Tano Cavattoni, Fabio Fantini, Simona Monesi, Stefano Piazzini

1. Tano Cavattoni, Fabio Fantini, Simona Monesi, Stefano Piazzini Dall’Universo al Pianeta azzurro

2. Capitolo 8I fenomeni sismici Ma era troppo tardi. In quel preciso istante la roccia vibrò e tremò sotto i loro piedi. Il possente rombo, più forte che mai, rillò sotto terra echeggiando nelle montagne. […] Punte di roccia e creste come lame scalfite proiettarono il loro inviolabile nero nella fiammata prorompente da Gorgoroth. Poi si udì il rombo di un tuono. JOHN RONALD REUL TOLKIEN Il signore degli anelli

3. Capitolo 8 I fenomeni sismici Lezione 19 Origine dei terremoti §8.1 Il terremoto §8.2 Periodicità dei terremoti Lezione 20 Le onde sismiche §8.3 Sismografi, sismogrammi, onde sismiche §8.4 Calcolo della distanza dell’epicentro di un terremoto §8.5 Localizzazione dell’epicentro di un terremoto

4. Capitolo 15 I fenomeni sismici Lezione 21 I terremoti e i loro effetti §8.6 Intensità dei fenomeni sismici §8.7 Magnitudo dei fenomeni sismici §8.8 Distribuzione geografica dei terremoti §8.9 Maremoti Lezione 22 Come difendersi dai terremoti §8.10 Rischio sismico §8.11 Prevenzione dei danni sismici §8.12 Rischio sismico in Italia

5. §8.1I terremoti I terremoti sono fenomeni tettonici che consistono in improvvise vibrazioni del terreno. Il 10 agosto 1906 la città di Valparaiso in Cile fu colpita da un evento sismico di spaventosa potenza.

6. §8.2Periodicità dei terremoti Il primo passo per lo studio dei fenomeni sismici è capire dove e come si sia accumulata l’energia che durante un terremoto si libera con effetti tanto distruttivi. Quando una massa rocciosa è sottoposta a sforzi, si comporta in modo elastico: anziché fratturarsi subito, si deforma lentamente e in questo modo accumula energia elastica.

7. §8.2Periodicità dei terremoti Continuando lo sforzo, viene superato il limite di deformazione e la massa rocciosa si frattura improvvisamente in blocchi, che slittano l’uno rispetto all’altro. Si forma così una faglia. 7

8. §8.2Periodicità dei terremoti L’energia elastica, che si era accumulata nel tempo, si libera come energia meccanica e si propaga in tutte le direzioni sotto forma di onde sismiche. Questo modello dei fenomeni sismici è chiamato teoria del rimbalzo elastico. 8

9. §8.2Periodicità dei terremoti Il sismologo americano Harry Fielding Reid enunciò la teoria del rimbalzo elastico dopo il grande terremoto di San Francisco del 1906, grazie a misure degli spostamenti del terreno causati dal terremoto. Lo spostamento laterale di circa 3 m attraverso questa staccionata si produsse durante il terremoto di San Francisco, in California, nel 1906. Lo spostamento laterale di circa 3 m attraverso questa staccionata si produsse durante il terremoto di San Francisco, in California, nel 1906. 9

10. §8.2Periodicità dei terremoti I terremoti sono fenomeni ciclici, il cui periodo dipende dalle caratteristiche geologiche del territorio e dalle forze che agiscono dall’interno del pianeta. Per una data regione può essere previsto un periodo di ritorno dei terremoti, cioè il periodo di tempo che mediamente intercorre tra due eventi sismici. 10

11. §8.2Periodicità dei terremoti In generale, più ravvicinati nel tempo sono i terremoti, minore è l’energia accumulata nelle rocce e minore è l’entità delle scosse. Viceversa, più lungo è l’intervallo di tempo tra due eventi sismici, più violento e disastroso è il sisma che si produce. 11

12. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Lo strumento usato per studiare le onde sismiche è il sismografo. Nella versione più semplice, il sismografo è costituito da un corpo sospeso di massa elevata, collegato a un pennino che lascia una traccia su un rullo di carta. Quando il terreno è scosso da un terremoto, il corpo tende a rimanere immobile per inerzia e non risente delle oscillazioni provocate dalle onde sismiche. Il rullo segue i movimenti del terreno, mentre il pennino immobile lascia una traccia sulla carta. 12

13. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Le stazioni sismologiche sono dotate di sismografi che registrano le tre componenti del movimento del suolo: verticale, orizzontale nord-sud, orizzontale est-ovest. Schema semplificato della struttura e del funzionamento di un sismografo per la rilevazione delle oscillazioni verticali (A) e orizzontali (B) del terreno al passaggio delle onde sismiche. 13

14. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Il tracciato del sismografo è chiamato sismogramma. In esso si succedono oscillazioni di diversa ampiezza, corrispondenti all’arrivo delle onde sismiche. Sono rilevate onde di tre tipi che, in ordine di arrivo, sono indicate come onde P, onde S e onde superficiali. Rappresentazione semplificata di un sismogramma. 14

15. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Le onde sismiche sono onde meccaniche, cioè si trasmettono grazie alla oscillazione delle particelle della roccia in cui si propagano. Il movimento di oscillazione può avvenire longitudinalmente, rispetto alla direzione di propagazione dell’onda, oppure trasversalmente. Le onde P sono registrate per prime, sono onde longitudinali, dette anche onde di compressione. Le onde S sono registrate per seconde, sono onde trasversali, dette anche onde di taglio. 15

16. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Le oscillazioni longitudinali fanno muovere le particelle come il soffietto di una fisarmonica, le fanno cioè avvicinare e allontanare alternativamente. 16

17. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Le oscillazioni trasversali fanno muovere le particelle perpendicolarmente alla direzione di propagazione dell’onda, sollevandole e abbassandole alternativamente. 17

18. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Le onde superficiali sono di due tipi: onde L o onde di Love e onde R o onde di Rayleigh. Le onde L producono uno scuotimento orizzontale del terreno. Le onde R producono oscillazioni ellittiche simili a quelle delle onde marine. È proprio il moto orizzontale e verticale dovuto alle onde superficiali quello maggiormente percepito e più devastante nel corso dei terremoti. 18

19. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Le onde L scuotono il terreno lateralmente senza moti verticali. Le onde R producono movimenti ellittici che determinano un movimento di rollio della superficie del terreno. 19

20. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche La velocità di propagazione delle onde sismiche dipende dalle caratteristiche delle rocce attraversate. Maggiori sono la rigidità e l’elasticità delle rocce, maggiore è la velocità. A parità di condizioni, la propagazione delle onde longitudinali P è più veloce di quella delle onde trasversali S. 20

21. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche Le onde di volume, P e S, si liberano dall’ipocentro, il punto in cui ha avuto origine la frattura delle rocce. Le onde superficiali, L e R, partono invece dall’epicentro, il primo punto della superficie raggiunto dalle onde di volume, punto che si trova sulla verticale dell’ipocentro. 21

22. §8.3Sismografi, sismogrammi e onde sismiche In base alla profondità dell’ipocentro i terremoti si possono dividere in: •terremoti superficiali, con ipocentro tra 0 e 70 km; rappresentano circa l’85% dei terremoti registrati ogni anno; •terremoti intermedi, con ipocentro tra 70 e 300 km; rappresentano circa il 12% del totale; •terremoti profondi, con ipocentro oltre i 300 km; sono circa il 3% del totale. 22

23. §8.4Calcolo della distanza dell’epicentro di un terremoto Una delle principali informazioni ricavabili dalla lettura di un sismogramma è la distanza dalla quale provengono le onde sismiche. I tempi di propagazione delle onde in funzione della distanza dall’epicentro sono descritti da curve chiamate dromòcrone. Le dromòcrone riportano i momenti di arrivo delle onde ai sismografi, in funzione della distanza percorsa. 23

24. §8.4Calcolo della distanza dell’epicentro di un terremoto I sismogrammi vanno fatti scorrere sul grafico delle dromocrone fino a fare coincidere i momenti di arrivo delle onde P e delle onde S con le rispettive dromocrone. Il valore in ascissa che si ricava indica la distanza dell’epicentro. 24

25. §8.5Localizzazione dell’epicentro di un terremoto 1. Dal grafico dei tempi di propagazione delle onde sismiche si calcola la distanza dell’epicentro da una data stazione sismografica (ad esempio A). 2. Si traccia su una carta geografica una circonferenza di raggio uguale alla distanza calcolata, individuando così tutti possibili punti di origine delle onde sismiche. 25

26. §8.5Localizzazione dell’epicentro di un terremoto 3. Per localizzare in modo più preciso l’origine del terremoto, dobbiamo integrare i nostri dati con quelli raccolti in altre due località (B e C). 4. Le tre circonferenze che si intersecano hanno un solo punto in comune, che corrisponde all’epicentro del terremoto. 26

27. §8.5Localizzazione dell’epicentro di un terremoto Il ritardo delle onde S rispetto alle onde P ci consente di calcolare la distanza dall’epicentro. I sismogrammi dello stesso sisma registrati in tre stazioni sismologiche diverse consentono di determinare la posizione dell’epicentro.

28. §8.6Intensità dei fenomeni sismici L’intensità è un parametro che consente di classificare i terremoti sulla base dell’entità dei danni che essi provocano. I danni provocati dai fenomeni sismici dipendono in primo luogo dalla quantità di energia liberata e da altri fattori, come la densità di popolazione, le caratteristiche del terreno, il grado di usura degli edifici, le tecniche costruttive impiegate. Sismi di uguale energia possono provocare conseguenze diverse in aree con caratteristiche differenti. 28

29. §8.6Intensità dei fenomeni sismici L’intensità è attribuita grazie a una scala empirica, i cui gradi corrispondono a diverse percezioni del terremoto da parte delle persone e a diversa entità dei danni apportati alle opere umane. La più diffusa scala per la misura dell’intensità è la scala Mercalli, costituita da 12 gradi. Per attribuire a un terremoto l’appropriato grado della scala Mercalli, si fa ricorso a rilievi dei danni causati a infrastrutture ed edifici, oltre che a indagini effettuate mediante questionari distribuiti alla popolazione colpita dal sisma. 29

30. §8.6Intensità dei fenomeni sismici Scala MCS. La scala proposta da Mercalli fu ampliata e modificata da Cancani e Sieberg. 30

31. §8.6Intensità dei fenomeni sismici In base ai diversi valori di intensità attribuiti, si possono costruire le carte isosismiche. In queste carte sono riportate le isosisme, linee che delimitano le aree in cui il terremoto è stato percepito con la stessa intensità. 31

32. §8.6Intensità dei fenomeni sismici Nella carta sono rappresentate le aree isosismiche del terremoto dell’Irpinia del 23 novembre 1980. L’intensità massima è stata del X grado della scala Mercalli in prossimità del centro di Laviano. 32

33. §8.7Magnitudo dei fenomeni sismici Dallo studio dei sismogrammi può essere ricavata la magnitudo dei terremoti, una grandezza che consente di valutare l’energia liberata. Usando lo stesso tipo di sismografo in tutte le stazioni sismologiche, si ottengono registrazioni comparabili: maggiore è l’ampiezza della traccia, maggiore è la quantità di energia liberata dal sisma. La magnitudo dei terremoti è descritta mediante la scala Richter, dal nome del sismologo che la propose intorno al 1930. 33

34. §8.7Magnitudo dei fenomeni sismici La magnitudo della scala Richter è espressione dell’energia liberata dal terremoto. Per definizione, il valore 0 della scala Richter corrisponde a un sisma che, registrato su un sismografo standard alla distanza di 100 km dall’epicentro, produce un sismogramma in cui l’altezza massima della traccia è 0,001 mm. 34

35. §8.7Magnitudo dei fenomeni sismici La magnitudo della scala Richter è espressione dell’energia liberata dal terremoto. Per definizione, il valore 0 della scala Richter corrisponde a un sisma che, registrato su un sismografo standard alla distanza di 100 km dall’epicentro, produce un sismogramma in cui l’altezza massima della traccia è 0,001 mm. 35

36. §8.7Magnitudo dei fenomeni sismici Con una scala grafica di questo tipo è possibile ricavare la magnitudo di un terremoto. È sufficiente conoscere la distanza dall’epicentro (in questo caso 300 km), misurare sul sismogramma l’ampiezza massima delle onde registrate (in questo caso 10 mm) e congiungere sulla scala i due punti. L’intersezione con il segmento intermedio dà il valore della magnitudo. 36

37. §8.8Distribuzione geografica dei terremoti Ogni anno in media si verificano oltre un milione di terremoti sul nostro pianeta. Per la maggior parte si tratta di fenomeni rilevati solo attraverso gli strumenti e soltanto pochi terremoti hanno effetti dannosi. Tutti questi fenomeni non sono distribuiti in modo casuale sulla superficie terrestre. 37

38. §8.8Distribuzione geografica dei terremoti Esistono aree, in genere fasce allungate, nelle quali i fenomeni sismici sono particolarmente frequenti, mentre in altre estese aree i fenomeni sismici sono praticamente sconosciuti. Le fasce sismiche corrispondono a regioni in cui si concentrano e poi si liberano forze che provengono dall’interno della Terra. 38

39. §8.8Distribuzione geografica dei terremoti Le aree sismiche possono interessare la superficie continentale, ma anche i fondali oceanici. In generale, le aree sismicamente più attive sono anche quelle geologicamente più giovani. 39

40. §8.9 Maremoti Quando l’epicentro di un terremoto è situato su un fondale marino, può verificarsi un fenomeno che prende il nome di maremoto. Il maremoto è caratterizzato da onde che, quando il fondale si abbassa, possono raggiungere altezze di alcuni metri e abbattersi rovinosamente sulla costa. Il repentino innalzamento o abbassamento del livello delle acque, con la formazione di un’onda che si propaga in tutte le direzioni, dà luogo al fenomeno che prende il nome anche di tsunami.

41. §8.9 Maremoti Le onde di maremoto hanno caratteristiche molto diverse dalle onde provocate dal vento. La massa d’acqua interessata dall’onda di maremoto è l’intero spessore marino, non solo lo strato superficiale. Le onde di maremoto sono molto veloci, con una velocità che aumenta con la profondità del fondale marino. Si tratta di onde molto lunghe, spesso 100 km o più. Perché l’onda di maremoto abbia conseguenze rilevanti, deve essere causata da un sisma di magnitudo ≥6. 41

42. §8.10 Rischio sismico Le oscillazioni del suolo dovute ai terremoti possono lesionare le costruzioni, interrompere le vie di comunicazione, provocare incendi, mettere in movimento frane e causare maremoti nelle zone costiere. Il rischio sismico è una grandezza che permette di valutare le conseguenze dei fenomeni sismici: RISCHIO = PERICOLOSITÀ × VULNERABILITÀ × VALORE ESPOSTO 42

43. §8.10 Rischio sismico Quando le statistiche fanno presupporre l’imminenza di una forte scossa, i sismologi fanno particolare attenzione a eventuali segni premonitori. Principali segni premonitori delle scosse sismiche. 43

44. §8.11Prevenzione dei danni sismici Nel caso dei terremoti, la prevenzione è più praticabile ed efficace della previsione. La prevenzione antisismica si attua essenzialmente con una oculata scelta dei terreni su cui edificare. Un’altra misura preventiva è l’applicazione di criteri antisismici nella progettazione e nella costruzione degli edifici. Le carte della pericolosità sismica sono elaborate tenendo conto delle caratteristiche geologiche e tettoniche della regione studiata. 44

45. §8.11Prevenzione dei danni sismici La carta della pericolosità sismicaè elaborata tenendo conto delle caratteristiche sismiche di una regione e dei dati statistici riguardanti il numero e l’intensità dei terremoti del passato. In questa carta della pericolosità sismica in Italia, l’intensità del colore è proporzionale alla pericolosità sismica e al conseguente grado di protezione antisismica richiesto nell’edilizia. 45

46. §8.11Prevenzione dei danni sismici In Giappone è molto diffusa l’informazione per cautelarsi dai rischi sismici. Nella foto una dimostrazione pubblica di comportamenti di sicurezza da tenere durante un terremoto. 46

47. §8.12 Rischio sismico in Italia L’Italia è una regione altamente sismica. Ad eccezione della Sardegna, di parte della Puglia, di parte della Val Padana e delle Alpi centro- occidentali, l’intero territorio nazionale è soggetto a fenomeni di sismicità. Per individuare il rischio sismico delle diverse aree si effettua quella che si chiama zonazione del rischio sismico. 47

48. §8.12 Rischio sismico in Italia Classificazione dei Comuni della Toscana in base alla probabilità che in 50 anni, a partire dal 1981, si verifichi almeno un evento di intensità dell’VIII grado della scala Mercalli, tale da provocare danni a un edificio di assegnata vulnerabilità. 48