GNGTS 2014 - Atti del 33° Convegno Nazionale

74 GNGTS 2014 S essione 1.1 giugno 1638 (faglia dei Laghi) e del 25 aprile 1836 (faglia di Rossano). In altri casi, sono stati individuati nuovi terremoti, avvenuti al più tardi in epoca tardo romana o altomedievale, come sulla faglia del Pollino, dei Laghi e di Cittanova. Da questo punto di vista, seppur limitatamente alle strutture investigate, queste poche analisi hanno confermato l’assenza di grandi terremoti in epoca basso medievale-moderna (i.e., precedentemente al diciassettesimo secolo), mentre hanno cominciato a illuminare la storia sismica dei periodi precedenti. Nel caso della faglia di Cittanova (9 in Fig. 1), oggetto della presente nota, Galli e Bosi (2002) avevano individuato - oltre alle inconfutabili tracce letterarie, iconografiche e geologiche dell’evento del 5 febbraio 1783 - evidenze relative ad un precedente evento in epoca romana e altri indizi di fagliazioni oloceniche. Lo scavo di una nuova trincea paleosismologica e altre osservazioni condotte lungo gli oltre 25 km di affioramenti della faglia - precedute da analisi aerofotogeologica ed elaborazioni di modelli digitali del terreno su basi LIDAR ad alta risoluzione - hanno permesso, grazie anche a datazioni numeriche dei depositi coinvolti nei processi dislocativi, di valutare meglio lo slip-rate tardo pleistocenico della struttura e di fornire nuovi limiti cronologici ai paleoterremoti individuati. La faglia di Cittanova. La faglia di Cittanova è una struttura distensiva N220, lunga circa 30 km, che deprime il basamento cristallino-metamorfico della catena aspromontina dai ~1000 m s.l.m. delle spianate sommitali del crinale a circa -400 m s.l.m. (Piro, 2000) al di sotto dei sedimenti marini e continentali della Piana di Gioia Tauro. In passato, l’attività quaternaria di questa faglia è stata ipotizzata sulla base di robusti indizi geomorfologici e geologici da diversi autori (Cotecchia et al. , 1969, 1986; Tortorici et al. , 1995; Jaques et al. , 2001), mentre la sua attività olocenica e il potenziale sismogenico associato sono stati dimostrati definitivamente dalle analisi paleosismologiche di Galli e Bosi (2002), checché se ne vaniloqui in qualche compendio di sorgenti sismogeniche. In particolare, la faglia mette a contatto, basculandole e trascinandole contro il complesso granitico-granodioritico e metamorfico dell’Aspromonte, le successioni plio-pleistoceniche marine della paleo-Stretta di Siderno-Gioia Tauro (Longhitano et al. , 2012), composte - dall’alto verso il basso - prevalentemente da sabbie e areniti silico-bioclastiche organizzate in dune sottomarine,marne argillose e argille azzurre. Oltre alle unitàmarine, la faglia disloca i sovrastanti depositi continentali, composti sia da alluvioni ghiaiose terrazzate che da potenti cunei di sabbioni colluviali, frutto del disfacimento della fascia cataclastica impostata nel plutone granitico di Cittanova (Atzori et al. , 1977). Di fatto, il paesaggio della piana è interamente dominato dalla Fig. 1 – Modello altimetrico digitale della Calabria. Sono evidenziate le principali strutture sismogenetiche note e i terremoti con Mw>5.5 (modificato da Galli et al. , 2006). A tratto pieno le faglie investigate tramite analisi paleosismologiche (1, Faglia del Monte Pollino- Frascineto; 2, faglie della Valle del Crati; 3, faglia di Rossano; 4, faglia di Cecita; 5, faglia dei Laghi; 6, faglia del Savuto; 7 faglie della Stretta di Catanzaro; 8, faglia delle Serre; 9 faglia di Cittanova; 10, faglie di Reggio Calabria). Le cifre 1-2-3 sugli epicentri delle sequenze del 1638 e 1783 corrispondono ai tre rispettivi mainshocks del 27-28 marzo e 8 giugno 1638 e 5-7 febbraio, 28 marzo 1783.