XIV secolo sino ai giorni nostri.
Il metodo proposto si pone come uno strumento di analisi anche in fase di costruzione e definizione delle zone sismogenetiche poichè mette in luce aspetti che difficilmente possono essere colti con plottaggi tradizionali. Infatti questa analisi evidenzia il problema, che andrebbe maggiormente studiato, del ruolo che hanno queste località all'interno dell'informazione sismologica. Per queste città è stato sì possibile reperire documentazione storica, ma in realtà molta dell'informazione potrebbe essere attribuita a terremoti anche piuttosto lontani dalle città stesse e talvolta probabilmente riferibili ad aree sismogenetiche limitrofe.

Fig. 4 - Analisi della sismicità della zona sismogenetica SZ 31 nel tempo (parte
superiore) e in spazio/tempo (parte inferiore). In ordinata è rappresentata la distanza
degli epicentri dal punto di osservazione descritto nel testo. I terremoti con D ~ 110 km
sono situati nell'area di Siena, mentre quelli con D <= 40 km sono situati nell'area
compresa tra Livorno e Orciano Pisano.

Paolo Gasperini
Dipartimento di Fisica, Università di Bologna

Stima di parametri di sorgente da dati macrosismici

Sebbene la sismologia storica in Italia abbia conosciuto negli ultimi anni notevoli sviluppi sia per quanto riguarda i metodi di ricerca storica che di catalogazione dell'informazione non altrettanto si può affermare per ciò che attiene invece alle tecniche di elaborazione di tali informazioni al fine di dedurre dati quantitativi sulla sismicità del passato. In particolare sono stati fatti pochi tentativi per migliorare le tecniche di stima dei parametri sismici su base macrosismica. Questo forse deriva dalla convinzione che la natura qualitativa delle informazioni utilizzate non permetta di eliminare dal dato scelte soggettive che, non essendo riproducibili, non consentono al dato stesso di essere considerato realmente scientifico. In effetti nell'ambiente della ricerca storica manca in molti operatori anche la consapevolezza dell'inadeguatezza degli strumenti, come ad esempio la scala delle intensità, fino ad ora utilizzati nella ricerca macrosismica e della necessità di cercare quindi di sviluppare nuovi approcci.
Uno dei parametri più importanti su cui intervenire per migliorare le valutazioni probabilistiche della pericolosità sismica è la magnitudo dei terremoti storici. Per quanto riguarda l'Italia solo abbastanza di recente è stata compilata una raccolta affidabile delle magnitudo strumentali (Margottini et al., 1993), mentre nei precedenti cataloghi le stime riportate non permettevano un reale controllo di affidabilità delle stesse. Tale catalogo comunque include ovviamente solo eventi dell'ultimo secolo limitatamente alle definizioni di magnitudo in uso nei diversi periodi. La stima della magnitudo, per gli eventi di interesse per il rischio sismico privi di valutazioni dirette, può essere fatta quindi solo attraverso relazioni empiriche basate su un confronto con i dati macrosismici. Per ottenere risultati affidabili in questo caso occorre che:

• la stima venga effettuata utilizzando il massimo dell'informazione macrosismica disponibile;

• la base dei dati dei terremoti utilizzati per confronto sia la più larga possibile;

• la taratura delle relazioni empiriche venga eseguita rispetto ad un'unica definizione di magnitudo;

• alle stime sia anche associata una valutazione dell'incertezza.

Una scelta adeguata per soddisfare la prima esigenza è che sia utilizzato, quando disponibile, l'intero campo macrosismico piuttosto che l'intensità massima o epicentrale. In questo modo non solo la stima è quasi indipendente da parametri incogniti quali l'amplificazione locale all'epicentro e la profondità della sorgente, ma anche più robusta rispetto a errori materiali di valutazione dell'intensità o di identificazione delle località.

La scelta della definizione di magnitudo migliore per eseguire i confronti deve tenere conto dei seguenti fatti:

• il migliore estimatore della dimensione di un terremoto, quando disponibile, è il momento sismico scalare (o la magnitudo momento Mw) in quanto questo è fisicamente legato ai parametri di sorgente del terremoto;

• la stima diretta del momento sismico è disponibile solo per poche decine di terremoti degli ultimi 20 anni;

• nel database di Margottini et al. (1993) la magnitudo riportata più frequentemente per gli eventi maggiori è la Ms mentre solo in second'ordine sono disponibili la Ml (Wood-Anderson) e la mb (il campione della mB è invece troppo modesto per un suo utilizzo affidabile).

Nel Catalogo dei Forti Terremoti Italiani (CFTI) (Boschi et al., 1995a) e nel Catalogo NT (versione 4) la scelta operata è stata quella di usare solo la Ms quando disponibile e di ignorare le altre magnitudo. In questo modo l'estimatore macrosismico della magnitudo (Me) risulta omogeneo solo a tali determinazioni. D'altra parte la taratura delle relazioni empiriche attraverso i soli terremoti che possiedono stime dirette di momento scalare non è affidabile in quanto gli eventi utilizzabili sono solo una quindicina e di cui solo due (Irpinia e Friuli) possiedono località con intensità elevate. E' quindi ragionevole cercare per prima cosa di calcolare la magnitudo momento per tutti i terremoti per cui è disponibile almeno una stima di magnitudo.
Attraverso una regressione polinomiale ai minimi quadrati con pesi della magnitudo momento con ognuna delle tre magnitudo Ms, mb e Ml, sono stati stimati i coefficienti dei polinomi e gli intervalli di confidenza e di previsione. I pesi sono stati scelti in funzione alle deviazioni standard delle magnitudo e dei momenti sismici secondo quanto proposto da Johnston (1996a). Per la scelta del grado del polinomio è stato seguito invece un approccio che fa uso della procedura di "backward elimination" (Draper e Smith, 1981) sulla base di un'analisi della varianza (test di Fisher). Per le regressioni con Ms e mb il grado ottimale è risultato essere il secondo mentre per Ml la migliore relazione è risultata quella lineare. La stima della magnitudo è stata ottenuta come media delle stime ottenute con le diverse magnitudo disponibili, pesata con il quadrato dell'errore di previsione, mentre l'errore di stima è stato calcolato, secondo la legge della propagazione degli errori, come inverso della radice quadrata della somma dei pesi. Gli errori sono risultati essere compresi tra le 0.2 unità di magnitudo (per gli eventi che possiedono buone determinazioni per tutte e tre i tipi di magnitudo) e le 0.6 (per quelli per cui esiste solo una stima di mb).
E' stato così possibile, utilizzando il database preliminare del CFTI versione 2 (Boschi et al., 1996), valutare la magnitudo momento per circa 60 eventi che possiedono anche un campo macrosismico affidabile. La procedura di stima della magnitudo macrosismica, utilizzata nella versione 1 del CFTI (Boschi et al., 1995a), richiede che siano assunte a priori le espressioni delle relazioni funzionali tra la magnitudo dell'evento, la superficie dell'area di risentimento e l'intensità epicentrale. In tale lavoro come forma della relazione è stata assunta quella ricavata da Sibol et al. (1987). Tale relazione, pur fornendo un buon estimatore della magnitudo abbastanza indipendente dalla profondità epicentrale, non possiede però una giustificazione fisicamente valida ed inoltre utilizza in modo parametrico l'intensità epicentrale mentre questa dovrebbe essere considerata, a rigore, solamente un parametro di tipo ordinale.
Per il secondo problema la soluzione potrebbe essere quella di ricavare regressioni indipendenti tra magnitudo e area di risentimento, limitate agli eventi con la medesima intensità epicentrale, ma per questo il database CFTI2 è ancora insufficiente. Per quanto riguarda invece la scelta della relazione funzionale con l'area di risentimento si potrebbe invece seguire l'approccio proposto da Frankel (1994) e successivamente ripreso da Johnston (1996b) che fa uso di una relazione con un termine proporzionale al logaritmo ed uno alla radice quadrata dell'area di risentimento. Questa ha il vantaggio di essere in qualche modo deducibile dal modello teorico del decremento dell'ampiezza delle onde sismiche con la distanza per effetto rispettivamente dell'attenuazione anelastica e della divergenza sferica delle stesse. La procedura definitiva di determinazione della magnitudo macrosismica è comunque tuttora oggetto di test.
In vista dell'auspicata introduzione di tecniche deterministiche nella stima della pericolosità sismica, l'elevato dettaglio delle informazioni macrosismiche oggi disponibili (nel database CFTI ad esempio, per almeno 60 eventi sono disponibili oltre cento punti di intensità) può suggerire la possibilità di un loro utilizzo per la stima non solo della localizzazione e della magnitudo del terremoto ma anche di altri parametri come ad esempio la profondità dell'ipocentro e l'orientazione del piano focale. Questo genere di studi può essere affrontato, ad esempio, attraverso tecniche di modellazione del campo macrosismico. Per altro tali tecniche sono già da tempo utilizzate da diversi gruppi di ricerca sia in Italia (Panza et al., 1981; Chiaruttini e Siro, 1991) che all'estero (Zahradnik, 1989) ma un loro impiego per una vera e propria inversione dei parametri focali non è ancora stato proposto. Il limite principale di quasi tutti questi metodi è che il confronto con i dati sperimentali viene affrontato qualitativamente attraverso un'analisi visuale di isosisme tracciate manualmente (ancora recentemente da parte di Sirovich, 1996a). E' evidente che un metodo di questo genere è soggetto all'arbitrarietà di interpretazioni personali ed inoltre non fornisce nessuna indicazione dell'attendibilità del risultato. Alcune esperienze condotte anche dallo scrivente (D'Amico, 1995) hanno indicato alcuni vincoli che dovrebbero essere sempre rispettati in questo tipo di analisi:

• i confronti dovrebbero essere effettuati stimando i valori del parametro di scuotimento teorico nelle stesse località in cui il medesimo parametro (intensità macrosismica, accelerazione di picco, intensità di Arias ecc.) viene rilevato sperimentalmente;

• i confronti dovrebbero essere effettuati preferibilmente attraverso estimatori statistici della bontà del fit sui punti di misura stessi o al più sulla base di isolinee tracciate automaticamente;

• il metodo di inversione dovrebbe prima essere verificato e tarato accuratamente su terremoti recenti per cui è disponibile un affidabile meccanismo focale strumentale (possibilmente CMT).

La motivazione del primo punto è che la forma del campo viene influenzata dalla distribuzione dei punti e quindi parte delle discrepanze osservate tra un campo teorico calcolato su una griglia regolare e quello sperimentale interpolato da punti sparsi potrebbero essere dovute proprio all'irregolare distribuzione di questi ultimi. La ragione del secondo punto sta nella eccessiva arbitrarietà, per altro già ampiamente appurata (Berardi et al., 1990), delle isosisme tracciate manualmente che spesso, lungi dal rappresentare l'effettiva distribuzione delle intensità effettivamente risentite, sono un indice invece delle convinzioni (o dei pregiudizi) del tracciatore. In ogni caso un'analisi di correlazione o un altro test statistico andrebbero comunque eseguiti per verificare la bontà dell'adattamento del modello teorico.
Per quanto riguarda il terzo punto infine risulta del tutto inutile ed anzi pericoloso voler trarre conclusioni su terremoti ad esempio del 1600, attraverso un metodo che non si è certi funzioni per terremoti degli ultimi anni, per i quali sono noti con elevata precisione i valori dei parametri. Inoltre, proprio perchè la fase di taratura del metodo richiede un livello di affidabilità maggiore, sarebbe sempre preferibile utilizzare eventi di cui è disponibile un CMT o comunque un meccanismo ottenuto dall'inversione delle forme d'onda piuttosto che con il metodo dei primi impulsi i cui gravi limiti non sono forse del tutto compresi dagli operatori.

Gianluca Valensise
Istituto Nazionale di Geofisica, Roma

Ambizioni, limitazioni ed escamotage nella caratterizzazione ed individuazione di sorgenti sismogenetiche in Italia

La presentazione ha avuto come obiettivo di descrivere lo stato dell'arte della ricerca di strutture sismogenetiche finalizzata al calcolo della pericolosità sismica. A mio parere l'obiettivo principale della ricerca in questo settore è che i diversi operatori raggiungano presto un accordo "filosofico" su due aspetti fondamentali:

• cosa esattamente necessita a coloro che faranno i calcoli di pericolosità, ovvero quali delle numerosissime informazioni che il geologo di terreno può raccogliere possono avere rilevanza per tali calcoli;

• quali sono i principi che regolano il funzionamento delle grandi strutture sismogenetiche regionali, ovvero delle strutture che per importanza e grado di attività possono generare forti terremoti.

Per quanto riguarda il primo aspetto si è ricordato che il tema è stato già affrontato nell'agosto scorso a Erice durante diverse presentazioni e discussioni. È stato chiarito, e successivamente incorporato nel cosiddetto "documento Erice", che il dato di ingresso essenziale dei calcoli di pericolosità è rappresentato dalla descrizione sintetica e semplificata di tutte o del maggior numero possibile di strutture sismogenetiche significative. Il Catalogo delle Faglie Sismogenetiche Italiane in preparazione presso l'ING è basato su questa filosofia. Lo studio della complessità della zona di faglia o delle diverse strutture secondarie associate a una importante struttura sismogenetica attiene a un livello della ricerca propedeutico all'obiettivo del punto precedente e in sé fondamentale per comprendere nel dettaglio il meccanismo di fagliazione, ma insufficiente da solo a determinare le caratteristiche dei terremoti attesi e quindi non immediatamente utile per il calcolo della pericolosità.
Per quanto riguarda il secondo aspetto sono stati esplorati diversi problemi inerenti l'identificazione delle strutture sismogenetiche, come l'esistenza di numerose faglie cieche e pertanto inaccessibili all'indagine geologica diretta, la difficoltà di individuare faglie esclusivamente sulla base di grandi elementi morfologici, la difficoltà di individuare faglie utilizzando dati dell'esplorazione petrolifera, condizioni queste ultime entrambe legate alla giovane età del regime tettonico in atto in gran parte della penisola. Ognuno di questi problemi richiede un veloce aggiornamento delle idee con cui si affrontano le osservazioni di campagna e un profondo rinnovamento delle tecniche utilizzate per raccogliere tali osservazioni.

Si è quindi preso atto del fatto che, benché l'ambizione della comunità geologica sia quella di individuare e studiare in dettaglio tutte le strutture in grado di generare forti terremoti, nella pratica ci si dovrà limitare alle sole strutture capaci di terremoti di magnitudo pari o superiore a 6, e comunque anche con questa limitazione molte di queste strutture rischiano di rimanere sconosciute ancora a lungo. La comunità geologica deve quindi fare uno sforzo di valutazione oggettiva della propria capacità di contribuire al problema generale dell'individuazione delle strutture sismogenetiche ed eventualmente proporre essa stessa approcci alternativi. In particolare, sembra ormai accertato che in vaste zone del territorio nazionale la sismicità sia associata a strutture che non è possibile osservare direttamente sul terreno, o perché cieche o semplicemente perché le loro dimensioni (e le dimensioni dei terremoti che generano) sono tali da non interessare tutto il cosiddetto strato sismogenetico.
Nel caso delle faglie cieche esiste ancora una possibilità di indagine, almeno ai fini delle valutazioni di pericolosità sismica, rappresentata dall'analisi morfotettonica, ovvero dallo studio di come tali strutture influenzano l'evoluzione del paesaggio. Questa condizione accomuna zone diversissime come la parte meridionale della Calabria, probabilmente l'area iblea, il margine padano dell'Appennino settentrionale, l'area della Dorsale Ferrarese, il margine prealpino tra Brescia e il Friuli. Naturalmente non è escluso che in alcune di queste zone possano essere identificate anche evidenze dirette dell'attività attuale, come è chiaramente il caso della zona colpita dal terremoto del Friuli del 1976. Resta tuttavia il fatto che, pur essendo ovviamente meno accurato, lo strumento morfologico è più robusto in quanto, una volta messo in evidenza un elemento del paesaggio "sospetto", è anche implicitamente in grado di valutare le dimensioni della sorgente del possibile disturbo tettonico, e quindi di quantificare le dimensioni dell'eventuale terremoto generabile. Significativo il caso del rilievo noto come Montello, un'ampia anticlinale la cui crescita durante il Pleistocene è arrivata al punto da deviare vistosamente il fiume Piave. Le conoscenze e i modelli correnti consentono di ipotizzare che l'esistenza dell'anticlinale sia dovuta alla dislocazione lungo una faglia inversa parallela al bordo prealpino e lunga 10-15 km; una dimensione tale da giustificare, ad esempio, il quadro macrosismico del terremoto di Asolo del 1695.

Per quanto riguarda invece le zone a sismicità minore, che includono vaste zone dell'Italia settentrionale, della Toscana e del margine tirrenico, del versante adriatico della catena, della Sicilia centrale e occidentale, è innanzitutto fondamentale sgombrare il campo dai sospetti e dalle "condizioni di attenzione" generati negli scorsi anni da diversi equivoci nati intorno a vere o presunte "faglie attive" descritte nella letteratura geologica. Esemplare a questo proposito è il caso di Montalto di Castro, dove evidenze di attività recente su faglie di estensione decimetrica hanno risollevato con grande clamore la possibilità che in aree a bassa sismicità possano aver luogo grandi terremoti anche se rari. L'opinione del gruppo che rappresento, già ampiamente espressa e sostanziata a Erice nell'agosto scorso, è che la presenza di elementi giovani della geologia e del paesaggio non disturbati in modo vistoso dalla tettonica costituisce di per sé evidenza negativa della presenza di importanti (ovvero, grandi) strutture sismogenetiche. Questo non esclude che in tale aree si possano verificare terremoti molto rari i quali, essendo il frutto di un lentissimo accumulo di sforzo, lascerebbero ben poca traccia di sé sulla superficie, ma è opportuno che tali eventi ipotetici vadano inquadrati per quello che possono rappresentare: un rompicapo privo di speranza per i geologi, a cui sarà sempre molto difficile l'indagine diretta delle strutture profonde, e un contributo comunque irrilevante alla pericolosità sismica regionale, conseguenza diretta della loro stessa qualità di "eventi rari".

Seguendo l'esempio di altre regioni del mondo, le zone a bassa sismicità andrebbero invece trattate con un approccio in cui il geologo metta le sue conoscenze a confronto con quelle prodotte dai sismologi e dai geodeti. La letteratura internazionale propone in questi anni diversi esempi di confronto e bilancio del budget deformativo registrato nella geologia e nel paesaggio, di quello calcolato come sommatoria del momento sismico rilasciato nel tempo e di quello misurato come strain rate di volumi crostali ragionevolmente ampi, con l'obiettivo se non di localizzare con esattezza le strutture sismogenetiche ignote almeno di "localizzare" (nel senso di circoscrivere) le aree di massimo rilascio aspettato e quantificare le modalità del rilascio atteso. Le zone individuate con questa tecnica rappresentano l'esempio più genuino di distretto sismogenetico, ovvero un volume di crosta all'interno del quale le conoscenze disponibili non consentono ulteriori suddivisioni né in senso geometrico-cinematico né in termini di velocità di deformazione, e possono essere quindi trattate con le tecniche convenzionali di calcolo della pericolosità senza che questo rappresenti una deminutio per la comunità scientifica interessata.
Purtroppo al momento questa trasversalità delle indagini propedeutiche ai calcoli di pericolosità è per lo più allo stadio delle intenzioni. Gli esempi portati dalla letteratura, tra cui il lavoro eseguito in ambito Southern California Earthquake Center (Ward, 1994), sono basati su dati in larga misura non disponibili in Italia (ad esempio un decennio di osservazioni GPS "mirate") e soprattutto su una volontà dei singoli di contribuire a costruire un edificio comune che in Italia fino a ora è mancata del tutto. In questo senso, la modifica della struttura del GNDT e l'introduzione di contributi informativi finora sconosciuti può farci recuperare entro il 2000 una buona parte del ritardo accumulato.

Fabrizio Galadini
Centro di Studio per la Geologia Tecnica, CNR, Roma

Ricerche geologiche finalizzate all'individuazione di strutture sismogenetiche in Italia centro-meridionale

Vengono discussi aspetti metodologici ed alcune ipotesi di lavoro inerenti:

1) contributi della geologia all'individuazione di strutture sismogenetiche;
2) associazione di dati di sismologia storica e di geologia ai fini dell'identificazione delle strutture sismogenetiche responsabili di forti terremoti storici.

Questi due punti delineano approcci diversi (almeno nello stadio iniziale della ricerca) nello studio geologico delle strutture sismogenetiche. Nel primo caso si utilizzano metodi geologici per giungere all'individuazione di strutture che hanno avuto un ruolo primario nell'evoluzione tettonica recente di un determinato settore. Geologia strutturale, geomorfologia, stratigrafia costituiscono i principali contesti disciplinari da cui provengono dati utili alla ricostruzione dell'evoluzione tettonica di un'area (Galadini e Giuliani, 1993; Bosi et al., 1993; Galadini e Messina, 1993; 1994; Bosi e Bertini, 1995; Messina, 1996). Le strutture attive di primo ordine (se possibile analizzate con tecniche paleosismologiche) che hanno condizionato in maniera determinante la strutturazione recente di un'area costituiscono le probabili espressioni superficiali di strutture sismogenetiche, indipendentemente dal fatto che ad esse possano essere riferiti forti terremoti presenti nei cataloghi. Questo tipo di approccio rappresenta un notevole passo in avanti rispetto a prodotti come la Carta Neotettonica d'Italia (CNR-PFG, 1987) che, a causa delle diverse finalità, ha proposto in alcuni casi schemi strutturali estremamente complessi e non direttamente utilizzabili ai fini della ricerca sismogenetica. Ricerche che si inseriscono in questo contesto metodologico (svolte nell'ambito del punto 1 del sub-obiettivo A2, "Strutture sismogenetiche dell'Appennino") riguardano attualmente oltre ad aree dell'Appennino abruzzese (cui si riferiscono i casi riportati nella bibliografia citata) anche altre aree dell'Appennino meridionale (es. Matese). Gli studi sono condotti da ricercatori afferenti all'U.R. C.S. Geologia Tecnica in collaborazione con personale a contratto presso il Servizio Sismico Nazionale.

Se nel tipo di ricerca di cui al primo punto il dato di partenza è rappresentato esclusivamente dal contesto geologico, con il secondo punto i presupposti sono completamente diversi. L'elemento di partenza è rappresentato dal forte terremoto la cui occorrenza, si presuppone, sia stata determinata dall'attività di una struttura sismogenetica della quale siano presenti i segni in un determinato contesto strutturale. Evidentemente l'ubicazione delle aree epicentrali dei forti terremoti (es. M >=6) condiziona la scelta delle zone nelle quali è necessario effettuare studi finalizzati all'individuazione di strutture possibilmente rappresentative di faglie sismogenetiche. Un'enorme quantità di lavoro è necessaria per indicare le strutture responsabili delle diverse decine di forti terremoti in Italia non considerati nelle sintesi finora proposte (es. Valensise et al., 1993). L'associazione tra un terremoto forte ed una possibile struttura sismogenetica è in alcuni casi immediata, grazie alla disponibilità di un esauriente quadro strutturale per l'area di occorrenza del terremoto. Nel caso in cui le conoscenze in proposito manchino o siano insufficienti è necessario procedere mediante l'utilizzo dei metodi propri dell'approccio delineato al punto 1.
Un primo tentativo di associazione tra forti terremoti e possibili espressioni superficiali di strutture sismogenetiche (faglie attive che hanno avuto un ruolo primario nell'evoluzione tettonica recente di un'area) è stato elaborato in collaborazione con M. Stucchi per il settore appenninico compreso tra il M. Gorzano (N di L'Aquila) ed il Matese (Molise). Lo schema presentato costituisce il punto di partenza per un'attività futura volta al suo completamento, sia per quanto riguarda le aree rappresentate, sia nel senso di un ampliamento dell'analisi, dello studio verso N e verso S.
Si sottolinea il fatto che le due procedure delineate sono per alcuni aspetti complementari. Infatti, poichè considerare i forti terremoti come punto di partenza per l'individuazione di strutture sismogenetiche comporta l'impossibilità di individuare quelle strutture lungo le quali terremoti storici non sono occorsi, il completamento del quadro sismogenetico necessita dell'approccio esclusivamente geologico di cui al punto 1.

Raffaele Azzaro* e Maria Serafina Barbano**
*GNDT presso Istituto Internazionale di Vulcanologia, CNR, Catania
** Istituto di Geologia e Geofisica, Università di Catania

E' possibile ipotizzare faglie attive in Sicilia sud-orientale ?

I grandi terremoti della Sicilia sud-orientale non sono stati ancora associati a specifiche e ben definite faglie sismogenetiche. Per l'entità dei danneggiamenti provocati e la vastità dell'area di risentimento è evidente che essi dovrebbero essere collegati a faglie di dimensioni tali da generare terremoti di M > 6 e deformazioni permanenti in superficie. Tuttavia nonostante esista un'ampia documentazione storica nella quale vengono descritti numerosi fenomeni sismogeologici, non sono state ancora riconosciute sicure evidenze di fagliazione cosismica per questi eventi.
La distribuzione degli effetti macrosismici dei terremoti di intensità più elevata e delle scosse minori possono comunque fornire elementi utili per ubicare le strutture sismogenetiche. L'intepretazione dei dati macrosismici degli eventi distruttivi verificatisi in Sicilia sud-orientale (per es. 1169, 1542, 1693 e 1818) è resa problematica dal fatto che hanno interessato vaste aree costiere e che potrebbero essere localizzati anche in mare. Sulla base delle evidenze sismologiche e geologiche disponibili si ipotizzano le faglie responsabili dei terremoti del 1693 e 1818 discutendo i problemi aperti e gli aspetti da approfondire.
Gli effetti catastrofici nel 1693 furono in realtà provocati da due scosse, come è chiaramente riportato dalle fonti contemporanee (Boccone, 1697): "Da due terremoti gagliardi furono rovinate molte Città, e terre della Sicilia quest'anno 1693. Il primo alli 9 gennaro [...] e l'altro alli 11 del medesimo mese [...]". La prima scossa (Boschi et al., 1995a) provocò danni abbastanza gravi (I = VIII-IX) nell'entroterra siracusano e fino a Catania (I = VIII), mentre le intensità nelle aree poco più a nord (zona etnea) furono medio-basse (Imax = V-VI). La seconda scossa distrusse completamente (I = X-XI, cfr. Barbano, 1985; Boschi et al., 1995a) le stesse località già interessate dal foreshock, provocando effetti di I = X in buona parte dell'area etnea e danni anche a Messina. Anche se non è facile separare i danni delle due scosse bisogna comunque considerare che la distruzione di località del siracusano è stata "favorita" dagli effetti del primo terremoto e che conseguentemente l'evento successivo potrebbe essere localizzato in un'area più a nord (golfo di Catania).
In Sicilia sud-orientale la maggior parte delle faglie quaternarie della carta neotettonica d'Italia (Bosi, 1987) possono essere state attive nell'Olocene anche se l'attività tettonica non è sempre databile con precisione non essendo dappertutto presenti sedimenti recenti. Le faglie che possono essere compatibili con le dimensioni dell'evento (M ~ 7.1) sono sostanzialmente due: il sistema trascorrente Scicli-M. Lauro (Grasso e Reuther, 1988) e la Scarpata Ibleo-Maltese (Casero et al., 1984), mentre altre strutture minori, quali per es. quelle al margine dell'Avanfossa (Cogan et al., 1989; Grasso e Pedley, 1990) o il sistema di faglie del graben Scordia-Lentini (D'Addezio e Valensise, 1991), non sembrano capaci di generare terremoti di elevata magnitudo. La Scarpata Ibleo-Maltese è una struttura crostale di primo ordine, lunga 200 km e con un dislivello verticale complessivo di 3000 m, che si sviluppa al margine della costa orientale siciliana fino sotto l'Etna separando il dominio della piattaforma continentale siculo-maltese da quello a crosta oceanica dello Ionio.
Le evidenze che questa struttura possa aver generato i terremoti del 1693 sono:

• l'attività sismica (Amato et al., 1991) e tettonica recente (Monaco et al., 1996);

• le dimensioni della struttura e la sua segmentazione (Casero et al., 1984);

• lo tsunami che suggerisce un meccanismo di faglia normale alla sorgente (Barbano, 1985);

• la mancanza di evidente fagliazione superficiale e gli indizi di deformazioni a mare.

Gli elementi in contrapposizione con questa ipotesi invece sono:

• i danni relativamente gravi a Siracusa;

• la distribuzione dell'area di massimi effetti in direzione circa NNE-SSO, che comunque potrebbe essere un effetto di propagazione legato alla continuità strutturale del plateau Ibleo.

Meno probabile come sorgente dell'evento sembra il sistema Scicli-M. Lauro perchè, pur mostrando attività tettonica e sismicità recente, è ubicata al margine sud-occidentale dell'area dei massimi effetti in posizione non compatibile con un possibile epicentro nella costa ionica.

Il terremoto del 20 febbraio 1818 ha distrutto molte località del versante orientale dell'Etna e provocato danneggiamenti in un'area molto vasta, da Catania alla costa settentrionale siciliana (Imposa e Lombardo, 1985; Boschi et al., 1995a). La presenza del mare e di vaste aree disabitate nei settori medio-superiori del vulcano non permette di avere un quadro completo dell'evento. Tuttavia questa scossa mostra caratteristiche completamente diverse dai tipici terremoti etnei, caratterizzati da modeste magnitudo e profondità estremamente superficiali, ma simili piuttosto a quelle degli altri terremoti crostali regionali. Questo terremoto è compatibile con l'attivazione di una sorgente più profonda ubicata nell'area etnea. Numerose evidenze di tipo sismologico, vulcanologico e strutturale indicherebbero che il sistema della Scarpata Ibleo-Maltese è presente anche al di sotto dell'edificio vulcanico e costituirebbe anzi il principale sistema di risalita di magma dal mantello (Lentini, 1982; Rasà et al., 1995). A supportare l'ipotesi che nel 1818 si sia attivata questa struttura una conferma può venire dal fatto che furono osservati effetti di fagliazione secondaria su alcune delle faglie del versante orientale dell'Etna (sistema delle "Timpe"), che rappresentano l'espressione superficiale della Scarpata Ibleo-Maltese. Anche in questa occasione furono osservati fenomeni di tsunami lungo la costa ionica che potrebbero confermare deformazioni lungo una struttura che prosegue in mare.

Una rilettura critica delle fonti storiche potrebbe consentire di valutare al meglio le informazioni sull'evoluzione delle sequenze sismiche e sui fenomeni sismogeologici che hanno accompagnato gli eventi; questo, unito allo studio degli eventi minori e della sismicità attuale, potrebbe chiarire i problemi aperti per la definizione delle strutture sismogenetiche.

Stefano Tinti
Dipartimento di Fisica, Università degli Studi di Bologna

La ricerca sui maremoti.
Sviluppi futuri, prospettive ed implicazioni per la regione italiana

Lo studio dei maremoti di origine sismica ha la doppia valenza di indagine sul fenomeno in sè e di indagine sul fenomeno come mezzo per ottenere informazioni sulla sorgente. Questo ultimo aspetto è di particolare rilevanza per chi si occupa di sismogenesi e si applica sia a terremoti storici che a terremoti strumentali.
Si possono citare due esempi di recenti tsunami (Nicaragua nel 1992 e Okushiri, Giappone nel 1993) generati da terremoti ben registrati da reti sismometriche globali e locali, ma per i quali gli studi sismologici non sono riusciti a definire la sorgente con lo stesso dettaglio che riescono viceversa a fornire le inversioni dei dati di maremoto. Nell'uno e nell'altro caso sono stati invertiti dati di run-up, col che si intende la massima altezza di inondazione misurata lungo le coste investite: per ricavare tali dati sono state compiute campagne di misura ad hoc immediatamente dopo l'evento lungo centinaia di chilometri di costa. Metto in evidenza che in questi casi tali dati si riferiscono anche a tratti di costa molto vicini alla sorgente sismica (a distanza di poche decine di chilometri) e che quindi sono dati in un certo senso equivalenti a dati sismici nel near-field o a dati strong-motion. Per entrambi i terremoti, proprio mediante l'analisi dei dati di maremoto, è stata evidenziata la presenza di una significativa eterogeneità dello slip sul piano di faglia (Piatanesi et al., 1996; Shuto, 1996).

L'utilità di analisi su dati di maremoto può essere ancora maggiore per i grandi terremoti tsunamigenici di epoca prestrumentale per i quali si può contare solo su resoconti storici e su dati macrosismici. E' noto quanto sia rilevante riconoscere le faglie sismogenetiche potenzialmente responsabili di grandi sismi e sono altrettanto note le difficoltà associate a questo tipo di ricerca, che non può che essere multidisciplinare.
Ora, l'utilizzo delle pur scarse informazioni, spesso solo di natura qualitativa, sul maremoto può consentire di porre vincoli alla geometria ed ubicazione della faglia, enucleando relative compatibilità ed incompatibilità: in altri termini, per mezzo di modelli numerici è possibile determinare se una data faglia ha il potenziale per provocare un maremoto con caratteristiche compatibili con le osservazioni sperimentali. Non è un caso che alcuni dei terremoti tsunamigenici del passato siano proprio quelli per i quali le indagini sismiche, geologiche e sismotettoniche (quasi esclusivamente concentrate sulla terra ferma) non riescono a fornire un quadro convincente: il verificarsi del maremoto è indizio che la sorgente ha estensione significativa in mare e la sua determinazione va oltre i limiti delle analisi macrosismiche consuete.

Alla luce di quanto detto, mi sembra logico che la ricerca vada orientata verso i grandi terremoti che hanno causato maremoto, indipendentemente dalla circostanza se il maremoto sia stato o no disastroso. Per tali eventi si propone lo studio del maremoto mediante modelli numerici di generazione e di propagazione e modelli specifici di inondazione. I codici numerici per la generazione e propagazione sono stati già sviluppati presso l'Università di Bologna e vanno naturalmente ottimizzati (per esempio, sviluppo di interfaccia grafica). I codici per il calcolo dell'inondazione sono in fase di sviluppo presso la stessa Università.
Gli eventi da studiare e le relative priorità possono essere definite assieme: non ho preclusioni. Si tenga comunque presente che già sono state compiute indagini sul 1627 (Gargano) e 5/2/1783 (Calabria) e che stiamo analizzando il 1693 (Sicilia orientale).

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