Terremoti-ppt Zanichelli- liceo scientifico Bertolucci

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VIBRAZIONI DELLA SUPERFICIE TERRESTRE I TERREMOTI
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Presentazione sui terremoti, libro zanichelli

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  • 1. VIBRAZIONI DELLA SUPERFICIE TERRESTRE I TERREMOTI

2. LO STUDIO DEI TERREMOTI Il terremoto non un fenomeno casuale ma un evento naturale molto diffuso. Il fatto che si verifichino continuamente nel tempo non vuol dire che si verifichino ovunque. I sismi si manifestano quasi esclusivamente entro certe fasce della superficie terrestre dette aree sismiche o sismicamente attive, mentre mancano in altre aree, definite asismiche. ( La distribuzione generale delle fasce sismiche coincide con il decorso delle grandi catene montuose, delle dorsali oceaniche e fosse abissali). Un area detta asismica perch al suo interno non si generano terremoti, ma ci non significa che in essa non se ne risentano gli effetti. Un terremoto una vibrazione pi o meno forte della terra prodotta da una rapida liberazione di energia meccanica in qualche punto al suo interno. Il punto nella crosta terrestre da cui si propaga lenergia per onde sferiche, si dice ipocentro e pu trovarsi a diverse profondit, sino a circa 700 Km. Il punto sulla superficie terrestre situato sulla verticale dellipocentro si dice epicentro ed qui che il sisma si manifesta con la sua massima intensit. 3. IL MODELLO DEL RIMBALZO ELASTICO Un sisma prodotto dalla deformazione o dalla frattura di masse rocciose nel sottosuolo; infatti, sottoposte ad un qualche sforzo, le rocce si comportano elasticamente deformandosi progressivamente fino a raggiungere il limite di rottura momento in cui si crea una faglia lungo la quale le rocce scorrono luna contro laltra. Le due parti riacquistano il loro volume e la loro posizione di equilibrio con una serie di rapide vibrazioni. Se nella massa rocciosa esiste gi una faglia ogni movimento viene impedito e le rocce si deformano elasticamente; se la tensione supera la resistenza dovuta allattrito, la faglia si riattiva e il movimento avviene lungo di essa. 4. I binari della ferrovia tra Izmit e Sakanya deformati dal terremoto che ha colpito la Turchia nel 1999. 5. IL CICLO SISMICO In base alla teoria del rimbalzo elastico, in seguito ad un sisma si dovrebbe aver raggiunto un periodo di equilibrio fino ad un successivo punto di rottura dovuto allaccumulo di nuova energia. Il ciclo sismico consta di pi stadi: 1) il pre-sismico in cui le rocce subiscono alcune variazioni. 2) Il post-sismico quando andando verso un nuovo equilibrio, si verificano scosse successive o repliche. La nozione di ciclo sismico di grande importanza in quanto il presupposto che giustifica una serie di ricerche sulla previsione dei terremoti. Si pu pensare di individuare per una regione sismica il probabile intervallo tra crisi sismiche successive. Il meccanismo di accumulo di energia indica che i terremoti possono verificarsi solo l dove esistono strutture geologiche in movimento. 6. I DIFFERENTI TIPI DI ONDE SISMICHE I movimenti allipocentro producono differenti tipi di deformazioni, per cui in superficie si distinguono tre tipi di onde: LONGITUDINALI ( o di compressione ) TRASVERSALI ( o di taglio ) SUPERFICIALI 7. ONDE LONGITUDINALI Al passaggio di queste onde, le particelle di roccia oscillano avanti e indietro nella direzione di propagazione dellonda stessa: la roccia si comprime e si dilata. Sono le onde pi veloci dette onde prime od onde P. si muovono con velocit tra i 4 e 8 km/s. Il rombo che accompagna linizio della scossa dovuto alla onde P che arrivano in superficie e provocano spostamenti daria. 8. ONDE TRASVERSALI Sono date dallo scivolamento delle masse rocciose lungo il piano di faglia. Le oscillazioni sono perpendicolari alla direzione di propagazione; la roccia subisce variazioni di forma, ma non di volume. Sono pi lente e prendono il nome di onde seconde o S. viaggiano con velocit tra i 2,3 e 4,6 km/s. Differentemente da quelle longitudinali, non possono propagarsi attraverso i fluidi. 9. ONDE SUPERFICIALI Quando le onde raggiungono la superficie, si propagano dallepicentro lungo la superficie terrestre smorzandosi con la profondit. Si dividono in: - onde di Love: le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione nel piano orizzontale e si muovono pi lentamente di quelle interne ma con lunghissime distanze. - onde di Rayleigh: descrivono orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione. 10. COME SI REGISTRANO LE ONDE SISMICHE? Le onde sismiche vengono registrate tramite limpiego del sismografo: un pennino scrivente rimane immobile mentre il sostegno si muove insieme al suolo. Per studiare un terremoto occorre utilizzare tre sismogrammi: uno che abbia registrato i movimenti verso lalto e il basso, gli altri due quelli sul piano orizzontale. Da questi possiamo dedurre la potenza e la durata del terremoto, la posizione dellepicentro, la profondit dellipocentro e dati della struttura interna della Terra. 11. LA FORZA DI UN TERREMOTO Gi verso la fine del 700 si cerc di stabilire una scala di confronto per poter classificare i terremoti in generale: questa suddivisione era molto semplice ed aveva come primo scopo quello di ripartire gli aiuti in base al danno. Scala Pignataro: Scala di confronto con quattro categorie leggero, moderato, forte, fortissimo; studiata in base ai danni e alle vittime. Era una suddivisione molto semplice ma era un primo tentativo di classificazione valida per i terremoti in generale e non per i singoli eventi. 12. SCALA MERCALLI MCS Scale pi precise iniziarono a comparire solamente a fine dell 800. Un esempio la scala Mercalli del 1897: inizialmente articolata in 10 gradi, questa scala stata in seguito modificata varie volte per tener in conto delle innovazioni come il cemento armato.Lo sviluppo della scala Mercalli ha portato alla nascita della pi usata e moderna scala MCS (Mercalli- Cancani- Solberg) 13. SCALA RICHTER Per misurare la forza di un terremoto invece, nel 1935 il sismologo Richter propose di misurare la magnitudo di un terremoto, confrontando l ampiezza massima delle onde registrate da un sismogramma relativo a quel terremoto (indicato con A) con lampiezza massima (A0) delle onde di un terremoto scelto come riferimento (terremoto standard). Quindi Richter formul l equazione : M=Log A/A0 Non esiste un limite teorico della magnitudo, ne massimo ne minimo, anche se essendo una scala logaritmica una magnitudo di grado 8 100 volte pi forte di uno di magnitudo 6 e libera una quantit di energia 900 volte maggiore. Questo fa si che raramente si superi una magnitudo 8 o 9 , e gli strumenti pi precisi sono arrivati a percepire magnitudo di -2 e -3 gradi. La magnitudo e l energia sono comparabili attraverso relazioni empiriche, per l Italia vale l equazione: logE = 9,15 + 2,15M 14. MAGNITUDO E INTENSIT Pu accadere che due terremoti di diversa magnitudo provochino effetti classificati nel medesimo grado d intensit. Infatti mentre il valore della magnitudo il medesimo da qualunque punto della terra, l intensit si riferisce invece agli effetti provocati dal terremoto in una certa zona; perci i concetti d intensit e magnitudo non sono intercambiabili. 15. GLI EFFETTI DEL TERREMOTO EFFETTI PRIMARI: danni agli edifici fratture nel terreno sollevamento o abbassamento del suolo (deviazione del corso dei fiumi) tsunami EFFETTI SECONDARI: Oscillazione del suolo (vistosa nellepicentro) variazione del livello dacqua nei pozzi rombo 16. DANNI AGLI EDIFICI I danni agli edifici sono provocati soprattutto dai movimenti orizzontali del suolo. Dipendono da: movimenti orizzontali del suolo durata delle oscillazioni Tipo di costruzione (oggi si possono realizzare strutture molto resistenti ai terremoti) Natura geologica del terreno Possono modificarsi le caratteristiche di certi terreni: alcuni subiscono la liquefazione (a cause delle vibrazioni) perdono consistenza gli edifici affondano I movimenti del suolo si amplificano quando le onde sismiche, risalendo in superficie, passano da un basamento roccioso rigido a sedimenti non consolidati (depositi alluvionali) 17. TSUNAMI Se il terremoto avviene sotto il fondo del mare si verifica un maremoto (o tsunami in giapponese). MAREMOTO: onda dacqua che si muove a grande velocit sulla superficie del mare e pu percorre vasti spazi prima di investire la costa per poi esaurirsi 18. CAUSE collasso di isole vulcaniche frane sottomarine eruzioni vulcaniche movimento del fondo marino (terremoto) Fenomeni che possono scaricare bruscamente in mare grandi volumi di materia 19. SE LA CAUSA UN TERREMOTO Il movimento della faglia che provoca il terremoto fa sollevare o abbassare un tratto del fondo del mare Loscillazione del fondo del mare provoca nella massa dacqua una perturbazione che si manifesta in superficie come onde molto lunghe le onde si propagano con velocit tra i 500 e i 900 km/h (le onde normali al massimo a 90 km/h) in mare aperto laltezza dellonda non supera il metro Al diminuire della profondit del mare (man man che si avvicina alla costa) diminuisce la velocit ma aumenta laltezza dellonda sulle coste arrivano onde alte fino a 30 m. il maremoto pu percorre enormi distanze: 1960 terremoto in Cile provoca uno tsunami che raggiunge Hawaii e Giappone. 20. I TERREMOTI E LINTERNO DELLA TERRA In base ai dati sismici si pu identificare la struttura interno della Terra: le onde sismiche portano con s informazioni sui terreni attraversati (in base al tipo di terreno che incontrano, cambiano velocit e direzione). La velocit di propagazione delle onde dipende da: Caratteristiche elastiche del materia densit del materiale 21. La velocit di propagazione delle onde sismiche dipende dalle caratteristiche elastiche del materiale e della sua densit VELOCITA DI PROPAGAZIONE PER LE ONDE DI COMPRESSIONE: Nel granito: Vp=5,5 km/s nellacqua: Vp=1,5 km/s VELOCITA DI PROPAGAZIONE PER LE ONDE DI TAGLIO: Nel granito: Vs=3 km/s nellacqua (e tutti i fluidi): Vs=0 LEGENDA: k = resistenza di un materiale alla compressione resistenza al taglio densit del materiale 22. TRAIETTORIE DELLE ONDE P: in un mezzo omogeneo sono rettilinee quando attraversano mezzi con caratteristiche meccaniche diverse cambiano direzione (si propagano verso linterno della terra lungo linee curve) ZONA DOMBRA: Per ogni terremoto esiste una zona dombra allinterno della quale non arrivano onde P dirette perch a una certa profondit (fascia tra 11000 e 16000 km dallepicentro) vengono deviate dal nucleo. le onde P perdono velocit nellattraversare il nucleo Le onde S non possono penetrare il nucleo il nucleo nella parte pi esterna fluido 23. SUPERFICIE DI DISCONTINUIT DISCONTINUITA (sismica): superficie che separa due materiali diversi per le caratteristiche fisiche che influenzano la propagazione delle onde (variazione velocit e cambiamento di direzione) Superficie di Gutenberg: 2900 km di profondit; separa il nucleo e il materiale che lo avvolge Superficie di Lehmann: 5170 km di profondit; il limite del nucleo interno (solido) Superficie di Mohorovicic: modesta profondit separa le rocce che costituiscono il mantello (che si estende dal nucleo fino alla superficie, senza per affiorare) e quelle che formano la crosta. 24. Lindagine sismica fornisce un modello del pianeta formato da 3 involucri concentrici che si comportano in modo diverso nei confronti delle onde sismiche: nucleo (solido allinterno, fuso allesterno) Mantello Crosta Velocit delle onde: diminuisce tra i 70 e i 250km; torna a crescere con la profondit ASTENOSFERA: (dal greco debolezza) fascia in cui il mantello ha un comportamento pi plastico; zona in cui il materiale parzialmente fuso PLASTICITA: attitudine dei materiali solidi a subire deformazioni permanenti quando sottoposti a sollecitazioni (le rocce che reagiscono in modo plastico si dicono duttili) LITOSFERA: Involucro rigido di rocce che ricoprono lastenosfera; la litosfera comprende crosta e parte del mantello (separate dalla Moho) 25. DISTRIBUZIONE GEOGRAFICA DEI TERREMOTI I terremoti non hanno distribuzione casuale, gli epicentri risultano allineati lungo fasce che coincidono in particolare con le dorsali oceaniche, le fosse abissali e le catene montuose. Le stesse strutture sono caratterizzate da intenso vulcanismo(lungo le dorsali oceaniche vulcanismo esplosivo, lungo le fosse abissali vulcanismo effusivo). oceaniche vulcanismo esplosivo, lungo le fosse abissali vulcano effusivo). 26. FASCE DI SISMICIT Una fascia di sismicit significativa e con ipocentri superficiali segue le dorsali oceaniche. Lungo le dorsali oceaniche i terremoti sono quindi superficiali. Una fascia di sismicit molto intensa segue le fosse abissali, nelle quali i terremoti da superficiali vanno a grandi profondit. Gli ipocentri infatti come se fossero distribuiti lungo una superficie ideale, detta superficie di Benioff, che scende progressivamente nellinterno della terra, fino 700 km di profondit. Questa sismicit intensa segue ad esempio tutte le fosse oceaniche delloceano Pacifico, o anche larco delle Isole della sonda e delle Antille. 27. Una fascia di forte sismicit segue le catene montuose, in particolare quelle di recente formazione. Tali terremoti non superano di norma i 100km di profondit. Questa fascia va dal Mediterraneo allHimalaya, con un ramo che prosegue verso la Cina. Vi sono poi i terremoti vulcanici, cosi detti in quanto prodotti dal movimento del magma in risalita entro la crosta e nel camino vulcanico. 28. LA DIFESA DAI TERREMOTI I terremoti ogni anno provocano in media dalle 10000 alle 15000 vittime e danni incalcolabili alle strutture sociali. I geologi riescono a indicare dove e con quale intensit si verificher un terremoto, il quando si verificher non lo riescono a dire con esattezza, motivo dei falsi allarmi. In ogni caso il problema della previsione dei terremoti viene affrontato secondo due diverse linee: la previsione deterministica e la previsione statistica. 29. PREVISIONE DETERMINISTICA Vi sono alcuni fenomeni che regolarmente compaiono prima dellarrivo del terremoto. Questa previsione si occupa dellanalisi di tali fenomeni precursori, alla base dei quali sta il modello del rimbalzo elastico. In una roccia sottoposta a sforzo, si verifica una deformazione elastica. Prima della rottura per la roccia tende a dilatarsi. Tale fenomeno detto DILATANZA causa alcune anomalie tra cui, la variazione della velocit nella propagazione delle onde P, i sensibili sollevamenti di ampie aree e laumento della quantit di gas radon(gas radioattivo emesso naturalmente dal terreno)o nelle acque delle falde o quello che si libera dalla superficie del suolo tramite microfessure. Tutte queste anomalie vengono considerati fenomeni precursori. 30. Con lanalisi di questi fenomeni si riusc a prevedere il terremoto che nel febbraio del 1975 colp la Cina settentrionale; danneggi quasi tutte le costruzioni, ma su 3 milioni di persone vi furono solo poche centinaia di vittime. Non sempre per questi fenomeni compaiono o riescono a dare abbastanza informazioni per prevenire un terremoto. Questo spiega la catastrofe che ci fu nel 1976 a Tangshan in cui si contano 650mila vittime. 31. PREVISIONE STATISTICA Si basa sullosservazione che la distribuzione delle aree sismiche non casuale e dal fatto che in esse la storia sismica si ripeta in modo simile nel tempo. Questa previsione non pu essere che a lungo termine e quindi di scarsa utilit per un allarme sismico per di grande importanza nellindividuare aree in cui statisticamente probabile limminenza di un terremoto. In tale aree poi si iniziano ricerche per una previsione deterministica. Motivo per cui le due previsioni sono complementari. 32. RISCHIO SISMICO Il rischio sismico pu essere rappresentato da una funzione che dipende da tre parametri: R.sismico= f(pericolosit sismica, vulnerabiit sismica, esposizione sismica). La pericolosit sismica indica la frequenza e la forza dei terremoti che avvengono in una certa area. La vulnerabilit sismica indica la capacit delle strutture a sopportare un evento sismico. nelle nostre mani!! Lesposizione sismica indica tutte quelle strutture che rappresentano la storia di un paese e che potrebbero venire danneggiate. In tal caso oltre ai costi elevati per la ricostruzione si perde anche una parte di storia. 33. INDIVIDUAZIONE DELLA SISMICIT DI UN AREA Si guarda nei cataloghi sismici lintensit e la forza con cui in passato avvenuto un terremoto in una certa area. Si suddivide il territorio in base alla diversa intensit: zonazione sismica. Dopo questa previsione statistica si passa a una fase operativa con lapplicazione di opportune tecniche di edilizia antisismica, non solo per nuove costruzioni, ma anche per la ristrutturazione dellesistente.