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Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009: 4) Il rilievo del danno con qualche considerazione sul futuro

Il terremoto nell’aquilano del 6 aprile 2009 ha avuto una intensità epicentrale compresa tra il IX e il X grado della scala MCS: questo vuol dire che le località più danneggiate, in questo caso Onna e Castelnuovo, hanno subito danni gravissimi e crolli a più della metà degli edifici. Il terremoto è anche conosciuto semplicemente come terremoto dell’Aquila, in quanto dopo un secolo, è stata colpita in Italia una città importante, con decine di migliaia di abitanti e un impianto urbanistico vasto e complesso, e dove purtroppo si sono concentrati due terzi delle vittime.

L’assegnazione dell’intensità macrosismica necessita della tempestiva raccolta dei dati sul danneggiamento nei centri colpiti tramite rilievi di dettaglio che permettono di ricostruire l’impatto del terremoto sull’edificato. Subito dopo l’evento l’INGV aveva attivato il Gruppo Operativo per il rilievo macrosismico QUEST – costituito, in questa occasione, da squadre di esperti rilevatori delle sezioni INGV di Bologna, Roma, Napoli e Catania, in coordinamento con squadre del Dipartimento della Protezione Civile (supportate da tecnici ENEA) e da colleghi dell’Università della Basilicata e del CNR (IMAA) – avviando nell’immediato il rilievo degli effetti macrosismici.

La valutazione finale dell’intensità in ogni località (Figura 1) è quindi frutto del lavoro collegiale di un team di esperti di rilevamento macrosismico ed è stata condotta a partire dall’analisi e discussione delle osservazioni riportate dalle singole squadre. La valutazione del grado macrosismico è stata condotta sulla base della scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS).

Figura 1. Mappa delle intensità del terremoto del 6 aprile 2009 (Rovida et al., 2015).

Il terremoto dell’Aquila ha tuttavia prodotto nuovi stimoli e riflessioni per quanto riguarda le tecniche di rilievo macrosismico; proprio in quell’occasione è stata usata per la prima volta in modo sistematico, per lo studio dei danni nella città dell’Aquila, anche la scala EMS-98 (Grünthal, 1998; Tertulliani et al., 2011).

Figura 2. Questa mappa mostra, con una scala di colori, come è stata valutata la vulnerabilità (intesa come suscettibilità al danno sismico), per tutti gli edifici del centro storico dell’Aquila, all’epoca dello studio citato. Con il rosso sono rappresentati gli edifici considerati particolarmente vulnerabili, con il verde chiaro quelli più resistenti. In questa figura è evidente che gli edifici più recenti (classi C e D in giallo e verde chiaro) circondano la parte più antica del centro storico, caratterizzata da edifici classe a vulnerabilità più alta (classi A e B, in rosso e arancio).

L’uso della scala EMS-98 permette di classificare le diverse tipologie costruttive presenti nelle nostre città e paesi e, diversamente da quanto si poteva fare con le precedenti scale macrosismiche, la EMS-98 consente di valutare l’impatto del terremoto su edifici a diversa resistenza, dai più vulnerabili (classe A) a quelli antisismici (classe D), a cui viene assegnato un grado di danno (da 0: non danneggiato, a 5: collasso) (esempio in Figura 2 per la città di L’Aquila). L’insieme di queste valutazioni riconduce lo scenario complessivo degli effetti in una località a indicare un grado di intensità. Le modalità di applicazione del rilievo in EMS-98, implementate durante il terremoto del 2009 sono state poi adottate per tutti i terremoti che si sono succeduti nel decennio appena trascorso. Il rilievo svolto, edificio per edificio, nel centro storico dell’Aquila ha permesso di raccogliere dati di tale dettaglio che sono divenuti la base per studi multidisciplinari con tecniche sismologiche, ingegneristiche e satellitari per mettere in evidenza la distribuzione territoriale e le caratteristiche dei danni subiti dagli edifici. Queste elaborazioni, ad esempio, hanno permesso di valutare il ruolo degli “effetti di sito” e ricostruire quanto il danneggiamento fosse stato influenzato anche da fattori di geologia superficiale, indipendentemente dalla vulnerabilità dell’edificato (Tertulliani et al., 2012; Di Giulio et al., 2014; Bordoni et al., 2014). Si è visto ad esempio che nella zona meridionale del centro storico dell’Aquila il forte danneggiamento, in particolare per quanto riguarda il cemento armato, coincideva con aree a evidente amplificazione locale (vedi Figure 3 e 4), e la presenza della formazione cosiddetta dei Limi Rossi del Colle dell’Aquila.

Figura 3. In questa figura abbiamo evidenziato solo gli edifici che subirono crolli parziali o totali. La scala di colore è la stessa della figura 2. Come si nota gli edifici in cemento armato (in giallo) crollati o parzialmente crollati (gradi di danno 4 e 5), erano edificati nella zona periferica del centro storico a sud ovest, a grande predominanza di Limi Rossi. In alto a destra in verde si nota il Forte Spagnolo.

 

Figura 4. Nei grafici è mostrata la frequenza percentuale di edifici danneggiati da danno 0 a danno 5 (muratura / classe B a sinistra, cemento armato / classe C a destra) in confronto al terreno di edificazione. Si nota chiaramente come oltre il 65% degli edifici in cemento armato crollati (D5, colonna bianca all’estrema destra) fossero edificati sui Limi Rossi (red silts).

È inoltre interessante il contributo che i dati macrosismici, in questo caso utilizzati come verità a terra (ground truth), offrono per il confronto con sistemi automatici di damage detection con l’uso di immagini satellitari.

I dati sugli edifici raccolti nel centro dell’Aquila rappresentano il riferimento per la calibrazione di algoritmi di riconoscimento e classificazione del danno in termini di scala macrosismica (o altro tipo di classificazione) che in via automatica possono fornire una stima preliminare del danneggiamento in tempi molto rapidi (esempi in Figura 5), per indirizzare ulteriori interventi di protezione civile (Dell’Acqua et al., 2011; Anniballe et al., 2018).

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Figura 5. Esempio di confronto tra classificazione automatica del danno e verità a terra (INGV-QUEST) (Dell’Acqua et al., 2011). Al poligono in rosso viene assegnato un grado di danneggiamento in base all’algoritmo di riconoscimento.

Ma al di là degli sviluppi scientifici, che ogni terremoto inevitabilmente stimola, l’analisi macrosismica si innesta naturalmente sul terreno dell’impatto umano e economico prodotto da un evento come quello di dieci anni fa.

All’indomani del terremoto di L’Aquila la comunità scientifica internazionale mise immediatamente in evidenza la sproporzione tra la magnitudo del terremoto del 6 aprile, Mw 6.1-6.3 (per la stima della magnitudo si veda qui), e l’entità dei danni e il numero delle vittime, un costo troppo elevato per un paese occidentale e moderno (Tertulliani, 2009).

A dieci anni dal terremoto, c’è da chiedersi se la stessa domanda sia sempre attuale e se la lezione del terremoto aquilano sia servita.

Nei dieci anni seguiti al 6 aprile 2009 il territorio italiano ha avuto ben poco riposo dal punto di vista sismico, e la comunità scientifica e quella ingegneristica hanno avuto diversi altri momenti (Emilia 2012, Italia centrale 2016-2017, Ischia 2017, Molise e Etna 2018) per riproporre lo stesso quesito e fornire risposte contrastanti.

Il terremoto aquilano aveva fatto riemergere, dal punto di vista del danno osservato, alcune croniche debolezze del patrimonio costruito italiano: l’edilizia tradizionale, spesso priva di manutenzione, pagava il prezzo più alto, mentre le nuove costruzioni avevano statisticamente mostrato una “ovvia” miglior resistenza. Se possiamo infatti descrivere il crollo di un edificio recente in cemento armato come un incidente, dovuto a cause ben precise, spesso singolari (si veda ad esempio l’intervista a Rui Pinho), il crollo degli edifici in muratura tradizionale per eventi di magnitudo considerata moderata, è purtroppo la quasi normalità in Italia, al confronto di altri Paesi dove si è investito maggiormente in prevenzione. Una grande maggioranza di questo tipo di edifici infatti è vetusta, con murature scadenti e scarsa manutenzione, specialmente nei piccoli centri appenninici; necessiterebbe quindi di interventi di consolidamento.

Il fatto che nel 2009 vi siano stati più morti in edifici di cemento armato che in case di muratura (135 vittime in 16 palazzi contro meno della metà in centinaia di case in muratura relativamente a L’Aquila) è sicuramente dovuto alla maggior concentrazione di abitanti in tali grandi strutture, ma anche perché quella seppur piccola percentuale di edifici in cemento armato che sono crollati, aveva molto probabilmente problemi strutturali.

Nonostante ciò, se analizziamo i numeri relativi al centro storico dell’Aquila notiamo come, su circa 500 edifici in cemento armato, meno del 6% ha sofferto danni che vanno dal grave danno strutturale al collasso. Su circa 1300 edifici in muratura (pietra locale, più o meno lavorata, in qualche caso mattoni) questa percentuale sale invece a oltre il 20%, e sale ancora di più nei centri minori, dove l’edilizia tradizionale era più povera e la qualità delle murature peggiore. Queste statistiche non tengono conto delle chiese.

Il terremoto di Amatrice dell’agosto del 2016 ha purtroppo confermato proprio questa criticità (D’Ayala and Paganoni, 2011; Sorrentino et al. 2018).

Ci vorrà qualche decennio per capire se la lezione impartita dal terremoto aquilano in termini di sicurezza sismica avrà risultati positivi. Il caso recente dell’Umbria, dove il terremoto del 30 ottobre 2016 (Mw 6.5) non ha fatto vittime, e prodotto danni tutto sommato contenuti dovuti anche alla buona pratica della ricostruzione post 1997, fa ben sperare.

A cura di Andrea Tertulliani, INGV – Roma1.


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Ricordando il terremoto del 6 aprile 2009: 3) Geologia e paleosismologia delle faglie abruzzesi

Il terremoto del 6 aprile 2009 è stato generato dall’attivazione di una faglia normale (estensionale), denominata faglia di Paganica in quanto l’evidenza in superficie di questa struttura tettonica attraversa l’abitato di Paganica. La faglia di Paganica era, in parte, nota prima del terremoto del 2009 nella letteratura scientifica (es. Bagnaia et al., 1992; Boncio et al., 2004) ed è riportata nella Carta Geologica della Regione Abruzzo di Vezzani e Ghisetti (1998) e nella Cartografia Geologica Ufficiale, Foglio CARG 359 “L’Aquila” (Figura 1a).

Gli studi geologici di terreno condotti nell’area epicentrale dopo l’evento del 6 aprile 2009 hanno riconosciuto l’occorrenza di fagliazione di superficie lungo la faglia di Paganica (es. Falcucci et al., 2009; Boncio et al., 2010; EMERGEO Working Group, 2010; Vittori et al. 2011). Ovvero, la rottura cosismica si era propagata dalla profondità dell’ipocentro (circa 9 km di profondità) fino alla superficie, dislocandola fino a un massimo di 10-15 cm sulla verticale (Figura 1b).

Studi geologici di dettaglio hanno inoltre chiarito la storia dei movimenti della faglia di Paganica nelle ultime centinaia di migliaia di anni, definendone il ruolo nella dislocazione di depositi alluvionali e lacustri quaternari di decine o centinaia di metri (es. Galli et al., 2010; Giaccio et al., 2012; Improta et al., 2012; Nocentini et al., 2018), con rigetti man mano crescenti all’aumentare dell’età dei depositi  (Figura 1c).

Fig. 1. a) Stralcio del Foglio CARG 359 “L’Aquila”; le frecce rosse indicano la traccia della faglia di Paganica, che pone a contatto sedimenti quaternari del Pleistocene Inferiore con altri del Pleistocene Superiore. b) fagliazione di superficie lungo la faglia di Paganica, indicata dalle frecce rosse. c) Schema geologico-strutturale della zona di faglia (Galli et al., 2010), distinta in tre rami principali (linee rosse).

A seguito dell’evento sismico del 2009, per meglio comprendere l’attività della faglia di Paganica nelle ultime migliaia di anni e riconoscere eventi di attivazione della faglia stessa precedenti a quello del 2009, sono state effettuate indagini “paleosismologiche” attraverso alcuni dei rami (splay) della faglia, allo scopo di definire ogni quanto tempo si attiva e l’entità della dislocazione in superficie determinata da ogni evento di attivazione. A titolo di esempio, analoghi studi sulla faglia del Monte Vettore-Monte Bove condotti prima dei terremoti del 2016 avevano permesso di ipotizzare che la faglia fosse in grado di generare eventi sismici di magnitudo intorno a 6.5 e che l’ultimo evento di dislocazione era precedente all’ultimo millennio (Galadini e Galli, 2003). Ipotesi poi verificata, appunto, dalla sequenza sismica del 2016 e in particolare dalla scossa del 30 ottobre di magnitudo 6.5. Va precisato che i tempi di ritorno dei terremoti stimati dalle indagini paleosismologiche sono tipicamente caratterizzati da incertezze dell’ordine di qualche secolo e non consentono quindi di effettuare delle “previsioni”, in merito ai futuri terremoti, che siano utilizzabili ai fini di protezione civile, ma sono tuttavia elementi preziosi per la valutazione della pericolosità sismica di una regione.

Gli studi paleosismologici condotti lungo la faglia di Paganica hanno definito che questa struttura tettonica si è attivata diverse volte nel tardo Olocene (Figura 2a e 2b). In particolare, la faglia si è probabilmente attivata nel passato insieme ad altre faglie adiacenti, generando terremoti più forti di quello del 6 aprile 2009 (es. Galli et al., 2010; Cinti et al., 2011; Moro et al., 2013). Nello specifico, aggregando diverse osservazioni geologiche alcuni autori hanno suggerito che la faglia di Paganica faccia parte di un sistema di faglie più grande che comprende le faglie del Monte Pettino e del Monte Marine (Galli et al., 2011; Moro et al., 2013) Falcucci et al., 2015), noto in letteratura come sistema di faglie dell’Alta Valle dell’Aterno (Galli et al., 2011; Moro et al., 2016). Secondo questi autori l’intero sistema di faglie, compresa la faglia di Paganica, si sarebbe attivato durante il terremoto del 2 febbraio del 1703 (M 6.7; Rovida et al., 2016) (Figura 2c). Tale evidenza non è stata identificata da altri autori (Cinti et al., 2011) i quali ipotizzano invece l’attivazione della faglia di Paganica insieme ad altre faglie quaternarie localizzate più a sud durante eventi sismici passati, non escludendo l’attivazione della stessa faglia in occasione di un evento sismico successivo al terremoto del 1461 (forse l’evento del 1762).

Fig. 2. a) parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica attraverso la faglia di Paganica (modificata da Moro et al., 2013); le frecce bianche indicano il piano della faglia. b) parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica attraverso la faglia di Paganica e la fagliazione superficiale del terremoto del 2009 (modificata da Cinti et al., 2011). c) Schema strutturale della del settore aquilano dell’Appennino abruzzese (modificata da Falcucci et al., 2015); in colore i rami di faglia che appartengono allo stesso sistema. MMF, faglia del Monte Marine; MPF, faglia del Monte Pettino; PF, faglia di Paganica; AF, faglia di Assergi; CIF, faglia di Campo Imperatore; MVA, faglia della Media Valle dell’Aterno; VS, faglia della Valle Subequana. d) parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica attraverso la faglia della Valle Subequana; le linee rosse indicano i piani di faglia (modificata da Falcucci et al., 2011).

Il settore aquilano dell’Appennino abruzzese è interessato anche da altri sistemi di faglie estensionali attivi, considerati come l’espressione in superficie di sorgenti sismogenetiche responsabili di terremoti di magnitudo compresa tra 6 e 7. Tra questi, il sistema di faglie Campo Imperatore-Assergi (es. Giraudi e Frezzotti, 1995; Galli et al., 2002), quello di Montereale (es. Civico et al., 2016; Cinti et al. 2018) e quello della Media Valle dell’Aterno-Valle Subequana (es. Bosi e Bertini, 1970; Galadini e Galli, 2000; Falcucci et al., 2011) (Figura 2c). Studi paleosismologici condotti lungo questi sistemi di faglia (Figura 2d) hanno permesso di definire eventi di attivazioni cronologicamente diversi di queste strutture rispetto a quelli della faglia di Paganica, suggerendo che tali sistemi abbiano storie di attivazioni indipendenti fra loro. Inoltre, per ciò che riguarda il sistema di faglie di Campo Imperatore-Assergi, dati preliminari sembrano suggerire un evento di attivazione in epoca medievale dell’intera struttura tettonica (Gori et al., 2015; Moro et al., in preparazione), con un evento di magnitudo stimata tra 6.5 e 7; il sistema di faglie di Montereale si potrebbe essere attivato in occasione del terremoto del 16 gennaio della sequenza del 1703; il sistema di faglie della Media Valle dell’Aterno-Valle Subequana si sarebbe attivato l’ultima volta fra il I e il II secolo a.C. (es. Falcucci et al., 2015), anch’esso con un evento sismico di magnitudo intorno a 6.5-7.

Fig. 3. Parete di scavo geognostico per finalità paleosismologica realizzato e studiato nel 2018-2019 attraverso la faglia del Monte Morrone nei pressi dell’abitato di Roccacasale. Le frecce nere indicano i principali piani di taglio osservati nei depositi di versante interessati dal movimento della faglia.

Infine, poco a sudest della faglia della Media Valle dell’Aterno-Valle Subequana è presente un’altra faglia attiva maggiore dell’Appennino abruzzese, quella che borda il fianco occidentale del Monte Morrone, rilievo che delimita ad oriente la piana di Sulmona. La faglia del Monte Morrone è stata investigata da diversi autori in passato e definita come attiva e sismogenetica (es. Vittori et al., 1995; Gori et al., 2011). Indagini archeosismologiche hanno suggerito che l’ultimo evento di attivazione di questa faglia sia avvenuto nel II secolo d.C. (Ceccaroni et al., 2009). Tale ipotesi sembrerebbe essere avvalorata da indagini paleosismologiche condotte dopo l’evento del 2009 (Galli et al., 2014). Ulteriori indagini di questo tipo (realizzate da INGV, Università di Chieti-Pescara e Università degli Studi di Cassino) sono attualmente in corso, allo scopo di verificare o meno i risultati delle indagini precedenti (Fig. 3).

Gli studi paleosismologici consentono di estendere all’indietro di alcune migliaia di anni le nostre conoscenze sulla storia sismica delle principali faglie dell’Appennino centrale, fornendo inoltre importanti indicazioni sull’evoluzione recente della catena montuosa e sulla pericolosità sismica in Italia.

a cura di Stefano Gori, Emanuela Falcucci, Fabrizio Galadini (INGV-Rm1).


Bibliografia

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L’inizio e la fine della sequenza sismica dell’Aquila

Un argomento dibattuto in questi ultimi anni è stato il momento di inizio e di fine della sequenza sismica dell’Aquila del 2009. Si è discusso inoltre delle caratteristiche della sismicità che ha preceduto il terremoto del 6 aprile: si trattò di uno sciame? O il termine fu introdotto impropriamente? In un recente articolo è stato chiarito che la sequenza aquilana iniziò a gennaio 2009 e aveva i caratteri tipici di uno sciame sismico. Vediamo in questo approfondimento qualche dettaglio su come si è giunti a questo risultato e facciamo qualche confronto e considerazione con quanto avviene in altre regioni d’Italia.

Quando è iniziata la sequenza sismica dell’Aquila?

sciame-rulliPer rispondere alla domanda abbiamo utilizzato l’algoritmo di Paul Reasenberg (1985) denominato Cluster2000, distribuito dallo United States Geological Survey (USGS).

L’algoritmo è largamente usato dalla comunità scientifica per analizzare le proprietà statistiche dei cataloghi dei terremoti. Scopo di Cluster2000 è individuare i raggruppamenti (cluster in inglese) di terremoti sia nello spazio che nel tempo.

La procedura analizza un elenco di terremoti, ordinato temporalmente, di cui siano noti l’istante di accadimento, le coordinate geografiche, la profondità e la magnitudo. Essa ci dice, cioè, se due terremoti possono essere considerati parte di un più grande fenomeno fisico che potremmo chiamare “sequenza sismica” o “sciame sismico“.

Utilizzando i parametri standard definiti da Reasenberg (vedi sotto per i dettagli della tecnica), l’analisi fornisce come data d’inizio della sequenza sismica dell’Aquila il giorno 16 gennaio 2009; l’ultimo terremoto della sequenza avviene il 17 aprile 2012, dopo più di 19.800 scosse in oltre 3 anni di sismicità. Per fare una valutazione prudenziale dell’inizio della sequenza sismica abbiamo provato diversi valori di tempo minimo di associazione degli eventi. Solo estendendo questo parametro fino a 10 giorni otteniamo un inizio della sequenza anticipato al 7 gennaio 2009.

Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 30 km intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si nota bene che l’andamento prima della linea rossa è variabile ma senza particolari addensamenti (ossia sequenze): è la sismicità di fondo

Figura 1. Andamento nel tempo della sismicità dal 1/1/2008 al 30 aprile 2009 in un’area di 30 km di raggio intorno a L’Aquila. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo come nella scala a sinistra. La linea rossa indica l’inizio della sequenza. Si nota bene che l’andamento prima della linea rossa è variabile, ma senza particolari addensamenti (ossia sequenze): è la sismicità di fondo.

Allo stato attuale non esistono leggi note capaci di fornire indicazioni sull’evoluzione delle sequenze sismiche. Ogni sequenza ha delle caratteristiche proprie che possono essere studiate solo dopo che la sequenza sia senza ombra di dubbio terminata. In particolare, non c’è nessuna legge o indicazione che possa dirci se il culmine massimo della sequenza sia stato raggiunto oppure no. Leggi il resto di questa voce

Terremoti e satelliti: Giuseppe Pezzo premiato dall’Associazione per la Geofisica “Licio Cernobori”

Il nostro Giuseppe Pezzo è stato premiato a Trieste dall’Associazione per la Geofisica Licio Cernobori per un lavoro su Geologia e misure di spostamento da satellite.

Ogni anno, in occasione del congresso nazionale di Geofisica del GNGTS (Gruppo Nazionale di Geofisica della Terra Solida), l’Associazione per la Geofisica “Licio Cernobori“, premia i tre migliori lavori presentati al congresso da giovani ricercatori nei tre temi: Geodinamica, Caratterizzazione sismica del territorio e Geofisica Applicata. Quest’anno il premio nella sessione Geodinamica è andato a Giuseppe Pezzo, un giovane ricercatore dell’INGV, per il lavoro: “Fault activity measurements from InSAR space geodesy: the fundamental role of geological constraints for correct data interpretation and analytical fault modeling”. La commissione ha apprezzato “il lavoro che combina in modo integrato diverse discipline geofisiche, esaustivamente discusse, insieme ai limiti del loro utilizzo per lo studio e la modellazione delle faglie nelle fasi inter- , co- e post-sismica. Inoltre il lavoro è ben scritto, strutturato e presentato attraverso esempi che illustrano con chiarezza i risultati conseguiti con i metodi utilizzati.”

Figura 1: Misure di spostamento del suolo da serie storiche ERS-ENVISAT lungo la linea di vista del satellite in geometria ascendete (A) e discendente (B); in blu sono segnati gli spostamenti in avvicinamento al satellite ed in rosso quelli in allontanamento. (C) Componente Est e (D) verticale dello spostamento; in blu gli spostamenti verso Est, in rosso quelli verso Ovest. La componente verticale non mostra spostamenti di rilievo. (Pezzo et al. 2013, in revisione)

Figura 1: Misure di spostamento del suolo da serie storiche ERS-ENVISAT lungo la linea di vista del satellite in geometria ascendete (A) e discendente (B); in blu sono segnati gli spostamenti in avvicinamento al satellite ed in rosso quelli in allontanamento. (C) Componente Est e (D) verticale dello spostamento; in blu gli spostamenti verso Est, in rosso quelli verso Ovest. La componente verticale non mostra spostamenti di rilievo. (Pezzo et al. 2013, in revisione)

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