Impaginato Moro AANNAALLIISSII PPAALLEEOOSSIISSMMOOLLOOGGIICCHHEE LLUUNNGGOO LLAA FFAAGGLLIIAA DDEELL MM.. MMAARRIINNEE ((AALLTTAA VVAALLLLEE DDEELLLL’’AATTEERRNNOO)):: RRIISSUULLTTAATTII PPRREELLIIMMIINNAARRII MMaarrccoo MMoorroo11,, VViittttoorriioo BBoossii22,, FFaabbrriizziioo GGaallaaddiinnii33,, PPaaoolloo GGaallllii22,, BBiiaaggiioo GGiiaacccciioo33,, PPaaoolloo MMeessssiinnaa33,, AAnnddrreeaa SSppoossaattoo33 1INGV, Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Roma (e-mail: moro@ingv.it) 2SSN, Servizio Sismico Nazionale, Roma (e-mail: vittorio.bosi@serviziosismico.it, paolo.galli@serviziosismico.it) 3CNR, Istituto di Geologia Ambientale e Geoingegneria, sez. di Roma-Tor Vergata, Roma (e-mail: f.galadini@igag.cnr.it, p.messina@igag.cnr.it, b.giaccio@igag.cnr.it, a.sposato@igag.cnr.it) RIASSUNTO Il versante sudoccidentale del M. Marine è caratterizzato da una faglia normale ad andamento NW-SE, ritenuta responsabile della for- mazione del bacino intermontano dell’Alto Aterno. L’area è stata interessata dal terremoto del 2 febbraio 1703 (Me=6.7). Nel corso delle indagini per la realizzazione di una "Cartografia geologica prototipale" sono state individuate alcune scarpate di faglia poste alla base del M. Marine, con direzione WNW-ESE, da ricondurre all'attività recente della faglia. L'identificazione delle scarpate di faglia ha sugge- rito di avviare un'analisi paleosismologica nell'area. In particolare, è stata realizzata una trincea attraverso una delle scarpate. I risultati ottenuti hanno evidenziato l'occorrenza di un minimo di cinque eventi di dislocazione nell’ambito degli ultimi ca. 15.000 anni, il più recente dei quali è probabilmente da legare al terremoto del febbraio 1703, come evidenziato dalla presenza di colluvi storici fagliati e delle evidenze storiche relative agli effetti geologici del terremoto nell'area investigata. Gli studi paleosismologici hanno fornito maggiori vincoli sull’ipotesi di associazione tra l’evento del 1703 e la faglia del M. Marine. Attraverso l’applicazione di relazioni empiriche che legano la magnitudo momento con la lunghezza della faglia e considerando la struttura del M. Marine come parte del sistema di faglie di L’Aquila (circa 25 km di lunghezza), è possibile ipotizzare che l'attivazione della sorgente, la cui espressione superficiale si manifesta con il sistema menzionato, sia in grado di produrre terremoti con Mw prossima a 6.7. ABSTRACT Paleoseismological analyses along the Mt. Marine Fault (High Aterno Valley): preliminary results.The south-western side of Mt. Marine is characterized by a NW-SE trending normal fault, which has been responsible for the formation of the Alto Aterno intermontane basin. This area was affected by the earthquake of 2 February 1703 (Me=6.7), which represents the last seismic event of a sequence charac- terized by two other main earthquakes occurred during January 1703. During investigations aimed at realizing a “Prototipe Geological Map”, some fault scarps (WNW-ESE trending), have been recognized at the base of Mt. Marine; these scarps are related to the recent fault activity. The identification of the fault scarps suggested to perform paleoseismological analyses in the area. A trench was dug across the 10-m-high southernmost scarp. On the basis of the sedimentolo- gical and paleoenvironmental characteristics, the stratigraphic sequence recognized within the trench was divided in 4 different com- plexes, separated by 3 fault zones. The different ages of the defined complexes has been confirmed by the results of the radiocarbon analysis. Paleoseismological analyses indicate the occurrence of a minimum of five displacement events within the last 15,000 years; the most recent of these events is probably related to the 2 February 1703 earthquake, as indicated by the displacement of historical colluviums and by the historical information on the geological coseismic effects in the investigated area. Displacements observed along the secondary faults of the main fault zones vary between 0.10 and 0.60 m. Considering the magnitude (Me=6.7) associated with the 2 February 1703 earthquake and on the basis of the empirical relationships between earthquake magnitude and surficial displacement, a maximum displacement per event of about 1 m can be expected. Paleoseismological studies provided, therefore, further information about the association between the 1703 seismic event and the Mt. Marine fault. Also the magnitude related to this event (Me=6.7) is comparable with the Mw (6.7) which can be derived from the equations linking this kind of magnitude with the length of the surficial fault expression of the entire L’Aquila fault system (about 25 km). Parole chiave: scarpata di faglia, Italia centrale, fagliazione superficiale, paleoterremoto, paleosismologia Keywords: fault scarp, central Italy, surface faulting, paleoearthquake, paleoseismology. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 1155(2), 2002, 259-270 11.. IINNTTRROODDUUZZIIOONNEE Nell'ambito del progetto per la realizzazione di una "Cartografia geologica prototipale" (accordo di program- ma tra Servizi Tecnici Nazionali, Servizio Geologico Nazionale e Consiglio Nazionale delle Ricerche) sono stati eseguiti rilievi di campagna finalizzati alla definizio- ne dell’assetto geologico evolutivo della zona dell’Alta Valle dell’Aterno. Nel corso delle indagini sono state riconosciute alcune scarpate di faglia nella fascia pede- montana del M. Marine, con direzione WNW-ESE. La formazione di tali scarpate è da ricondurre all'attività recente della faglia che borda, per l'intera lunghezza, il versante sudoccidentale del M. Marine. Questa ha un andamento medio da NW-SE a WNW-ESE ed è ritenuta responsabile della formazione del bacino intermontano dell’Alto Aterno (Bosi, 1975; Blumetti, 1995; Blumetti et al.., 1996; Basili et al., 1997; 1999). In questo lavoro vengono descritti i primi risultati ottenuti dallo studio di una trincea paleosismologica scavata attraverso una delle scarpate di faglia menzio- nate associate alla struttura del M. Marine. Mediante l’osservazione delle foto aeree, la mappatura e il ricono- scimento sul terreno della scarpata, sono stati identifica- 260 M. Moro et al. ti siti potenziali per lo scavo di trincee esplorative. La realizzazione di una trincea paleosismologica ha per- messo di determinare la natura tettonica della scarpata; quest’ultima è risultata essere l’espressione superficiale di una faglia diretta parallela al versante di faglia e responsabile della dislocazione di depositi alluvionali, di versante e di coltri colluviali recenti (Olocene) (Fig. 1). L'analisi condotta ha fornito informazioni sulla cinemati- ca della struttura ed ha permesso il riconoscimento di eventi di dislocazione cosismica recenti. A questo proposito va ricordato che l’area è stata interessata da un terremoto distruttivo il 2 febbraio 1703 (Me=6.7, Gruppo di Lavoro CPTI, 1999). Inoltre Blumetti (1995), in base all’osservazione di dislocazioni di depo- siti colluviali tardo pleistocenici e delle descrizioni stori- che degli effetti indotti sul terreno dal terremoto del 1703, ha ipotizzato l’attivazione della faglia del M. Marine proprio in occasione di questo terremoto. Dopo l'inquadramento geologico dell'area ed alcu- ne indicazioni sulla sismicità, un ampio capitolo del pre- sente lavoro è dedicato ai vari aspetti connessi all'anali- si paleosismologica: dall'individuazione e caratterizza- zione della scarpata di faglia, alla realizzazione della trincea, descrizione delle varie unità dislocate individua- te, interpretazione in termini stratigrafici e inquadramen- to cronologico dei singoli eventi di fagliazione individua- ti. Alcune implicazioni dei risultati ottenuti saranno evi- denziati nelle conclusioni. Figura 1. Localizzazione ed inquadramento geologico del sito. 1, sedimenti sabbioso-limosi e coltri colluviali; 2, brecce calcaree di ver- sante; 3, successione carbonatica; 4, scarpate di faglia secondarie; 5, faglia diretta (a) e suo probabile prolungamento (b); i trattini indi- cano la parte ribassata; 6, sito della trincea. Geological framework and location of the site. 1, sandy-silty sediments and colluvial deposits; 2, slope-derived calcareous breccias; 3, carbonate succession; 4, secondary fault scarps; 5, normal fault (a) and its probable extension (b); hatching on downthrown side; 6, trench site. 22.. IINNQQUUAADDRRAAMMEENNTTOO GGEEOOLLOOGGIICCOO DDEELLLL’’AARREEAA L'alta valle del F. Aterno è una depressione allun- gata in direzione NW-SE all’interno della dorsale appen- ninica, nel settore più settentrionale dei rilievi abruzzesi. Nel tratto tra Barete e Arischia la valle si immette in un’ampia depressione in gran parte di origine tettonica, bordata dalla faglia del M. Marine, che tende a congiun- gersi verso sud con la conca aquilana. I rilievi che bordano la valle sono costituiti da rocce calcareo-dolomitiche appartenenti alla successio- ne meso-cenozoica laziale-abruzzese, mentre in prossi- mità del fondovalle affiorano depositi fluviali e lacustri plio-quaternari terrazzati e depositi clastici di versante; solo nel tratto a nord di S. Giovanni, il fondovalle dell’Aterno è inciso anche nei depositi silicoclastici mio- cenici. Per quanto riguarda gli studi di tettonica plio-qua- ternaria, i dati geologici disponibili per quest’area sono riportati in Bosi (1975), Blumetti (1995), Bagnaia et al. (1996), Blumetti et. al. (1996), Basili et al. (1997), Basili et al. (1999), Galadini (1999) e Galadini & Galli (2000). Più recentemente, Bosi et al. (2000) e Moro et al. (2001) hanno realizzato una carta geologica in cui sono rappre- sentati gli eventi sedimentari ed erosivi occorsi durante il Plio-Quaternario. Dall’analisi delle informazioni conte- nute nella carta emerge un quadro di evoluzione geolo- gica caratterizzato dalla presenza di almeno nove episo- di sedimentari e numerosi eventi erosivi. Dal punto di vista dell’assetto strutturale, va evi- denziato il fatto che la faglia del M. Marine fa parte di un sistema composto da quattro segmenti principali (Fig. 1) - disposti en-echelon con step-over destro (Galadini, 1999; Galadini & Galli, 2000; Galadini & Messina, 2001) - che si sviluppa tra il bacino di Capitignano (a nord del- l'area studiata) e la città di L'Aquila. Nell'ambito dell'inte- ro sistema di faglia, tuttavia, le evidenze più marcate di attività tardo-quaternaria riguardano proprio il segmento di M. Marine e quello subito a sud, noto come faglia del M. Pettino. Il primo ha andamento da NW-SE a WNW- ESE e si sviluppa tra gli abitati di Marana e Arischia, mentre il secondo, con andamento da NW-SE ad E-W, termina verso NW tra gli abitati di S. Vittorino e S. Marco e verso sud a ridosso di L'Aquila (Fig. 1). Entrambe le faglie, ritenute attive nel Pleistocene supe- riore-Olocene (Bosi, 1975; Blumetti, 1995; Blumetti et al., 1996; Basili et al., 1997; Basili et al., 1999; Galadini & Galli, 2000), sono caratterizzate da evidenti scarpate di faglia in roccia e, spesso, da ampie zone cataclasti- che laddove tagliano la serie meso-cenozoica. 33.. SSIISSMMIICCIITTÀÀ DDEELLLL’’AALLTTOO AATTEERRNNOO Le informazioni riguardanti la sismicità storica evi- denziano che l'area è stata interessata nel 1703 da una delle più distruttive sequenze sismiche che hanno inte- ressato l’Italia peninsulare. La sequenza è caratterizzata da tre eventi principali, di cui l’ultimo (2 Febbraio), con epicentro nella zona di l’Aquila, è risultato di intensità pari a X MCS (Gruppo di Lavoro CPTI, 1999). La crono- logia degli eventi principali (14 gennaio, 16 gennaio, 2 febbraio) e l'ubicazione delle aree epicentrali evidenzia- no l'attivazione progressiva di sorgenti sismogenetiche in direzione appenninica, da nord verso sud. 261Analisi paleosismologiche ... Le numerose scosse causarono rilevanti effetti sull'ambiente, descritti da Grimaldi (1703), Uria de Llanos (1703) e Parozzani (1887): voragini e spaccature nel terreno, fuoriuscita di materiale infiammato e di gas sulfurei, dissesti di vario tipo e modifiche nell'andamento del corso dei fiumi, formazione di laghi di piccole dimen- sioni. In particolare, nei dintorni di Arischia si formarono due aperture nel terreno dalle quali fuoriuscirono pietre e grandi quantità d'acqua, con formazione di un piccolo bacino idrico. Nei monti vicini alla località Colle vi fu caduta di massi e si aprirono spaccature nel terreno: in una di queste, lunga circa 3 km (2 miglia), precipitarono anche alcune pecore. A Pizzoli è ricordata l'apertura di due fenditure, da una delle quali uscì una grande quan- tità di materiale roccioso e dell’acqua bianca che aveva formato un laghetto. Per quanto riguarda altri terremoti distruttivi, l'infor- mazione storica evidenzia che l'area aquilana è stata interessata da una delle scosse della disastrosa sequenza del 1349 (I pari a IX-X MCS a L'Aquila, Monachesi & Stucchi, 1997). Prima di questo evento, tuttavia, l'area aveva già subito il terremoto del 1315, i cui effetti sono, tuttavia, poco noti. Successivamente, L'Aquila e l'alto Aterno sono stati interessati dal terremo- to del 1461 e da quello del 1762 (I X e IX rispettivamen- te a L'Aquila) con effetti non paragonabili a quelli dei ter- remoti del 1349 e del 1703. Gli unici dati sismologici strumentali relativi alla sismicità minore dell'alta valle dell'Aterno sono stati pub- blicati da Bagnaia et al. (1996). In tale lavoro sono stati analizzati i dati raccolti, a partire dal 1992, da una rete locale gestita dal Servizio Sismico Nazionale in collabo- razione con il Dipartimento di Fisica dell’Università di L’Aquila. L’attività sismica risulta concentrata in due sequenze, una nell’agosto del 1992 (Mmax = 3.9) e l’al- tra nel giugno 1994 (Mmax = 3.7). Lo sciame della prima sequenza è localizzato tra il M. San Franco ed il M. Stabiata con una concentrazione degli ipocentri all’interno di una stretta fascia tra 8 e 12 km. Le soluzio- ni focali indicano meccanismi dip-slip con piani di faglia a direzione prevalente NW-SE ed assi T orientati in dire- zione antiappenninica, compatibili con il regime tettonico distensivo che caratterizza questo settore dell’Appennino centrale. Nel 1994 l'area è stata interes- sata da un secondo sciame con un evento principale, il 2 giugno, di magnitudo pari a 3.7. La distribuzione spa- ziale degli eventi è concentrata in una fascia adiacente le località di Barete, Pizzoli e M. Marine. Secondo Bagnaia et al. (1996) gli ipocentri proiettati in direzione E-W interessano volumi focali raggruppati nei primi 15 km di crosta, a profondità tipiche dei terremoti appenni- nici. 44.. IINNDDAAGGIINNII PPAALLEEOOSSIISSMMOOLLOOGGIICCHHEE 4.1 Geomorfologia del sito La scelta del sito della trincea è il frutto di analisi morfologiche eseguite nell’ambito degli studi per la rea- lizzazione di una carta geologica prototipale (Bosi et al., 2000; Moro et al., 2001). Oltre alla scarpata principale, ubicata al piede del versante carbonatico, sono state evidenziate tre ulteriori scarpate di altezza variabile tra 10 e 20 metri (Fig. 1). Queste scarpate sono state rite- nute di origine tettonica in base ai seguenti elementi: 262 - non sono riferibili alla successione terrazzata del- l’alta valle dell’Aterno; - non sono riferibili ad attività antropica (i muri a secco osservabili lungo alcuni tratti delle scarpate sono di limitata altezza ed hanno il solo scopo di impedire fenomeni franosi di piccola entità in una zona densa- mente abitata). L’analisi delle foto aeree ed i rilievi sul terreno lungo le scarpate che interessano i depositi di versante hanno mostrato che in generale questi tre elementi morfologici interessano principalmente aree caratteriz- zate da erosione durante l’Olocene. L’esiguità di affiora- menti di depositi olocenici ha consentito di identificare in questa fase due soli siti per lo scavo di trincee esplorati- ve. I siti identificati si localizzano sulla scarpata più meri- dionale rispetto alle tre riconosciute (Fig. 1). In questa area la faglia assume una direzione WNW-ESE. Nella figura 1 sono riportate le unità affioranti in prossimità del sito paleosismologico. Oltre alle formazio- ni calcareo-dolomitiche presenti sul versante di M. Marine, sono state evidenziate due unità riferibili al Pleistocene superiore - Olocene: - l’Unità 1 è costituita da più livelli sabbioso-limosi e da coltri detritiche provenienti dai soprastanti versanti; comprende inoltre i depositi di due conoidi detritiche (Pleistocene sup. - Olocene). - l’Unità 2 è costituita da brecce calcaree di ver- sante ben stratificate a cui si intercalano alcuni livelli centimetrici sabbioso-limosi ricchi di materiale organico. Le datazioni con il metodo del radiocarbonio eseguite su due di questi livelli hanno fornito età rispettivamente di 31.710±760 e 23.330±300 yr B.P. (Galadini & Galli, 2000). Questa unità è dislocata dal sistema di faglie pre- senti al piede del versante del M. Marine e nel settore ribassato della struttura i depositi non affiorano in quan- to ricoperti da unità più recenti. 4.2 Aspetti tecnici dell'analisi paleosismologica La trincea è stata scavata trasversalmente alla scarpata di faglia (Fig. 2) con direzione N25°E, è lunga circa 28 metri, raggiunge una profondità e larghezza media di 2 metri ed interessa depositi alluvionali, collu- viali e di versante. Allo scopo di cartografare in dettaglio le pareti della trincea, è stato applicato un reticolo a maglie qua- drate di un metro di lato e nelle zone in cui necessitava un maggior dettaglio stratigrafico la larghezza delle maglie è stata portata a 0.5 m di lato. I dati desumibili dalle pareti della trincea sono stati trasferiti su carta mil- limetrata in scala 1:20. Sono state altresì effettuate riprese fotografiche di dettaglio delle pareti con fotoca- mera digitale, a distanza fissa (circa 1 m) per ogni foto- gramma. Ciò ha permesso di realizzare un fotomosaico delle pareti, grazie alla retrodeformazione delle immagi- ni vincolata dalla geometria del reticolo. L’età dei paleoeventi è stata vincolata sulla base di datazioni radiometriche 14C effettuate su campioni prelevati dalle unità stratigrafiche. Le datazioni sono state eseguite presso il laboratorio Beta Analytic Inc. (Miami-Florida). Le età convenzionali sono state calibra- te da Beta Analytic utilizzando il database INTCAL98 di cui in Stuiver et al. (1998). La conoscenza dei processi deposizionali ed ero- sivi, relativi all’evoluzione geologica del Pleistocene superiore-Olocene in questo settore appenninico, ha permesso di definire una cronologia relativa per i com- M. Moro et al. Figura 2. Veduta panoramica del sito paleosismologico. Le linee a tratteggio indicano la parte superiore ed inferiore della scarpata di faglia. Le frecce mostrano l’andamento in superficie della scarpata. View of the paleoseismological site. Dashed lines indicate the top and the bottom of the fault scarp. Arrows shows the superficial pat- tern of the scarp. 263 plessi sedimentari riconosciuti. Come mostrato nel seguito, ciò ha consentito di superare alcune difficoltà legate alla definizione di vincoli cronologici mediante datazioni quantitative. 4.3 Contesto stratigrafico e misure radiocarboni- che Nell’ambito della successione indagata sono state riconosciute 10 unità distinte sulla base dei principali caratteri lito-pedostratigrafici e del loro significato sedi- mentologico-paleoambientale (Tab. 1). I rapporti strati- grafico-tettonici esistenti fra le unità attraversate dalla trincea permettono, inoltre, di suddividere l’intera suc- cessione in quattro principali complessi (Fig. 3). I princi- pali elementi di discontinuità stratigrafica che consento- no una simile suddivisione sono rappresentati dalle tre zone di deformazione A, B e C (Fig. 3, 4, 5, 6 e 7). I quattro gruppi di unità, che attraverso tali elementi ven- gono a contatto fra loro, non mostrano infatti alcun tipo di affinità sedimentologico-stratigrafica; essi pertanto possono essere trattati come complessi discreti strati- graficamente e cronologicamente ben distinti gli uni dagli altri. Tale suddivisione è corroborata dalla cronolo- gia radiocarbonica disponibile riportata in Tab. 2. 4.3.1 Indizi cronologici forniti dal contesto strati- grafico-paleoambientale Sebbene in ambito paleosismologico le misure cronometriche siano un requisito essenziale, esse in ogni caso costituiscono solo una parte del complesso di dati necessari per la definizione di una precisa cronolo- gia della sequenza stratigrafica e degli eventi paleosi- smici riconosciuti. Nel caso in esame, il riconoscimento di alcuni elementi di potenziale valenza tefrocronologica nonché l’analisi dell’evoluzione stratigrafico-paleoam- bientale della successione indagata permettono di migliorare e ridefinire il quadro cronologico fornito dalle misure radiocarboniche. Per quanto concerne la parte più antica della suc- cessione (complesso 1 Fig. 3 e 5), l’elemento più signifi- cativo ai fini cronologici è senza dubbio rappresentato dalla sequenza costituita dal tephra ridepositato (Unità 8a e 8b) e dal paleosuolo che ne interessa il tetto (Unità 7a) la cui frazione organica ha fornito un’età di 30.110±310 yr 14C B.P. La componente vulcanica del tephra rimaneggiato è costituita in larga misura (>90%) Analisi paleosismologiche ... Figura 3. Riproduzione grafica e fotomosaico della parete ovest della trincea. Sono indicate con i riquadri a tratteggio le tre zone princi- pali di deformazione A,B,C. Le unità stratigrafiche così come le zone principali di faglia vengono descritte nel testo. Le faglie sono indi- cate in nero nello schema grafico ed a tratteggio bianco nel fotomosaico. Sketch and photomosaic of the western trench wall. Dashed squares indicate the three principal deformation zones A,B,C. Stratigraphic units and the principal fault zones are described in the text. Faults are indicated with black lines in the sketch and with white dashed lines in the photomosaic. 264 da ceneri molto sottili, dal tipico colore giallastro assunto dai vetri in seguito ad un processo di alterazione, men- tre la frazione psammitica si compone di vetro grigio ben vescicolato associato a fenocristalli di mica, piros- seno e plagioclasio in abito discretamente conservato. Il paleosuolo limoso, si presenta ben sviluppato (spessore 70-100 cm) con un orizzonte B bruno-nerastro (7,5YR3/2) che, tramite un orizzonte nodulare disconti- nuo, sfuma gradualmente in C. Entrambi gli orizzonti B e C sono ben distinti e rappresentati, mentre l’orizzonte A, troncato al tetto da una superficie di erosione, affiora solo in lembi residui. A completamento di quanto ossservato, va ricor- dato che a meno di un chilometro ad est della trincea, nell’abitato di Frattole, Blumetti (1995) ha descritto una sequenza di depositi quaternari recenti interessata da un fitto e complesso sistema di faglie dirette. Questa successione presenta nella parte alta un paleosuolo, sviluppato su tephra giallastro, che ha fornito un’età di 29.690±1110 yr 14C B.P. del tutto simile a quella del paleosuolo rinvenuto nella trincea paleosismologica (in seguito PT). Un esame delle caratteristiche mineralogi- co-sedimentologiche del livello pedogenizzato e del parent material del paleosuolo di Frattole (in seguito PF) hanno inoltre evidenziato forti analogie lito-pedostrati- grafiche fra i due paleosuoli che, in aggiunta ai dati cro- nometrici, ne confermano la correlazione. Sui rilievi carbonatici dell’Appennino centrale è stato identificato, in diversi contesti deposizionali subae- rei, un pedomarker tardopleistocenico sviluppatosi su un tephra rimaneggiato correlato all’Ignimbrite Campana (Frezzotti & Narcisi, 1996). Il paleosuolo è classificato come un andosuolo sviluppatosi sotto condizioni climati- che temperato umide, evolutosi a Luvisol in seguito ad M. Moro et al. Tabella 1. Descrizione litostratigrafica, interpretazione sedimentologica e cronologia della trincea Marruci 1. Lithostratigraphic description, sedimentological interpretation and chronology of the Marruci 1 trench. Unità Liv. Descrizione Interpretazione Misure 14C Età (ky BP) 10 a-c Ghiaie grossolane caotiche con elementi eterometrici e poco elaborati in scarsa Sedimenti alluvionali matrice sabbiosa. Verso l’alto le ghiaie passano a livelli decimetrici di sabbie fini. 9 a-e Ghiaie stratificate (clast-supported) con elementi calcarei subarrotondati passanti Sedimenti alluvionali >39,3 verso l’alto a sabbie fini interessate da patine manganesifere. 8 a-b Sabbie fini e silt giallastro a prevalente componente vulcanica con intercalazioni Tephra rimaneggiato 39,3÷37,81 di ghiaie (8a) in strati decimetrici lenticolari. dell’Ignimbrite Campana 7 A Limo bruno-giallastro a prevalente componente vulcanica. Orizzonte B/C di alterazione 37,8÷341 pedogenetica B Limo bruno-nerastro (7,5 YR3/2) con abbondante materiale organico, incrostazioni Orizzonte B di alterazione 30.310±310 e noduli calcarei . pedogenetica Erosione 6 Limo sabbioso bruno-nerastro con rari clasti calcarei. Colluvio del sottostante <34 paleosuolo (7) 5 a-f Alternanze di ghiaie ben stratificate ed embriciatie e sabbie in livelli decimetrici e Sedimenti alluvionali 33.580±270 geometria lenticolare e cuneiforme. 4 a-f Ghiaie calcaree eterometriche e massive ad elementi subangolosi corrosi, a luoghi Depositi di versante 24÷18 stratificate in livelli decimetrici con rari intervalli sabbiosi. 3 a-g Ghiaie grossolane mal stratificate con abbondante matrice limosa ed intercalazioni Sedimenti 21.090±280 <24 decimetriche di limo sabbioso. alluvio-colluviali >16 2 f-e Limi sabbiosi bruno-giallastri amalgamati, mal stratificati con elementi calcarei Sedimenti colluviali 12.930±260 <16 eterometrici. 2 a-c Limi sabbiosi amalgamati, mal stratificati con rari elementi calcarei eterometrici e Sedimenti colluviali 3880±70 <22 frammenti di laterizi di età storica (2c-2a). 1 Limo sabbioso bruno Suolo attuale 1Giaccio et al., 2002; Giaccio & Isaia submitted; 2Età desunta dal contenuto archeologico. Tabella 2. Età 14C dei campioni prelevati in trincea ottenute sulla base di datazioni radiometriche calibrate e dendrocorrette. La localiz- zazione dei campioni è riportata in figg. 4, 5, 6, e 7 (esclusi i campioni PIZ4 e PIZ7, non rappresentati nel log della trincea). L’intervallo 2σ è dato secondo il programma di calibratura del radiocarbonio di Stuiver et al. (1998). Measured and dendrochronologically calibrated 14C age of samples collected in the trench. Sample location and age are shown in Figures 4, 5, 6 and 7 (except for Sample PIZ4 and PIZ7, which is out of the log of Trench). The 2σ interval is given according to the radiocarbon calibration program of Stuiver et al. (1998). Camp. Comp. Unità Liv. Materiale datato Cod. Lab. Tecnica Età 14C BP 2σ Età cal. BP PIZ4 1 7 a Paleosuolo Beta-167950 Radiometrica 30.110 310 ~35.0902; ~34.1003 PIZ3 1 5 e Carbone Beta-167949 AMS 33.580 270 ~38.9002; ~37.4003 PIZ7 3 3 e Silt colluviale Beta-167951 Radiometrica 21.090 280 ~24.8002; ~24.0003 PIZ10 4 2 e Silt colluviale Beta-167952 Radiometrica 12.930 260 16.160-14.3401 PIZ14 4 2 y Silt colluviale Beta-167953 Radiometrica 3890 60 4500-4480/4440-41501 PIZ12 4 2 a Silt colluviale Beta-169188 Radiometrica 3880 70 4520-4140/4120-41001 1Stuiver et al., 1998; 2 Bard, 1998; 3Voelker et al., 2000 (2 -3calibrazione stimata). 265Analisi paleosismologiche ... un successivo peggioramento climatico in senso freddo- arido (Frezzotti & Narcisi, 1996). Con l’eccezione di una singola datazione a 38.770±2100 14C yr B.P., numerose misure radiocarboniche indicherebbero che questo pedomarker appenninico (in seguito PMA) si sia svilup- pato nell’intervallo cronologico di 33.000-29.000 yr 14C B.P. (Frezzotti & Narcisi, 1996 con riferimenti). Le età di 29.690±1110 e di 30.110±310 yr 14C B.P., rispettiva- mente del PF e del PT, si sovrappongono ampiamente alle misure radiocarboniche attualmente disponibili per il PMA suggerendo pertanto una loro correlazione. Le più recenti datazioni dei depositi prossimali ter- restri dell’Ignimbrite Campana (in seguito IC), hanno for- nito un’età di 39.280±110 yr B.P., ottenuta da 18 misure 40Ar/39Ar (De Vivo et al., 2001), mentre la risedimenta- zione del tephra (Unità 8) e la sua successiva pedoge- nesi (Unità 7) sono state correlate rispettivamente all’Heinrich event 4 (ca. 39.300÷37.800 cal yr B.P.) e agli interstadi 8-7 (ca. 37.500÷34.000 cal yr B.P.) della stratigrafia isotopica groenlandese (Giaccio et al., 2002; Giaccio & Isaia, 2002). Tramite le zone di deformazione B e C, rappresen- tate rispettivamente da un sistema di faglie normali e da una faglia diretta antitetica del sistema del M. Marine, il complesso 1 è messo a contatto con i più recenti depo- siti dei complessi 2 e 3 (Fig. 3, 5 e 6). I depositi del com- plesso 2 (Unità 4a-f) evidenziano un netto cambiamento di facies rispetto alla sequenza del complesso 1. Si trat- ta di ghiaie calcaree massive mal stratificate e mal clas- sate ad elementi subangolari con scarsa matrice sab- biosa totalmente priva di componente organica e/o di sedimenti di suolo così frequenti nei livelli sottostanti. Essi, per la posizione stratigrafica che occupano e le caratteristiche di facies che li contraddistinguono, pos- sono essere dubitativamente correlati alle fasi di gelifra- zione e sedimentazione detritica di versante dell’Ultimo Massimo Glaciale ampiamente documentate in Appennino centrale fra 21.000 e 18.000 14C yr B.P. (Giraudi & Frezzotti, 1997). Il complesso 3 (Unità 3a-g) è invece costituito da alternanze di livelli ghiaiosi e sabbioso-limosi presumi- bilmente riferibili a processi di sedimentazione alluviona- le e colluviale. La frazione organica di un campione di sabbie-limose colluviali (livello 3e) di questo complesso ha fornito l’età di 21.090±280 14C yr B.P. Considerando la natura colluviale del materiale datato, per questi sedi- menti tale data va intesa come termine post quem per la sedimentazione, mentre si può assumere come età minima la data di 12.930±280 14C yr B.P. della base del complesso 4 riferibile all’intervallo Tardiglaciale-Olocene recente. L’attribuzione a tale ambito cronologico è sug- gerita sia dai dati cronometrici (Tab. 1) sia dall’evidenza stratigrafica di numerosi frammenti laterizi fluitati di età storica (Rolfo, com. pers.) distribuiti nella parte alta della sequenza (livelli 2a-c). La serie tardiglaciale-olocenica si compone di sedimenti colluviali amalgamati e malstratifi- cati, tali da rendere piuttosto arbitraria una precisa indi- viduazione dei limiti di base e tetto delle quattro unità riconosciute che rappresentano, in ogni caso, altrettanti distinti episodi colluviali. Nell’ambito di territori caratterizzati da una costan- te occupazione umana storico-protostorica associata ad una massiccia attività agricolo-pastorale, quale è certa- mente il caso in esame, è estremamente critica la distin- zione degli effetti geologico-ambientali dovuti all’impatto antropico da quelli ascrivibili alle oscillazioni climatiche oloceniche. Studi stratigrafici ad alta risoluzione hanno in ogni caso evidenziato un comportamento ciclico del clima olocenico con un periodo di circa 1500±500 yr (Bond et al., 1997; Mayewski et al., 1997; Bond et al., 2001). Nell’ambito di questa ciclicità, nel periodo storico (ultimi 2500) si sarebbero verificati due episodi principali di raffreddamento centrati, rispettivamente, intorno a 1400 e 350 yr B.P. che corrispondono a due fasi di dis- sesto ambientale ben documentate nel territorio italiano (es. Cremaschi & Gasperi, 1989; Ortolani & Pagliuca, Figura 4. Riproduzione grafica della zona di deformazione A della parete ovest della trincea. Le unità stratigrafiche e le deformazioni vengono descritte all’interno del testo. Le frecce rappresentano gli orizzonti evento relativi agli eventi di disloca- zione riconosciuti. Sketch of the deformation zone A of the western trench wall. Stratigraphic units and deformation zones are described in the text. Arrows represent the event horizons related to the reco- gnized displacement events. 266 M. Moro et al. Figura 5. Riproduzione grafica della zona di deformazione B della parete ovest della trincea. Le unità stratigrafiche e le deformazioni vengono descritte all’interno del testo. Le frecce rappresentano gli orizzonti evento relativi agli eventi di dislocazione riconosciuti. Sketch of the deformation zone B of the western trench wall. Stratigraphic units and deformation zones are described in the text. Arrows represent the event horizons related to the recognized displacement events. 1994; Veggiani, 1995; Antonioli et al., 2000; Giraudi, in stampa ). A questi periodi, noti nella letteratura della cli- matologia storica come la “Fase dei dissesti alto medie- vali” e la “Piccola Età Glaciale”, sono associati episodi di intensa erosione di suoli e accumulo di sedimenti collu- viali . Alla luce di quanto precede, e considerando la cri- ticità interpretativa delle misure cronometriche ottenute dai sedimenti colluviali di questo complesso, è possibile correlare dubitativamente la parte alta delle unità oloce- niche, contenenti laterizi storici, ad una fra le due ultime fasi di instabilità ambientale dell’alto medioevo e della Piccola Età Glaciale. 4.4 Deformazioni osservate ed eventi di disloca- zione cosismica riconosciuti I rapporti tra le unità stratigrafiche ed i vari piani di taglio esposti in entrambe le pareti dello scavo hanno portato al riconoscimento delle tre zone di deformazione principali indicate in figura 3 e citate nel paragrafo pre- cedente. Le zone sono composte da sistemi più o meno complessi di faglie prevalentemente dirette, ad alto angolo, con orientamento WNW-ESE, che ribassano il settore sudoccidentale (tranne la faglia F6 che ribassa il settore settentrionale). Le relazioni tra unità stratigrafiche e piani di taglio hanno permesso di riconoscere l'occorrenza di almeno cinque eventi di fagliazione superficiale. La zona di deformazione A (Fig. 3, 4 e 7) risulta ampia circa 2 m; è composta da una serie di faglie diret- te ad alto angolo (F2) con locale movimento inverso (F1) e mette a contatto due differenti sequenze strati- grafiche (complesso 3 e 4). La sequenza delle unità 2 (da 2c a 2f) risulta costituita da corpi colluviali massivi recenti (presenza al loro interno di frammenti di cerami- ca storica) mentre la sequenza 3 è rappresentata da depositi alluvio-colluviali mal stratificati che potrebbero costituire il prodotto della rielaborazione delle unità allu- vionali più antiche 5-10 (complesso 1). La faglia è sigil- lata dall’unità 2a che poggia indisturbata sulle sequenze sottostanti. La zona di deformazione B (Fig. 3 e 5) presenta un'ampiezza di circa 5 m e risulta costituita da una serie di faglie normali ad alto angolo localmente con movi- mento inverso. La faglia principale (F5) mette a contatto la sequenza stratigrafica 3 (complesso 3) con la 5-10 (complesso 1), costituita prevalentemente da depositi fluviali a diverso grado di energia deposizionale, con stratificazione suborizzontale, riferibili ad un livello di base antico non corrispondente con l'attuale. Tale faglia disloca l’intera sequenza stratigrafica fino alla base del suolo attuale. La struttura F4 che interessa la sequenza 3 presenta una diminuzione dell’entità del rigetto verti- cale procedendo verso la porzione superiore della sequenza, ad indicare una riattivazione della struttura. In particolare la base dell’unità 3e ed il tetto dell’unità 3c risultano dislocati rispettivamente di circa 0,50 m e 0,30 m. Le faglie che interessano la sequenza 5-10 presenta- no una entità del rigetto costante e tagliano l’intera sequenza fino alla base del suolo attuale mostrando un rigetto massimo osservabile di circa 0,60 m. La zona di deformazione C (Fig. 3 e 6) risulta ampia circa 3 m ed è composta da strutture antitetiche e da strutture a movimento inverso. La faglia antitetica F6 mette a contatto i depositi detritici di versante della sequenza 4 (complesso 2) con la sequenza 5-10 (com- plesso 1) ed è sigillata dal suolo attuale. Nella parete est uno degli ultimi livelli dislocati presenta al suo inter- no un frammento di ceramica storica. Sono presenti altre strutture a componente inversa che mostrano riget- ti di 0,1-0,15 m. In tutta la trincea si osservano inoltre strutture e fratture secondarie con rigetti minimi o nulli. L’analisi delle sequenze sedimentarie unitamente allo studio delle strutture deformative ha permesso di identificare le evidenze geologiche di almeno cinque eventi di dislocazione cosismica. L’evento più recente (E1) è desumibile dalla dislo- cazione, nella zona A, dell’intera sequenza stratigrafica fino alla base dell’unità 2a; la dislocazione riguarda unità recenti che contengono frammenti di ceramica sto- rica. Nelle zone B e C tutte le unità sono dislocate, ad 267Analisi paleosismologiche ... Figura 6. Riproduzione grafica della zona di deformazione C della parete ovest della trincea. Le unità stratigrafiche e le deformazioni vengono descritte all’interno del testo. Le frecce rappresentano gli orizzonti evento relativi agli eventi di disloca- zione riconosciuti. Sketch of the deformation zone C of the western trench wall. Stratigraphic units and deformation zones are described in the text. Arrows represent the event horizons related to the reco- gnized displacement events. eccezione del suolo attuale. L'evento E1 ha causato la formazione di una scarpata la cui degradazione ha ali- mentato la deposizione del cuneo colluviale 2b e suc- cessivamente 2a, osservabile nella zona A delle pareti. Anche nella zona C, così come nella zona A, la disloca- zione interessa un livello contenente manufatti storici. Tale evento ha prodotto un progressivo ribassamento verso S delle sequenze stratigrafiche. L’entità minima del rigetto calcolata per questo evento è risultata di 0,3 m, considerando la dislocazione dell’unità 2d (Fig. 7). Nonostante l'analisi col metodo del radiocarbonio dei depositi fagliati (unità 2y) e di quelli sigillanti (2a) forni- sca età piuttosto antiche (vedi tabella 2), la presenza di ceramica storica garantisce che tali livelli siano il frutto di colluviamento da riferire ad una fra le due più recenti fasi di instabilità climatica; la deposizione sarebbe per- tanto da riferire o all’alto medioevo o alla Piccola Età Glaciale, come detto in precedenza. Questa osservazio- ne, unita alle evidenze storiche sugli effetti geologici del terremoto del 2 febbraio 1703, alla localizzazione dell’e- picentro e all’intensità di questo evento sismico, permet- te di associare ad esso l'evento di dislocazione E1. Un ulteriore evento (E2) è riconoscibile nella zona A della parete est (Fig. 7), a causa della presenza di un probabile cuneo colluviale (unità 2d), che dovrebbe rap- presentare il prodotto dello smantellamento di una scar- pata di faglia prodottasi durante E2. Il cuneo colluviale (unità 2d) verrà successivamente fagliato dall’evento E1, più recente, descritto in precedenza. Nella parete est, in corrispondenza della faglia F3 268 M. Moro et al. Figura 7. Riproduzione grafica della zona di deformazione A della parete est della trincea. Le unità stratigrafiche e le deformazioni ven- gono descritte all’interno del testo. Le frecce rappresentano gli orizzonti evento relativi agli eventi di dislocazione riconosciuti. Sketch of the deformation zone A of the eastern trench wall. Stratigraphic units and deformation zones are described into the text. Arrows represent the event horizons related to the recognized displacement events. (Fig. 7), è possibile riconoscere altri due eventi: il più recente (E3) disloca la parte basale dell’unità 3a (F4 di Fig. 5 e F3 di Fig. 7), producendo un rigetto di circa 0,30 m; l’evento più antico (E4) interessa l’intera successione 3 fino al tetto dell’unità 3b, con l’unità 3a che ne sigilla il piano di faglia. In base alle considerazioni riportate nel paragrafo 4.3.1, si ipotizza che la porzione superiore del complesso 3 sia riferibile all’intervallo di tempo 15.000- 12.000 B.P.; l’età di questi due ultimi eventi è quindi attribuibile al periodo Tardiglaciale. L’evento più antico (E5) è riconoscibile nella zona B (parete ovest) sulla struttura F4 (Fig. 5), a causa del- l’aumento del rigetto tra le unità 3c e 3e, che passa da circa 0,30 m a 0,50 m. L’età del campione PIZ 7 relativo all’unità 3e è risultata di 21.090±280 yr BP; consideran- do la natura colluviale di tali depositi, l’età di sedimenta- zione di tale livello potrebbe essere ringiovanita come detto nel capitolo 4.3.1, fino a circa 12.930±280 yr B.P. L’evento riconosciuto sarebbe quindi databile al periodo Tardiglaciale (15.000-12.000 B.P.). La mancanza di correlazioni stratigrafiche fra i vari complessi sedimentari non consente di individuare il rigetto complessivo degli eventi individuati. 55.. CCOONNCCLLUUSSIIOONNII L'identificazione di scarpate di faglia formatesi con l'attività recente (Pleistocene superiore-Olocene) della faglia del M. Marine ha suggerito di approfondire le caratteristiche di tale attività mediante analisi paleosi- smologica. La scarpata attraverso la quale è stata rea- lizzata la trincea paleosismologica si è formata a causa dei movimenti ripetuti di alcuni piani di faglia che costi- tuiscono parte dell'espressione superficiale della struttu- ra del M. Marine. L'analisi paleosismologica ha evidenziato l'occor- renza di eventi di dislocazione nel Pleistocene superiore e nell'Olocene. In particolare la trincea ha esposto evi- denze relative a cinque eventi nell'ambito degli ultimi 15.000 anni. Il più recente di tali eventi è da riferire con molta probabilità al terremoto del 2 Febbraio 1703, come evidenziato dalla fagliazione di colluvi storici e dalle informazioni storiche sugli effetti geologici del ter- remoto. Le dislocazioni osservate lungo le singole faglie presentano rigetti variabili tra 0,10 e 0,60 m; tali valori, alla luce delle osservazioni sulle deformazioni prodotte dall’ultimo evento (E1), potrebbero rappresentare un minimo se si ipotizza la riattivazione contemporanea dei vari piani di faglia durante un singolo evento sismico. Nel complesso, l'analisi paleosismologica ha forni- to vincoli geologici più affidabili riguardo l’ipotesi di associazione tra l’evento del 1703 e la faglia del M. Marine, sebbene i risultati esposti abbiano carattere pre- liminare e si attenda la realizzazione di ulteriori scavi nell'area indagata. Attraverso l’applicazione di relazioni empiriche che legano la magnitudo momento con la lunghezza della faglia (Wells & Coppersmith, 1994), e considerando la struttura del M. Marine come parte del sistema di faglie di L’Aquila (circa 25 km di lunghezza) (Galadini & Messina, 2001), è possibile ipotizzare che il sistema sia in grado di produrre terremoti con magnitudo prossima a 6.7. Il riconoscimento di evidenze di deformazione legate con molta probabilità all’evento sismico del 2 feb- braio 1703 (Me = 6.7) permette di definire per la faglia del M. Marine un tempo intercorso dall'ultimo evento di fagliazione di superficie piuttosto ridotto (dell'ordine dei 300 anni). Considerando i dati disponibili sui tempi di ritorno delle faglie appenniniche (in genere superiori al millennio, si veda Galadini & Galli, 2000, per una sintesi sull'argomento), le valutazioni relative al M.Marine defi- niscono una scarsa probabilità di attivazione in un futuro di interesse sociale. Infine, l'individuazione di cinque eventi di disloca- zione negli ultimi ca. 15.000 anni, sebbene la sequenza dislocativa sia probabilmente incompleta, è congruente con le indicazioni finora acquisite sui lunghi tempi di ritorno che caratterizzano le faglie appenniniche. RRIINNGGRRAAZZIIAAMMEENNTTII Il lavoro è stato parzialmente finanziato dal pro- gramma CNR Agenzia 2000 “Strutture attive nel sistema orogenico appenninico: caratterizzazione geomorfologi- ca, geologico-strutturale, sismogenetica e geodetica”. A. Cittadini ha partecipato alle attività di rilievo paleosismo- logiche. M. Rolfo ha effettuato determinazioni archeolo- giche su frammenti ceramici. Si ringrazia C. Giraudi per le utili discussioni sulla stratigrafia delle unità riconosciu- te sulle pareti della trincea. Si ringrazia infine F. Cococcia per l’aiuto logistico fornito. BBIIBBLLIIOOGGRRAAFFIIAA Antonioli F., Baroni C., Camuffo D., Carrara C., Cremaschi M., Frisia S., Giraudi C., Improta S., Magri D., Margottini C., Orombelli G. & Silenzi S. (2000) - Le fluttuazione del clima nel corso dell’o- locene: stato dell’arte. Il Quaternario, 1133 (1/2), 95- 128. 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, 99(1), 287-292. Bard E. (1998) - Geochemical and geophysical implica- tions of the radiocarbon calibration. Geochimica et Cosmochimica Acta 6622, 2025-2038. Basili R., Bosi C. & Messina P. (1997) - La tettonica Quaternaria dell’alta valle del F. Aterno (Appennino Centrale) desunta dall’analisi di suc- cessioni di superfici relitte. Il Quaternario, 1100(2), 621-624. Basili R., Bosi C. & Messina P. (1999) - Paleo-landsur- faces and Tectonics in the Upper Aterno Valley (Central Apennines). Z. Geomorph. 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