Immagine della faglia di Sant Andreas

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1 Nel territorio USA, uno degli aspetti geologicamnete più importanti è la faglia di Sant Andreas in California. È questa una faglia geologica che si estende per 1300 km attraverso la California, tra la placca nordamericana e la placca pacifica. È famosa per i devastanti terremoti che si sono verificati nelle sue immediate vicinanze e forse ancora di più per il terremoto atteso, il cosiddetto Big One, il presunto terremoto di immense proporzioni. La faglia di Sant Andreas fu individuata per la prima volta nella California settentrionale nel 1895 da Andrew Lawson, professore di Geologia dell'università di Berkeley, che la chiamò così a partire da un piccolo lago, la Laguna de San Andreas, situato su una valle formata proprio dalla faglia a sud di San Francisco. Immagine della faglia di Sant Andreas In realtà la faglia di Sant Andreas è divisa in tre segmenti. Il segmento meridionale: l'area di faglia più studiata dai geologi di tutto il mondo; il motivo è la presenza della città di Palmdale esattamente sopra la faglia; in questa città si possono vedere le due zolle di crosta terrestre. Il. segmento centrale: A Parkfield si verificano terremoti di magnitudo 6.0 con frequenza quasi regolare di circa 22 anni. Nei pressi di questa città è stato costruito il San Andreas Fault Observatory at Depth (SAFOD) con lo scopo di monitorare costantemente l'attività sismica di questa zona. Il segmento settentrionale va da Hollister e attraversa la Penisola di San Francisco, sfiorando la città, lungo il mare e prosegue lungo la costa californiana fino a Cape Mendocino, dove si congiungono tre placche tettoniche diverse, infatti questa è una delle regioni geologicamente più instabili. Importanti ricerche sulla faglia hanno rilevato che le città di Los Angeles e San Francisco, che si trovano su lati opposti della faglia, si stanno ravvicinando tra loro, trasportate dalla faglia stessa, alla velocità di 6 mm all'anno. I terremoti più considerevoli legati all'attività geologica della faglia di Sant'Andrea sono stati tre: frattura di 350 chilometri nella California centrale e del sud, da Parkfield fino a Cajon Pass, a sud di Wrightwood, noto anche come terremoto di Fort Tejon, con epicentro poco a sud di Parkfield; ci sono stati solo 2 morti. Magnitudo: frattura di 430 chilometri nella California del nord, da San Juan Bautista ad Eureka, detto anche Terremoto di San Francisco, dato che l'epicentro era vicino. All'incirca morirono 3000 persone nel terremoto e nell'incendio che ne seguì. Magnitudo: frattura di 40 chilometri vicino a Santa Cruz, Terremoto di Loma

2 Prieta, che provocò la morte di 60 persone e gravi danni nell'area della Baia di San Francisco. Magnitudo: 7.1. mappa della faglia di Sant Andreas Qual è il nesso tra la faglia e il terremoto è presto detto. All interno della Terra, solo gli strati più superficiali, crosta e mantello superiore, sono sede di attività sismica. schema interno della Terra La Terra infatti ha una struttura interna simile ad un uovo: un guscio esterno sottile e rigido (la litosfera), uno strato intermedio plastico (il mantello) ed un nucleo solido. La parte più superficiale, la litosfera, è suddivisa in una dozzina di placche principali in movimento relativo tra di loro, il cui spessore varia da 15 km sotto gli oceani a più di 200 km sotto le aree continentali più antiche, come il Nord America. La diversa composizione chimica e fisica degli strati interni della Terra per pressione, temperatura e densità induce lo sviluppo di forze che tendono a riequilibrare il sistema (moti convettivi) e sono all origine del movimento delle placche, che vengono spinte le une contro le altre deformando le masse rocciose degli strati più superficiali della Terra. Tali forze vengono interpretate alla luce del modello teorico della Tettonica a placche (tettonica, dal greco costruire),

3 che fornisce una spiegazione fisica razionale della maggior parte dei fenomeni e dei processi geologici che avvengono sulla superficie terrestre: terremoti, attività vulcanica, formazione di catene montuose e bacini oceanici. Questo modello identifica una serie di placche della superficie terrestre a comportamento rigido (ovvero zolle che vengono considerate indeformabili per poterne studiare il movimento), che si muovono una relativamente alle altre determinando diversi tipi di confini o margini nelle aree di contatto. I movimenti delle zolle determinano in profondità condizioni di sforzo e di accumulo di energia. Quando lo sforzo a cui sono sottoposte le rocce supera il loro limite di resistenza, esse si rompono formando profonde spaccature chiamate faglie, l energia accumulata si libera e avviene il terremoto. distribuzione delle placche L energia liberata viaggia attraverso la terra sotto forma di onde, che, giunte in superficie, si manifestano come movimenti rapidi del terreno che investono le persone, le costruzioni e tutto il territorio con effetti più o meno severi. Parte di questa energia viene spesa dunque per generare le onde sismiche responsabili dello scuotimento del terreno, e quindi dei danni prodotti dall evento, mentre il resto viene speso per deformare in modo permanente il paesaggio circostante: vale a dire che un evento sismico è in grado di innalzare od abbassare, così come spostare orizzontalmente, un punto della superficie terrestre. spostamento dovuto a faglia trascorrente

4 In un certo senso è come immaginare di avere tra le mani un bastone di legno: se si inizia a piegare esso offre una resistenza al piegamento che si esprime sotto forma di energia elastica; le rocce si comportano nello stesso modo: cioè se una porzione di roccia inizia a deformarsi, essa offrirà una certa resistenza (che cambia a seconda del tipo di roccia), ma quando le forze che tengono insieme la roccia vengono superate da quelle che le deformano allora questa si spezza e si ha un brusco spostamento delle due parti che rilasciano l'energia che avevano accumulato durante la deformazione e ritornano in uno stato indeformato. schema di rottura di un bastone di legno un semplice schema 3D di propagazione delle onde Lo spostamento avviene sia verticalmente che orizzontalmente Di solito queste rotture, ed i conseguenti spostamenti, si hanno come ho già detto lungo linee preferenziali chiamate faglie, e il punto preciso da cui si propaga il terremoto è detto ipocentro, mentre lo stesso punto, portato in verticale sulla superficie terrestre, si chiama epicentro. Nel nostro caso, la faglia di S.Andreas corre lungo la costa Ovest degli Stati Uniti ed è una faglia trascorrente, cioè i movimenti del terreno avvengono sempre sul piano orizzontale, (ad esempio un lato va verso Nord mentre l'altro va verso Sud) e lentamente sta avvicinando la città di Los Angeles a quella di S.Francisco alla velocità di circa 6 mm all'anno. Questo può sembrare un numero molto piccolo, ma in realtà se pensiamo in tempi geologici (milioni di anni) questo movimento è velocissimo. Altri tipi di faglie sono le inverse e le dirette. Quando il movimento dei blocchi di roccia a contatto lungo la superficie di rottura è compressivo (i blocchi si accavallano) si parla di faglia inversa;

5 quando il movimento è distensivo (i blocchi si allontanano) si parla di faglia normale o diretta; quando invece il movimento è prevalentemente orizzontale la faglia è detta trascorrente. Ma come misurare un terremoto. Vorrei sottolineare, come è stato fatto nel corso dell anno scolastico, che gli effetti dannosi che genera un terremoto sono legati alla presenza dell uomo, delle sue costruzioni, del suo mondo. In sua assenza, lo scuotimento non provocherebbe alcun danno. Proprio l osservazione degli effetti è stato il primo metodo utilizzato per classificare la forza di un terremoto. Fu il sismologo italiano Giuseppe Mercalli ad elaborare nel 1902 l idea già avuta da altri prima di lui, di classificare gli effetti che un terremoto provoca sull uomo, sulle costruzioni e sull ambiente, suddividendoli in 12 gradi di intensità: la scala Mercalli, che costituì poi la base per le successive scale macrosismiche. L intensità macrosismica, cosiddetta perché classifica gli effetti macroscopici, più evidenti di un terremoto, è massima nella zona epicentrale, mentre diminuisce con la distanza dall epicentro. Tale diminuzione non è però regolare come ci si potrebbe aspettare, perché gli effetti dipendono non solo dalle caratteristiche dell onda sismica, ma anche e soprattutto da quelle del terreno che l onda incontra in superficie e dalle caratteristiche delle costruzioni. L intensità non può quindi essere considerata una misura oggettiva della grandezza del terremoto, poiché è legata al luogo che si considera (area urbana, area rurale) e ai modi con i quali l uomo ha occupato il territorio e vi ha costruito. Nel 1935 il sismologo americano Charles Richter introdusse una modalità oggettiva di misura del terremoto. Prendendo come spunto il metodo utilizzato per definire la grandezza delle stelle, basato sull osservazione della loro luminosità, egli definì la magnitudo di un terremoto, un valore calcolabile a partire dalle registrazioni degli strumenti sismici e correlabile con l energia associata all evento. Un valore dunque unico, riferito all ipocentro, indipendente dalle modalità di propagazione e dalle caratteristiche del territorio coinvolto, che non ha una diretta corrispondenza con ciò che si prova o si osserva durante la scossa. La magnitudo, calcolata attraverso una relazione che lega l ampiezza del sismogramma (rappresentazione grafica delle oscillazioni del terreno provocate dal passaggio delle onde sismiche)

6 con la distanza dall epicentro, è una grandezza logaritmica, cioè ad una variazione di un unità corrisponde uno spostamento del pennino, e quindi del terreno, 10 volte maggiore ed equivale ad un terremoto 30 volte più grande. L energia di un terremoto di magnitudo 7.0, simile a quello di Reggio Calabria e Messina del 1908, è quasi 1000 volte più grande di quella di un terremoto di magnitudo 5.0. La massima magnitudo sino ad oggi attribuita ad un evento sismico è 9.0 (Sud Est Asiatico, 26 dicembre 2004). Un sismografo Un sismogramma Ho parlato a lungo della California, ma in Italia non siamo certamente immuni da fenomeni sismici. Vorrei ricordare, proprio perché ci tocca da vicino, il terremoto dell'irpinia, il sisma che si verificò il 23 novembre 1980 caratterizzato da una magnitudo di circa 6,7 con epicentro tra i comuni di Teora, Castelnuovo di Conza, e Conza della Campania che causò circa sfollati, feriti e morti. L'entità drammatica del sisma non venne valutata subito; i primi telegiornali parlarono di una «scossa di terremoto in Campania» dato che l'interruzione totale delle telecomunicazioni aveva impedito di lanciare l'allarme. Soltanto a notte inoltrata si cominciò ad evidenziarne la più vasta entità. Da una prospezione effettuata nella mattinata del 24 novembre tramite un elicottero vennero rilevate le reali dimensioni del disastro. Uno dopo l'altro si aggiungevano i nomi dei comuni colpiti; interi nuclei urbani risultavano cancellati, decine e decine di altri erano stati duramente danneggiati. Nei tre giorni successivi al sisma, il quotidiano Il Mattino di Napoli enfatizzò la descrizione della catastrofe. Il 24 novembre il giornale titolò «Un minuto di terrore - I morti sono centinaia», in quanto non si avevano notizie precise dalla zona colpita, ma si era a conoscenza del crollo di via Stadera a Napoli. Il 25 novembre, appresa la vastità e gravità del sisma, si passò a «I morti sono migliaia i senzatetto», fino al titolo drammatico del 26 novembre «Cresce in maniera catastrofica il numero dei morti (sono ?) e dei rimasti senza tetto ( ?) - FATE PRESTO per salvare chi è ancora vivo, per aiutare chi non ha più nulla». La cifra dei morti, approssimativa per eccesso soprattutto a causa dei gravi problemi di comunicazione e ricognizione, fu poi ridimensionata fino a quella ufficiale, ma la cifra dei senzatetto non è mai stata valutata con precisione. «Non vi sono stati i soccorsi immediati che avrebbero dovuto esserci. Ancora dalle macerie si levavano gemiti, grida di disperazione di sepolti vivi» (Sandro Pertini, edizione straordinaria Tg2, 26 novembre 1980) Al di là del patrimonio edilizio, già fatiscente a causa dei terremoti del 1930 e 1962, un altro elemento che aggravò gli effetti della scossa fu il ritardo dei soccorsi. I motivi principali furono due: la difficoltà di accesso dei mezzi di soccorso nelle zone dell'entroterra, dovuta al cattivo stato della maggior parte delle infrastrutture, e la mancanza di un'organizzazione come la Protezione Civile che fosse capace di coordinare risorse e mezzi in maniera tempestiva e ottimale. Il primo a

7 far presente questa grave mancanza fu il presidente della Repubblica Sandro Pertini. Il 25 novembre, Pertini si recò in elicottero sui luoghi della tragedia. Di ritorno dall'irpinia, in un discorso in tv rivolto agli italiani, l'allora Capo dello Stato denunciò con forza il ritardo e le inadempienze dei soccorsi, che sarebbero arrivati in tutte le zone colpite solo dopo cinque giorni. Le dure parole del presidente della Repubblica causarono l'immediata rimozione del prefetto di Avellino Attilio Lobefalo, e le dimissioni (in seguito respinte) del Ministro dell'interno Virginio Rognoni. Il titolo del Mattino La città di Teora