M. Aloisi ⁽¹⁾, G. Barberi ⁽¹⁾, D. Caccamo ⁽²⁾, A. Mostaccio ⁽¹⁾, G. Neri ^{(1), (2)} e A. Scaltrito ⁽¹⁾

⁽¹⁾ Sistema POSEIDON, Sezione di Messina

⁽²⁾ Dipartimento di Scienze della Terra, Università degli Studi di Messina

LOCALIZZAZIONE IN AMBIENTE CROSTALE 1D E 3D DELLA SISMICITÀ DELLA SICILIA NORDORIENTALE E DEL TIRRENO MERIDIONALE

Riassunto. Viene proposta l’evoluzione di un’analisi condotta in ambito GNDT-CNR e relativa alla sismicità originatasi nel periodo 1978-1997 in Sicilia Nordorientale e nel Tirreno Meridionale. Sono stati esaminati 944 eventi a carattere litosferico di magnitudo superiore a 2 e l’analisi ha consentito di effettuare un confronto tra dato sismico e quadro strutturale nell’area in studio. L’inversione simultanea dei tempi d’arrivo delle scosse ha inoltre permesso una prima indagine in ambiente 3D della sismicità nello stesso settore. I risultati ottenuti, seppure preliminari, sono illustrati e commentati anche alla luce delle principali conoscenze geologiche nella regione.

1D AND 3D LOCATION OF CRUSTAL SEISMICITY OF THE NORTHEASTERN SICILY AND THE SOUTHERN TYRRHENIAN

Abstract. A new step is proposed of an analysis performed in the framework of CNR-GNDT concerning seismicity occurring from 1978 to 1997 in Northeastern Sicily and the Southern Tyrrhenian. 944 lithospheric-depth events of magnitude above 2 were located and helped us to identify the most active sectors in the study region. The simultaneous inversion of the seismic travel-times allowed a first investigation of seismicity in a 3D crustal environment. The results, although preliminary, are shown and discussed also in the light of the main geological information available in the region.

PREMESSA

I processi geodinamici con sede nella regione del basso Tirreno si possono inquadrare, per grandi linee, in un contesto di convergenza N-S Africa-Europa e di subduzione della placca Africana sotto quella Euro-Asiatica. La presenza di sismicità profonda, disposta su di un piano inclinato immergente verso NW, confermerebbe tale inquadramento. Nonostante i fenomeni descritti siano oggetto di studio da vari decenni, il livello di conoscenza rimane poco soddisfacente e non si dispone, al momento, di una univoca modellizzazione, anche a causa della elevata complessità ed eterogeneità del panorama tettonico. Barberi et al. (1973) hanno ipotizzato un processo di subduzione attiva considerando il Tirreno meridionale come un bacino di retroarco. Per Gasparini et al. (1982,1985) e Patacca et al. (1990) il piano di Benioff individuato nella regione sarebbe da porre in relazione ai residui di una antica struttura litosferica subdotta. Anderson e Jackson (1987) e Mantovani et al. (1985,1990) hanno proposto un modello secondo cui la tettonica della regione tirrenica sarebbe controllata dalla rotazione della microplacca Adriatica intorno ad un polo posto nelle Alpi Occidentali. Altre ipotesi sono state avanzate da Wezel (1982), Cristofolini et al. (1985), Finetti e Del Ben (1986), Malinverno e Ryan (1986), Rehault et al. (1987), Locardi (1988), Savelli (1988), Boccaletti et al. (1990), Lavecchia e Stoppa (1990), Van Dijk e Hokkes (1991), Barberi et al. (1994), Mantovani et al. (1996).

Anche con riferimento al dibattito in corso, è stata analizzata nel presente lavoro la sismicità a carattere litosferico originatasi nell’area calabro-siciliana (settore 37.5°-39.0°N, 14.0°-16.5°E) nel periodo Gennaio 1978 - Marzo 1997. Sono stati utilizzati dati delle reti sismiche locali delle Isole Eolie, dell’Etna, dello Stretto di Messina, della Calabria, e della rete nazionale I.N.G. (Fig. 1).

Fig.1 - Stazioni sismiche (triangoli) utilizzate per le analisi. Il rettangolo evidenzia il settore di interesse specifico per l'indagine sismologica condotta nel presente lavoro.

Il lavoro è stato condotto in due fasi distinte. Si è in primo luogo proceduto alla localizzazione degli eventi ed al calcolo dei meccanismi focali in ambiente 1D. Su tali basi è stato effettuato un approccio verso l’individuazione delle aree sismogenetiche. Per un cospicuo sottoinsieme di eventi, gli errori ipocentrali risultano inferiori ai 5 km e consentono dunque un primo tentativo di confronto con il quadro strutturale. In considerazione delle difficoltà dei modelli 1D, pur corretti con appositi residui di stazione, a rappresentare le eterogeneità laterali presenti nella regione (Doglioni, 1996; Peccerillo, 1996), sono state avviate, nella seconda fase dell’indagine, applicazioni della procedura di inversione simultanea SIMULPS12 (Evans et al., 1994) al fine di determinare un modello di velocità crostale tridimensionale e di ottenere una più accurata localizzazione della sismicità. Va precisato al riguardo che l’unico modello 3D ad oggi disponibile in letteratura per la Sicilia Nordorientale è quello proposto da De Luca et al. (1997) e che tale modello copre solo parzialmente il settore di nostro interesse.

METODI DI ANALISI E RISULTATI

Localizzazioni ipocentrali e calcolo dei meccanismi focali in ambiente 1D

Fig. 2 - Distribuzione epicentrale degli eventi 1978-1997 localizzati con incertezze ERH ed ERZ ≤ 5 km.

La localizzazione delle scosse è stata effettuata utilizzando la procedura standard HYPO71PC (Lee e Lahr, 1975) ed il modello di velocità crostale 1D di Hirn et al. (1991), scelto tra quelli proposti in letteratura per la regione in studio a seguito di una cospicua serie di tests di qualità e confronto (Arena, 1997). Sono stati analizzati 944 eventi preventivamente selezionati in base al numero di dati P e S disponibili: 376 tra questi risultano localizzati nel settore di nostro interesse, con incertezze ERH ed ERZ non superiori a 5 km (Fig. 2 e Fig. 3).

Fig. 3 - Sezioni verticali E-W e N-S relative al campione di Fig. 2.

La grafica mostra evidenti addensamenti di scosse nelle aree delle Eolie occidentali (riquadro 1 in Fig. 4), nell’area del Golfo di Patti (riquadro 2), dell’Etna (3) e dello Stretto di Messina (5). Altri clusters o allineamenti minori sono evidenziati in mappa per mezzo dei riquadri 4, 6 e 7.

Fig. 4 - Addensamenti epicentrali.

Alcuni tra tali addensamenti si collocano in prossimità di sistemi strutturali noti da letteratura. In particolare, sembra di poter confermare, sulla base di un campione oggi più consistente, quanto già precedentemente rilevato da Neri et al. (1996) con riferimento all’attività dei sistemi strutturali regionali denominati ‘Sisifo’ e ‘Vulcano’ (Fig. 5; Finetti e Del Ben, 1986), riquadri 1 e 2 in Fig. 4. Merita altresì di essere evidenziata l’assenza di sismicità lungo il sistema ‘Vulcano’, nell’area prossima alla costa ionica siciliana (riquadro 2). Tale aspetto è in fase di approfondimento anche sulla base di analisi di maggiore dettaglio del quadro strutturale, effettuate con dati geologici più recenti. Addensamenti minori sono rilevabili sul versante sudoccidentale della regione in studio, in prossimità dei sistemi che Finetti e Del Ben (1986) denominano ‘Taormina’ ed ‘Etna’ (riquadro 4). In tale caso tuttavia non si osserva corrispondenza tra l’orientazione delle strutture e i trends epicentrali.

Fig. 5 - Mappa strutturale proposta da Finetti e Del Ben (1986) per l’area del basso Tirreno.

Il confronto tra la sismicità ed il quadro strutturale (Fig. 6) risulta meno agevole nell’area dello Stretto di Messina (riquadro 5 in Fig. 4). La tipologia del panorama strutturale di quest’area (Ghisetti, 1992; Lentini et al., 2000), unitamente all’incertezza nel calcolo dei parametri ipocentrali ed alla modesta dimensione del dataset sismico, non consente un approccio immediato alla correlazione spaziale tra sismicità e strutture. Indagini più approfondite sull’argomento sono in corso nell’ambito di una collaborazione che vede coinvolte le varie componenti geofisiche e geologiche.

Appaiono infine in Fig. 4, pur con minore evidenza rispetto ai casi precedenti, due ulteriori allineamenti, indicati dai riquadri 6 e 7. Il primo è orientato NW-SE e sembra corrispondere, per la parte più settentrionale, alla struttura denominata ‘Capo Peloro’ (Finetti e Del Ben 1986). Il secondo ha direzione NNE-SSW, segue la costa tirrenica della Calabria a sud di Capo Vaticano e potrebbe essere associato ad una struttura che collega le faglie ‘Scilla’ e ‘Capo Vaticano’ (Finetti e Del Ben, 1986). Le informazioni al momento disponibili sull’attività sismica in questi settori non legittimano alcuna valutazione ulteriore.

Fig. 6 - Mappa strutturale proposta da Ghisetti (1992) per l’area dello Stretto di Messina.

È stato inoltre effettuato il calcolo dei meccanismi focali, per il sottoinsieme 1992-1997, utilizzando l’algoritmo standard FPFIT (Reasemberg e Oppenheimer, 1985). In Fig. 7 sono mostrati i meccanismi di più elevata qualità, selezionati in base ai valori numerici delle incertezze sui parametri di faglia ed alle aree di confidenza ottenute per gli assi P e T (errore £ 30°). Vengono inoltre mostrati (Fig. 8) i meccanismi selezionati con gli stessi criteri di qualità tra quelli stimati per il sottoinsieme 1988-1991 in un precedente studio (Barberi et al., 1999). L’insieme dei dati disponibili evidenzia un certo grado di eterogeneità, riconducibile sia alla varietà di stili deformativi già riconosciuta da molti autori in quest’area, sia alla predominanza nel campione di eventi a più bassa magnitudo, espressione in genere di condizioni a carattere più strettamente locale.

Fig. 7 - Soluzioni a faglia piana stimate in ambiente 1D per il sottoinsieme 1992-1997 del campione (vedi testo).

Fig. 8 - Soluzioni a faglia piana stimate in ambiente 3D da Barberi et al. (1999) per il sottoinsieme 1988-1991 del campione (vedi testo).

Tests in ambiente 3D

La tomografia sismica mediante l’utilizzo di travel-times rappresenta il metodo di analisi più diffuso per determinare variazioni laterali della velocità delle onde sismiche all’interno della Terra (Nolet, 1987; Iyer e Hirahara, 1993). I terremoti locali costituiscono sorgenti di onde elastiche distribuite nella regione esaminata. I tempi di arrivo consentono l’inversione simultanea dei parametri ipocentrali e di un modello di velocità tridimensionale (Kissingl, 1988). I principali problemi associati all’applicazione del metodo tomografico derivano dalla sua non linearità. L’efficacia del metodo dipende fortemente dalla geometria di rete e dalla qualità del dato stesso (Evans et al., 1994). Si impone pertanto una particolare cura nella selezione del dataset e nella valutazione dell’andamento iterativo dei calcoli (Koch, 1985; Spakman e Nolet, 1987; Carrion, 1989; Kissingl et al.,1994).

Fig. 9 - Distribuzione epicentrale degli eventi localizzati dopo inversione.

La procedura di inversione utilizzata nel presente lavoro è stata sviluppata da Thurber (1983, 1993), e successivamente implementata da Eberhardt-Phillips (1993) e Evans et al. (1994). La velocità v_p è modellizzata attraverso i tempi d’arrivo delle onde P. La differenza dei tempi d'arrivo delle onde S e delle onde P (t_s-t_p) viene invertita per determinare il rapporto v_p/v_s. La procedura utilizza il metodo dei minimi quadrati smorzati. Noto un modello di velocità iniziale, e determinate con metodi classici le coordinate degli eventi, l’algoritmo calcola le correzioni da apportare ai parametri ipocentrali ed al modello di velocità in grado di minimizzare i residui sui dati sperimentali. Tali correzioni vengono iterativamente ricercate utilizzando il metodo dei minimi quadrati ed introducendo un fattore di damping per il controllo delle variazioni del modello di velocità. In particolare, tale parametro permette di ridurre l’instabilità della soluzione e di mediare il noise dei tempi di arrivo, al fine di trovare un compromesso tra la stabilità del processo iterativo e la complessità del modello (Thurber, 1993; Eberhardt-Phillips, 1993).

La distribuzione spaziale degli eventi localizzati mediante inversione è rappresentata nelle Figg. 9 e 10. La grafica evidenzia una certa analogia con i risultati ottenuti in ambiente 1D. Sono in particolare confermati i clusters e gli allineamenti sismici indicati in Fig. 4 con i riquadri da 1 a 5. Appare nel complesso anche confermata la distribuzione in profondità dell’attività sismica, in prevalenza localizzata nelle strutture crostali più superficiali. Le caratteristiche del campione utilizzato, con particolare riferimento alla eterogeneità della distribuzione degli eventi ed alla geometria di rete disponibile, impongono al momento di attribuire all’analisi 3D qui proposta un carattere puramente preliminare. Sono in corso analisi dei dati della Rete Sismica del Sistema Poseidon, ai fini dell’integrazione dell’attuale dataset e dunque di una più accurata definizione delle proprietà di propagazione delle onde sismiche nella crosta siciliana e di una più precisa localizzazione degli eventi.

Fig. 10 - Sezioni N-S ed E-W degli eventi localizzati dopo inversione.

VALUTAZIONI CONCLUSIVE

Pur con le inevitabili limitazioni derivanti dalla mancanza di sismometri da fondale marino, la considerevole evoluzione tecnologica ed il potenziamento delle strutture d’osservazione sismica in Sicilia Orientale nel corso degli ultimi decenni, hanno determinato un progressivo incremento della qualità delle localizzazioni ipocentrali ed un abbassamento della soglia di magnitudo oltre la quale le analisi presentano requisiti di accuratezza accettabili. Se da una parte il campione dei dati acquisiti negli ultimi decenni non presenta caratteristiche di omogeneità tali da consentire un’analisi sufficientemente attendibile dei patterns temporali a medio­lungo termine della fenomenologia sismica, per contro le caratteristiche del campione non sembrano pregiudicare le analisi della distribuzione spaziale della sismicità finalizzate all’individuazione dei settori più attivi.

I risultati ottenuti nell’indagine proposta in questo lavoro, evidenziano una intensa attività nell’area del Tirreno sudorientale in corrispondenza di sistemi di faglia con orientazione NW-SE già noti da precedenti indagini effettuate con varie metodologie, geofisiche e geologiche. Tali sistemi, con particolare riferimento alla linea Vulcano-Tindari-Giardini, attraversano l’area dell’arcipelago eoliano, giocando un ruolo di notevole rilevanza in relazione all’attività vulcanica del complesso Lipari-Vulcano, e si estendono in direzione SSE per raccordarsi con i sistemi strutturali riconducibili alla scarpata ibleo-maltese. Con riferimento all’Arco Calabro-Peloritano, il confronto tra sismicità e strutture risulta meno agevole a seguito della sfavorevole interazione tra incertezze ipocentrali, quantità di eventi localizzati (modesta) e tipologia del panorama strutturale. In tale settore risultano comunque attivi sia il versante calabrese sia quello siciliano dello Stretto di Messina.

I primi tests di inversione 3D effettuati sui dati disponibili rivelano una distribuzione epicentrale analoga a quella ottenuta in ambiente 1D. Ciò conforta in relazione alla significatività delle indagini condotte utilizzando strutture unidimensionali. Tuttavia, la relativa eterogeneità spaziale del campione, insieme alla geometria di rete non ottimale, conferisce all’analisi carattere di preliminarità. Il potenziamento delle strutture di monitoraggio già avviate nell’ambito del Sistema Poseidon, crea le premesse per approfondimenti a breve termine delle indagini.

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