STUDIO TERREMOTI
Il terremoto non è un fenomeno casuale ma è un evento naturale molto diffuso, registrato tramite strumenti. Non si manifestano ovunque ma all’interno di aree chiamate sismiche (dove si verificano). Ci sono poi quelle asismiche (dove non si verificano ma non è detto che questa zona non risenti degli effetti). Le aree principalmente coincidono con: decorso di grandi catene montuose, dorsali oceaniche ecc. Più ci si allontana dalle zone sismiche e più gli effetti dei terremoti sono minori. Il terremoto è una vibrazione che avviene all’interno della terra per via di un rilascio di energia meccanica in qualche punto detto ipocentro del terremoto da cui poi l’energia si propaga in onde sferiche che si indeboliscono con la distanza. Secondo Mallet queste onde sono elastiche, causate da fratture di masse rocciose o deformazioni nel sottosuolo (in seguito Reid scoprì che la deformazione avveniva all’origine dei terremoti). Esempio fu il terremoto di San Francisco che si verificò lungo la faglia di San Andreas. Reid studiò il fenomeno e notò che nel corso del tempo con ripetuti terremoti, tutto (corsi, strade ecc) si era incurvato rispetto alla faglia (come se i terreni si fossero mossi in direzioni opposte in maniera lenta). Reid capì così che le rocce sottoposte a sforzi si comportano in maniera elastica fino al punto di rottura. Dopo la rottura si può verificare una lacerazione quindi una faglia (le rocce scorrono in senso contrario), poi le rocce riacquistano tramite vibrazioni il loro volume e la posizione d’equilibrio. Se invece nella massa di rocce, come nel caso di S Francisco, c’è già una faglia, l’attrito che si crea tra le labbra della faglia stessa impedisce il movimento (quindi le rocce si deformano in modo elastico), se la tensione che si accumula non supera la resistenza dell’attrito. Il fenomeno può durare da qualche secondo a qualche min (4 o 5), e in questo caso la frattura si propaga ad alta velocità fino a che non viene bloccato dall’attrito o dall’esaurirsi dell’energia. Quindi secondo il modello del Rimbalzo elastico di Reid, con il ritorno brusco delle rocce al loro equilibrio, l’energia elastica accumulata durante la deformazione, si libera in parte sotto forma di calore per l’attrito e in parte sotto forma di vibrazioni (si propagano partendo dall’ipocentro). Raggiunto un nuovo equilibrio ciò dovrebbe garantire tranquillità, ma il conservarsi delle forze tettoniche che possono modificare la crosta, comporterà un accumulo eccessivo di energia e di conseguenza un nuovo punto di rottura. Questo processo è detto Ciclo Sismico e si divide in pre-sismico (la deformazione provoca variazioni in alcune caratteristiche delle rocce) e post-sismico (si genera un nuovo equilibrio tramite scosse successive o repliche). Conoscere il ciclo e il fatto che i terremoti si manifestano solo nelle strutture geologiche in movimento comporta il prevenire e l’approssimazione dell’evento catastrofico.

PROPAGAZIONE E REGISTRAZIONE DELLE ONDE SISMICHE

I movimenti all’ipocentro producono diverse deformazioni (quindi diversi tipi di onde). Si propagano anche tramite fenomeni di rifrazione e riflessione. La zona posta in superficie sulla verticale dell’ipocentro è detto epicentro del terremoto e ad esso arrivano un groviglio di onde di frequenze e velocità diverse. Essendo le onde confuse, è necessario mettere gli strumenti lontani dall’epicentro. Le onde possono essere:
1) Onde longitudinali = le particelle oscillano avanti e indietro rispetto alla direzione della propagazione dell’onda. Ciò comporta una variazione di volume delle rocce in base alle oscillazioni. Essendo le più veloci sono dette onde prime quindi onde P (tra 4 e 8 km/s). Si propagano in ogni mezzo. Provocano spostamenti d’aria in superficie.
2) Onde trasversali = le particelle oscillano perpendicolarmente alla direzione della propagazione dell’onda. Ciò comporta una variazione di forma ma non di volume delle rocce. Sono più lente delle onde P e vengono chiamate onde S (tra 2,3 e 4,6 km/s). Non si propagano in fluidi poiché le forze tra molecole sono deboli e le molecole non trascinano con sé quelle contigue.
Onde S e onde P vengono chiamate onde interne.
3) Onde superficiali = si propagano dall’epicentro lungo la superficie terrestre mentre diminuiscono con la profondità. Ci sono:
• Onde R = onde di Rayleigh; le particelle compiono orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione della propagazione dell’onda.
• Onde L = onde Love. Le particelle oscillano trasversalmente la direzione di propagazione come le onde S ma nel piano orizzontale.
In sintesi = nell’ipocentro si generano onde S e P (per riflessione e rifrazione variano di velocità in base al materiale che attraversano) che si propagano in ogni direzione e quando arrivano in superficie generano le onde L e R. Non arrivano solo onde dirette ma anche onde che “rimbalzano” più volte all’interno della terra.
La registrazione dei movimenti sismici da parte di un sismografo è detto sismogramma. Lo strumento è bene tenerlo ad una certa distanza dall’ipocentro per evitare errori dovute a sovrapposizioni di onde, per ampiezza delle oscillazioni o perché mettono fuori scala gli strumenti. Ad una certa distanza dall’epicentro le onde si separano e nel sismogramma avremmo una struttura donamentale: la parte iniziale (dove compaiono le oscillazioni delle onde P), centrale (sovrapposizione delle S a quelle P), finale o coda (onde S più lente e ampie).
Per ricavare informazioni dai sismogrammi, ci si serve di diagrammi contenenti democroni cioè curve del diagramma che indicano i tempi di propagazione di ogni tipo di onda in funzione della distanza dall’epicentro. Per ricavare la distanza dall’epicentro basta misurare la differenza di tempo di arrivo tra la prima onda P e la prima onda S e cercare poi sull’ascissa della democrona, l’intervallo tra le due curve pari all’intervallo di tempo misurato. Per ricavare la posizione dell’epicentro si deve far intersecare 3 curve date da 3 stazioni sismiche. Per la profondità servono 10 stazioni sismiche.

LA FORZA DI UN TERREMOTO
Inizialmente la forza fu intesa come forza di distruzione. Infatti Pignataro in base alle vittime provocate stabilì una scala formata da: leggero, moderato, forte e fortissimo. Poi subentro la scala Mercalli articolata in 10 gradi. Ora quella più usata è la MCS (mercalli-càncani-sieberg) divisa in 12 gradi. L’intensità del terremoto si stabilisce in base ai danni su persone manufatti e terreno. Questi vengono chiamati dati macrosismici e servono per identificare l’intensità possibile in una determinata località. Si possono unire i dati dell’intensità su queste località e formare così nella cartina delle isosisme (delimita le aree suddivise per intensità). Più l’area si avvicina al centro e più l’intensità cresce. Oltre l’ultima area, il terremoto non ha provocato danni visibili dagli esseri umani. La forma e l’andamento delle isosisme forniscono informazioni sulle strutture geologiche (es. se 2 isosisme appaiono ravvicinate e dall’epicentro si riduce in minor spazio l’area priva di effetti vuol dire che c’è l’effetto smorzamento, cioè le onde vengono attenuate dalle rocce presenti). Più il terremoto è forte e più le oscillazioni saranno ampie. Il sismologo Richter propose di misurare la magnitudo di un terremoto dato dal rapporto tra l’ampiezza massima (A) delle onde registrate da un sismogramma relativo al terremoto con l’ampiezza massima (A0) delle onde fatte registrare da un territorio scelto. La magnitudo è una misura della forza del terremoto nel punto in cui si è originato. Il suo valore non varia in base alla distanza della stazione sismica o alla posizione. Quindi il suo valore è uguale ovunque. L’intensità invece si rifà agli effetti provocati, deve essere riferito alla massima intensità e varia a seconda delle zone.

GLI EFFETTI DEL TERREMOTO
I danni agli edifici principalmente dipendono dai movimenti orizzontali delle oscillazioni e dalla loro durata. Sono importanti sia il tipo di costruzione, che la tipologia della natura geologica del terreno sottostante. Tra gli effetti del terremoto sono importanti: fratture nel terreno, sollevamento e abbassamento del suolo che provocano vari dislivelli. Ci sono poi meno importanti le oscillazioni del suolo, la variazione dell’acqua nei pozzi e il rombo cupo del terremoto.
Se invece il terremoto si verifica sotto il fondo del mare, questo può generare un maremoto (o tsunami). Il maremoto si manifesta come onda d’acqua che si muove in modo veloce (tra 500 e 900 km/h) sulla superficie del mare e può essere causato da collasso di isole vulcaniche, o per oscillazione. Le onde quindi aumentano di altezza man mano che dall’oceano aperto si avvicinano alle coste dove il fondale è più basso. Infatti in mare aperto è difficile notare onde alte poiché tutto il livello del mare è rialzato. Le onde possono essere alte anche 30 mt.

TERREMOTI E L’INTERNO DELLA TERRA
La velocità di propagazione delle onde sismiche dipende dalle caratteristiche del materiale e dalla sua intensità. Le onde P in un mezzo omogeneo si propagano in modo rettilineo, mentre verso l’interno della terra in modo curvilineo (ciò dipende dal tipo di materiale che viene attraversato). All’interno della terra esiste una zona chiamata zona d’ombra dove non arrivano onde P dirette. Questa zona ha permesso di scoprire il nucleo (in esso le onde P perdono velocità, le onde S non arrivano, quindi si è scoperto che il nucleo esternamente è fluido). Gutemberg scoprì poi il limite del nucleo e lo chiamò discontinuità di Gutemberg che separa 2 materiali diversi per caratteristiche fisiche e le onde che l’attraversano subiscono variazioni di velocità e di traiettoria. È stato identificato poi il nucleo interno tramite la discontinuità di Lehmann. Il materiale che avvolge il nucleo è chiamato mantello. Ad una certa profondità le onde incontrano la discontinuità di Mohorovicic che segna la separazione tra le rocce che costituiscono il mantello e quelle che formano l’involucro esterno della terra (la crosta). Si è quindi suddivisa la Terra in 3 involucri concentrici: nucleo, mantello, crosta. Tra 70 e 250 km di profondità, la velocità delle onde diminuisce per poi aumentare con la profondità. Viene chiamata astenosfera (materiale parzialmente fuso) la fascia in cui il mantello mostra un comportamento più plastico. La plasticità è la caratteristica dei solidi di subire deformazioni permanenti in base alle sollecitazioni esterne. La litosfera comprende invece la crosta e una parte del mantello separate dalla superficie di Moho. Le rocce che ricoprono l’astenosfera si comportano nella litosfera come involucri rigidi.

LA DISTRIBUZIONE GEOGRAFICA DEI TERREMOTI
Gli epicentri sono allineati secondo un criterio geologico e geografico:
1) Dorsali oceaniche = sismicità significativa (ipocentri superficiali)
2) Grandi fosse oceaniche dell’O Pacifico, Antille, Isole Sonda = sismicità più intensa. Fanno parte di una superficie detta di Benioff che mise in evidenza le regolarità delle distribuzioni degli ipocentri profondi
3) Dal mediterraneo all’himalaya, Cina e archi insulari collegati = forte sismicità
4) Terremoti vulcanici = sono vibrazioni del suolo entro la crosta e nel camino vulcanico

LA DIFESA DAI TERREMOTI
Una previsione dovrebbe indicare quando, dove e con quale intensità si verificherà il terremoto. Ci sono 2 tipi di previsioni:
1) Previsione deterministica = si ottiene tramite l’esame di una serie di eventi che capitano in un intervallo di tempo precedente al terremoto. Alla base della ricerca di fenomeni precursori c’è il modello del rimbalzo elastico cioè si verifica una deformazione e, prima che la roccia si rompa, è stato individuato uno stadio in cui si dilata (fenomeno chiamato dilatanza) e dove le caratteristiche fisiche delle rocce subiscono anomalie quali: variazione di velocità nella propagazione delle onde P, sollevamenti di ampie aree, aumento della quantità di gas radon. Il radon è un elemento radioattivo gassoso che si trova nei minerali contenuti nelle rocce e che cerca di disperdersi nell’atmosfera tramite micro fessure.
2) Previsione statistica = si basa sul fatto che la distribuzione delle aree sismiche non è casuale ma dipende dal fatto che varie aree hanno caratteristiche statisticamente simili nel tempo. Importanti strumenti per questo tipo di previsione sono i cataloghi sismici dove ci sono i dati caratteristici di tutti i terremoti. Essendo a lungo termine non è molto utile per un allarme sismico. È importante per il fatto che tramite esso si possono ottenere le statistiche di probabilità che in una certa area si verifichi un terremoto.
La prevenzione del rischio sismico tiene conto di vari fattori:
1) La pericolosità sismica che indica la probabilità che in una certa area si verifichi un terremoto.
2) La vulnerabilità riguarda la debolezza del territorio e quindi della possibilità o meno di avere disastri.
3) I costi, in riferimento alle perdite di vite, danni, ricostruzioni in seguito ad un evento sismico.
La sismicità di un’area si individua in base all’intensità e la frequenza dei terremoti passati in quell’area (con i dati si divide il territorio in aree di diversa sismicità = zonazione sismica o macrozonazione). Ancora, questi dati servono per decidere le opportune tecniche di edilizia antisismica da applicare.
Con la microzonazione si dà molta importanza alla struttura geologica di superficie per individuare il comportamento del terreno (risposta sismica) al passaggio delle onde. Si cerca di prevedere oggi possibili fenomeni di attenuazione e esaltazione dell’effetto meccanico, di assorbimento di alcune frequenze ecc.

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