C o n t r i b u t o alla c o n o s c e n z a d e l l e c a r a t t e r i s t i c h e s i s m i c h e d e l l ' I r a n s e t t e n t r i o n a l e P . P E R O N A C I r i c e v u t o il 5 n o v e m b r e 1959 In una precedente nota abbiamo accennato alle carateristicke sismi- che dell'Altipiano Iraniano con particolare riguardo alla sua sismicità, ed iniziato lo studio del forte terremoto del 13 dicembre 1957 del quale abbiamo determinato le coordinate ipocentrali e il tempo origine. Nel presente lavoro ci siamo preoccupati di determinare la natura fìsica del movimento tellurico all'ipocentro, e abbiamo iniziato lo studio di un altro terremoto avvenuto nello stesso anno a Nord di Teheran nel mas- siccio del Demavend. N A T U R A FISICA DELLA SCOSSA ALL'IPOCENTRO D E L TERREMOTO D E L 1 3 D I C E M B R E 1 9 5 7 . Ricordiamo che la possibilità di indagare sulla natura fìsica della causa che ha prodotto un movimento sismico, è legata all'esame degli impulsi iniziali registrali in un certo numero di stazioni distribuite se- condo tutte le possibili direzioni intorno all'epicentro; partendo da questi dati sono state sviluppate varie teorie che hanno fornito risultati del massimo interesse circa il tipo di forza che origina un terremoto. Notevole a tale riguardo è la teoria sviluppata da Byerly per ter- remoti superficiali basata sulla ipotesi di mia Terra omogenea, e quindi che implica la sostituzione della traiettoria curvilinea del raggio sismico con la rettilinea, e successivamente estesa da Di Filippo ai terremoti profondi. Il metodo è molto noto per cui ci limiteremo a riportare i risultati da noi ottenuti applicandolo ai due terremoti su accennati. Partiti dalle coordinate ipocentrali da noi ricavate analiticamente per il terremoto del 13 Dicembre 1957 cp = 34° 36'53" N ± 0° 0'47" 1 = 47° 48' 43" E ± 0° 0' 52" h = 7 ± 5 , 3 km 5 2 4 F . P E R O N A C I abbiamo determinato la distanza epicentrale A e l'azimut a rispetto al- l'epicentro, di ognuna dede 65 stazioni a nostra disposizione, elementi necessari per passare ada rappresentazione cartografica, che nel nostro caso è la stereografica polare con epicentro coincidente con l'ipocentro, polo di proiezione l'antiepicentro, e piano di proiezione il piano equatoriale corrispondente. Successivamente abbiamo calcolato la distanza epicentrale A' cor- rispondente al tragitto rettilineo del raggio sismico, dato che d modedo di Terra a cui si appdca il metodo è supposto omogeneo, e siamo per- venuti (Tabeda I) agli elementi che consentono di riportare in proiezione stereografica le posizioni dede varie stazioni rispetto ad'epicentro. Come è noto, per d calcolo di A' è necessario appdcare la relazione di Benndorf. V0 cos e = K ove V0 è la velocità ad'ipocentro, v„ la velocità apparente del raggio sismico in corrispondenza deda distanza epicentrale relativa alla stazione considerata. A questo riguardo le v„ sono state determinate dade dromo- crone di Jeffreys per terremoti con ipocentri superficiaU mentre per V0 si è assunto d valore di 7,77 Km/sec. dato che i calcod sono stati riferiti ada Terra privata deda crosta terrestre e gd nnpulsi studiati si riferiscono ade onde P . T a b e l l a I S t a z i o n e im pu ls o in iz ia le A (km) a (gradi) Vn (km/sec) cos e t a n g 1 A' 1 Goris + 532 346,1 7,81 0,99488 0,102 2 N a c h i c h e v a n + 533 336,9 7,81 99488 0,102 3 K i r o v a d a n + 671 349,5 7,87 98729 0,161 4 S t e p a n o v a n + 752 337,4 7,90 98354 0,184 5 B o g d a n o v a + 798 334,1 7,91 98230 0,191 6 Tiflis + 814 342,0 7,92 98106 0,197 7 A k h a l k a n a t i 824 333,9 7,92 98106 0,197 8 A b a s - T u n i a n + 886 332,1 7,93 97882 0,204 9 Zugdidi + 939 328,3 7,94 97858 0,210 10 A s o h k a b a d — 993 68,7 7,95 97735 0,216 11 E r e v a n + 1079 345,7 7,96 97613 0,222 12 K s a r a 1094 269,9 7,97 97494 0,228 13 P i a t i g o r s k + 1107 339,8 8,04 96641 0,266 14 B o r i o m + 1194 342,0 8,10 95925 0,295 15 Sochi + 1200 326,9 8,10 95925 0,295 16 F e o d o s i a + 1549 320,7 8 , 4 3 92170 0,421 C O N T R I B U T O A L L A C O N O S C E N Z A D E L L E C A R A T T E R I S T I C H E S I S M I C H E , E C C . 5 2 5 Tabella I S t a z i o n e | i m pu ls o in iz ia le A (km) a (gradi) Vn (km/sec) cos e t a n g -- A' a 2 17 Sinferopoli + 1622 318 2 8 47 91735 0 434 18 E l w a n + 1630 255 9 8 47 91735 0 434 19 S a m a r c a n d a — 1777 66 8 8 64 89930 0 486 20 I s t a n b u l + 1789 299 1 8 72 89105 0 509 21 Q u e t t a — 1866 99 1 8 74 88901 0 515 22 S t a l i n a b a d — 1915 71 1 8 92 87107 0 564 23 K u l i a b — 1994 73 1 8 95 86816 0 572 24 T e s k h e n d — 2012 62 5 9 02 86141 0 589 25 K i r n i n e v + 2085 316 2 9 02 86141 0 589 26 K a r a k i — 2140 114 8 9 63 80685 0 732 27 B u c a r e s t + 2149 308 0 9 65 80518 0 736 28 W a r s a k — 2170 90 1 9 67 80351 0 741 29 A t e n e + 2183 286 2 9 68 80269 0 743 30 J a s i + 2189 315 8 9 68 80269 0 743 31 N a m a n g a n 2198 64 3 9 70 80103 0 747 32 A n d i z h a n — 2252 65 7 10 99 70700 1 000 33 L a o r e — 2495 93 2 11 21 69313 1 040 34 Sverdlosk + 2633 17 7 11 44 67919 1 081 35 S c a l n a t e Pleso + 2774 314 2 11 68 66521 1 122 36 D e r h a D u n 2833 92 3 11 80 65847 1 143 37 V a r s a v i a + 2877 320 8 11 82 65736 1 146 38 B r a t i s l a v a + 2940 310 8 12 06 64427 1 187 39 V i e n n a + 2998 309 8 12 19 63741 1 201 40 B o m b a y 3022 118 8 12 20 63688 1 210 41 R o m a + 3165 295 3 12 32 63068 1 231 42 Trieste + 3170 301 2 12 33 63017 1 233 43 P r a g a + 3209 312 7 12 33 63017 1 233 44 P a v i a + 3400 302 1 12 61 61617 1 278 45 S t r a s b u r g o + 3625 307 4 12 68 61277 1 289 46 Copenaghen + 3670 336 2 12 75 60941 1 330 47 Clermont + 3940 303 3 13 05 59540 1 349 48 Algeri + 4010 286 8 13 21 58819 1 375 49 K i r u n a + 4085 343 4 13 21 58819 1 375 50 Kew + 4210 307 2 13 23 58730 1 378 51 T a m a r r a s e t + 4292 276 3 13 25 58641 1 381 52 D u r a m + 4500 310 4 13 50 57555 1 421 53 A s t r i d a + 4542 208 3 13 53 57386 1 427 54 Lwiro + 4544 206 2 13 53 57386 1 427 55 Toledo + 4565 292 9 13 54 57385 1 427 56 Malaga + 4695 289 2 13 55 57343 1 428 57 I r k u t s k + 4829 48 1 13 70 56715 1 452 58 K i a k a + 4968 51 0 13 72 56632 1 455 59 K a b a n s k + 4976 48 6 13 72 56632 1 455 60 T a n a n a r i v e 5970 179 8 15 20 51118 1 681 61 Uglegorsk + 7463 45 2 17 90 43408 2 093 62 I u z n o . S. + 7613 47 1 18 04 43071 2 094 63 College + 8877 6 7 20 74 37463 2 475 64 Brébeuf + 9346 322 9 21 98 35350 2 646 65 O t t a w a + 9464 323 9 21 99 35334 2 647 5 2 6 f. P E R O N A C I Nella fig. 1 sono state riportate in proiezione stereografica la posi- zione delle 65 stazioni e il primo impulso è stato rappresentato con una freccia verso l'ipocentro se dilatazione e con una freccia diretta in senso contrario se compressione. Esaminando la distribuzione ottenuta è facde tracciare con buona approssimazione i due cerchi normali previsti dalla teoria, passanti per C O N T R I B U T O ALLA C O N O S C E N Z A D E L L E C A R A T T E R I S T I C H E S I S M I C H E , E C C . 5 2 7 l'epicentro e che separano le compressioni dalle dilatazioni. Le due rette tangenti ai cerchi e passanti per l'epicentro ci forniscono le tracce dei due possibili piani di frattura, ne è possibile come è noto, desumere dalla teoria quale dei due piani sia quello effettivo. Il terremoto è quindi dovuto ad una frattura avvenuta secondo uno dei due piani formanti con il nord geografico gli angoh di 126° e 216° rispettivamente. Per quanto riguarda l'angolo che i piani formano ri- spetto al raggio terrestre per l'epicentro è sufficiente (fig. 2) tracciare un cerchio corrispondente affa sezione meridiana, riportare sulla traccia del piano equatoriale a partire dal centro i diametri dei due cerchi e unire l'estremo dei due segmenti con il centro di proiezione. Le corde che uni- scono l'epicentro con i due punti di intersezione F ed F' rappresentano le traccie dei due possibili piani di f r a t t u r a e ci consentono di misurare gli angoh che i piani stessi formano con il raggio terrestre per l'epicentro. Dalla figura si sono ottenuti gli angoh di 66° e di 16°. Resta ora da decidere quale dei due piani possibili sia effettivamente il piano di frattura. Come è noto, a questo riguardo è necessario l'ausilio o di f a t t i precedentemente accertati o la conoscenza della geologia e della tettonica della zona ove è avvenuto il terremoto. Nella fig. 3 abbiamo riportato schematicamente la carta della regione nord-occidentale dell'Iran dal punto di vista dell'orogenesi, secondo le indicazioni contenute nel t r a t t a t o « L'evolution de la lithosphère » di Termier; abbiamo inoltre riportata su essa la posizione dell'epicentro. I n base a tale carta si nota che le catene di monti che recingono la parte meridionale dello scudo iraniano (di origine prepaleozoica) sono per la massima parte formate da una successiva copertura di Altaidi che pur elaborate in epoche precedenti, si sono sovrapposte alla fine del se- condario se non nel terziario. La catena dell'Alwand che è compresa tra Hamadan e Kermanshah è invece formata in prevalenza da rocce meta- morfiche del paleozoico e quindi depositate in epoca precedente alla co- 5 2 8 f . p e r o n a c i pertura delle Altaidi. L'epicentro cade neda zona di separazione tra le due formazioni e se si adotta per piano di frattura quedo che forma con il meridiano un angolo di 126° si nota che tale piano risulta praticamente parade] o non solo alla linea eli demarcazione tra le due formazioni ma anche all'andamento dede catene montuose di origine recente che re- cingono d Golfo Persico. Riteniamo quindi ragionevole pensare che la natura fisica della scossa che ha determinato d grande terremoto del 13 Dicembre 1957 sia uno scorrimento tra due formazioni geologicamente di epoche di- verse, e clie il piano di frattura sia quello che forma con d meridiano per l'epicentro un angolo di cn-ca 126°, e con d raggio terrestre passante per l'epicentro un angolo di 66° circa. Se si tiene presente il fatto che la zona è già stata sede anche negli anni precedenti di altri movimenti tellurici, l'ipotesi di una orogenesi ancora in atto non è da escludersi. I L TERREMOTO D E L 2 LUGLIO 1 9 5 7 . Alle ore 00 4-2™ c. del 2 lugdo .1957 suda regione montana a Nord ili Teheran si è verificato un violento terremoto avvertito almeno di II 0 -III° c o n t r i b u t o a l l a c o n o s c e n z a d e l l e c a r a t t e r i s t i c h e s i s m i c h e , e c c . 5 2 9 tinche nella capitale, l'area macrosismica molto estesa ha interessato qualche centinaio di villaggi molti dei quali hanno subito danni ingenti. La magnitudo del terremoto stesso ha raggiunto il valore di 7,4 e quindi il movimento tellurico è da classificarsi tra i più intensi avvenuti in Iran in questo ultimo cinquantennio. Numerose anche in questo caso sono state le repliche, t u t t e di minore entità, come si può riscontrare dal- l'esame dei bollettini deU'U.E.S.S. La determinazione dei dati microsismici relativi alla posizione del- l'ipocentro e il tempo origine è stata da noi eseguita utilizzando le registra- zioni delle 20 stazioni riportate nella Tabella II, le cui distanze dall'epi- centro sono comprese tra 800 e 2800 Km e distribuite nel modo più uniforme possibile intorno all'epicentro stesso. Il metodo applicato è quello seguito per la determinazione dei dati ipocentrali del terremoto di Farsinaj per cui rimando direttamente alla pubblicazione a riguardo. Siamo partiti dai seguenti dati provvisori: ottenuti modificando leggermente la longitudine e il tempo origine cal- colati per via provvisoria da Mosca, che ha impiegato per la determina- zione approssimativa le stazioni più prossime all'epicentro. Per quanto riguarda la profondità abbiamo assunto h = 33 Km dato che in base alle registrazioni, il terremoto ha le caratteristiche di un terremoto a profondità normale. La prima approssimazione ci ha fornito le seguenti correzioni da apportare ai dati di partenza. ove l'unità di misura per ò li0 è pari a 0,01 del raggio della Terra privata della crosta terrestre (63,4 Km). Con queste correzioni le coordinate più probabili dell'epicentro, e il tempo origine divengono

0 + S t a z i o n e a A ;rac li) t r a g i t t o h = 26,4 k m origine + /(fl»< -[i>0 + 1 E r e v a n 7° 38' ,75 01 52 ,4 0 0 h 4 2 m 2 6 s ,0 0 ,8 2 Tifflis 8 19 ,00 02 01 ,8 42 24 ,8 — 0 ,9 3 B a k u r i a n i 9 06 ,00 02 12 ,7 42 26 ,2 + 0 ,5 4 B o r j o m 9 13 ,60 02 14 ,4 42 26 ,9 + 1 ,2 5 P i a t i g o t s k 10 50 ,17 02 36 ,5 42 24 ,6 — 1 ,1 6 Q u e t t a 13 19 ,57 03 10 ,0 42 25 ,0 — 0 ,7 7 O b u r d a m 13 44 .43 03 15 ,4 42 25 ,0 — 0 ,7 8 G e r u s a l e m m e 15 10 ,50 03 34 ,3 42 26 ,7 + 1 ,0 9 K a r a k i 16 42 ,38 03 53 ,8 42 25 ,2 — 0 ,5 10 Mirzad 17 02 ,25 03 58 ,0 42 26 ,6 + 0 ,9 11 D e r a D u n 21 55 ,55 04 53 ,1 42 24 ,9 — 0 ,8 12 A t e n e 23 11 ,36 05 05 ,6 42 25 ,4 — 0 ,3 13 B o m b a y 24 45 ,42 05 20 ,7 42 26 ,3 + 0 ,6 14 Belgrado 25 53 ,33 05 31 ,4 42 26 ,6 + 0 ,9 Abbiamo quindi proceduto al calcolo dell'errore medio dell'unità di peso e degli errori medi dei valori più probabdi delle incognite, per cui in definitiva i valori più probabili dede coordinate epicentrad (coordinate geografiche), della profondità e del tempo origine sono risultati i seguenti (p0 = 36" 11' 11",2 Nord ± 0° 00' 53" lo = 52° 46' 22",3 Est ± 0° 01' 28" Jio = 21,4 km ± 6,5 km E = 00h 42m 54s,4 ± 0,5 sec. L'epicentro è quindi leggermente spostato a NE rispetto alla parte cen- trale del massiccio del Demavend e ad una profondità che interessa la zona inferiore dedo strato del granito. Anche per questo terremoto abbiamo voluto eseguire un tentativo per determinare la natura fisica della causa che ha originato il movi- mento sismico; a questo riguardo abbiamo impiegato gli impulsi iniziad delle registrazioni dede stazioni riportate neda Tabella IV, nella quale sono contenuti i dati necessari per la rappresentazione cartografica in proiezione stereografica polare con epicentro coincidente con l'ipocentro C O N T R I B U T O ALLA C O N O S C E N Z A D E L L E C A R A T T E R I S T I C H E S I S M I C H E , E C C . 5 3 3 T a b e l l a I V Stazioni P ri m o im pu ls o A (gradi) a (gradi) 1 Tiflis e — 8° 19 314°25' 2 P i a t i g o r s k i 10 50 40 06 3 S a m a r c a n d a i 11 49 68 19 4 Q u e t t a i + 13 20 112 43 5 K s a r a 14 01 265 17 6 Koros i 15 09 79 04 7 G e r u s a l e m m e i 15 10 281 46 8 K a r a k i i + 16 42 128 40 9 Mirzad 17 02 75 57 10 L a o r e ei + 18 31 98 09 11 H e l w a n i + 18 39 256 29 12 I a s i 21 28 307 41 13 D e r a D u n i + 21 55 98 14 14 B u c a r e s t 21 35 300 41 15 A t e n e i + 23 11 283 13 16 B o m b a y i + 24 45 129 04 17 P o o n a e + 25 39 127 35 18 B r a t i s l a v u a ei — 28 30 306 02 19 Reggio C. i 29 11 285 07 20 T r i e s t e } + 30 25 300 18 21 B e l g r a d o 25 53 299 30 22 R o m a i + 31 29 293 52 23 B o l o g n a i + 32 04 297 55 24 F i r e n z e i + 32 08 296 34 25 U p p s a l a i + 32 25 327 46 26 C o p e n a g h e n i + 33 20 318 19 27 Coirà i + 33 25 302 10 28 P a v i a i + 33 37 299 10 29 M e s t e t t e n i + 33 54 304 33 30 S t o c c a r d a 33 48 305 38 31 S t r a s b u r g o i + 34 43 305 08 32 Basilea i + 34 47 303 19 33 Toledo i + 44 11 292 31 34 Lwiro i + 44 19 214 55 35 Matzuiro i + 66 25 61 10 36 De Bilt i + 36 43 320 53 vn (km/sec) cos e t a n g — A' ° 2 8,00 97125 0,245 8,10 95925 0,295 8,22 94525 0,345 8,46 91843 0,431 8,48 91627 0,437 8,58 90559 0,368 8,59 90454 0,471 8,80 88295 0,532 8,90 87303 0,559 9,02 86141 0,589 9,02 86141 0,589 10,07 77159 0,824 10,09 77006 0,828 10,08 77083 0,826 11,40 68157 1,073 11,44 67919 1,080 11,78 65959 1,140 12,40 62611 1,244 12,42 62560 1,247 12,47 62309 1,256 11,80 65847 1,143 12,61 61618 1,279 12,70 61181 1,293 12,70 61181 1,293 12,75 60941 1,309 12,88 60326 1,322 12,89 60279 1,324 12,90 60232 1,325 12,92 60139 1,329 12,91 60185 1,327 12,93 60092 1,330 12,93 60092 1,330 13,87 56020 1,479 13,87 56020 1,479 17,34 44809 1,996 13,21 58819 1,374 e piano di proiezione al piano equatoriale corrispondente. Applicando il procedimento già eseguito per il terremoto precedente, e illustrato dalla fig. 4, abbiamo potuto stabilire che il movimento sismico è stato origi- nato da una frattura; i due possibili piani di frattura previsti dalla teoria formano con il Nord geografico gli angoh di 51° e di 141° circa, mentre gli angoh di inclinazione dei piani stessi, rispetto al raggio terrestre passante per l'epicentro sono rispettivamente = 38°, /S2 = 52°. 5 3 4 f . p e r o n a c i RIASSUNTO Proseguendo nello studio delle caratteristiche sismiche del massiccio iraniano, si determinano i dati ipocentrali e l'ora origine del terremoto del 2 luglio 1957 avvenuto a N di Teheran. Si è quindi indagato sulla natura del movimento sismico giungendo alla conclusione che trattasi di una frat- tura-, di essa sono stati calcolati gli elementi caratteristici. Analogo studio condotto per il terremoto di Farsinaj del 13 Dicembre 1957, ha mostrato che anche per esso trattasi di una frattura. ABSTRACT Following up the study of the seismic features of the Iranian massif, the hypocentral data and time of the origin of the earthquake which toolc place north of Teheran on July 2 1957, were tvorked out. Then the nature of this seismic movement was inquired into, reaching the conclusion that a fracture was involved. Salient features of this fracture were worked out. A similar study carried our in the case of Farsinaj earthquake of December 13 1957, demonstrated that it was also due to a fratucre. B I B L I O G R A F I A PERONACI F . , Sicmicità dell'Iran, « A n n u a l i di Geofisica », X I , 1, (1958). BYERLY P . , The nature of the first motion in the Chilean earthquake of No- vember 11, 1922, « A m e r i c a , J o u r n . Science», X V I , 9 3 , (1928). BYERLY, P . , The earthquake of July 6, 1934. Amplitudes and first motion « B u l l . Seis. Soc. A m e r . » , 2 8 , (1938). DI FILIPPO, D., Sulla rappresentazione in superfìcie della natura dinamica di una scossa all'ipocentro, « A n n a l i di Geofisica», I I I , 2, (1950). CALOI, P . , PERONACI, F . , Il terremoto del Turkestan, « A n n a l i di Geofisica», I , 2, (1948). TERMIER, H.-TERMIER, G., L'évolution de la lithosplière, P a r i s 1957. FURON, R., Géologie du Plateau Iranien, Mémoire du Muséum N a t i o n a l d ' I I i s t o i r e N a t u r e l l e , P a r i s , 1941.