Terremoti-classi 5 - 6 gennaio2014 (Appunti x alunni)...1 G. Salzano - Appunti dalle lezioni I...

1G. Salzano - Appunti dalle lezioni I terremoti

INDICE

1. DEFINIZIONE

2. MECCANISMO DI LIBERAZIONE DELL’ENERGIA

3. CLASSIFICAZIONE DEI TERREMOTI IN RAPPORTO ALL’ORIGINE

4. IPOCENTRO ED EPICENTRO

5. PROFONDITA’ DI UN TERREMOTO

6. ONDE SISMICHE

7. SISMOGRAFI E SISMOGRAMMI

8. COME DETERMINARE, ATTRAVERSO L’ANALISI DI SISMOGRAMMI, L’EPICENTRO DIUN TERREMOTO

9. SCALE DI INTENSITA’ E MAGNITUDO- COME COSTRUIRE LA SCALA RICHTER- RELAZIONE EMPIRICA PER IL CALCOLO DELL’ENERGIA LIBERATA- RELAZIONE EMPIRICA PER IL CONFRONTO DELLE SCALE M.C.S. E RICHTER

10.LA SISMICITA’ IN ITALIA

11.RISCHIO SISMICO, PREVISIONE, PREVENZIONE


DEFINIZIONE: è una vibrazione più o meno forte della crosta terrestre prodotta dauna rapida liberazione di energia.

MECCANISMO: La roccia si deforma elasticamente fino ad un valore A dello sforzo,al di sopra del quale la relazione non è più lineare, bensì con un comportamentoplastico. Quando lo sforzo raggiunge il valore C (punto di rottura), la roccia si rom-pe, liberando tutta l'energia accumulata fino a quel momento.

In sequenza: movimenti crostali e subcrostali deformazione e ripiegamenti delle

rocce con accumulo di energia raggiunto il punto critico, le tensioni si scaricano

con un movimento improvviso lungo vie preferenziali (fratture faglie) l’energiasi libera in parte sotto forma di oscillazioni (onde elastiche) con ampiezza decrescen-te alla distanza.

TEORIA DEL RIMBALZO ELASTICO (H. F. Reid)[ esempio classico della flessione di una bacchetta di legno te-nendola per una estremità ].

Si notino le diversità tra comportamento :- elastico (la roccia assorbe con gradualità le tensioni di una roccia)- rigido ( superata la tensione critica e quindi il punto di rottura, la roccia si

frattura)

Il punto in cui avviene la rottura (accompagnata da spostamento delle parti), vienechiamata faglia.


CLASSIFICAZIONE DEI TERREMOTI (in base all’origine):- tettonici (più frequenti e più importanti dal p.d.v. scientifico)- vulcanici- di crollo (caverne, miniere)- da frana di grosse dimensioni [25.4.97 - Frana nei pressi del F. Montaro (Perù) : terremoto M=4.5 - 450 morti]- da esplosione (in genere nucleari - anche M=7)

IPOCENTRO ed EPICENTRO:Ipocentro (o Fuoco): il punto in cui avviene la libe-razione di energia, all’interno della Terra.Epicentro: in superficie, sulla verticaledell’ipocentro.

PROFONDITA’ DI UN TERREMOTO :

fino a 70 km superficiali

70 300 km intermedi

fino a 700 km profondi

ONDE SISMICHE

onde P e S onde interne o di volume .Quando le onde P ed S raggiungono la superficie si trasformano in parte in onde su-

perficiali onde Love e Rayleigh


ONDE SISMICHE : CARATTERISTICHE

ONDE P :

Le Onde P (o Primarie) sono le più veloci. Esse si propagano come le onde sonorenell'aria. Sono infatti anche dette "longitudinali" perché fanno oscillare le particelledi roccia che attraversano parallelamente alla loro direzione di propagazione. In so-stanza, al loro passaggio, le rocce si comprimono e si dilatano continuamente.

- onde longitudinali o di compressione

- la roccia subisce rapide variazioni di volume

- si propagano in ogni mezzo

- il moto è simile ad un onda acustica (p.e. quando si battono le mani). Il rombo cupoche accompagna l’inizio di un terremoto è dovuto alle onde P che arrivano in su-perficie e provocano spostamenti d’aria, con frequenze che rientrano in parte nel-la banda di quelle percepibili dall’orecchio umano.

- Vpcrosta = 4 8 km/s . In media: 0 25 km V 5.3 km/s

25 50 km V 6.6 km/s( NOTA - Da tenere comunque presente che la velocità effettiva delle onde sismiche dipende

dalla densità e dalle proprietà elastiche delle rocce e del suolo che attraversano).

APPROFONDIMENTOLa velocità di propagazione delle onde sismiche dipende dalle caratteristiche elastiche del materia-

le e dalla sua densità.

Per le onde di compressione (P) =>

34

k

Vp ,

doveK= coefficiente che indica la resistenza di un materiale alla compressione;μ = coefficiente che indica la resistenza di un materiale al taglio; δ = densità del materiale.

Nel granito, Vp = 5,5 km/sNell’acqua, Vp = 1,5 km/s


ONDE S :

Le Onde S (o Secondarie) viaggiano più lentamente delle "P". L'oscillazione delle par-ticelle di roccia che attraversano avviene trasversalmente rispetto alla loro direzionedi propagazione. A differenza delle onde P, le onde S non causano variazioni di vo-lume al loro passaggio e non si propagano nei fluidi.

- onde trasversali o di taglio

- la roccia subisce variazioni di forma ma non di volume

- hanno più energia delle onde P

- non si propagano nei liquidi

- Vscrosta = 2.3 4.6 km/s (vedi approfondimento pagina precedente)

Per le onde di taglio (s) =>

Vs .

Nel granito, Vs = 3 km/sNell’acqua (e in tutti i fluidi), Vs=0(in quanto μ=0)


ONDE R ed L:

Quando le onde P e le onde S raggiungono un qualsiasi punto della superficie terre-stre allora comincia a propagarsi concentricamente un'onda superficiale più lentadelle "onde di volume". I due tipi principali sono:

Le onde di Rayleigh assomigliano a quelle che si propagano quando un sasso vienelanciato in uno stagno. Esse fanno vibrare il terreno secondo orbite ellittiche e re-trograde rispetto alla direzione di propagazione dell'onda.

Le onde di Love fanno vibrare il terreno sul piano orizzontale. Il movimento delleparticelle attraversate da queste onde è trasversale e orizzontale rispetto alla dire-zione di propagazione delle onde.

- Sono le onde che si propagano in superficie ad essere responsabili dei danni più ri-levanti, perchè in grado di scuotere le fondazioni delle strutture (le onde R dannosensazione di movimenti sussultori, le onde L di movimenti ondulatori del terreno)

- sono più lunghe di quelle P ed S

- possono percorrere enormi distanze prima di estinguersi (possono anche compierepiù volte il giro della Terra)

- VR = 2.7 km/s VL 3.0 km/s


SISMOGRAFI e SISMOGRAMMI

I sismografi sono gli strumenti, attualmente in uso, che registrano le scosse sismicheproducendo un grafico detto sismogramma. Dai sismogrammi si possono ottenerequasi tutti gli elementi necessari per la “misurazione “ di un terremoto. Per ottenereun’immagine grafica del terremoto è necessario registrare gli spostamenti del terre-no relativamente a qualche base fissa e immobile che non risenta degli effetti del si-sma. Ciò si può realizzare con buona approssimazione sfruttando il “principio diinerzia”. In base a questo principio una parte dello strumento, generalmente moltopesante, rimane quasi ferma per inerzia mentre il resto si muove insieme col terre-no.

Vediamo come funziona il sismografo meccanico.All’arrivo delle onde sismiche, la Terra oscilla con un moto abbastanza complesso; ilsismografo nel suo complesso si muove insieme a tutto ciò che lo circonda; al suo in-terno, però, la parte costituita dalla massa pesante e dalla penna rimane quasi fer-ma per “inerzia” in quanto il filo (o la molla) di collegamento non trasmettono diret-tamente il moto.Il rullo invece si muove insieme al terreno; la penna, dunque, che è “ferma”, descri-ve sulla carta del rullo, che al contrario si muove, una traccia sottile che èl’immagine grafica del terremoto (ricordiamo, inoltre, che il sismografo amplifica imovimenti, dando una immagine grafica che è un determinato numero di volte piùgrande di quella reale).I sismografi moderni (generalmente distinti in sismometro e sismografo) sono stru-menti che si basano sempre sugli stessi principi del sismografo meccanico, ma sonomolto più complessi: non sono esclusivamente meccanici, ma basano il loro funzio-namento su congegni elettrici ed elettromagnetici.


Sismogrammi relativi ad uno stesso terremoto (A e B) possono essere diversi per-chè:1. Registrati con strumenti (sismografi) aventi caratteristiche diverse.2. Non relativi alla stessa componente [verticale o orizzontale (N-S o E-W)]3. Non sono stati registrati nello stesso luogo

A

Onde P = Ampiezza piccola, frequenza altaOnde S = Ampiezza maggiore, il periodo (intervallo tra i picchi) cresceOnde L = Ampiezza ancora maggiore, periodo ancora maggiore

B

Il tempo che le onde impiegano per arrivare alla stazione di registrazione è il fattoreprincipale in base a cui giudicare la distanza dall’epicentro della stazione.Poichè le onde P viaggiano ad una velocità maggiore rispetto alle S (circa il doppio),più aumenta la distanza tra epicentro e punto di registrazione, più aumenta il ritardodelle onde S rispetto alle onde P, cioè cresce l’intervallo di tempo tra i due arrivi.

PP+S

P+S+L


ipocentro molto complessa

La determinazione diepicentro più facile, specialmente se fatto in maniera

approssimata

1) con metodi MACROSISMICI costruire le isosisme attraverso la valutazione deidanni alle strutture, delle reazioni delle persone,ecc. (si fa con appositi questionari)

PROBLEMI : - metodo lungo- metodo inattendibile se il terremoto è avvenuto inaree scarsamente popolate

2) attraverso L’ANALISI DEI DATI SISMOGRAFICI

DROMOCRONE

(indicano i tempi di pro-pagazione di ogni tipodi onda in funzione del-la distanza dall’epicen-tro)

0123456789

101112131415161718

1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000

distanza dall'epicentro in Km

min

P

S

P

S


Esercizio.In una data stazione sismografica A è stato registrato il seguente sismogramma.

Calcolare la distanza epicentrale e l’ora di origine del terremoto.

t = 9h19’15’’ 9h15’00’= 4’15’’

Depicentrale = 2600 Km

a 2500 Km le onde P arrivanodopo 4’30’’

l’ora di arrivo delle onde P nellastazione è 9h15’00’’, quindi l’ora diorigine è:

9h15’00’ 4’30’’ = 9h10’30’’

In questo modo noi abbiamo calcolato la distanza dall’epicentro ma non la posizionedell’epicentro.

0123456789

101112131415161718

1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000

min

distanza dall'epicentro in Km

9h15’00’’

9h19’15’’

P

S

?A

P

S

t=4’15’’


Per fare ciò è necessario disporre delle distanze di almeno 3 stazioni sismiche: in talcaso è sufficiente tracciare, su una carta geografica equidistante, 3 circonferenzecon centro nelle 3 stazioni e con raggio di lunghezza pari alla distanza epicentraledeterminata per ciascuna stazione, ridotta alla scala della carta. Il punto di interse-zione tra le circonferenze fornisce la posizione dell’epicentro.

CALCOLO DELL’IPOCENTRO DI UN TERREMOTO

Da dati sperimentali sappiamo che l’intensità, espressa in accelerazione, in teoria decrescedall’ipocentro in ogni direzione in ragione inversa al quadrato della distanza; per cui si avrà, inprima approssimazione, che:

n (intensità in O) = 1/r2

m (intensità in E) = 1/h2 , da cui

=ℎଶ

ଶݎ= (sinߚ)ଶ

Determinato così l’angolo , si avrà che h = d tan


SCALE DI INTENSITA’ e MAGNITUDO

L’intensità di un terremoto si può misurare con le scale sismiche.

Nel 1897 il vulcanologo Giuseppe Mercalli propose una scala sismica suddivisa in 10gradi: il grado di intensità di un determinato terremoto veniva stabilito per confron-to tra l’osservazione dei danni e la descrizione dei danni stabilita in una scala di rife-rimento.

Successivamente la scala Mercalli fu migliorata e modificata per tener contodell’introduzione del cemento armato nell’edilizia e per adeguarla alla scaladell’accelerazione proposta da Cancani nel 1903.

Quest’ultima era stata introdotta perché gli effetti in base ai quali viene valutatal’intensità sono sì determinati dalla durata e dal numero delle scosse, ma soprattut-to dalla massima accelerazione al suolo.

Questa misura esprime la massima rapidità con cui varia la velocità di un puntoraggiunto dal terremoto e costretto a passare repentinamente dallo stato di quie-te (velocità 0) a una certa velocità di movimento.

L’accelerazione del suolo viene espressa in genere in percentuale rispetto all’accelerazione digravità (g=980 cm/s2), posta come unità; per esempio, accelerazione 0,3 significa pari al 30% dig, cioè 294 cm/s2.

Oggi è in uso in Italia la scala M.C.S. (Mercalli-Cancani-Sieberg) risalente al 1917 ecostituita da 12 gradi, che, come detto, vengono posti in relazione con i danni pro-vocati dal sisma.(Nei paesi dell’EST viene usata anche un’altra scala, M.S.K. (Medvedev-Sponheuer-Kàrnìk), più

moderna, più adatta all’evoluzione della tecnologia nella costruzione dei fabbricati, delle strade,dei ponti, che amplia gli ultimi gradi della scala M.C.S. .)


ISOSISME

Se in un territorio avviene un terremoto, da valutazioni in posto si ottengono unaserie di punti sulla carta geografica che rappresentano località aventi la stessa inten-sità.

L'unione di questi punti dà una curva detta isosisma.

Le isosisme, generalmente sono concentriche e quella più interna racchiude l'epi-centro.

Il tracciamento di isosisme è stato ed è il mezzo più usato per rendere di immedia-ta percezione la distribuzione territoriale del danneggiamento.

Le isosisme sono strumenti importanti per l'analisi geologica del territorio. La propa-gazione delle onde sismiche, infatti, dipende dalla struttura delle rocce attraversate.


IImpercettibile

E’ rilevata solo dagli strumeni sismici VIIMolto forte

Provoca considerevoli danni per urto o caduta alle suppel-lettili, anche pesanti, delle case; suono di grosse campanenelle chiese; l’acqua di stagni e canali si agita e intorbidiscedi fango, alcuni spruzzi giungono a riva; ....

IIMolto lieve

E’ avvertita, quasi esclusivamente negli ultimi piani dellecase, da singole persone particolarmente impressionabili,che si trovino in assoluta quiete.

VIIIDistruttiva

Provoca piegamento e caduta degli alberi; i mobili più pe-santi e solidi cadono e vengono scaraventati lonatno; sta-tue e sculture si spostano; talune cadono dai piedistalli.Gravi distruzioni a circa il 25% degli edifici, caduta di cimi-niere, campanili e mura di cinta; costruzioni in legno ven-gono ....

IIILieve

E’ avvertita da poche persone nelle case, con vibrazioni si-mili a quelle prodotte da una vettura veloce, senza esser ri-tenuta scossa tellurica, se non dopo successivi scambi diimpressioni.

IXFortementedistruttiva

Provoca distruzioni e gravi danni a circa il 50% degli edifici.Costruzioni reticolari vengono smosse dagli zoccoli, schiac-ciate su se stesse; in certi casi danni più gravi.

IVModerata

E’ avvertita da molte persone nell’interno delle case, e daalcune all’aperto, senza però destare spavento, con vibra-zioni simili a quelle prodotte da un pesante autotreno. Si halieve tremolio di suppellettili e oggetti sospesi, scricchioliodi porte e finestre, tintinnio di vetri e qualche oscillazione…..

XRovinosa

Provoca distruzioni a circa il 75% degli edifici, gran partedei quali diroccano; distruzioni di alcuni ponti e dighe; lie-ve spostamento delle rotaie; condutture d’acqua spezzate;rotture e ondulazioni nel cemento e nell’asfalto; fratture dialcuni decimetri nel suolo umido, frane.

VAbbastanzaforte

E’ avvertita da tutte le persone nelle case e da quasi tuttesulle strade con oscillazioni di oggetti sospesi e visibile mo-vimento di rami e piante, come sotto l’azione di un ventomoderato. Si hanno suoni di campanelli, irregolarità nelmoto dei pendoli degli orologi, scuotimento di quadri .......

XICatastrofica

Provoca distruzione generale di edifici e ponti coi loro pi-lastri; vari cambiamenti notevoli del terreno; numerosis-sime frane.

VIForte

E’ avvertita da tutti con apprensione; parecchi fuggonoall’aperto; provoca forte sbattimento di liquidi, caduta dilibri e ritratti dalle mensole, rottura di qualche stoviglia,spostamento di mobili leggeri con eventuale caduta di al-cuni di essi,suono delle più piccole campane delle chiese;in singole case crepe negli intonaci; in quelle mal costruite..…

XIITotalmentecatastrofica

Ogni opera dell’uomo viene distrutta. Grandi trasforma-zioni topografiche; deviazioni di fiumi e scomparsa di laghi.

Dalla lettura di questi 2 sismo-grammi siamo in grado di direquale è stato il più forte alla

sorgente, sapendo che ambe-due si riferiscono a terremotiavvenuti all’incirca alla stessadistanza dalla stazione di regi-strazione?

Si, il n.1.

Ora, è possibile che il terremoto n.2 abbia avuto nelle zone in cui è stato avvertitoun grado di intensità (scala M.C.S.) superiore all’altro? SICURAMENTE SI!

Per esempio, se il terremoto 1 ha avuto epicentro in MARE, è stato avvertito da po-che persone ed ha provocato pochi danni. Il terremoto 2, seppur più debole, è avve-nuto, p.e., in una zona densamente abitata, producendo effetti e danni decisamentepiù sensibili.

Allora, per discriminare tra terremoti più o meno forti nella zona epicentrale e perconsentire il confronto tra tutti i terremoti che avvengono nel mondo, ci vuole unamisura che non dipenda dalla densità di popolazione e dal tipo di costruzioni cheesistono nella zona in cui avviene l’evento.

1

2


Una scala quantitativa per la misura strumentale della “forza” di un terremoto è sta-ta sviluppata dal sismologo Charles RICHTER nel 1935.L’idea originale su cui tale scala si basa è molto semplice: supponendo che due ter-remoti con lo stesso epicentro vengano registrati con strumenti simili nella stessastazione, allora il più forte produrrà un sismogramma con ampiezze maggiori del piùdebole. Questo vuol dire che l’ampiezza delle onde registrate sul sismografo puòvenire usata come base per la misura della forza di un terremoto.

Come sempre, quando si costruisce una scala quantitativa, occorre decidere quale èlo ZERO e quale il CRITERIO DI PASSAGGIO DA UN GRADINO ALL’ALTRO DELLA SCA-LA.

Nella scala RICHTER, o scala di magnitudo, il livello 0 è fissato per quel dato terre-moto che produce su un sismografo standard situato a 100 Km dall’epicentro, unsismogramma con ampiezza max uguale a 0.001 mm; l’unità è scelta in modo che sisale di un grado nella magnitudo tutte le volte che l’ampiezza massima registratacresce 10 volte. Vediamo come si può costruire una scala grafica di magnitudo:

Si tracciano 3 rette parallele: sulla 1a si segnano ledistanze della stazione dall’epicentro e si sceglie ar-bitrariamente un punto per indicare la distanza di100 Km; sulla 2a si segnano i gradi di magnitudo (ilpunto 0 si sceglie a caso, gli altri a distanze uguali fraloro); sulla 3a si indicherà l’ampiezza max dei sismo-grammi.Vediamo come graduare quest’ultima retta. Per de-finizione, lo 0 di magnitudo corrisponde a quel ter-remoto che a 100 Km di distanza produce su un si-smografo standard un sismogramma con ampiezzamax di 0.001 mm: allora, congiungendo i punti “100Km” e “0 magnitudo” si ottiene sulla 3a retta il puntocorrispondente ad una ampiezza di 0.001 mm.Sempre per definizione si passa di un gradino di

magnitudo all’altro, quando l’ampiezza max cresce 10 volte: allora congiungendo di volta in vol-ta il punto “100 Km” con i punti “1 magnitudo”, “2 magnitudo” , “3 magnitudo”, ecc., si ottienesulla 3a retta la scala come si presenta in figura. Per esempio: l’ampiezza delle onde sismiche di unterremoto di magnitudo 3 è 100 volte più grande rispetto a quella di un terremoto di magnitudo 1.

Attenzione: una siffatta “scala grafica” va bene solo per terremoti registrati con uncerto tipo di sismografo standard ( Wood-Anderson) a 100 Km dall’epicentro.

I terremoti, però, non avvengono a distanza fissa e sono registrati da sismografisparsi in vastissime aree. Quindi, per rendere misurabile la magnitudo di qualsiasiterremoto, anche a distanze diverse da 100 Km, occorre completare la scala della fi-

100

Km

0

0.001

5

3

0.01

0.1

1

10

100

Distanzadall’epicentroin Km

MAGNITUDOAmpiezzain mm


gura precedente, aggiungendo sulla 1a retta gli altri possibili valori di distanzadall’epicentro.

Non è facile fare ciò, perchè bisogna tener conto di vari fattori che complicano i cal-coli (p.e., bisogna tener conto dell’attenuazione delle onde sismiche via via che la distanza

dall’epicentro aumenta); vediamo perciò direttamente la scala completa, con un esem-pio applicativo:

Le scale sismiche utilizzate per il calcolo della magnitudo sono di diverso tipo.

L'uso di differenti scale si è reso necessario poiché dai dati provenienti da un grannumero di sismografi in varie parti del mondo, è emerso che la validità del metodosviluppato da Richter era strettamente limitata a una ben determinata gamma difrequenze e di distanze.

Più precisamente, la definizione originale è valida solo per i terremoti californianiche si producono entro una distanza di circa 600 km dalla stazione di misura e conprofondità del fuoco (ipocentro) entro 16 km.

Per calcolare la magnitudo di tali terremoti (sismi locali) si usa la formula originale


di Richter. Tale magnitudo locale si indica con ML ed è espressa dalla relazione:

Poiché l’ampiezza max registrata sul sismogramma di un forte sisma può essere an-che 10 milioni di volte maggiore di quella di un terremoto debole, RICHTER proposedi usare il LOGARITMO in base 10 del rapporto tra ampiezza massima di un terre-moto (A) e ampiezza massima del terremoto di riferimento, registrato alla mede-sima distanza (A0):

010100

AlogAlogA

AlogML

Il valore di A0 corrisponde, come sappiamo, a 0.001 mm a una distanzadall’epicentro di 100 Km; per distanze diverse va, come già detto, modificato per te-nere conto dell’attenuazione delle onde mano a mano che ci si allontana dalla lorosorgente.

L’attenuazione dipende anche dal tipo di terreni che le onde attraversano, per cui inpratica si costruiscono tabelle con il valore di A0 ( o meglio il valore di – logA0) infunzione della distanza dall’epicentro, valide per regioni più o meno ampie, a secon-da della loro complessità geologica. In ogni stazione sismologica, perciò, una voltacalcolata la distanza epicentrale di un terremoto, si ricava dalle tabelle il corrispon-dente valore di – logA0 e si misura sul sismogramma il valore di A: si può così ricava-re rapidamente la magnitudo di un terremoto.

In definitiva, il calcolo della magnitudo secondoRichter si calcola:

a) calcolando la distanza epicentrale;

b) misurando l’ampiezza massima A sul sismo-gramma (ottenuto col sismografo standard) ecalcolandone il logaritmo;

c) addizionando al valore così ottenuto la quanti-tà – logA0 riportata nella tabella alla corrispon-dente distanza.

Successivamente è stato possibile mettere a punto diverse scale di misura, ognunadelle quali si basa su una parte differente del treno d'onde sismiche (P, S, L, R) chegiunge alle stazioni di registrazione. In particolare vedremo in dettaglio quella rela-tiva alle onde di volume.

Δ (km) - logA0 Δ (km) - logA0 Δ (km) - logA0

0 1,4 150 3,3 390 4,4

5 1,4 160 3,3 400 4,5

10 1,5 170 3,4 410 4,5

15 1,6 180 3,4 420 4,5

20 1,7 190 3,5 430 4,6

25 1,9 200 3,5 440 4,6

30 2,1 210 3,6 450 4,6

35 2,3 220 3,65 460 4,6

………… ………… ………. ………… ……….. …………


Scala della magnitudo delle onde di volumeLa scala della magnitudo delle onde di volume (mb), utilizza le onde compressionali(onde P) che viaggiano all'interno della Terra e che, essendo le più veloci, arrivanoagli strumenti di registrazione prima delle altre.Le onde utilizzate sono quelle con periodo prossimo a un secondo.

La formula standard è:

dove A è l'ampiezza massima della traccia (in micron), T è il periodo proprio del si-smografo (in secondi) e Q(Δ,h) è un fattore correttivo che tiene conto della distanzaepicentrale Δ (in gradi) e della profondità focale h (in km), il cui valore varia con il ti-po di onda considerato.

Talvolta è necessario prendere in esame altre correzioni che tengano conto dell'ubi-cazione della stazione (dette correzioni di stazione, che solitamente variano da ± 0,1a ± 0,4, in funzione della stazione e delle onde considerate) e del meccanismo delterremoto (detta correzione regionale).

Un'espressione più generale è, quindi:

dove A è l'ampiezza massima della traccia (in micron), T il periodo proprio del si-smografo (in secondi), Δ la distanza epicentrale (in gradi) e h la profondità dell'ipo-centro (in km) mentre CS e Cr sono rispettivamente la correzione di stazione (geolo-gia locale) e quella regionale; f (Δ, h) è una funzione che tiene conto della propaga-zione e dell'assorbimento delle onde.

Recentemente i sismologi, per descrivere gli effetti fisici di un terremoto fannoriferimento anche ad un altro parametro, il momento sismico, che determinal’energia di deformazione rilasciata lungo l’intera superficie di faglia.

Il momento sismico MO è una misura della "grandezza" di un terremoto essendoil prodotto dell'area fagliata S per lo spostamento medio sulla faglia d, per la resi-stenza alla rottura di taglio μ della roccia fagliata (tra 25 e 75 GPa). Esso si misurain Newton per metro (Nm) ed è proporzionale all'energia totale rilasciata dal ter-remoto (MO = μ∙S∙d). Poiché MO non ha un intrinseco valore limite superiore, èstata creata una nuova scala di magnitudo Mw basata sul momento sismico, do-ve


(da “Terra pericolosa”)

Poiché un terremoto genera sia onde di volume (viaggiano all'interno della Terra), che ondedi superficie (viaggiano negli strati superficiali di essa), furono presto istituite due diverse sca-le: la scala mb per le onde di volume (body waves) e la scala MS per le onde di superficie.Le magnitudo relative alle onde di volume e di superficie sono date dalle relazioni:

dove A è l'ampiezza (in micron: 10-6m) del movimento del suolo, T è il corrispondente periodo (insecondi) e Q (D,h) è un fattore di correzione legato alla distanza D (in gradi) tra l'epicentro ela stazione (ricavabile dall'intervallo S-P) e alla profondità dell'ipocentro h (in km).

La scala mb originale utilizzava l'ampiezza di onde P con periodi di 4-5 s; oggi le osservazioni sifanno su onde P con periodo di circa 1 s.

La scala MS usa onde di Rayleigh con periodo compreso tra 18 e 22 s.

Al momento della loro definizione, le due scale mb e MS erano considerate equivalenti, ma og-gi sappiamo che i terremoti più grandi, che hanno superfici di rottura più ampie, irradiano piùenergia a lungo periodo. Le magnitudo di questi terremoti vengono quindi sottostimate dallemagnitudo mb.

Per descrivere gli effetti fisici di un terremoto i sismologi fanno riferimento anche ad un altroparametro, il momento sismico.

Il momento sismico MO è una misura della "grandezza" di un terremoto essendo il prodottodell'area fagliata S per lo spostamento medio sulla faglia <d>, per la resistenza alla rottura ditaglio p della roccia fagliata (tra 25 e 75 GPa). Esso si misura in Newton per metro (Nm) ed èproporzionale all'energia totale rilasciata dal terremoto (MO = pS<d>). Poiché MO non ha unintrinseco valore limite superiore, è stata creata una nuova scala di magnitudo Mw basatasul momento sismico, dove


Anche se non sono stati, fino ad oggi, misurati terremoti con M>8.78.9, in teorianon esiste un limite superiore della magnitudo. Non esiste nemmeno un limite in-feriore: infatti se A è minore di A0, il valore di M è negativo. Gli strumenti più sensi-bili sono arrivati a misurare microsismi con magnitudo -2 o -3.

Si ricorda che la scala della magnitudo è logaritmica, per cui un aumento di 1 unitànella magnitudo corrisponde ad un aumento di un fattore 10 nell’ampiezza del mo-vimento del terreno, e ad una liberazione di energia circa 30 volte maggiore (p.e. un

terremoto di M=8 è 100 volte più forte di uno con M=6, e libera una quantità di energia circa 900

volte maggiore).

CALCOLO DELL’ENERGIA LIBERATA DA UN TERREMOTO. E’ bene precisare che laMAGNITUDO non è una misura diretta dell’energia totale liberata da un terremoto,ma è correlabile con essa tramite relazioni empiriche.

Per l’Italia tale relazione è: log E = 9.15 + 2.15M (dove E=energia totale espressa inerg e M=magnitudo totale delle onde di superficie). [ERG (cgs) = lavoro compiutodalla forza di 1 dina quando sposta il suo punto di applicazione di 1 cm nella suastessa direzione; equivale a 10-7 joule]

[In Bosellini, Log10E = 2,15 (1+M), in cui E è l’energia espressa in joule ed M è la ma-gnitudo delle sole onde superficiali].

In realtà la formula è più complicata perché si deve tener conto di altri fattori, qualila profondità dell’ipocentro, l’attenuazione con la distanza e le caratteristiche geolo-giche della zona

CONFRONTO FRA LE SCALE M.C.S e RICHTER. Non ha senso confrontare la scalaM.C.S. con la scala RICHTER date le profonde differenze concettuali tra i due modi divalutare un terremoto. Tuttavia sono state individuate delle relazioni empiriche tramagnitudo ed intensità, valide per una determinata area e per terremoti di profon-dità simile. Per terremoti superficiali nell’area italiana, ad esclusione della zona et-nea, per esempio, risulta valida la relazione:M = 0.56I0 + 0.94 (dove M = magnitudo e I0 = intensità massima nella scala M.C.S.).

Tali relazioni, costruite in base ai dati dei terremoti per i quali sono disponibili regi-strazioni strumentali, danno la possibilità di valutare la magnitudo dei terremotistorici, per i quali sia possibile ricostruire le isosisme.


DISTRIBUZIONE GEOGRAFICA DEI TERREMOTI

I terremoti colpiscono le diverse zone del mondo con frequenza e intensità moltovariabili. In particolare, è stato individuato un legame preciso e costante con zoneben definite, geograficamente "predestinate". Se si osserva una carta della distribu-zione degli epicentri - i punti superficiali che corrispondono alle zone dove nasce inprofondità un terremoto - si nota che quasi tutti sono localizzati in alcune fasce piut-tosto strette e allungate distribuite lungo le zone di subduzione e nei dintorni delledorsali oceaniche, cioè attorno ai margini delle zolle. Sul resto della superficie terre-stre non avvengono terremoti, tanto che, all'interno dei continenti, queste areevengono dette scudi stabili, proprio per l'assenza di attività tettonica.I terremoti non sono tutti uguali sia perché hanno energie diverse, sia perché le loroambientazioni geologiche sono differenti. I due elementi - energia e localizzazione -sono collegati e, in genere, i terremoti hanno energie diverse proprio perché com-paiono in condizioni geologiche diverse. I terremoti che si verificano lungo alcunitratti delle dorsali oceaniche in genere sono poco profondi, con un ipocentro a 10-

20 km, e non provocanogrosse conseguenze (bassaenergia). Al contrario, i ter-remoti nati dalle zolle insubduzione hanno profon-dità fino a 700 km e in ge-nere sono molto distruttivi(elevata energia). Infine, cisono terremoti superficiali,legati ad attività vulcanica,che di solito sono avvertitidebolmente, ma che hannola caratteristica di propagar-si in "sciami sismici" ragionper cui possono durare a

lungo e creare tensioni nelle popolazioni; se ne registrano, per esempio, con unacerta periodicità nelle isole Hawaii, in Indonesia oppure nell'area dei Castelli Romanie in quella puteolana.

Sismicità del territorio italiano

L’Italia è una regione in buona parte sismica, perché di orogenesi recente e compre-sa in un settore di crosta tuttora attivo, e quindi ancora soggetto a movimenti ed as-sestamenti.Sul nostro territorio si manifesta un terremoto grave ogni 25-30 anni.


E’ una condizione relativamente “fortunata”, in quanto in altre zone della Terra (adesempio in California) la frequenza è ben maggiore. La complessità geologicadell’area mediterranea non rende facile l’analisi della situazione sismica in Italia.La Rete Sismica Nazionale Centralizzata dell'INGV (Istituto Nazionale di Geofisica eVulcanologia) registra più di 2.000 terremoti l'anno. La rete opera con continuitàdalla metà degli anni'70 ed è stata progressivamente ampliata dopo il terremoto di-struttivo dell'Irpinia del 1980 (Ms= 6,9). Il catalogo sismico strumentale riporta circa35.000 terremoti verificatisi in Italia dal 1975. La sismicità crostale (<40 km) rappre-senta la maggior parte dell'attività sismica registrata; la sismicità si concentra so-prattutto nelle Alpi, lungo gli Appennini e riguarda la maggior parte dei vulcani attividel Quaternario (per esempio, l'Etna, il Vesuvio, i Campi Flegrei, i Colli Albani). Inol-tre si verificano sequenze anche nel promontorio del Gargano mentre il resto dellaPuglia e la Sardegna sembrano essere relativamente asismiche.La penisola italiana è interessata anche da terremoti intermedi e profondi. Sebbeneil loro numero sia relativamente esiguo, essi sono di grande importanza per la com-prensione della dinamica dei processi profondi. Terremoti fino a 500 km di profondi-tà avvengono nel Tirreno meridionale e la loro profondità aumenta andando da Sud-Est verso Nord-Ovest. Questi eventi evidenziano la subduzione ancora attiva della li-tosfera Ionica al di sotto dell'Arco Calabro e delle isole Eolie. La maggior partedell'attività è concentrata soprattutto verso i 300 km di profondità, dove i terremotipossono raggiungere anche Magnitudo 7.

CARTE DI PERICOLOSITA’ SISMICA

Le carte di pericolosità sismica mostrano la distribuzione areale dei livelli di scuoti-mento del suolo che è probabile siano superati entro uno specifico intervallo ditempo. Spesso ci si riferisce a una probabilità del 10% che una data soglia di scuoti-mento sia superata entro 50 anni, corrispondenti a un periodo di ritorno dello scuo-timento di soglia di 475 anni. Il parametro più comunemente usato per descrivere ilmovimento del suolo è l'Accelerazione orizzontale massima del suolo (PGA = PeakGround Acceleration) in quanto i manuali d'ingegneria sismica fanno riferimento allaforza orizzontale che un edificio deve sopportare durante un terremoto. L'accelera-zione è spesso espressa in rapporto all'accelerazione di gravità (g = 9,80 m/s2): sitenga presente che un'accelerazione di 0,1 g è capace di generare danno.La versione più recente della Mappa di pericolosità sismica d'Italia è riprodotta nellaFig. 1.34. Essa è stata elaborata sulla base degli studi più aggiornati relativi:

al catalogo dei terremoti

alla zonazione sismogenetica (definizione di zone a comportamento cinematicouniforme) a sua volta basata sulla distribuzione spaziale, sulla profondità dei ter-remoti e sui meccanismi focali prevalenti

alle relazioni di attenuazione del moto del suolo.


Fig. 1.34 - Mappa di pericolosità sismica d'Italia elaborata dall'INGV per i l D ipar t imento del la Pro-tezione Civi le nel 2004. I colori esprimono i valori di PGA (in frazioni di g) con probabilità di supera-mento del 10% in 50 anni. Le sigle individuano zone per le quali è necessaria una valutazione adhoc (dal sito dell'INGV).


Classificazione sismica del territorio italiano

La mappa di pericolosità rappresenta il documento di sintesi necessario per la classi-ficazione sismica del territorio, che consiste nella definizione di zone a diversa peri-colosità, per le quali devono essere stabilite norme vincolanti per le costruzioni, diseverità proporzionata al terremoto atteso. Quanto prima è stata adottata in unpaese la classificazione sismica con le relative norme tecniche, tanto più numerosisaranno gli edifici e le opere progettati e costruiti con criteri antisismici, in grado diresistere ai futuri terremoti. È opportuno precisare che, per limitare il costo delle co-struzioni, le norme sismiche si prefiggono l'obiettivo di evitare il collasso della strut-tura, che può tuttavia venire danneggiata anche gravemente nel caso di violenti ter-remoti.Negli ultimi 1000 anni in Italia si sono verificati almeno 20 terremoti assolutamentecatastrofici e innumerevoli altri di minore energia che hanno comunque mietuto vit-time e prodotto ingenti danni. Nonostante si sappia quindi, da sempre, che il nostroè un paese fortemente sismico, classificazione e norme antisismiche sono state in-trodotte con gravissimo ritardo, e da questo dipende l'attuale elevato livello di ri-schio.Le prime leggi di costruzione antisismica predatano l'unità d'Italia (varate dal Regnodi Napoli a seguito del terremoto del 1783 in Calabria), mentre la prima classifica-zione sismica, intesa come elenco dei comuni esposti al rischio con relativa normati-va tecnica fu adottata dopo il catastrofico terremoto del 28 dicembre 1908 che di-strusse Messina e Reggio Calabria, facendo 80.000 vittime. I comuni inclusi nellaclassificazione erano quelli della Sicilia e della Calabria gravemente colpiti nel 1908insieme a pochi altri per i quali c'era memoria storica di danneggiamenti subiti nelrecente passato a opera di forti terremoti.La lista dei comuni sismici fu ripetutamente modificata, tra il 1908 e il 1980, sempli-cemente aggiungendo i comuni gravemente colpiti a ogni nuovo evento sismico (ter-ribile fu quello di Avezzano del 1915). Una procedura assurda se si considera che iterremoti più violenti e pericolosi hanno periodi di ritorno molto lunghi, anchedell'ordine dei 1000 anni. Solo nel 1984, grazie agli studi del Progetto FinalizzatoGeodinamica del CNR, fu introdotta una classificazione sismica omogenea del terri-torio nazionale basata su criteri scientifici rigorosi (Fig. 1.35).


In molte delle zone sismiche più pericolose d'Italia, in particolare in tutte quelle cheavevano subito terremoti distruttivi prima del 1908, si è pertanto iniziato a costruirecon criteri antisismici solo a partire dai primi anni'80. Le conseguenze di questo ri-tardo sono eloquenti: nelle zone sismiche classificate nel 1984 (circa il 45% del terri-torio nazionale) solo il 14% delle abitazioni sono costruite secondo norme antisismi-che. La classificazione del 1984 era basata su tre Categorie sismiche, con pericolositàdecrescente dalla prima alla terza. Vi erano poi ampie zone del territorio non classi-ficate. La classificazione sismica è stata aggiornata nel 2003 (Fig. 1.35):

Fig. 1.35 - Classificazione sismica dell'Italia. A sinistra: mappa del 1984 (da De Marco e Martini, 2004). A destra: quella del 2003

le Categorie sono state rinominate Zone, per le quali sono state fissate soglie di PGA(Tabella 1.6); è stata introdotta la Zona 4 per le aree precedentemente non classifi-cate, cosicché tutto il territorio nazionale risulta oggi sismico, sia pure con gradi dipericolosità molto diversi. La classificazione del 2003 ha introdotto molte altre modi-fiche, tra le quali la più rilevante è l'inserimento della città di Roma in Zona 3. Paral-lelamente alla nuova classificazione sono state aggiornate le norme tecniche per lecostruzioni ed è stata introdotta per la prima volta una normativa tecnica specificaper i ponti.

(dal sito dell'INGV).


Tabella 1.5 - I forti terremoti del XX secolo in Italia (M>6,5)

g = accelerazione di gravità (9,8 m/s2)

Tabella 1.6 - Soglie di PGA di ingresso nelle categorie sismiche

Data Località M I Morti

8/9/1905 Calabria 6,8 X 557

28/12/1908 Calabro Messinese 7,1 XI 80.000

13/1/1915 Avezzano 6,9 XI 33.000

23/7/1930 Irpinia 6,7 X 1.778

6/5/1976 Friuli 6,6 X 965

23/11/1980 Irpinia-Basilicata 6,8 X 2.914

Zona Accelerazione orizzontale (a/g)

con probabilità di superamentodel 10% in 50 anni

1 >0,25

2 0,15 - 0,25

3 0,05 - 0,15

4 < 0,05


CRONISTORIA DEI PRINCIPALI EVENTI SISMICI ITALIANI

Fra il 1500 ed il 1700 interi paesi vennero completamente distrutti e ricostruiti aduna certa distanza (in Sicilia, ad esempio, Noto antica - con le sole rovine - e a pochichilometri l’attuale Noto, ricostruita al tempo dello stile barocco).Fra i terremoti degli ultimi 2 secoli ricordiamo, per citarne qualcuno, quello di Casa-micciola (Isola d’Ischia, 1883), il sisma catastrofico di Messina (1908), accompagnatoda un maremoto, quello di Avezzano (L’Aquila) del 1915, e quelli dell’Irpinia del 1930e del 1962. In questi ultimi anni si manifestarono gravi scosse (1968) nella Valle delBelice (Sicilia occ.) e nel Friuli (1976), che in passato avevano subito episodi sismici dilimitata entità; in quest’ultima area la magnitudo delle due maggiori scosse (6 mag-gio e 15 settembre) fu rispettivamente di 6.4 e 6.1.Ancor più grave fu il movimento tellurico che il 23.11.1980 distrusse una trentina dipaesi, e innumerevoli frazioni, compresi in un’ampia area ellittica che toccò Napoli,Salerno, Potenza e S. Angelo dei Lombardi. Alle 19,40 di quel giorno una scossa conmagnitudo M = 6.9 (X-XI grado della scala Mercalli nell’area epicentrale) rase al suo-lo interi quartieri, compresa una parte del centro storico di Avellino; successivescosse a lunga durata (intorno ai due minuti) e con M = 5.5, contribuirono all’operadi distruzione. I morti furono circa 3000, i senzatetto si avvicinarono ai 300000.Sul finire del 1997, poi, una serie di scosse sismiche al confine tra l’Umbria e le Mar-che, oltre a provocare la perdita di alcune vite umane, hanno devastato il meravi-glioso patrimonio storico-culturale di quest’area, con seri danni, tra l’altro, anche al-la famosa Basilica di Assisi.Il 31 ottobre 2002, alle ore 11.32 una scossa dell’VIII grado M.C.S (5.6 M della scalaRichter) ha sconvolto per 40 secondi la zona a nord-est di Campobasso (con epicen-tro tra gli abitati di Larino, Bonefro e Casacalenda); a S.Giuliano di Puglia la scossa haprovocato il crollo di una scuola e la perdita di 26 giovanissime vite umane (le vitti-me del sisma, in totale, saranno 29).Il 6 Aprile 2009, alle ore 03:33 la zona dell'Aquila è stata colpita da un forte terre-moto. La scossa principale ha raggiunto la magnitudo ML=5.8 e Mw=6.31. La sequen-za sismica continua la sua evoluzione, con moltissime repliche che vengono localiz-zate dal personale INGV in turno H24 con i dati della Rete Sismica Nazionale integra-ti da ulteriori stazioni sismiche installate subito dopo la scossa principale nell'areaepicentrale. Tre eventi di M>5 sono avvenuti il 6 aprile (ML=5.8), il 7 aprile (ML=5.3)e il 9 aprile (ML=5.1). I terremoti di ML compresa tra M=3.5 e 5 sono stati in totale31. I morti sono stati circa 300, migliaia i feriti ed i senzatetto.

1 La magnitudo usata di routine per stimare la grandezza di un terremoto è la cosiddetta Magnitudo Richter o Magnitudo Locale (ML), che viene cal-colata sull'ampiezza massima della registrazione di un sismografo standard (a corto periodo).La Magnitudo Momento (Mw) viene elaborata attraverso un trattamento numerico dell'intero segnale sismico su tutte le frequenze registrate dai si-smometri a larga banda della Rete Sismica Nazionale. Per terremoti forti la Mw viene ritenuta una stima più accurata della dimensione dell'evento edell'estensione dell'area di faglia.

http://portale.ingv.it/primo-piano/archivio-primo-piano/notizie-2009/terremoto-6-aprile/nota-sulla-magnitudo


Il 20 maggio 2012 alle ore 04:03:52 , un evento sismico costituito da una serie discosse ha interessato il distretto sismico della pianura padana emiliana (terremotodell'Emilia del 2012), prevalentemente nelle province di Modena, Ferrara, Mantova,Reggio Emilia, Bologna e Rovigo, ma avvertiti anche in un'area molto vasta comprendente tutta l'Italia

Centro-Settentrionale e parte della Svizzera, della Slovenia, della Croazia, dell'Austria, della Francia sud-orientale e

della Germania meridionale.

La scossa più forte, di magnitudo MI 5,9 e Mw 5,86 è stata registrata il 20 maggio2012 alle ore 04:03:52 ora italiana (02:03:52 UTC), con epicentro in Finale Emilia, auna profondità di 6,3 km. Queste scosse sono state seguite da uno sciame sismicocon scosse di magnitudo variabile.

Le accelerazioni di picco registrate dall'accelerometro di Mirandola durante le scosse più forti del 20 e del 29 maggio

2012 sono state rispettivamente di 0,31g e di 0,29 g, valori che in base alla carte vigenti di pericolosità sismica rende-

rebbero stimabile in circa 2500 anni il tempo di ritorno di ciascun evento nella medesima area.

I due eventi sismici principali hanno causato un totale di 27 vittime (22 nei crolli, treper infarto o malore e due per le ferite riportate), in maggioranza dipendenti diaziende distrutte. Il 4 giugno 2012 è stato proclamato giornata di lutto nazionale perle vittime del terremoto.

L'intensità massima dei terremoti, stimata come cumolo degli effetti della sequenza,è stata pari a 8, secondo la Scala Macrosismica Europea (EMS-98) (revisione ed ag-giornamento della scala di Medvedev-Sponheuer-Karnik (MSK-64) – vedi pagina se-guente).

Come abbiamo già detto, se si escludono i sismi della zona calabrese e delle isole Eo-lie (aree di subduzione), che hanno ipocentro profondo, tutto il resto dell’attività si-smica è di tipo superficiale, con ipocentro a 5-20 km di profondità: per questo moti-vo gli effetti si fanno sentire in misura maggiore sulla superficie terrestre. Bisognainoltre tenere presente che in Italia molti edifici sono in pessime condizioni, non so-no stati costruiti con criteri antisismici (molti si trovano infatti nei centri storici), nésono stati rinforzati in seguito.Oltre alla magnitudo e all’energia liberata, per definire la gravità di un sisma devonoessere considerati altri fattori: la profondità a cui si trova l’ipocentro, la densità dipopolazione nella zona colpita dal sisma, il tipo e l’età delle costruzioni, l’ora in cuiavviene l’evento sismico, e vari effetti ad esso collegati (maremoti, incendi, frane,crolli di dighe).


Scala Macrosismica Europea –EMS 98 [ versione semplificata]

Suddivisione

1. Non avvertito Non avvertito, nemmeno nelle più favorevoli circostanze.

2. Avvertito raramenteLa vibrazione è sentita in casa solo da alcuni individui a riposo, special-

mente ai piani superiori degli edifici.

3. DeboleLa vibrazione è debole ed è avvertita in casa da poche persone. La gente

a riposo avverte un'oscillazione o un leggero tremore.

4. Ampiamente rilevato

Il terremoto è sentito in casa da molte persone, mentre all'esterno è av-

vertito da pochissime. Poche persone sono svegliate. Il livello di vibra-

zione non è spaventoso. Finestre, porte e piatti vibrano. Oggetti appesi

oscillano.

5. Forte

Il terremoto è avvertito in casa da molti, fuori da pochi. Molte persone

vengono svegliate. Poche persone corrono fuori. Gli edifici tremano da

un capo all'altro. Gli oggetti appesi oscillano in modo considerevole.

Porcellane e bicchieri producono all'unisono rumori d'acciottolio. La vi-

brazione è forte. Oggetti sbilanciati per il loro maggior peso nella parte

superiore cadono giù. Porte e finestre si aprono e chiudono.

6. Leggermente dannoso

Avvertito in casa dalla maggioranza delle persone e da molte fuori. Mol-

ta gente negli edifici è spaventata e corre fuori. Cadono piccoli oggetti.

Danni superficiali agli edifici ordinari; per esempio, sottili crepe nell'in-

tonaco con caduta di piccoli pezzi.

7. Dannoso

La maggior parte delle persone spaventata corre fuori dalle case. Gli ar-

redi sono spostati e gli oggetti cadono dai ripiani in gran numero. Molte

costruzioni ordinarie subiscono danneggiamenti moderati: piccole crepe

nei muri; parziale collasso dei comignoli.

8. Fortemente dannosoGli arredi possono essere rovesciati. Molti edifici ordinari patiscono

danni: i comignoli cadono; ampie creppe appaiono nei muri e alcuni edi-

fici possono parzialmente collassare.

9. DistruttivoMonumenti e colonne cadono o sono distorte. Molti edifici ordinari col-

lassano parzialmente mentre alcuni collassano completamente.

10. Molto distruttivo Molti edifici ordinari collassano.

11. DevastanteMolti edifici ordinari collassano, i più resistenti vengono gravemente

danneggiati.

12. Completamente devastantePraticamente tutte le strutture sopra e sotto la terra sono pesantemen-

te danneggiate o completamente distrutte.


RISCHIO SISMICO

Nonostante negli ultimi decenni molti paesi, tra cui USA, Russia, Giappone, Cinahanno avviato numerose ricerche programmate sulla previsione dei terremoti, im-piegandovi ampi mezzi e un gran numero di studiosi, allo stato attuale delle cono-scenze non si è ancora in grado di prevedere il tempo ed il luogo in cui avverrà unterremoto; pertanto tutto è affidato alla PREVENZIONE degli effetti attraverso la cono-scenza della sismicità che in passato ha interessato l’area in esame.

Come già detto, nel nostro Paese, sulla base della frequenza ed intensità dei terre-moti del passato, una parte del territorio nazionale è stata classificata in quattro zo-ne sismiche, alle quali corrispondono livelli crescenti di protezione richiesti per lecostruzioni (livello massimo per la 1a zona).

Con il termine rischio sismico si indica una stima delle perdite complessive causatedai terremoti che potranno interessare in un determinato periodo una determinataarea. Questa stima può essere espressa in diversi modi. Per esempio attraverso ilcosto dei danni subiti dagli edifici, il costo complessivo in termini economici e socialisubito dalla popolazione dell’intero paese, oppure attraverso il numero prevedibiledi morti e feriti.

Per sapere qual è il rischio sismico in una certa zona è necessario, pertanto, cono-scere:

la pericolosità sismica dell’area, ossia la probabilità che in un certo intervallo ditempo sia interessata da forti terremoti che possono produrre danni;

quali opere costruite dall’uomo vi sono, qual è la loro importanza e vulnerabilitàe quindi qual è la loro resistenza al terremoto;

quante persone vivono in quella zona e quindi qual è la sua esposizione al terre-moto.

RISCHIO = Pericolosità x Vulnerabilità x Esposizione

Nelle aree con elevatNelle aree densamentsere un rischio sismico

(edifici vulnerabili) (popolazione)
(probabilità di un
a pericolosità sisme popolate e conelevato anche in

evento sismico)

ica ma disabitate, il rischio sismico è nullo.molte costruzioni poco resistenti, vi può es-presenza di bassa pericolosità.


PREVISIONE

Previsione deterministica si basa sull’osservazione dei precursori (variazionedelle caratteristiche di elasticità, resistività elettrica, volume nelle rocce; variazionenella quantità di alcuni gas [radon, elio, ecc.] nei terreni.Uno dei fenomeni premonitori di grande rilevanza è la dilatanza: secondo il modellodel rimbalzo elastico, in una massa rocciosa sottoposta a sforzo, si verifica una de-formazione elastica, ma prima della rottura la roccia tende a dilatarsi, con la for-mazione di microfatture, a questo fenomeno viene dato il nome di dilatanza. Laroccia in seguito a questo fenomeno inizia ad avere un comportamento anomalo,che può essere utilizzato come segnale. Ad esempio le onde P si propagano menovelocemente, ci sono deformazioni del suolo, sollevamenti, oppure un brusco au-mento della quantità di radon (gas radioattivo che tende a sfuggire naturalmentedalla roccia) disciolto nelle acque di falda.

Previsione probabilistica In questo secondo caso si valuta statisticamente laprobabilità dell'imminenza di un terremoto, partendo dal presupposto che la sto-ria sismica abbia caratteristiche simili nel tempo; per questo motivo si costruisconodei "cataloghi sismici" che contengono i dati caratteristici di tutti i terremoti. In Ita-lia è stato pubblicato un catalogo dei terremoti avvenuti dal 1000 al 1980. Unesempio di previsione probabilistica riguarda le zone di "gap sismico" cioè di vuoto;sono zone ad alta sismicità che da tempo non presentano terremoti, pertanto la ri-presa dell'attività risulta un evento altamente probabile. Una previsione di questotipo è stata fatta nel 1977 per un gap sismico che durava da quasi quattro anni inuna costa del Messico, infatti l'anno successivo si verificò un violento terremoto.


PREVENZIONE

Abbiamo anche mostrato che, purtroppo, non esiste alcun metodo scientifico affi-dabile per prevedere i terremoti e tale da consentire un allarme per la salvaguar-dia delle vite umane.Per la riduzione del rischio sismico è necessario che lo Stato, la Regioni, le Province, iComuni, con la collaborazione dei cittadini, diano avvio ad una serie di iniziative perlo sviluppo di una efficace azione di prevenzione, mettendo a frutto le esperienzegià fatte ed in corso.Una volta individuate e classificate le aree a rischio sismico (categorie sismiche), loStato fissa regole antisismiche per le nuove costruzioni e per l’adeguamento o ilmiglioramento di quelle esistenti; avvia iniziative anche a carattere fiscale e finan-ziario, per incentivare i cittadini a rinforzare le proprie case; avvia campagne di in-formazione e di educazione della popolazione sul comportamento da tenere in casodi terremoto; prepara, insieme alle Regioni, alle Province, ai Comuni, piani di emer-genza, tenendo conto delle caratteristiche fisiche, sociali, economiche del territorio.Molto importante è intervenire sulle vecchie costruzioni, rafforzandone preventi-vamente la struttura e mettendole in condizione di resistere ai futuri terremoti.Dagli ingegneri sismici sono stati prodotti manuali che descrivono le tecniche diintervento sugli edifici esistenti, sia in muratura che in cemento armato, per au-mentarne la resistenza sismica. Occorre adesso che questi interventi di prevenzio-ne vengano attivati in modo sistematico sugli edifici sia pubblici che privati, dandopriorità alle strutture "strategiche", che devono continuare ad assolvere le propriefunzioni anche e soprattutto durante un'emergenza sismica (ospedali, caserme,strutture di soccorso), a quelle che hanno un forte impatto sociale (scuole) e alleopere monumentali di maggiore valore storico e artistico.Un altro criterio per stabilire la priorità degli interventi è quello di affinare le valu-tazioni di rischio, migliorando le mappe di pericolosità a scala locale, con studi suglieffetti di amplificazione del moto del suolo dovuti alla natura e alla morfologia deiterreni, introducendo leggi di attenuazione specifiche e valutando la vulnerabilitàsismica e l'esposizione delle singole strutture. La prevenzione sismica in Italia èun problema di dimensioni enormi: si stima infatti che, nelle sole zone sismicheclassificate nel 1984, vi siano 7 milioni di abitazioni "pre-classificazione", per alme-no 600 milioni di metri quadrati; il costo del miglioramento sismico di tutte que-ste abitazioni potrebbe aggirarsi intorno ai 150 miliardi di Euro. Se questa cifraappare enorme, si rifletta sul fatto che essa è solo il doppio del costo delle rico-struzioni post-terremoto pagato dagli italiani negli ultimi 25 anni. Finora sono sta-ti fatti solo pochi timidi passi per favorire e promuovere gli interventi di migliora-mento sismico, ma è necessario che la popolazione sia meglio informata sui rischie sui rimedi, perché qualsiasi azione di prevenzione deve avere nel cittadino un in-dispensabile protagonista.

Terremoti-classi 5 - 6 gennaio2014 (Appunti x alunni)...1 G. Salzano - Appunti dalle lezioni I...

Documents

Transcript of Terremoti-classi 5 - 6 gennaio2014 (Appunti x alunni)...1 G. Salzano - Appunti dalle lezioni I...