GNDT-Monografie: Barchi et alii

Sintesi delle conoscenze sulle faglie attive in Italia Centrale: parametrizzazione ai fini della caratterizzazione della pericolosità sismica

M. Barchi, F. Galadini, G. Lavecchia, P. Messina, A. M. Michetti, L. Peruzza, A. Pizzi, E. Tondi, E. Vittori (A cura di)

Il presente rapporto rendiconta sinteticamente i risultati ottenuti per formalizzare le conoscenze disponibili su alcune strutture sismogenetiche in Italia Centrale.

L'attività coinvolge, con diverse finalità, gli obiettivi di tre progetti varati dal Gruppo Nazionale per la Difesa dai Terremoti col Progetto Esecutivo 1998:

Proprio per far fronte alle esigenze del terzo progetto, si è cercato di definire una parametrizzazione degli elementi sismogenetici finalizzata alla stima della pericolosità e di rendere disponibile tale prodotto prima della conclusione del PE98 stesso. Solo in questo modo, infatti, è possibile introdurre gli elementi di novità nel ciclo di valutazioni sperimentali di pericolosità previste per l'anno in corso.

Il confronto delle diverse ipotesi attualmente disponibili sulla sismogenesi dell'Italia Centrale e la ricerca di una posizione condivisa dalla maggior parte degli operatori hanno subito un forte impulso dalla realizzazione di un forum di discussione aperto in occasione del Workshop congiunto (Roma il 30-31 marzo), organizzato dai tre progetti precedentemente citati; il teledibattito è iniziato il giorno 11 marzo 1999, sul sito web:

Le informazioni rese via via disponibili al forum e sul sito web del progetto 5.1.2:

unitamente ad uno scambio di idee e commenti durato circa due settimane, hanno reso possibile un dibattito costruttivo durante il Workshop; ad esso è seguita una riunione ristretta (Roma, sede GNDT, 16 aprile 1999) per la formulazione definitiva e di dettaglio del consenso. Un ulteriore fitto scambio di documenti, correzioni ed integrazioni tra le UR coinvolte nelle ricerche sull'Italia centrale ha portato alla redazione di questa sintesi. Essa costituisce il risultato di una mediazione di dati, interpretazioni o ipotesi proprie di ciascuna UR; di conseguenza il documento fornisce un quadro dello stato dell'arte che può essere diverso da quello proposto nei singoli contributi delle UR riportati sul sito web del progetto 5.1.2.

Le strutture di seguito descritte vengono accorpate in tre fasce principali, seguendo un criterio di contiguità strutturale, basato sull'ipotesi che la singola struttura costituisca un segmento, con comportamento relativamente indipendente dal punto di vista della sismogenesi, del sistema regionale di faglie prevalentemente distensive che caratterizza la tettonica attiva dell'Appennino Centrale. L'aspetto relativo all'associazione di terremoti significativi alle faglie trattate, a fronte della complessità dell'argomento, è trattato in maniera non conclusiva. L'argomento necessiterebbe pertanto di ulteriori approfondimenti. Per ciascun elemento viene compilata una scheda di raccolta delle informazioni, diversamente completata in relazione alle conoscenze disponibili, in cui si riporta gran parte della bibliografia disponibile sull'argomento. Una tabella alla fine di ogni scheda riassume le scelte effettuate per la parametrizzazione finalizzata alla valutazione della pericolosità sismica.

Le strutture trattate per le quali si è proceduto alla parametrizzazione sono riassunte nella Fig. 1.

Fig. 1 - Carta delle faglie attive dell'Appennino centrale, elementi geologici di superficie:

1) Gubbio; 2) Gualdo Tadino; 3) Colfiorito; 4) Norcia; 5) Alta Valle dell'Aterno; 6) Campo Felice-Colle Cerasitto/Ovindoli-Pezza; 7) Fucino; 8) M. Marsicano-Valle del Sangro-Barrea; 9) M. Bove-M. Vettore; 10) Laga-Campotosto-Gorzano; 11) Campo Imperatore-Assergi; 12) Media Valle dell'Aterno; 13) M. Morrone-Sulmona; 14) Aremogna-Cinquemiglia-M. Pizzalto; 15) Leonessa; 16) Rieti; 17) Sora; 18) S. Pietro Infine-Cassino.

Sono raggruppate in questa sezione strutture cui è riferibile significativa attività tettonica tardoquaternaria, nella maggior parte dei casi con chiare evidenze di attivazioni successive all'ultimo massimo glaciale. Per esse è massimo il grado di conoscenza, sia da indagini tradizionali di geologia e geomorfologia, sia tramite studi paleosismologici, sia infine tramite le conoscenze derivate dalla sismologia, storica e strumentale.

La rappresentazione schematica delle strutture di seguito descritte è riportata in Fig. 1.

Struttura individuabile con continuità sul terreno per quasi 30 km, con direzione N130, inclinazione pari a 50° verso SW. La cinematica è distensiva. Il bacino di Gubbio ha un riempimento di circa 400 m di sedimenti, riferiti genericamente al Pleistocene. L'entità del rigetto massimo è pari a ca. 1500 m. L'attività della struttura è tardoquaternaria. I dati disponibili non consentono di stabilire precisamente l'entità del rigetto e i tassi di scorrimento durante il Quaternario; valori approssimativi ma ragionevoli sono di diverse centinaia di metri per il rigetto e di alcuni decimi di millimetro all'anno per lo slip-rate.

Analisi dell'evoluzione tettonica, sedimentaria e geomorfologica del Bacino di Gubbio e della faglia che lo borda sono presentate da Selvaggi & Sylos Labini (1989), Menichetti & Minelli (1991) e Menichetti (1992). Questi lavori individuano l'espressione superficiale della struttura sismogenetica sulla base dell'analisi geomorfologica, della fotointerpretazione e della ricostruzione della stratigrafia del bacino continentale pleistocenico di Gubbio. La struttura tettonica è costituita da una faglia principale diretta ad alto angolo sul bordo NE del bacino, lunga circa 24 km, e da una faglia antitetica. Pertanto è presumibile che il bacino si sia impostato come un semi-graben controllato dalla faglia principale e si sia poi evoluto come un vero e proprio graben. La distribuzione delle facies e la geometria dei depositi pleistocenici di riempimento indica un basculamento progressivo verso NE, suggerendo che la faglia principale sia caratterizzata da una geometria listrica, in buon accordo con i dati geologici profondi descritti nel seguito. Il picco di attività della struttura viene attribuito al Pleistocene inferiore, quando risultano massimi i tassi di subsidenza tettonica nel bacino. L'attività recente (Pleistocene superiore - Olocene) risulta minore. La conoide tardoglaciale di Gubbio è comunque interessata da una scarpata di faglia alta circa 2 m per una lunghezza di circa 2 km, ad indicare possibili fenomeni di fagliazione superficiale olocenica. Le altre conoidi coeve del bacino non presentano evidenze morfologiche di dislocazioni posteriori all'ultimo massimo glaciale. In prossimità del Cimitero di Gubbio, d'altra parte, la faglia disloca depositi di versante riferibili al Pleistocene superiore.

Non esistono lavori paleosismologici. Non ci sono dati relativi a dislocazioni cosismiche di superficie in tempi storici.

La faglia di Gubbio mostra una geometria listrica riconoscibile su diversi profili sismici. Secondo alcuni Autori la faglia scolla su un piano di taglio a basso-angolo immergente verso nord-est ("Faglia Altotiberina"), ad una profondità variabile da 4.5-5 km nella terminazione settentrionale a 5.5-6 km nella terminazione meridionale (Boncio, 1998; Pauselli et al., 1999).

L'entità del rigetto massimo desumibile dalla dislocazione dell'orizzonte delle Marne a Fucoidi (carbonati mesozoici) è pari a ca. 1500 m.

La larghezza in pianta (W) della faglia di Gubbio, misurata dalla sua intersezione con la "Faglia Altotiberina" alla traccia di superficie è pari a ca. 10 km.

L'area è stata interessata nel 1984 da una importante crisi sismica. La distribuzione degli aftershock del terremoto di Gubbio del 29/04/84, (Ms 5.2 da ISC riportata in Haessler et al., 1986; Mw 5.6, NEIS) indicherebbe la rottura di una porzione limitata in senso longitudinale della faglia diretta quaternaria, per una lunghezza RLD di ca. 12 km e una larghezza lungo l'immersione RW di ca. 5 km. Una stima dell'area della struttura sismogenetica attivata è quindi RA ca. 60km². La geometria in profondità della faglia di Gubbio indicata dalla sismica a riflessione è congruente, secondo alcuni Autori (es. Boncio et al., 1998), con la distribuzione delle repliche dell'evento del 29/04/84; esse si localizzano lungo il piano della faglia di Gubbio e sono sostanzialmente delimitate in basso dalla "Faglia Altotiberina".

Non sono riportati in catalogo eventi in periodo storico con magnitudo superiore a quello del 1984. L'area è stata interessata da un evento nel 1593.

2.1.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Applicando le relazioni di scala (vedi appendice) per le faglie dirette al terremoto del 1984 (Mw=5.6 NEIS), si ottiene RLD ca. 8.5 km, RW ca. 6.5, RA ca. 53 km². Si osserva una buona corrispondenza fra il valore di RA e quello misurato sulla base della distribuzione degli aftershock (60 km²). Minore è l'accordo tra i valori di RLD e RW di cui al punto c e quelli qui calcolati. Ciò secondo alcuni Autori è riferibile al ridotto spessore (ca. 5-5.5 km) dello strato sismogenetico nell'area di Gubbio confinato inferiormente dalla "Faglia Altotiberina".

Se si applicano le precedenti relazioni di scala all'intera faglia di Gubbio (area RA pari a ca. 350 km²), si ottiene un valore di Mw pari a ca. 6.5. Sulla base della sismicità storica e strumentale tale valore appare eccessivo, anche se la mancanza di analisi paleosismologiche non consente di escludere che la faglia di Gubbio possa generare eventi di magnitudo elevata con lunghi periodi di ritorno.

Altre correlazioni proposte in letteratura (Meghraoui et al., 1999) suggeriscono di vincolare, per una data struttura sismogenetica, la massima lunghezza di rottura cosismica possibile (L*), noti la profondità dello strato sismogenetico e il rapporto RW/L. Nel caso di Gubbio si ottiene un valore L*=5.5/(11.5/30) = 14 km, e di conseguenza una massima area di frattura possibile pari a L*RW=14X11.5= ca.160 km². Sulla base delle correlazioni empiriche già proposte, tali dimensioni indicherebbero una magnitudo massima attesa per la struttura di Gubbio pari o inferiore a 6.0.

2.1.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Coordinate	12.45-43.42 - 12.72-43.23
Direzione/Inclinazione	N130/50SW
Dimensioni	L=30km; RW=11.5km
Spessore strato sismogenetico	ca. 5.5 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.8 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Mw≤6
Comportamento sismogenetico	ipotizzata rottura parziale (L* ca. 15 km) della struttura a causa del limitato spessore sismogenetico

CNR-PFG (1987) - Neotectonic Map of Italy. Quaderni de La Ricerca Scientifica, 114.

Boncio P. (1998) - Analisi integrata di dati geologico-strutturali e sismologici per la definizione di un modello sismotettonico in Appennino umbro-marchigiano. PhD Thesis, Università degli Studi di Perugia, 107 pp.

Boncio P., Brozzetti F., Ponziani F., Barchi M., Lavecchia G. & Pialli G. (1998) - Seismicity and extensional tectonics in the northern Umbria-Marche Apennines. Mem. Soc. Geol. It., 52, 539-555.

Deschamps A., Scarpa R. & Selvaggi G. (1989) - Analisi sismologica del settore settentrionale dell'Appennino umbro-marchigiano. Atti 8° Convegno Annuale G.N.G.T.S., Roma 7-9 novembre 1989, Volume 1, 9-15.

Haessler H., Gaulon R., Rivera L., Console R., Frogneux M., Gasparini G., Martel L., Patau G., Siciliano M. & Cisternas A. (1988) -The Perugia (Italy) earthquake of 29, April 1984: a microearthquake survey. Bull. Seism. Soc. Am., 78/6, 1948-1964.

Meghraoui M., Bosi V., Camelbeeck T. (1999) - Fault fragment control in 1997 Umbria-Marche, central Italy, earthquake sequance. Geophys. Res. Letters, 26,1069-1072.

Menichetti M. & Minelli G. (1991) - Extensional tectonics and seismogenesis in Umbria (Central Italy): the Gubbio area. Boll. Soc. Geol. It., 857-880.

Menichetti (1992) - Evoluzione tettonico-sedimentaria della valle di Gubbio. Studi Geol. Cam., Vol.Spec 1992/1, 155-163.

Pauselli C., Barchi M.R., Marchesi R.C. & Pialli G. (1999) - Geometria profonda della faglia di Gubbio e suo inquadramento nell'evoluzione strutturale del pre-appennino umbro. GEOITALIA 1999, 2° Forum FIST, Bellaria, 20-23 Settembre 1999, Riassunti, Volume 1, 328-329.

Selvaggi G. & Sylos Labini S. (1989) - Analisi sismotettonica del bacino di Gubbio. Atti 8° Convegno Annuale G.N.G.T.S., Roma 7-9 novembre 1989, Volume 1, 67-72.

Problemi geologici nella individuazione dell'espressione superficiale della struttura distensiva sono legati alla mancanza di un ben definibile bacino intermontano. La faglia di Gualdo, usualmente cartografata con direzione N170 al di sotto delle coltri quaternarie, è poco definita in base ai dati di superficie, e ricalca una preesistente struttura sinclinalica, difficilmente collegabile con una faglia diretta ad attività recente.

I pochi dati riguardanti l'attività recente della struttura in oggetto sono desumibili da una carta geomorfologica inedita di Bosi et al. (1983), nella quale è riportata una faglia alla base del versante montuoso che delimita verso E la depressione di Gualdo. A questa faglia sarebbe imputabile la dislocazione di una paleo-superficie pleistocenica.

Le prospezioni sismiche nell'area risalgono a parecchi anni fa e i dati acquisiti non sono di buona qualità. Si individua comunque una faglia diretta di notevole rigetto, di cui però non è possibile stabilire con precisione l'età, né l'andamento in pianta.

Nel marzo 1998, l'area di Gualdo Tadino è stata interessata da una crisi sismica che ha seguito quella di Colfiorito. Le repliche indicano una direzione della struttura sismogenetica appenninica e vanno a colmare una parte dell'area tra la zona sismica eugubina e quella di Colfiorito. In via preliminare sembra ragionevole ipotizzare una struttura sismogenetica distensiva con una lunghezza complessiva di circa 15 km, direzione N140 ed inclinazione simile alle strutture adiacenti.

L'area è stata interessata da eventi significativi in epoca storica (terremoto di Gualdo Tadino del 1751, e di Fiuminata del 1747), ma le relazioni geometriche e cinematiche tra struttura e terremoti non sono chiare.

2.2.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione superficiale complessiva ipotizzata di ca. 15 km comporta una magnitudo massima tra 6.0 e 6.5; tale valore è comparabile, seppur lievemente inferiore, con le stime su base macrosismica date all'evento del 1751 che in base a queste considerazioni rappresenterebbe l'evento massimo per la sorgente.

2.2.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Bosi C., Coltorti M. & Dramis F. (1983) - Carta del Quaternario della conca di Gualdo Tadino (tra Fossato di Vico e Rigali ). Inedito.

CNR-PFG (1987) - Neotectonic Map of Italy. Quaderni de La Ricerca Scientifica, 114.

La struttura complessiva consiste di alcune faglie dirette disposte en-échelon con step destro.

La faglia che domina il bacino di Colfiorito (qui denominata come f. del M. Prefoglio) ha direzione N145 con inclinazione verso SW pari a 55-60° e si segue con continuità per circa 8 km. Nell'area del bacino di Annifo sono state riscontrate da alcuni autori (es. Calamita & Pizzi, 1992) faglie dirette ovest-immergenti piuttosto discontinue. Un'altra faglia delimita il bacino di Cesi-San Martino, presenta direzione media N130 e si sviluppa per complessivi 5-7 km di lunghezza con inclinazione verso SW di 55-60°. La cinematica è distensiva con movimenti dip-slip e/o transtensivi sinistri.

Viene ipotizzato un collegamento tra l'allineamento del M. Prefoglio e quello di Cesi-San Martino mediante una struttura a direzione N10 con cinematica transtensiva sinistra (possibile riattivazione della zona di taglio N10 transpressiva destra della Valnerina), ma non tutti concordano con tale ipotesi.

Il rigetto stratigrafico e morfologico totale riferibile al Quaternario, è di 400-500 m. Secondo alcuni autori la gran parte di questo rigetto (300-400 m) è essenzialmente riferibile al Pleistocene inf.- medio. Le singole strutture non superano i 200 m di rigetto. La stima dello slip-rate medio nel lungo periodo (Pleistocene) è di 0.3-0.4 mm/yr. Non c'è accordo tra i vari ricercatori implicati nei rilevamenti nell'area sull'evidenza di attività tardo-quaternaria.

I primi dati derivati da analisi paleosismologiche sono in corso di elaborazione e tuttavia già evidenziano delle interpretazioni non univoche in merito all'occorrenza di possibili eventi di fagliazione di superficie olocenici.

I dati sulle dislocazioni cosismiche di superficie relative agli eventi della sequenza del 1997 sono diversamente interpretati dai differenti gruppi di ricerca.

A seguito dell'evento del 14 ottobre 1997, è stata osservata una rottura di superficie tra gli abitati di Renaro e Mevale. Analisi paleosismologiche in corrispondenza di questa rottura sono state effettuate a settembre 1999 nell'ambito di una collaborazione tra UR-IRTR, ING e SSN. I risultati dell'analisi paleosismologica sono attualmente in fase di elaborazione. I dati acquisiti evidenziano comunque l'occorrenza di eventi responsabili di deformazioni simili a quelle riscontrate sul campo, anche precedentemente al 1997.

Le faglie di Colfiorito e Sellano sono attraversate da linee sismiche di buona qualità che mostrano l'approfondimento di entrambe le strutture verso SW con una inclinazione di 45°-50°, fino all'intersezione col basamento ad una profondità di ca. 8-9 km ad una distanza di 8-10 km dalla traccia superficiale. La "Faglia Altotiberina" non è ben riconoscibile sui profili sismici suddetti (Barchi et al., 1999), ma è indicata da una sezione sismica localizzata alcuni km più a nord (sezione Assisi-Camerino, reinterpretata). La sismica inoltre riconosce un allargamento verso E di 5-6 km della fascia di deformazione riconducibile alla stessa struttura profonda.

L'interpretazione in chiave sismogenetica è discorde, tuttavia la maggior parte degli autori considera la faglia sismogenetica come un piano di sovrascorrimento invertito in regime distensivo.

La distribuzione degli aftershock della sequenza sismica indica un'area di rottura con direzione N140 con una lunghezza totale RLD di ca. 35 km (ca.19 km per la struttura di Colfiorito, e ca. 17 km per quella di Sellano), ed una larghezza proiettata in pianta di ca. 10-12 km nell'area di Colfiorito e di ca. 6-7 km nell'area di Sellano. L'andamento in profondità delle repliche mostra un'inclinazione pari a ca. 50° verso SW, in ottimo accordo sia con la geometria del piano sismico preferenziale deducibile dai meccanismi focali sia con quella riconosciuta dalla sismica a riflessione. Le profondità ipocentrali decrescono da ca. 8 km nell'area di Colfiorito a ca. 6 km nell'area di Sellano.

Secondo alcuni, le strutture di Colfiorito e Sellano sono collegate da un trasferimento N10 e quindi la struttura sismogenetica profonda sarebbe unitaria. Secondo altri, la mancata continuità del sistema di faglie dirette in superficie e la limitata estensione dei segmenti riconosciuti sono l'espressione dell'effettiva frammentazione della struttura sismogenetica profonda. Seguendo questa seconda ipotesi, la rottura unitaria dell'intero sistema compreso tra Colfiorito e il settore di Sellano, sarebbe un evento poco probabile.

Viene ricondotto alla struttura di Colfiorito l'evento del 1279, pur considerando le incertezze legate alle scarse conoscenze storiche.

2.3.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Applicando le relazioni di scala per le faglie dirette al terremoto di Colfiorito del 26/09 ore 9:40 (Ms=5.9, Mw=6 NEIS) si ottiene RLD ca. 13 km, RW ca. 9 km. Applicandole al terremoto di Sellano del 14/10 (Ms =5.5, Mw=5.7), si ottiene RLD ca. 8.5 km, RW ca. 6.5. Questi valori appaiono confrontabili con le dimensioni delle rispettive strutture geologiche.

2.3.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Amato A., Azzara R.M., Chiarabba C., Cimini G.B., Cocco M., Di Bona M., Margheriti L., Mazza S., Mele F., Selvaggi G., Basili A., Boschi E., Courboulex F., Deschamps A., Gaffet S., Bittarelli G., Chiaraluce L., Piccinini D. & Ripepe M. (1998) - The 1997 Umbria-Marche, Italy, earthquake sequence: a first look at the main shocks and aftershocks. Geoph. Res. Lett., 25/15, 2861-2864.

Barchi M., Mirabella F., Collettini C., Pucci S., Chiraz P., Troiani E., Burzi A., Ciribifera G. e Pialli G. (1999) Geometria delle strutture estensionali lungo due sezioni geologiche attraverso l'area colpita dal sisma Umbro-Marchigiano del 1997-98. GEOITALIA 1999, 2° Forum FIST, Bellaria, 20-23 Settembre 1999, Riassunti, Volume 1, 317-328.

Bally A.W., Burbi L., Cooper C. and Ghelardoni R. (1988) - Balanced sections and seismic reflection profiles across the Central Apennines. Mem. Soc. Geol. It. 35, 257-310.

Basili R., Bosi V., Galadini F., Galli P., Meghraoui M., Messina P., Moro M. and Sposato A. (1998). The Colfiorito earthquake sequence of September-October 1997: surface breaks and seismotectonic implications for the Central Apennines (Italy). J. Earthquake Engineering 2 (2), 291-302.

Boncio P. & Lavecchia G. (1999) - I terremoti di Colfiorito (Appennino umbro-marchigiano) del Settembre-Ottobre 1997: contesto tettonico e prime considerazioni sismogenetiche. Boll. Soc. Geol. It., 118.

Boschi E. and Cocco M. (eds.) (1997) - Studi preliminari sulla sequenza sismica dell'Appennino Umbro-Marchigiano del settembre-ottobre 1997. Pubbl. Istituto Nazionale di Geofisica 593, 92 pp.

Calamita F. & Pizzi A. (1992) - Tettonica quaternaria nella dorsale appenninica umbro-marchigiana e bacini intrappenninici associati. Studi Geol. Cam., spec. vol. 92/1, 17-25.

Calamita F. & Pizzi A. (1994) - Recent and active extensional tectonics in the southern umbro-marchean Apennines (central Italy). Mem. Soc. Geol. It., 48, 541-548.

Calamita F., Coltorti M., Pierantoni P.P., Pizzi A., Scisciani V. & Turco E. (1998) Relazioni tra le faglie quaternarie e la sismicità nella dorsale appenninica umbro-marchigiana: l'area di Colfiorito. Studi Geol. Cam., XIV, in stampa.

Cello G., Mazzoli S., Tondi E. and Turco E. (1997) - Active tectonics in the Central Apennines and possible implications for seismic hazard analysis in peninsular Italy. Tectonophysics 272, 43-68.

Cello G., Deiana G., Mangano P., Mazzoli S., Tondi E., Ferreli L., Maschio L., Michetti A.M., Serva L. & Vittori E. (1998) - Evidence for surface faulting during the september 26, 1997, Colfiorito (Central Italy) earthquakes. Journal of Earthquake Engineering, 2, 1-22.

Centamore E., Deiana G., Dramis F., Micarelli A., Carloni G.C., Francavilla F., Nesci O. & Moretti E. (1978) - Dati preliminari sulla neotettonica dei Fogli 116 (Gubbio), 123 (Assisi), 117 (Iesi) e 109 (Pesaro).CNR - PFG Geodinamica, SP Neotettonica, Pubbl. 155, 113-148.

Coltorti M., Albianelli A., Bertini A., Ficcarelli G., Laurenzi M.A., Napoleone G. & Torre D. (1998) - The Colle Curti mammal site in the Colfiorito area (Umbria-Marchean Apennine, Italy): geomorphology, stratigraphy, paleomagnetism and palynology. Quat. Int., 47-48, 107-116.

Galadini, F., Galli, P., Leschiutta, I., Monachesi, G. & Stucchi, M. (1999) - Active tectonics and seismicity in the area of the 1997 earthquake sequence in central Italy: a short review. Journ. Seism., 2, 167-175.

Galli P., Bosi V., Galadini F., Meghraoui M., Messina P., Basili R., Moro M. & Sposato A. (1998) - Fratturazione superficiale connessa ai terremoti umbro-marchigaini del settembre-ottobre 1997. Il Quaternario, 10, 255-262.

Galli P. & Galadini F. (1999) - Seismotectonic framework of the 1997-1998 Umbria-Marche (central Italy) earthquakes. Seism. Res. Lett., 70, 417-427.

Tondi E., Cello G. & Mazzoli S. (1997) - Strutture sismogenetiche in Appennino Centrale: potenziale sismico, analisi frattale e processi di crescita. Il Quaternario 10, 409-414.

Il sistema di Norcia si sviluppa per circa 30 km tra Preci e Cittareale con direzione media N160 ed inclinazioni variabili tra 50 e 75° verso WSW. L'entità del rigetto massimo desumibile dalla dislocazione dell'orizzonte delle Marne a Fucoidi è pari a ca. 1600 m. L'attività della struttura è riferibile all'intervallo Pleistocene inf. - Olocene; lo slip rate stimato è pari a ca. 0.5-0.7 mm/yr. La struttura nursina si raccorda verso NW a quella di Colfiorito attraverso un "confine di segmento", caratterizzato da faglie di limitata lunghezza e minimo rigetto quaternario, individuabile nel settore fra Sellano e Preci. La prosecuzione meridionale del sistema, attraverso l'alta Valle del Velino e fino al raccordo con la struttura di Montereale non ha invece chiara espressione superficiale; è quindi ragionevole limitare la struttura di Norcia verso SE approssimativamente fino all'altezza di Cittareale, come proposto in Blumetti (1995).

Il sistema è costituito da 4 sotto-segmenti principali con geometria en-échelon (step destro): Preci, Campi, Norcia e M. Alvagnano. La fascia di deformazione recente riconoscibile in superficie ha una limitata estensione (ca. 5 km), . La cinematica dei segmenti è distensiva con movimenti sia dip-slip, sia obliqui sinistri. Unico dato puntuale esistente sullo slip rate si riferisce al tratto di Norcia, in prossimità del centro abitato (Blumetti, 1995) ed è pari a 0.2 mm/yr nell'intervallo Pleistocene medio-Pleistocene superiore; esso costituisce un valore minimo in quanto nell'area sono presenti diverse scarpate parallele tra loro, i cui rigetti andrebbero sommati per poter disporre dello slip rate effettivo.

Le nuove analisi paleosismologiche in corso da parte di diversi gruppi permetteranno stime più accurate. Esistono due indicazioni di fagliazione cosismica in epoca post-romana, ottenute su trincee lungo la faglia di Misciano, antitetica della faglia che borda la depressione di Norcia (Michetti et al., 1996; Cello & Tondi, 1998).

Le osservazioni di spostamento cosismico riferite all'evento del 1979 (19/09, Mw=5.9 NEIS) sono discordanti: Pizzi (1992) riporta ca. 15 cm (Ocricchio-Cittareale); Marsan & Cerone (1980) escludono la presenza di rigetti superficiali a Castel Santa Maria; secondo Blumetti (1995) si osservano evidenze di fagliazione superficiale riferibili al terremoto del 1979 sul Monte Alvagnano. Sulla base dei dati presentati da Blumetti (1995), la fagliazione superficiale prodotta dal terremoto del 1703 nel bacino di Norcia ha determinato rigetti dell'ordine di diversi decimetri; in base al rilievo di scarpate morfologicamente fresche, 0.7-1.0 m di rigetto lungo la faglia che borda ad Est il bacino di Norcia sono attribuiti all'evento del 1703.

Non sono disponibili linee sismiche di qualità adeguata e rimangono indefinite le caratteristiche geometriche dei quattro sotto-segmenti in profondità.

L'area è stata interessata dalla crisi sismica del 1979 (Ms 5.8, Mw 5.9 NEIS), monitorata strumentalmente in modo adeguato alcuni giorni dopo la scossa principale.

Qualche vincolo alla geometria del volume sismogenetico è dato dalla distribuzione degli aftershock del terremoto di Norcia del 1979, che suggerisce di riconoscere il tratto corrispondente al bacino di Norcia come sismogenetico, definendo un volume sottoposto a fratturazione lungo ca. 15 km e largo in pianta ca. 10 km. Le profondità coinvolte sono di difficile valutazione, a causa degli elevati errori di localizzazione sul piano verticale; si concorda su uno spessore dello strato sismogenetico pari a ca. 10 - 12 km. Dati dettagliati sullo spessore sismogenetico saranno comunque presto disponibili a cura delle UR che hanno studiato la sequenza del 1997-98, cui sono legate un gran numero di repliche nella struttura nursina.

Vengono ricondotti al sistema nursino i terremoti del 1328 e del 1703, più altri eventi minori in epoca storica (es. 1859, 1730).

2.4.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Applicando le relazioni di scala per le faglie normali al terremoto del 1979 (Ms=5.8, Mw=5.9), si ottiene RLD ca. 11.5 km, RW ca. 8.5 km. Questi valori appaiono sufficientemente confrontabili con le dimensioni della struttura geologica che comprende i sub-segmenti di Norcia e M. Alvagnano.

Applicando le stesse relazioni al terremoto del 1703 (I=X MCS, Ms 6.7; Camassi & Stucchi, 1997), si ottiene RLD ca. 42 km, RW ca. 20 km. Questi valori appaiono confrontabili con le dimensioni della struttura geologica complessiva. Queste correlazioni avallano l'interpretazione data da alcuni autori, secondo i quali la struttura sismogenetica nursina può rompersi come un elemento unitario coinvolto interamente dagli eventi maggiori (es. 1703) o parzialmente da eventi minori (es. 1979). La magnitudo massima attesa che ne deriva è assimilabile a quella attribuita all'evento del 1703.

2.4.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Blumetti A.M. (1995) - Neotectonic investigations and evidence of paleoseismicity in the epicentral area of the January-February 1703, Central Italy, earthquake. Association of Engineering Geologists, “Perspectives in Paleoseismology”, Special Publication No. 6, 83-99.

Calamita F., Coltorti M., Pierantoni P.P., Pizzi A., Scisciani V. & Turco E. (1998) - Relazioni tra le faglie quaternarie e la sismicità nella dorsale appenninica umbro-marchigiana: l'area di Colfiorito. Studi Geol. Cam., XIV, in stampa.

Calamita F., Pizzi A., Romano A., Roscioni M., Scisciani V. & Vecchioni G. (1995) - La tettonica quaternaria nella dorsale appenninica umbro-marchigiana: una deformazione progressiva non coassiale. Studi Geol. Cam., vol. spec. 1995/1, 203-223.

Camassi, R. & Stucchi, M. (1997) - NT4.1, a parametric catalogue of damaging earthquakes in the Italian area (Release NT4.1.1), GNDT, Milano, Internet, http://emidius.itim.mi.cnr.it/NT/home.html.

Cello G., Mazzoli S. & Tondi E. (1998) - The crustal fault structure responsible for the 1703 earthquake sequence of Central Italy. J. Geodynamics 26 (2-4), 443-460.

Deschamps A., Iannaccone G. & Scarpa R. (1984) - The Umbrian earthquake (Italy) of 19 September 1979. Annales Geophysicae, 2/1, 29-36.

Galadini F., Galli P., Leschiutta I., Monachesi G., Stucchi M. (1999) - Active tectonics and seismicity in the area of the 1997 earthquake sequence in central Italy: a short review. Journ. Seism., 3, 167-175.

Gasparini C., Iannaccone G. and Scarpa R. (1985) - Fault plane solutions and seismicity of the Italian peninsula. Tectonophysics 117, 59-78.

Invernizzi C. & Pizzi A. (1995) - Mesostructural analysis in a conglomeratic deposit along the Mt. Castello-Mt. Cardosa normal fault zone in the southern Umbria-Marche Apennines (central Italy). Il Quaternario, 8, 229-234.

Lavecchia G., Barchi M., Brozzetti F. & Menichetti M. (1994) - Sismicità e tettonica nell'area umbro-marchigiana. Boll. Soc. Geol. It., 113, 483-500, 10 ff., 2 tabb.

Marsan P. & Cerone M. (1980) - Analisi degli effetti locali sui terreni. In "Analisi del comportamento dei terreni e delle costruzioni in muratura a seguito del terremoto del Settembre 1979 in Val Nerina". CNR Progetto Finalizzato Geodinamica, Pubbl. n 374, 1980, ESA Editrice, Roma, 80 p.

Michetti A.M., Cello G., Ferreli L., Mazzoli S., Serva L., Tondi E. & Vittori E. (1996) - Analisi paleosismiche nel bacino di Norcia: risultati preliminari. In: 15° Convegno Nazionale G.N.G.T.S., Roma 11-13 novembre 1996, Volume dei Riassunti, 90-91, ESAGRAFICA, Roma.

Pizzi A. (1992). Faglie recenti ed attive e origine delle depressioni tettoniche. Esempi dall'Appennino umbro-marchigiano. Tesi di Dottorato, Università degli Studi della Calabria, 172 pp.

Sono riconosciuti segmenti attivi di ca. 8 km di lunghezza (Capitignano, Monte Pettino, Monte Marine), per i quali si propone un'aggregazione di orientazione N150, ed estesa per 25 km. Il consenso sulla orientazione (data la relativa diversità fra gli elementi inizialmente cartografati) è condizionato alla schematizzazione delle strutture contigue, in particolare alla prosecuzione sul sistema Campo Felice - Colle Cerasitto (vedi). Lo slip rate è stimato tra 0.4 e 0.8 mm/yr.

Dati paleosismologici sono presentati in Blumetti (1995), che esamina alcune sezioni di scavi per costruzioni edilizie nel settore fra Pizzoli e Arischia. Sulla base di questi dati e delle descrizioni storiche degli effetti cosismici sul terreno, Blumetti (1995) ricostruisce la possibile distribuzione dei fenomeni di fagliazione superficiale indotti dal terremoto del 1703 in quest'area. Anche l'analisi delle scarpate su sedimenti sciolti (M. Pettino) suggerisce l'esistenza di probabili fagliazioni cosismiche in epoca storica. I sotto-segmenti di M.Marine e M. Pettino risulterebbero attivati contemporaneamente dall'evento del Febbraio del 1703. Il settore di Montereale-Capitignano potrebbe essersi attivato con l'evento del 16 Gennaio 1703 (Blumetti, 1995 e Cello et al., 1998).

Le indicazioni sulla profondità dello strato sismogenetico derivano da alcune analisi di microsismicità che per questa zona e per il Gran Sasso forniscono profondità ipocentrali inferiori a 15 km, e concentrate fra gli 8 e i 12 km (Bagnaia et al., 1996).

Alla zona viene ricondotto l'evento de L'Aquila del 2 Febbraio 1703; ad essa potrebbe essere altresì riconducibile l'evento di Montereale (16 gennaio 1703).

2.5.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

La stima di estensione complessiva della struttura pari a ca. 25 km, unitamente allo spessore sismogenetico ipotizzato pari a 10-12 km, comporterebbe con le relazioni di scala tradizionali una Mmax ca. 7.0. Tale valore appare molto elevato; in prima approssimazione, si ritiene che l'evento del Febbraio 1703 possa essere considerato rappresentativo del massimo terremoto associato alla struttura.

2.5.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Angelucci G., Galadini F., Giuliani R. (1997) - Analisi strutturale di deformazioni quaternarie nell'area aquilana (Italia centrale): risultati preliminari. AIQUA, Convegno sul tema "Tettonica quaternaria del territorio italiano: conoscenze, problemi ed applicazioni", Parma 25-27 febbraio 1997. Riassunti delle comunicazioni (sessione poster), 103.

Bagnaia R., D'epifanio A. & Sylos Labini (1989) - Aquila and Subequan basins: an example of Quaternary evolution in Central Apennines, Italy. Quaternaria Nova, 187-209.

Bagnaia R., Blumetti A.M., De Luca G., Gorini A., Marcucci S., Marsan P., Milana G., Salvucci R. & Zambonelli E. (1996) - Morfotettonica dei rilievi a Nord della conca aquilana. Il Quaternario, 9(1), 287-292.

Basili R., Bosi C., Messina P. (1999) - Paleo-landsurfaces and tectonics in the Upper Aterno Valley (central Apennines). Z. Geomorph. Suppl.-Bd. 118, 17-25.

Basili R., Galadini F. & Messina P. (1999) - The application of palaeo-landsurface analysis to the study of recent tectonics in central Italy. Geol. Soc. London spec. publ., 162, 1-9.

Basili R., Bosi C. & Messina P. (1997) - La tettonica quaternaria dell'alta valle del f. Aterno (Appennino centrale) desunta dall'analisi di successioni di superfici relitte. Il Quaternario, 10, 621-624.

Bigi S., Centamore E., Dramis F. & Salvucci R. (1995) - Sistemi distensivi in due aree dell'Appennino centrale. Il Quaternario, 8, 71-82.

Blumetti A.M., Cavinato G.P. e Tallini M. (1996) - Evoluzione plio-quaternaria della Conca di L'Aquila - Scoppito: studio preliminare. Il Quaternario, 9, 281-286.

Cello G., Mazzoli S. & Tondi E. (1998) - The crustal fault structure responsible for the 1703 earthquake sequence of Central Italy. J. Geodynamics 26 (2-4), 443-460.

Giuliani R. & Galadini F. (1998) - Caratteristiche cinematiche dell'attività tettonica recente dell'area aquilana (Appennino centrale), presentato al 17° Congresso Nazionale del Gruppo Naz. di Geofis. della Terra Solida, Roma, Nov. 10-12, 1998.

L'interpretazione di queste strutture non è semplice, in quanto risultano egualmente accettabili diverse associazioni e legami genetici con la più meridionale struttura del Fucino.

Per la parte più settentrionale si individuano due segmenti per complessivi ca. 16 km di lunghezza con orientazione N140; uno slip rate pari a ca. 1 mm/yr. Per la struttura Ovindoli-Pezza, è stato riconosciuto (Pantosti et al., 1996) un segmento di lunghezza fra 12 e 20 km, con orientazione da N160 a ca. E-W e slip rate fra 0.8 e 1.2 mm/yr.

Per quanto riguarda gli aspetti paleosismologici, lungo la porzione settentrionale è stato riconosciuto un paleo-terremoto posteriore a 2500-3000 B.P. (Giraudi, 1995); alla faglia Ovindoli - Pezza vengono associati almeno tre paleo-terremoti, l'ultimo evento datato ca. 1300 A.D., con un tempo medio di ritorno di ca. 3000 anni.

Gli autori delle analisi paleosismologiche hanno descritto l'assenza di terremoti storici ricondotti con certezza alle strutture.

2.6.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Le caratteristiche di magnitudo massima vengono riprese da quanto proposto in letteratura, essendo congruenti con le relazioni qui adottate.

2.6.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Biasini A. (1966) - Elementi morfotettonici, tratti da un rilievo fotogeologico, al margine dell'altopiano di Ovindoli (Abruzzo). Geol. Rom., 5, 303-312.

Bosi C. (1975) - Osservazioni preliminari su faglie probabilmente attive nell'Appennino centrale. Boll. Soc. Geol. It., 94, 827-859.

Calamita F., Caputo R., Pizzi A. & Scisciani V. (1997) - Caratterizzazione cinematica ed evoluzione deformativa delle faglie quaternarie con attività olocenica: esempi dall'Appennino centrale. Il Quaternario, 10, 615-620.

Cinti F.R., D'Addezio G., Pantosti D. & Hamilton J. (1992) - Ricostruzione topografica di dettaglio della scarpata di faglia del Piano di Pezza, Abruzzo. Studi Geol. Cam., 1992/1, 115-122.

Cinti F.R., Pantosti D., D'Addezio G. & De Martini P.M. (1992) - Paleosismicità della faglia Ovindoli-Pezza (Abruzzo) Atti 11° Convegno Annuale G.N.G.T.S., Roma, 9-11 Dicembre 1992.

D'Addezio G., Cinti F.R. & Pantosti D. (1995) - A large unknown historical earthquake in the Abruzzi region (Central Italy): combination of geological and historical data. Ann. Geof., 38, 491-501.

Giraudi C. (1988) - Datazione con metodi geologici e radiometrici di indizi di paleosismicità presenti nell'area di Roccaraso e Ovindoli (abruzzo- Italia centrale). Atti del 7° Convegno Annuale G.N.G.T.S., Roma 30 novembre-2 dicembre 1988.

Giraudi C. (1989) - Datazione con metodi geologici delle scarpate di faglia post-glaciali di Ovindoli-Piano di Pezza (Abruzzo- Italia centrale): implicazioni. Mem. Soc. Geol. It., 42, 29-39, 3 ff.

Giraudi C. (1995) - Considerations on the significance of some post-glacial fault scarps in the Abruzzo Apennines (Central Italy). Quat. Int., 25, 33-45.

Nijman W. (1971) - Tectonics of the Velino-Sirente area, Abruzzi central-Italy. Konikl. Nederl. Akademic Van Wetenschappen, Amsterdam, Proceedings, Series B, 74 (2), 156-184.

Michetti, A.M. (1994) - Coseismic surface displacement vs. magnitude: relationships from paleoseismological analysis in Central Apennines (Italy). In: Proceedings of the CRCM, Kobe, December 6-11, 1993, Journ. of the Geodetic Society of Japan, Special Issue, pp. 375-380.

Pantosti D., D'Addezio G. & Cinti F.R. (1996) - Paleoseismicity of the Ovindoli-Pezza fault, Central apennines, Italy: a history including a large previously unrecorded earthquake in Middle Ages (890-1300). J.of Geophys. Res., 101 (B3), 5937-5959.

Salvi S. & Nardi A. (1995) - The Ovindoli Fault: a segment of a longer, active zone in Central Abruzzi (Italy). Association of Engineering Geologists, “Perspectives in Paleoseismology”, Special Publication No.6, 101-113.

Il sistema di faglie bordiere orientali della conca del Fucino si sviluppa per più di 20 km, da Celano al M. Serrone in direzione N130 ed immersione verso SW. A Nord di Celano il sistema può trovare la sua continuazione o nel sistema a direzione N160 di Ovindoli-Piani di Pezza o verso la faglia diretta a direzione N100 ed immersione meridionale dei Monti della Magnola-Velino. Si propende per quest'ultima soluzione (cf. Galadini et al., 1999), che comporta una lunghezza dell'intero sistema di faglie pari a ca. 33 km. Verso sud il sistema trova la sua continuazione nelle faglie dell'alta valle del Sangro.

Diffuse sono le manifestazioni di fagliazione superficiale, riconosciute a seguito del terremoto del 1915; si individuano almeno due segmenti subparalleli di lunghezza complessiva in senso NW-SE di almeno 23 km. Le stime dello slip rate variano tra 0.5 e 1.4 mm/yr; si concorda un valore intermedio di 0.7-0.8 mm/yr.

Dati di trincee (Michetti et al., 1996; Galadini & Galli, 1999) hanno permesso il riconoscimento di almeno 7 paleoterremoti olocenici, con tempo medio di ricorrenza che varia tra i 700-800 anni ed i 1400-2600, secondo i diversi autori. La magnitudo associata a questi eventi è ca. 7.0.

Lo spostamento cosismico attribuito all'evento del 1915 è mediamente di ca. 60 cm, con valori massimi superiori ad 1 m.

Non sono disponibili linee sismiche di recente acquisizione. La modellazione dei dati strumentali e geodetici relativi all'evento del 1915 suggerisce uno spessore dello strato sismogenetico di 10-12 km (Ward & Valensise, 1988; Amoruso et al., 1998); basandosi sulla determinazione della profondità del terremoto del 1915 da dati macrosismici, si ottiene una stima di 8-10 km.

La struttura è responsabile del terremoto del 1915. Secondo Galadini & Galli (1996) il terremoto occorso poco prima del 508 d.C. potrebbe essere stato originato dall'attivazione della struttura del Fucino. Secondo Michetti et al. (1996) la struttura potrebbe essere stata responsabile del terremoto dell'801 d.C.

2.7.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Applicando le relazioni di scala per faglie dirette al terremoto del 1915 (M=7), si ottiene RLD ca. 42, RW ca. 20 km. Questi valori sono compatibili con le dimensioni della struttura distensiva che si sviluppa dai Monti della Magnola al Fucino.

Si conviene che l'evento del 1915 rappresenti l'evento massimo atteso sulla struttura.

2.7.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Amoruso, A., Crescentini, L. & Scarpa, R. (1998) - Inversion of source parameters from near- and far-field observations: An application to the 1915 Fucino earthquake, central Apennines, Italy. J. Geophys. Res. 103, 29,989-29,999.

Bosi C., Galadini F. & Messina P. (1995) - Stratigrafia plio-pleistocenica della conca del Fucino. Il Quaternario, 8 (1), 83-94.

Blumetti A.M., Dramis F. & Michetti A.M. (1993) Fault-generated mountain fronts in the central Apennines (central Italy): geomorphological features and seismotectonic implications. Earth Surface Processes and Landforms, 18, 203-223.

Galadini F. & Messina P. (1994) - Plio-Quaternary tectonics of the Fucino basin and surroundings areas (central Italy). Giornale di Geologia, 56 (2), 73-99.

Galadini F. & Giuliani R. (1995) - Elementi per una valutazione della cinematica quaternaria della Piana del Fucino (Italia centrale): l'analisi delle deformazioni dei ciottoli delle unità plio-pleistoceniche. Il Quaternario, 8 (1), 183-192.

Galadini F., Galli P., Giraudi C. & Molin D. (1995) - Il terremoto del 1915 e la sismicità della Piana del Fucino (Italia centrale). Boll. Soc. Geol. It., 114, 635-663.

Galadini F. & Galli P. (1996) - Paleoseismology related to deformed archaeological remains in the Fucino Plain. Implications for subrecent seismicity in central Italy. Ann. Geof., 34 (5), 925-940.

Galadini F., Galli P. & Giraudi C. (1996) - Geological investigations of Italian earthquakes: new paleoseismological data from the Fucino plain (central Italy). J. Geodynamics, 24 (1-4), 87-103.

Galadini F., Galli P. & Giraudi C. (1997) - Paleosismologia della Piana del Fucino (Italia centrale). Il Quaternario, 10 (1), 27-64.

Galadini F. & Galli P. (1999) - The Holocene paleoearthquakes on the 1915 Avezzano earthquake faults (central Italy): implications for active tectonics in the central Apennines. Tectonophysics, 308, 143-170.

Galadini F., Galli P. & Molin D. (1998) - Caratteristiche della sismicità della zona del Fucino (Italia Centrale): implicazioni sismotettoniche. Il Quaternario, 11(2), 179-189.

Giraudi C. (1988) - Evoluzione geologica della Piana del Fucino (Abruzzo) negli ultimi 30.000 anni. Il Quaternario, 1(2), 31-59.

Giraudi C. (1989) - Datazione di indizi di paleosismicità con metodi geologici e geomorfologici nella Piana del Fucino. In: I Terremoti Prima del Mille in Italia e nell'Area Mediterranea, Storia Archeologia Sismologia, edited by Guidoboni E. (SGA, Bologna), 34-42.

Michetti A.M., Brunamonte F., Serva L. & Vittori E. (1996) - Trench investigations of the 1915 Fucino earthquake fault scarps (Abruzzo, Central Italy): geological evidence of large historical events. J. of Geophysical Research, 101 (B3), 5921-5936.

Nijman W. (1971) - Tectonics of the Velino-Sirente area, Abruzzi central-Italy. Konikl. Nederl. Akademic Van Wetenschappen, Amsterdam, Proceedings, Series B, 74 (2), 156-184.

Oddone E. (1915) - Gli elementi fisici del grande terremoto marsicano fucense del 13 Gennaio 1915. Boll. Soc. Sism. It., 29, 71-215.

Raffy J. (1983) - Le versant tyrrhénien de l'Apennin Central: étude géomorphologique. C.N.R.S., Paris, 705 pp.

Serva L., Blumetti A.M. & Michetti A.M. (1988) - Gli effetti sul terreno del terremoto del Fucino (13 Gennaio 1915); tentativo di interpretazione della evoluzione tettonica recente di alcune strutture. Mem. Soc. Geol. It., 35 (1986), 893-907, 18 ff.

Serva L. (1989) - Effetti sui suoli di terremoti antichi e recenti nella Piana del Fucino. In: I Terremoti Prima del Mille in Italia e nell'Area Mediterranea, Storia Archeologia Sismologia, edited by Guidoboni E. (SGA, Bologna), 530-536.

Ward S.N. & Valensise G. (1989) - Fault parameters and slip distribution of the 1915, Avezzano, Italy earthquake derived from geodetic observations. Bull. Seism. Soc. Am., 79, 690-710.

Westaway R., Gawthorpe R. & Tozzi M. (1989) - Seismological and field observations of the 1984 Lazio-Abruzzo earthquakes: implications for the active tectonics of Italy. Geophysical Journal, 98, 489-514.

Esistono diversità nella definizione delle geometria ed, in particolare, della cinematica di questo sistema di faglie. Si propende per individuare tre segmenti di cui il centrale orientato ca. N105 ed immergente 80° verso WSW, e gli adiacenti ad andamento appenninico ed immergenti in media 65° verso SW, per una lunghezza complessiva pari a 20-30 km.

Lo slip rate verticale minimo è almeno pari a 0.2 mm/yr, sulla base delle componenti di rigetto verticale e orizzontale nell'ultimo milione di anni nel settore Colli Alti - Colli Bassi (Galadini et al., 1998). Nella zona di Pescasseroli la faglia normale dei Colli Bassi disloca depositi tardo-pleistocenici.

Le indicazioni di paleoterremoti forniscono una datazione successiva a 26.000 anni B.P. (Galadini et al., 1998)

L'area è stata interessata da una sequenza sismica nel 1984. Gli Autori ritengono che questo evento non sia riferibile al sistema di faglie dell'alta valle del Sangro nel settore di Pescasseroli.

Gli aftershock del terremoto del 07/05/1984 (Ms 5.8, ISC, Mw=5.9 NEIS) si concentrano infatti nell'area posta immediatamente a sud del M. Marsicano, all'interno di un cluster allungato ca. 8 km in direzione anti-appenninica (ENE-WSW) e largo ca. 4 km. La soluzione focale della scossa principale fa ipotizzare ad alcuni che l'evento principale si sia enucleato lungo una struttura sismogenetica distensiva, a direzione appenninica (NNW-SSE) ed immersione occidentale ("sistema di Barrea", Boncio et al., 1998).

L'apparentemente anomala distribuzione delle repliche in pianta (cluster orientato ENE-WSW) rispetto alla direzione della struttura sismogenetica principale (direzione NNW-SSE) suggerisce che la sequenza sismica sia stata controllata dall'interferenza di strutture a diversa orientazione, ma cinematicamente compatibili: la faglia diretta del "sistema di Barrea" (direzione NNW-SSE) e la faglia transtensiva destra nel settore della Valle del Sangro (con direzione N 100) che si intersecano poco a NE dell'area epicentrale (Boncio et al., 1998).

La profondità dello spessore sismogenetico coinvolto viene vincolata dalla sequenza del terremoto del 1984 in ca. 13 km.

2.8.3.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Applicando le relazioni di scala per faglie dirette al terremoto del 1984 (Mw=5.9), si ottiene RLD ca. 12 km, RW ca. 8.5 km.

Questi valori sono congruenti con il volume deformativo definito dalle repliche del terremoto e sono legati all'attivazione di una porzione limitata dell'intero sistema distensivo che raggiunge almeno un'estensione complessiva pari a 20-30 km.

Per analogia con segmenti sismogenetici di simile lunghezza (es. Norcia) la massima magnitudo attesa viene ipotizzata pari a 6.7. Tale valore può inoltre essere incrementato per lo spessore dello strato sismogenetico.

2.8.3.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Boncio P., Brozzetti F., Di Matteo P., Lavecchia G. & Pace B. (1998) - Il controllo dell'interazione fra strutture sincinematiche a diversa orientazione nella genesi ed evoluzione dei processi sismogentici: l'esempio della Val di Sangro (Abruzzo). CNR - Gruppo Nazionale di Geofisica della Terra Solida, 17° Convegno Nazionale, Roma, 10-12 Novembre 1998, riassunti estesi delle comunicazioni, 113-115.

Galadini F. & Messina P. (1990) - Osservazioni su un deposito a blocchi del margine SW della conca di Pescasseroli (Italia centrale). Il Quaternario,

Galadini F. & Messina P. (1993) - Stratigrafia dei depositi continentali, tettonica ed evoluzione geologica quaternaria dell'alta valle del fiume Sangro (Abruzzo meridionale). Boll. Soc. Geol. It., 112, 877-892.

Galadini F. & Messina P. (1993) - Characterization of the recent tectonics of the Upper Sangro River Valley (Abruzzi Apennine, Central Italy). Ann. Geof., 26, 277-285.

Galadini F., Giraudi C. & Messina P. (1998) - Nuovi dati sulla tettonica tardopleistocenica dell'Alta Valle del Sangro (Appennino Centrale): implicazioni sismotettoniche. Il Quaternario, 11, 347-356.

Westaway R., Gawthorpe R., Tozzi M. (1989) - Seismological and field observation of the 1984 Lazio-Abruzzo earthquakes: implications for the active tectonics of Italy. Geophysical Journal, 98, 489-514.

La faglia normale che borda ad E la valle del Sagittario, presenta scarpate in roccia che fanno ipotizzare una sua attività nel corso del Quaternario. In corrispondenza di questa struttura, presumibilmente durante l'Olocene, si è verificato l'evento franoso responsabile dello sbarramento del lago di Scanno.

Sul M. Greco è segnalata una faglia recente (Giraudi 1995) che presenta rigetti in epoca post-ultimo massimo glaciale dell'ordine della decina di metri. Questi rigetti elevati interessano tuttavia una struttura di lunghezza modesta. La dislocazione post-glaciale in oggetto è riconducibile ad una faglia secondaria, forse legata alla struttura del Sagittario oppure alle faglie attive poste immediatamente a N del M. Greco (Piana delle Cinquemiglia).

Osservazioni speditive non hanno evidenziato tracce di attività riferibile al Pleistocene sup.-Olocene.

Bosi C. (1975) - Osservazioni preliminari su faglie probabilmente attive nell'Appennino centrale. Boll. Soc. Geol. It., 94, 827-859.

Giraudi C. (1995) - Considerations on the significance of some post-glacial fault scarps in the Abruzzo Apennines (central Italy). Quaternary Int., 25, 33-45.

Per la maggior parte, le strutture che verranno indicate in questa sezione hanno un andamento subparallelo a quelle precedentemente elencate, una segmentazione simile, e una distanza, ortogonalmente all'asse della catena appenninica, di circa 10-20 km. Questa considerazione pone il basilare problema sulla loro possibile attivazione come sorgenti indipendenti, o come espressione superficiale di un medesimo "motore" sismogenetico. Le strutture attive identificate hanno inoltre come denominatore comune la presunta quiescenza in periodo storico, aspetto di massimo impatto nelle valutazioni dell'hazard dipendenti dal tempo. Per tutte le strutture si pone la questione di una caratterizzazione basata sui medesimi criteri adottati per parametrizzare le strutture già descritte.

A Nord e ad Est del sistema di faglie in oggetto sono noti terremoti (Fabrianese, 1741; Camerino, 1799; Sarnano, 1873, 1921, 1951; Offida, 1943...) per i quali, al contrario, non sono disponibili informazioni geologiche utili ad identificare possibili strutture sismogenetiche. Mancando studi di dettaglio, si ritiene che la parametrizzazione debba avvenire prevalentemente elaborando dati sismologici.

Il sistema di M. Vettore si sviluppa per circa 30 km da Ussita a M. Comunitore, con direzione media N150 ed inclinazioni variabili tra 50 e 75° verso WSW. La cinematica è distensiva con movimenti sia dip slip che obliqui sinistri.

Con chiare evidenze di attività quaternaria viene riconosciuto un segmento lungo ca. 18 km, che corrisponde grosso modo al settore meridionale della struttura; il settore NW, che si estende per altri circa 10 km, non presenta caratteri tali da far ritenere probabile una sua rottura congiunta con il segmento principale. L'attività della struttura è riferibile all'intervallo Pleistocene inf. - Olocene; lo slip rate (min.) è pari a 0.5-0.6 mm/yr, in base a dati paleosismologici inediti di Galadini & Galli.

Sono stati riconosciuti episodi di fagliazione superficiale legati ad almeno tre paleoterremoti, il più recente dei quali anteriore al 350 a.D.

Una indicazione di massima su una profondità dello strato sismogenetico pari a 12 km viene dall'analisi dalla distribuzione della microsismicità registrata dalle reti locali.

3.1.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Non ci sono elementi che permettano di vincolare la Mmax, date le incertezze sulla estensione complessiva del segmento; l'ipotesi di lunghezza superficiale della rottura di 15-20 km comporta con le relazioni empiriche una magnitudo di 6.5-6.7, simile a quella del parallelo sistema di Norcia.

3.1.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Brozzetti F. & Lavecchia G. (1994) - Seismicity and related extensional stress field: the case of the Norcia Seismic Zone (Central Italy). Annales Tectonicae, 8, 1, 36-57.

Calamita F., Coltorti M., Deiana G., Dramis F. & Pambianchi G. (1982) Neotectonic evolution and geomorphology of the Cascia and Norcia depression (Umbria-Marche Apennine). Geogr. Fis. Dinam. Quat., 5, 263-276.

Calamita F. & Pizzi A. (1992) - Tettonica quaternaria nella dorsale appenninica umbro-marchigiana e bacini intrappenninici associati. Studi Geol. Cam., spec. vol. 92/1, 17-25.

Calamita F. & Pizzi A. (1994) - Recent and active extensional tectonics in the southern umbro-marchean Apennines (central Italy). Mem. Soc. Geol. It., 48, 541-548.

Calamita F., Pizzi A. & Roscioni M. (1992) - I "fasci" di faglie recenti ed attive di M. Vettore-M. Bove e di M. Castello-M. Cardosa (Appennino umbro-marchigiano). Studi Geol. Cam., spec. vol. 92/1, 81-95.

Calamita F., Cello G., Deiana G. & Ron H. (1992) - Evidenze di rotazioni di blocchi nell'area di M. S. Vicino-Cingoli e del M. Vettore (Appennino umbro-marchigiano). Studi Geol. Cam., spec. vol. 92/1, 73-80.

Cello G., Mazzoli S., Tondi E. & Turco E. (1995) - Tettonica attiva in Appennino centrale e implicazioni per l'analisi della pericolosità sismica del settore della catena umbro-marchigiana-abruzzese. Studi Geologici Camerti, XIII (1995), 115-138.

Cello G., Mazzoli S., Tondi E. & Turco E. (1997) - Active tectonics in the central Apennines and possible implications for seismic hazard analysis in peninsular Italy. Tectonophysics, 272, 43-68.

Cello G., Mazzoli S. & Tondi E. (1998) - The crustal fault structure responsible for the 1703 earthquake sequence of Central Italy. J. Geodynamics 26, 443-460.

Coltorti M. & Farabollini P. (1995) - Quaternary evolution of the Castelluccio di Norcia Basin. Il Quaternario, 8, 149-166.

Galli P. & Galadini F. (1999) - Seismotectonic framework of the 1997-1998 Umbria-Marche (central Italy) earthquakes. Seism. Res. Lett., 70, 417-427.

Lavecchia G., Barchi M., Brozzetti F. & Menichetti M. (1994) - Sismicità e tettonica nell'area umbro-marchigiana. Boll. Soc. Geol. It., 113, 483-500.

Lavecchia G., Brozzetti F., Barchi M., Menichetti M. & Keller J.V.A. (1994) - Seismotectonic zoning in East-central Italy deduced from an analysis of the Neogene to Present deformations and related stress fields. Geol. Soc. Am. Bull., 106, 1107-1120.

Lavecchia G., Minelli G. & Pialli G. (1984) - L'Appennino Umbro-Marchigiano: tettonica distensiva e ipotesi di sismogenesi. Boll. Soc. Geol. It., 103, 467-476.

Pizzi A. (1992) - Faglie recenti ed attive e origine delle depressioni tettoniche. Esempi dall'Appennino umbro-marchigiano. Tesi di Dottorato, Università degli Studi della Calabria, 172 pp.

La struttura presenta ancora orientazione ca. N140 ed immersione verso SW. Le valutazioni sulla lunghezza della struttura differiscono tra i vari Autori. Si concorda tuttavia nel proporre una lunghezza dell'espressione superficiale pari a 18-20 km. L'attività è confrontabile con quella riconosciuta sul più settentrionale segmento del M. Vettore, con 2-3 m di rigetto verticale minimo in ca. 8000 anni, pari ad uno slip rate minimo di 0.2-0.4 mm/yr (da dati paleosismologici inediti di Galadini & Galli).

Non sono disponibili dati geofisici in grado di definire l'andamento della struttura in profondità.

Eventi storici di rilievo non sembrerebbero riconducibili alla porzione della struttura che mostra evidenza di attività nel Pleistocene superiore-Olocene; gli eventi del 1639 sono localizzati al limite settentrionale della struttura. Peraltro questi eventi sono stati responsabili di danni significativi in un'area molto limitata; si ipotizza siano necessari approfondimenti storici per l'aggancio ad una struttura di superficie dell'evento in questione.

3.2.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

3.2.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Bachetti C., Blumetti A.M., Calderoni G. & Ridolfi M. (1990) - Attività neotettonica e paleosismicità nel settore meridionale dei Monti della Laga. Rend. Soc. Geol. It., 13, 9-16, 6 ff.

Blumetti A.M., Dramis F. & Michetti A.M. (1993) - Fault-generated mountain fronts in the central Apennines (central Italy): geomorphological features and seismotectonic implications. Earth Surface Processes and Landforms, 18, 203-223.

Cacciuni A., Centamore E., Di Stefano R. & Dramis F. (1995) - Evoluzione morfotettonica della conca di Amatrice. Studi Geol. Cam., vol. spec. 1995/2, 95-100.

Galadini F. (1998) - Paleoseismology and historical earthquakes: examples from the central Apennines (Italy). Volume degli abstract della Summer school in "Active Faulting and Paleoseismology", Munsbach, Lussemburgo, 10-22 luglio 1998, 73-76.

Pizzi A. (1992) - Faglie recenti ed attive e origine delle depressioni tettoniche. Esempi dall'Appennino umbro-marchigiano. Tesi di Dottorato, Università degli Studi della Calabria, 172 pp.

Il sistema è costituito da diversi segmenti la cui contiguità suggerisce che vengano trattati unitariamente. Si ipotizza quindi che il sistema abbia una lunghezza superiore a 30 km, orientazione N110, immersione verso SW. Includendo nel medesimo sistema anche la più meridionale struttura M. Cappucciata- M. S. Vito, la lunghezza complessiva raggiunge ca. 40 km. L'orientazione varia da N110, nel settore Campo Imperatore-Assergi, a NW-SE nel settore M. Cappucciata-M. S. Vito.

Lo slip rate viene valutato tra 0.7 e 1.0 mm/yr (in base a dati riportati in Giraudi & Frezzotti, 1995).

Sono disponibili dati paleosismologici che permettono di riconoscere eventi plurimi di rottura superficiale, anche se non è possibile quantificare lo spostamento cosismico; il tempo medio di ricorrenza degli eventi maggiori varia tra i 2500 ed i 7000 anni (Giraudi & Frezzotti, 1989).

Le indicazioni sulla profondità dello strato sismogenetico derivano da alcune analisi di microsismicità che per questa zona e per la zona de L'Aquila forniscono profondità ipocentrali inferiori a 15 km, e concentrate fra gli 8 e i 12 km (Bagnaia et al., 1996).

Non sono stati associati terremoti storici di magnitudo pari quella attesa dall'attivazione dell'intero sistema di faglie.

3.3.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

Non esistono valutazioni energetiche indipendenti dalla lunghezza superficiale della struttura. Un vincolo all'estensione può essere tentato tramite la stima del periodo di ritorno medio, derivato da slip cosismico atteso (AD) e slip rate. Lo spostamento medio per evento ricavabile dalle relazioni empiriche per una estensione superficiale della rottura pari a 30 km è ca. 70 cm; tale valore, dato un slip rate proposto di 0.7-1.0 mm/yr comporta tempi medi di ritorno tra i 700 e 1000 anni. Con una estensione superficiale di ca. 40 km si raggiunge uno spostamento medio per evento di ca. 1 m, pari ad un tempo medio di ricorrenza che oscilla tra i 1000 e 1500 anni. Entrambe queste stime sembrano sottodimensionate rispetto a quanto desunto dalle datazioni paleosismologiche, suggerendo un maggior spostamento cosismico per evento, o una maggior estensione, o ancora un più significativo ruolo dello spessore sismogenetico. Tentativamente vengono proposti valori di magnitudo massima analoghi a quelli dell'area del Fucino.

3.3.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Bagnaia R., Blumetti A.M., De Luca G., Gorini A., Marcucci S., Marsan P., Milana G., Salvucci R., Zambonelli E. (1996) - Morfotettonica dei rilievi a Nord della conca aquilana. Il Quaternario, 9, 287-292.

Carraro F. & Giardino M. (1992) - Geological evidence of recent fault evolution. Examples from Campo Imperatore (L'Aquila-central Apennines). Il Quaternario, 5, 181-200.

D'Agostino N., Chamot-Rooke N., Funiciello R., Jolivet L. & Speranza F. (1998) - The role of pre-existing thrust faults and topography on the styles of extension in the Gran Sasso range (central Italy). Tectonophysics, 292, 229-254.

D'Agostino N., Speranza F. & Funiciello R. (1997) - Stili e geometrie della tettonica estensionale quaternaria nell'Appennino centrale: l'area del Gran Sasso d'Italia. Il Quaternario, 10, 389-394.

Galadini F. & Salvi S. (1990) - Processamento di immagini LANDSAT per l'interpretazione strutturale in aree tettonicamente attive: un esempio del margine sud-occidentale della catena del Gran Sasso. Il Quaternario, 3, 15-22.

Galadini F. & Giuliani R. (1993) - Role of the structural geology analysis in the recent tectonics studies: an example from an area located SW of the Gran Sasso (central Italy). Ann. Geof., 36 (1), 287-292.

Ghisetti F. e Vezzani L., a cura di (1990) - Carta geologica del Gran Sasso d'Italia da Vado di Corno al Passo delle Capannelle, scala 1:25.000, SELCA, Firenze.

Giraudi C. (1988) - Segnalazione di scarpate di faglia post-glaciali nel massiccio del Gran Sasso (Abruzzo): implicazioni tettoniche, rapporti tra tettonica recente e morfologia, paleosismicità. Mem. Soc. Geol. It., 41, 627-635, 5 ff.

Giraudi C. (1989) - Datazione di indizi di paleosismicità con metodi geologici nel Massiccio del Gran Sasso. In “I Terremoti Prima dell'Anno 1000”, E.

Giraudi C. & Frezzotti M. (1995) - Paleoseismicity in the Gran Sasso Massif (Abruzzo, Central Italy). Quat. Int., 25, 81-93.

Jaurand E. (1992) - Les moraines failles du Gran Sasso d'Italia (Apennin Abruzzais): Intéret geomorphologique et néotectonique. Geographie Physique et Environnement, 44, 10-29.

Si assume che la faglia in oggetto, costituita da due sub-segmenti disposti en-èchelon, sia strutturalmente legata al sistema di faglie precedentemente descritto. Pertanto essa viene inglobata all'interno della fascia di attivazione del sistema Assergi-Campo Imperatore.

Non c'è accordo tra i vari autori sulla geometria di superficie di questa faglia.

Si concorda comunque nel rappresentare un sistema composto da 2 sub-segmenti con direzione ca. N140, di lunghezza inferiore ai 10-15 km ciascuno, per una estensione complessiva di ca. 21 km. Verso Sud il sistema continua con un ulteriore segmento che delimita a NE la Conca Subequana, per il quale non ci sono evidenze di attività recente. Questa porzione non viene pertanto parametrizzata. Per quanto concerne lo slip rate, un valore desumibile dall'entità del rigetto che interessa unità di età riferibile al Pleistocene inferiore e più recenti è pari a 0.3-0.4 mm/yr.

Non si hanno indicazioni sull'occorrenza di terremoti significativi riconducibili alla faglia della media valle dell'Aterno.

3.5.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione complessiva del sistema mappato porta a valutare, tramite relazioni empiriche, la magnitudo massima attesa superiore o pari a 6.5. Nell'ipotesi di rottura di un singolo elemento individuato, tale valore appare sovradimensionato.

3.5.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Bagnaia R., D'epifanio A. & Sylos Labini (1989) - Aquila and Subequan basins: an example of Quaternary evolution in Central Apennines, Italy. Quaternaria Nova, 1992, 187-209.

Bertini T. & Bosi C. (1993) - La tettonica quaternaria della conca di Fossa (L'Aquila). Il Quaternario, 6, 293-314.

Bosi C. (1975) - Osservazioni preliminari su faglie probabilmente attive nell'Appennino centrale. Boll. Soc. Geol. It., 94, 827-859.

Bosi C. & Bertini T. (1970) - La geologia della media Valle dell'Aterno. Mem. Soc. Geol. It., 9 (4), 719-777, 23 ff, 1 carta geologica scala 1:25.000.

D'Agostino N., Funiciello R., Speranza F. & Tozzi M. (1994) - Caratteri della tettonica distensiva nell'Appennino Centrale: area di S. Stefano-Calascio. Boll. Soc. Geol. It., 113, 37-53.

Galadini F., Giuliani R. & Messina P. (1991) - Characterization of recent deformational sequences in some areas of the Abruzzi Apennines (Central Italy): implications and problems. Il Quaternario, 4, 85-98.

Galadini F., Giraudi C. & Giuliani R. (1992) - Su alcune dislocazioni di un detrito di versante in un'area tettonicamente attiva: conca de "Il Tagno", media valle del fiume Aterno. Boll. Soc. Geol. It., 110, 93-104.

Giuliani R. & Sposato A. (1995) - Evoluzione quaternaria del sistema di depressioni del Tirino (Appennino abruzzese). Il Quaternario, 8, 217-228.

La struttura è molto ben riconoscibile sul terreno, con orientazione N130, lunghezza 20 km, immersione verso SW; nel settore centrale è composta da due faglie parallele.

Lungo le scarpate di faglia in roccia, il piano di faglia è frequentemente esposto e nelle incisioni trasversali ad esso è in più punti osservabile la dislocazione dei depositi di versante riferibili al Pleistocene superiore.

Gli affioramenti offerti da numerose cave alla base del versante del M. Morrone, evidenziano chiaramente l'attività della struttura nel Quaternario medio-superiore. Lo slip rate minimo è stimato pari a 0.5-0.6 mm/yr.

Non sono stati ricondotti a tale struttura forti terremoti in epoca storica, anche se dati archeo-sismologici citano un evento nel II sec. d.C. che potrebbe essere riferito alla faglia del M. Morrone.

3.6.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione complessiva di ca. 20 km porta a valutare, tramite relazioni empiriche, la magnitudo massima attesa superiore o pari 6.5.

3.6.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Bosi C. (1975) - Osservazioni preliminari su faglie probabilmente attive nell'Appennino centrale. Boll. Soc. Geol. It., 94, 827-859.

Bosi C. & Messina P. (1991) - Ipotesi di correlazione fra le successioni morfo-litostratigrafiche Plio-Pleistoceniche nell'Appennino Laziale-Abruzzese. Studi Geol. Cam., 1991/2, 257-263.

Miccadei E., Cavinato G.P. & Vittori E. (1992) - Elementi neotettonici della conca di Sulmona. Studi Geol. Cam., 1992/1, 165-174.

Sylos Labini S., Bagnaia R., D'epifanio R. (1993) - Il Quaternario del Bacino di Sulmona (Italia centrale). Quaternaria Nova, 3, 343-360.

Vittori E., Cavinato G.P. & Miccadei E. (1995) - Active faulting along the Northeastern edge of the Sulmona Basin (Central Apennines, Italy). In: Serva L. & Slemmons D.B., editors, "Perspectives in Paleoseismology”, Association of Engineering Geologists Bulletin Special Publication No.6, 115-125.

Le geometrie di superficie riferibili a questo sistema si presentano fortemente frammentate, in maniera del tutto simile al sistema dell'alta Valle dell'Aterno. Si riconoscono scarpate riattivate da eventi di fagliazione di superficie, su segmenti di estensione limitata, il cui inviluppo definisce una fascia di orientazione ca. N150, di lunghezza complessiva dell'ordine dei 16-20 km. Lo slip rate minimo ricavato dall'entità del rigetto verticale, valutato in base all'altezza delle scarpate di faglia che interessano forme del Pleistocene medio (Giraudi, 1989), è pari a 0.2 mm/yr.

Analisi paleosismologiche sono state eseguite nell'area Conca di Aremogna - Piano delle Cinquemiglia - Rivisondoli dall'ENEA-Casaccia (Giraudi, 1989) e dall'Istituto Nazionale di Geofisica (D'Addezio et al., 1996 ed in pubblicazione). Sono stati riconosciuti almeno 2 eventi di fagliazione superficiale olocenica, con rigetti nell'ordine dei 50 cm.

Non sono disponibili dati geofisici che consentano di definire le caratteristiche geometriche in profondità di questa complessa struttura.

Per quanto concerne gli aspetti di sismologia storica, le conoscenze attuali non consentono di risolvere in maniera univoca il problema dell'attribuzione dei terremoti del 1706 e del 1933 ad una definita sorgente sismica.

3.7.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione complessiva del sistema cartografato porta a valutare, tramite relazioni empiriche, la magnitudo massima attesa superiore o pari 6.5. Nell'ipotesi di rottura dei singoli frammenti individuati, tale valore appare sovradimensionato.

3.7.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Bosi C. (1975) - Osservazioni preliminari su faglie probabilmente attive nell'Appennino centrale. Boll. Soc. Geol. It., 94, 827-859.

Calderoni G., Lorenzoni P., Ortolani F., Pagliuca S. & Serva L. (1991) - Paleoseismological evidences at Rivisondoli, Central Apennines, Italy. Rend. Soc. Geol. It., 13, 27-32.

D'Addezio G., Masana E., Pantosti D. (1996) - Indagini morfogeologiche e paleosismologiche lungo la faglia Aremogna-Cinque Miglia (Abruzzo meridionale). Atti 15° Convegno Nazionale G.N.G.T.S., Roma 11-13 novembre 1996.

Giraudi C. (1987) - Segnalazione di scarpate di faglia legate ad antichi eventi sismici ai piani di Aremogna e delle Cinque Miglia (Roccaraso, Abruzzo). Atti 6° Convegno Annuale G.N.G.T.S., Roma 14-16 dicembre 1987.

Giraudi C. (1989) - Datazione di un evento sismico preistorico con metodi geologici e radiometrici: Piano di Aremogna e delle Cinque Miglia. In “I Terremoti Prima dell'Anno 1000”, E. Guidoboni (editor), pp.53-64, Storia Geofisica Ambiente, Bologna, Italia.

Per le strutture accorpate nella sezione, minore è il grado di conoscenza e maggiore è il disaccordo interpretativo.

Le faglie che fanno parte di questo allineamento vengono di seguito descritte, anche se in taluni casi non hanno dato luogo ad una parametrizzazione a fini di hazard.

Le conoscenze sono estremamente limitate; in letteratura viene cartografata una struttura (Subasio) la cui attività tardopleistocenica non è documentata; il lato occidentale della valle umbra è interessato da una faglia immergente verso Est, riconosciuta in una linea sismica. A tale struttura non sono probabilmente imputabili terremoti significativi.

Si ipotizza quale evento rappresentativo il terremoto del 1832. Alla struttura potrebbe essere associato anche il terremoto del 1854.

Calamita F., Coltorti M., Pieruccini P. & Pizzi A. (1999) - Evoluzione strutturale e morfogenesi plio-quaternaria dell'Appennino umbro-marchigiano tra il preappennino umbro e la costa adriatica. Boll. Soc. Geol. It., 118, 125-139.

Cattuto C., Cencetti C. & Gregori L. (1992) - Il Plio-Pleistocene nell'area medio-alta del bacino del f. Tevere: possibile modello morfotettonico. Studi Geol. Cam., vol. spec., 1992/1, 103-108.

Cencetti C. (1993) - Morfotettonica ed evoluzione plio-pleistocenica del paesaggio nell'area appenninica compresa tra i monti di Foligno e la val Nerina (Umbria centro-orientale). Boll. Soc. Geol. It., 112, 235-250.

La struttura è evidenziata da una scarpata in roccia in corrispondenza di una faglia immergente verso NE che borda la piana di Leonessa. Non tutti gli autori concordano sulla persistenza dell'attività in età tardo-pleistocenica.

In base a dati pubblicati si propone una lunghezza della faglia pari a ca. 20 km, ed uno slip-rate pari a 0.3 mm/yr. Il rigetto massimo desunto da osservazioni su scarpate di faglia in roccia oloceniche è pari a ca. 1 m, con uno slip "medio" per evento dell'ordine dei 50 cm.

Non è disponibile alcuna indicazione sulla geometria profonda della faglia di Leonessa.

4.2.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione complessiva di ca. 20 km porta a valutare, tramite relazioni empiriche, la magnitudo massima attesa pari a 6.5.

4.2.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Cello G., Mazzoli S., Tondi E. & Turco E. (1997) - Active tectonics in the Central Apennines and possible implications for seismic hazard analysis in peninsular Italy. Tectonophysics 272, 43-68.

Michetti A.M. & Serva L. (1990) - New data on the seismotectonic potential of the Leonessa fault area (Rieti, central Italy). Rend. Soc. Geol. It., 13, 37-46.

Non vi è accordo sulla persistenza dell'attività della struttura in età tardopleistocenica.

La faglia ha orientazione ca. N160 ed immersione verso SW (Cavinato et al., 1989); la lunghezza indicata dai vari autori differisce. Si concorda su una lunghezza dell'ordine dei 20 km; lo slip-rate da analisi paleosismologiche (Michetti et al., 1995) è pari a 0.2-0.4 mm/yr. Essendo relativo a singole scarpate, esso rappresenta un valore minimo; si ritiene pertanto che un valore pari a 0.5 mm/yr sia accettabile per la parametrizzazione.

Sono disponibili dati paleosismologici che consentono di datare due paleoeventi, di cui l'ultimo evento risale a 5000 anni BP.

Non sono disponibili indicazioni sulla geometria profonda, tantomeno sullo spessore dello strato sismogenetico.

Il terremoto del 1298 potrebbe essere riferito alla faglia di Rieti. Si tratta comunque di un evento assai poco conosciuto. Alla faglia di Rieti potrebbe anche essere riferito il terremoto del 1898. Per quanto riguarda eventi precedenti al 1000, si segnala il terremoto del 76 a.C. che forse potrebbe essere associato alla faglia in oggetto.

4.3.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione complessiva di ca. 20 km porta a valutare, tramite relazioni empiriche, la magnitudo massima attesa pari a 6.5.

4.3.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Brunamonte F., Michetti A.M., Serva L. & Vittori E. (1991) - Evidenze paleosismologiche nell'Appennino Centrale ed implicazioni neotettoniche. Studi Geol. Cam., vol. spec. CROP 11, 265-270.

Cavinato G.P. (1993) - Recent tectonic evolution of the Quaternary deposits of the Rieti basin (central Apennines, Italy): southern part. Geol. Rom., 29, 411-434.

Cavinato G.P., Chiaretti F., Cosentino D. & Serva L. (1989) - Caratteri geologico-strutturali del margine orientale della Conca di Rieti. Boll. Soc. Geol. It., 108, 207-218.

Cavinato G.P. & Parotto M. (1992) - Evoluzione tettonica e paelogeografica della Conca di Rieti (Appennino centrale). Mem. Soc. Geol. It., 45, 608-609.

Michetti A.M., Brunamonte F., Serva L. & Whitney R.A. (1995) - Seismic hazard assessment from paleoseismological evidence in the Rieti region, central Italy. Association of Engineering Geologists, “Perspectives in Paleoseismology”, Special Publication No. 6, 63-82.

Non vi è accordo sul persistenza dell'attività della struttura in età tardopleistocenica.

La faglia è ritenuta attiva nel Quaternario (es. Mariotti & Capotorti, 1988), ed è evidenziata da scarpate di faglia in roccia; mancano, tuttavia, studi di dettaglio che consentano di attribuire o meno con sicurezza attività tardopleistocenica-olocenica a questa struttura.

Altri autori (Chiarini et al., 1997) evidenziano che la faglia in oggetto è sigillata, nella parte meridionale, da superfici relitte riferibili al Pleistocene medio.

Bertini T. & Bosi C. (1976) - Sedimenti continentali probabilmente pliocenici nella valle del Salto e nella conca del Fucino (Rieti-L'Aquila). Boll. Soc. Geol. It., 95, (4), 767-801.

Bertini T., Bosi C., Messina P. & Sposato A. (1986) - Elementi di tettonica compressiva pliocenica nella zona di Borgo S. Pietro (Rieti). Mem. Soc. Geol. It., 35, 547-553.

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Mariotti G. & Capotorti F. (1988) - Analisi ed interpretazione di alcuni elementi tettonici recenti nella media valle del Salto (Rieti). Rend. Soc. Geol. It., 11, 79-84.

I dubbi sull'attività recente di questa faglia quaternaria, similmente a quanto sopra indicato per la Valle del Salto, derivano dalla mancanza di studi di dettaglio.

Sul prolungamento NW all'interno dell'alveo del Fucino si situa la faglia di Trasacco, la cui attività olocenica è testimoniata da studi paleosismologici (Galadini et al., 1996; Galadini & Galli, 1996). Nel settore settentrionale, alla faglia della Vallelonga sono associate scarpate in roccia. Giraudi (1986) ha evidenziato che l'evoluzione Quaternaria della conca di Amplero, a ridosso del settore meridionale della Piana del Fucino, è da riferire ad una dislocazione di diverse centnaia di metri lungo una faglia associata al sistema della Vallelonga. Tuttavia mancano dati utili a determinare l'attività tardoquaternaria della struttura in oggetto.

Galadini F., Galli P. & Giraudi C. (1996) - Geological investigations of Italian earthquakes: new paleoseismological data from the Fucino Plain (central Italy). J. Geodynamics, 24 (1-4), 87-103.

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Giraudi C. (1986) - Indagini geomorfologiche sull'area della conca di Amplero (margine sud-orientale del Fucino - Abruzzo). Mem. Soc. Geol. It., 35, 887-892.

Mancano studi di dettaglio su questa struttura. Essa è comunque suddivisibile in due segmenti, NW e SE. Nella porzione NW (Capistrello), attività quaternaria è evidenziata dal lavoro di Giraudi (1986). Nella zona di Balsorano, la faglia della Val Roveto disloca depositi di conoide riferibili al Pleistocene inferiore. Per quanto riguarda la porzione SE si veda il paragrafo dedicato alla zona di Sora. In più punti, lungo la struttura, sono visibili scarpate di faglia in roccia.

Dati AGIP (Mostardini & Merlini, 1986) evidenziano la presenza di piani di faglia con cinematica normale fino a profondità almeno dell'ordine dei 5000 m sotto al livello del mare.

A questo settore della faglia della Val Roveto sono probabilmente associabili terremoti di 5<M<6 riportati in catalogo e segnalati anche in Galadini et al. (1998). Si segnala a questo proposito il terremoto del 1922.

Accordi, B., et al. (1969) - Idrogeologia dell'alto bacino del Liri (Appennino centrale).Geol. Rom., 8, 177-559.

Galadini F., Galli P. & Molin D. (1998) - Caratteristiche della sismicità della zona del Fucino (Italia Centrale): implicazioni sismotettoniche. Il Quaternario, 11, 179-189.

Giraudi C. (1986) - Inversione pleistocenica del drenaggio in alta Val Roveto (Abruzzo sud-occidentale). Mem. Soc. Geol. It., 35, 847-853.

Mostardini F. & Merlini S. (1986) - Appennino centro meridonale, sezioni geologiche e proposta di modello strutturale, 73th Congress of the Italian Geological Society, AGIP press, pp. 59, Roma.

Serafini S. & Vittori E. (1986) - Primi risultati di uno studio statistico sulle mesostrutture della Val Roveto e dell'area di Sora (Lazio meridionale). Mem. Soc. Geol. It., 35, 631-646.

Serafini S. & Vittori E. (1995) - Analisi di mesostrutture tettoniche di tipo fragile nella Val Roveto, nella Piana di Sora e in Val di Comino. In Lazio Meridionale, Sintesi delle Ricerche Geologiche Multidisciplinari, rapporto, pp. 93-107, Dipartimento Ambiente, Ente per le Nuove Tecnol., l'Energia e l'Ambiente, Roma.

Nella zona di Sora dati recenti e non pubblicati indicano dislocazioni all'interno di depositi storici lungo faglie che, pur non essendo direttamente legate alla faglia della Val Roveto, potrebbero comunque rappresentare sue strutture secondarie. I dati disponibili sul settore SE di questa struttura suggeriscono una parametrizzazione della stessa come segue: lunghezza 20 km, immersione SW, cinematica normale, slip rate 0.3 mm/yr.

Dati AGIP (Mostardini & Merlini, 1986) evidenziano la presenza di piani di faglia con cinematica normale fino a profondità almeno dell'ordine dei 5000 m sotto al livello del mare.

Si ipotizza che il terremoto del 1654 possa essere associato alla faglia di Sora.

4.8.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione complessiva di ca. 20 km porta a valutare, tramite relazioni empiriche, una magnitudo massima attesa pari a 6.5. Tale valore è confrontabile col valore proposto per l'evento del 1654, che ipoteticamente viene assunto come evento massimo per la struttura.

4.8.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Carrara C. ed. (1995) - Lazio meridionale. Sintesi delle ricerche geologiche multidisciplinari. ENEA, Dip. Ambiente, Roma, 350 pp.

La struttura è stata studiata da Bosi V. & Mercier, (1992); ulteriori indicazioni sono in Bosi V. et al., (1997). In base ai dati disponibili la faglia risulterebbe attiva almeno nel Pleistocene superiore. Una successione di terrazzi tardoquaternari risulta dislocata in prossimità di San Vittore. Evidenze di attività recente riguardano un settore della faglia lungo 17-18 km. Si procede a parametrizzare la faglia nel modo seguente: lunghezza 18 km, immersione SW, cinematica normale, slip-rate 0.3 - 0.5 mm/anno.

4.9.4.1 Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

L'estensione complessiva di poco inferiore a 20 km porta a valutare, tramite relazioni empiriche, la magnitudo massima attesa pari a 6.5.

4.9.4.2 Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Bosi, V. & Mercier, N. (1992) - Indizi di tettonica attiva nel Lazio meridionale. Gruppo Nazionale di Geofisica della Terra Solida, atti dell'11° congresso, 287-296.

Bosi, V., Galadini, F., Galli, P., Giuliani, R., Meghraoui, M., Messina, P., Molin, D. & Stucchi, M. (1997) - La definizione di schemi strutturali per finalità sismotettoniche (extended abstract). AIQUA, Convegno sul tema "Tettonica quaternaria del territorio italiano: conoscenze, problemi ed applicazioni", Parma 25-27 febbraio 1997. Volume degli abstract, 53.

Le appendici che seguono servono a chiarire il contesto in cui è stato preparato questo documento, e ne illustrano i criteri che hanno guidato la compilazione delle schede relative ad ogni struttura.

La prima appendice è costituita dal contributo realizzato da Peruzza, che ha segnato l'apertura dell'attività del dibattito telematico, fase propedeutica al Workshop congiunto dei progetti 5.1.1, 5.1.2 e 6A.2: il testo (apparso sul sito: http://macrisk1.ogs.trieste.it/MISHA_web/forum/forum.html il 12 marzo 1999) elenca le caratteristiche delle strutture sismogenetiche che devono essere quantificate, per procedere poi ad un loro inserimento nel ciclo di valutazione della pericolosità.

La seconda appendice rappresenta il prototipo, ideato da Lavecchia, di raccolta e schedatura delle informazioni disponibili: la suddivisione delle conoscenze in blocchi concettualmente distinti è stata mantenuta, con leggere modifiche, anche nella versione attuale.

Infine la terza appendice raccoglie le relazioni di scala adottate: essa serve per il controllo immediato delle parametrizzazioni ricavate in assenza di dati empirici originali.

Parametrizzazione di strutture sismogenetiche finalizzate alla stima probabilistica della pericolosità (PSHA) time-dependent

Questo breve contributo è mirato ad elencare gli elementi necessari per la caratterizzazione di una struttura sismogenetica da utilizzare in una valutazione della pericolosità sismica probabilistica e dipendente dal tempo.

Riprendendo l'esperienza e la classificazione di sorgenti di tipo diverso proposte dal WGCEP (1990, 1995), si identificano le seguenti tre categorie:

In California, per le zone di tipo B e C, la parametrizzazione dell'evento caratteristico e della sismicità distribuita avviene tramite l'uso di dati storici (viene presunta la completezza per magnitudo M>6 dal 1849, per M>=4 dal 1932, con stima di M dall'area di danneggiamento), evidenze geodetiche di accumulo di deformazione, stime geologiche di spostamenti per faglie minori, e conoscenze che stanno sviluppandosi sulla fagliazione cieca e di superficie. Tutto ciò porta alla assegnazione di un tasso di rilascio di momento sismico per ogni zona sismogenetica, ed il bilanciamento totale del momento sismico risulta consistente con le osservazione dal 1850.

La situazione italiana, ed in particolar modo l'Appennino Centrale, richiede alcune considerazioni particolari e precisazioni.

Attualmente la stima probabilistica della pericolosità prodotta dal GNDT a fini di riclassificazione sismica del territorio nazionale utilizza esclusivamente sorgenti di tipo C (link a zonazione sismogenetica); la parametrizzazione della sismicità distribuita all'interno della sorgente è basata su dati sismologici, con massiccia preponderanza di quelli derivati da dati storici, e con degli aggiustamenti di carattere cautelativo, volti ad identificare delle possibili lacune osservative (in tal senso devono intendersi ad esempio l'introduzione della magnitudo massima, stimata tramite una linearizzazione tipo Gutenberg-Richter della sismicità della sorgente, o l'innalzamento del tasso di sismicità riferito a periodi più brevi del presunto periodo di completezza, che - in estrema sintesi - attribuisce alla sorgente le caratteristiche della maggior attività sismica osservata); solo in un caso (Pollino), una datazione paleosismologica è stata tradotta in un fittizio record del catalogo dei terremoti, e considerata per la parametrizzazione energetica della sorgente.

Indicativamente, considerando un'area allargata (latitudine compresa tra 41.8 e 43.5, longitudine tra 11.5 e 15) centrata sulla sorgente 47, sede della sequenza sismica di Umbria-Marche del 1997-98, sono interessate quindi una dozzina di sorgenti areali contigue, con diversi caratteri della sismicità. All'interno di quest'area (e chiaramente con un grado di approfondimento che può essere variabile) bisognerebbe quindi individuare e caratterizzare gli altri tipi di sorgenti.

A differenza della situazione descritta per la California, in questo settore della penisola è pensabile che:

a1) Dati relativi alla struttura geologica quaternaria in termini di lunghezza, giacitura, cinematica, entità rigetto/tempo deformazione/slip-rate.

a2) Dati morfo-tettonici dei segmenti con evidenze di attività tardo-quaternaria in termini di lunghezza, giacitura, cinematica, entità del rigetto/tempo deformazione/slip-rate.

b2) Dati sismologici strumentali di vincolo alla caratterizzazione cinematico-energetica

b1-2) Dati geofisici e sismologico-strumentali di vincolo alle caratteristiche geometrico-cinematiche

b3) Dati sismologici storici di vincolo/supporto alla caratterizzazione cinematico-energetica

c1) Considerazioni sulla massima magnitudo attesa sulla base delle leggi di scala

c2) Caratterizzazione della "Box sismogenetica di consenso" sulla base di tutti i punti precedenti

Le relazioni utilizzate sono tratte da Wells & Coppersmith, 1994; seguono qui alcune rappresentazioni grafiche semplificate, per consentire una facile verifica dei valori proposti nella descrizione delle strutture. Il significato delle sigle è come segue:

M = moment magnitude
SRL = surface rupture length (km)	RLD = subsurface rupture length (km)
RW = downdip rupture width (km)	RA = rupture area (km²)
AD = average displacement	MD = maximum displacement
All = tutti i tipi di fagliazione	Nf = normal faulting

Wells D. L. & Coppersmith K. J.; 1994. New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area, and surface displacement. Bull. Seism. Soc. Amer., 84, 974-1002.

1.	Premessa
2.	Allineamento Gubbio-Norcia-Fucino
	2.1 Gubbio
	2.2 Gualdo Tadino
	2.3 Colfiorito
	2.4 Norcia
	2.5 Alta Valle dell'Aterno
	2.6 Campo Felice-Colle Cerasitto/Ovindoli-Pezza
	2.7 Fucino
	2.8 M. Marsicano-Valle del Sangro-Barrea
	2.9 Valle del Sagittario
3.	Allineamento Vettore-Gran Sasso-Sulmona
	3.1 M. Bove-M. Vettore
	3.2 Laga-Campotosto-Gorzano
	3.3 Campo Imperatore-Assergi
	3.4 M. Cappucciata-M. San Vito
	3.5 Media Valle dell'Aterno
	3.6 M. Morrone-Sulmona
	3.7 Aremogna-Cinquemiglia-Pizzalto
4.	Allineamento Foligno-Rieti-Cassino
	4.1 Foligno
	4.2 Leonessa
	4.3 Rieti
	4.4 Valle del Salto
	4.5 Vallelonga
	4.6 Tagliacozzo-Val Roveto
	4.7 Meta W
	4.8 Sora
	4.9 S. Pietro Infine-Cassino
5.	Appendici
	Appendice I: Parametrizzazione di strutture sismogenetiche finalizzate alla stima probabilistica della pericolosità (PSHA) time-dependent
	Appendice II: Scheda tipo
	Appendice III: Relazioni di scala

Coordinate	12.75-43.23 - 12.84-43.12
Direzione/Inclinazione	N140/50SW
Dimensioni	L=15 km
Spessore strato sismogenetico	da attribuire per analogia a strutture contigue 6-8 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	da attribuire per analogia a strutture contigue 0.4 - 0.8 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Mw=6.0-6.5

Colfiorito
Coordinate	12.86-43.11 - 12.97-43.01
Direzione/Inclinazione	N145/50SW
Dimensioni	Lmax ca. 15 km, Wmax ca. 10 km
Spessore strato sismogenetico	ca. 8 km
Cinematica	normale e transtensiva sinistra
Slip-rate tardo quaternario	<0.3mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.2

Sellano
Coordinate	12.93-42.98 - 13.09-42.86
Direzione/Inclinazione	N130/50SW
Dimensioni	L max ca. 15 km, W max ca. 10 km
Spessore strato sismogenetico	ca. 6 km
Cinematica	diretta e transtensiva sinistra
Slip-rate tardo quaternario	<0.3mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.2

Coordinate	13.09-42.86 - 13.15-42.67
Direzione/Inclinazione	N145/60SW
Dimensioni	L ca. 30 km; W ca. 15 km
Spessore strato sismogenetico	ca. 11 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	ca. 0.6-0.7 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms=6.7
Comportamento sismogenetico	Miscela di stili di rilascio energetico: da una parte si assiste alla rottura di frammenti con Mmax ca. 5.5-6.0, dall'altra si accetta l'ipotesi di comportamento come segmento unitario con magnitudo pari a ca. 6.5

Coordinate	13.219-42.505 - 13.334-42.423 - 13.297-42.405 - 13.436-42.362
Direzione/Inclinazione	N150
Dimensioni	L ca. 25 km
Spessore strato sismogenetico	10-12 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.4-0.8 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.5

Coordinate	13.342-42.319 - 13.47-42.21 - 13.438-42.189 - 13.478-42.188 - 13.511-42.13
Direzione/Inclinazione	N140-160
Dimensioni	L 30-35 km complessivi
Spessore strato sismogenetico	10-12 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.6-1.3 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms=6.5

Coordinate	13.38-42.13 - 13.507-42.107 - 13.731-41.941
Direzione/Inclinazione	N130/SW
Dimensioni	L ca. 30-35 km
Spessore strato sismogenetico	10-12 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.7-0.8 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 7.0

Coordinate	13.75-41.93 - 13.85-41.79 - 14.06-41.76 - 13.98-41.76 - 14.06-41.66
Direzione/Inclinazione	N105/80WSW
Dimensioni	L=20-30km
Spessore strato sismogenetico	ca. 13 km
Cinematica	diretta e transtensiva
Slip-rate tardo quaternario	superiore a 0.2 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms=6.7

Coordinate	13.146-42.946 - 13.230-42.888 - 13.264-42.785
Direzione/Inclinazione	N150 / ca. 60SW
Dimensioni	L ca. 15-20 km
Spessore strato sismogenetico	ca. 12 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.5-0.6 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.5-6.7

Coordinate	13.33-42.68 - 13.45-42.48
Direzione/Inclinazione	N140/SW
Dimensioni	L ca. 20 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia a strutture contigue)
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	>0.2-0.4 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.5-6.7

Coordinate	13.485-42.474 - 13.77-42.41 - 13.82-42.32 - 13.44-42.45 - 13.62-42.41
Direzione/Inclinazione	N110 / SW
Dimensioni	L 30-40 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.7-1.0 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 7.0

Coordinate	13.54-42.29 - 13.73-42.16
Direzione/Inclinazione	N140/SW
Dimensioni	L 21 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia a strutture contigue)
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.3-0.4 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.5

Coordinate	13.82-42.18 - 14.00-42.04
Direzione/Inclinazione	N130/SW
Dimensioni	L 21 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia a strutture contigue)
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.5-0.6 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.5

Coordinate	13.97-42.01 - 14.11-41.89 - 13.98-41.91 - 14.06-41.81
Direzione/Inclinazione	N150/SW
Dimensioni	L 16 - 20 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia a strutture contigue)
Cinematica	normale/obliqua sinistra
Slip-rate tardo quaternario	> 0.2 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.5

Coordinate	12.94-42.56 - 13.11-42.49
Direzione/Inclinazione	N120/NE
Dimensioni	L ca. 20 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia con strutture adiacenti)
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.3 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms=6.5

Coordinate	12.86-42.53 - 13.01-42.36
Direzione/Inclinazione	N160/SW
Dimensioni	L ca. 20 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia con strutture adiacenti)
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.5 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms=6.5

Coordinate	13.56-41.73 - 13.61-41.72 - 13.71-41.67
Direzione/Inclinazione	N 130/SW
Dimensioni	L ca. 20 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia con strutture adiacenti)
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.3 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms=6.5

Coordinate	13.80-41.61 - 13.93-41.36
Direzione/Inclinazione	N 130/SW
Dimensioni	L ca. 18 km
Spessore strato sismogenetico	8-12 km (per analogia con faglie simili in aree adiacenti)
Cinematica	normale
Slip-rate tardo quaternario	0.3-0.5 mm/yr
Massima magnitudo attesa	Ms ca. 6.5