I TERREMOTI CAPITOLO 7 APPROFONDIMENTO I TERREMOTI

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1 I TERREMOTI I terremoti sono eventi naturali difficilmente prevedibili che scuotono la Terra e sprigionano la loro forza in pochi secondi. Le conoscenze attuali permettono di capire come il terremoto agisce e dove si può verificare. Sulla scorta di tali informazioni sono state individuate le zone maggiormente a rischio nei diversi continenti e sono stati condotti studi per la progettazione di edifici capaci di resistere all azione del sisma. L Italia è una regione geografica ad alto rischio sismico: oltre il 60% del territorio nazionale, sul quale vive più del 40% della popolazione, è interessato da fenomeni tellurici. Nel corso del XX secolo i terremoti hanno causato la morte di circa persone. Per questi motivi, nelle zone a rischio di terremoti (figura 7.17) gli edifici pubblici e le abitazioni private devono essere costruite nel rispetto delle norme antisismiche nei modi indicati dall apposita normativa: DM del 2/7/1981; DM del 20/11/1987; DM del 16/1/1996; circolare ministeriale n. 65 del 10/4/1997; legge 61/98. Figura 1 Mappa di pericolosità sismica dell Italia (fonte: Gazzetta Ufficiale. n. 108 dell 11/05/2006). La lettera g in legenda indica il valore dell accelerazione di gravità (g = 9,8 m/s 2 ). C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A

2 Sulla scorta dei valori riportati nella figura 1, il territorio nazionale è stato suddiviso in quattro categorie (tabella 1): quella a maggiore rischio è la 1 a categoria. Alla 4 a categoria appartengono i territori non classificati. Tabella 1 Assegnazione delle zone a rischio sismico in funzione ai valori di pericolosità. Categorie di rischio 1 (zona altamente a rischio) 2 (zona a rischio) 3 (zona a basso rischio) 4 (zona non classificata) Valori di pericolosità > 0,25 g 0,15 0,25 g 0,05 0,15 g < 0,05 Come avviene il fenomeno naturale Un terremoto può essere causato da fenomeni vulcanici (movimenti profondi del magma), da fenomeni tettonici oppure da cause locali (deformazioni della superficie terrestre, maree). Il terremoto di origine tettonica è la conseguenza dello scorrimento lungo una frattura di due blocchi rocciosi appartenenti a placche diverse. Il processo che porta al manifestarsi di un terremoto è lento, a volte secolare. In prossimità delle faglie, a seguito degli sforzi tettonici che si sviluppano fra i due blocchi, si accumula energia elastica. Nell istante in cui l attrito tra le due masse rocciose non riesce più a contrastare tale azione, i blocchi scivolano l uno sull altro (figura 2). Per esemplificare il processo si pensi alla compressione di una molla metallica (per esempio il caricamento di una balestra oppure a una molla schiacciata tra due dita di una mano che si avvicinano tra loro) che per l azione della forza cui è sottoposta si deforma ma nello stesso tempo accumula energia. La molla può rimanere compressa per un tempo indeterminato, tuttavia è sufficiente che le forze vincolanti perdano intensità perché questa scatti e, istantaneamente, liberi tutta l energia accumulata (si provi a far scivolare le dita una in direzione opposta all altra, la molla schizza via perché non più trattenuta da alcun vincolo). L energia del terremoto si sprigiona da un punto sotterraneo, detto ipocentro (punto in cui la faglia cede), e si propaga quindi attraverso onde sismiche la cui intensità fa tremare la Terra, a volte con effetti catastrofici. I terremoti sono definiti: di superficie, quando l ipocentro si colloca tra 0 e 70 km di profondità; di profondità intermedia, quando l ipocentro viene individuato tra 70 e 300 km di profondità; profondi, qualora la profondità dell ipocentro risulti essere superiore a 300 km. Il punto sulla superficie terrestre a minore distanza dall ipocentro è detto epicentro. Esso individua l area geografica maggiormente colpita dal terremoto (figura 3). 2 C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A. 2012

3 Figura 2 Il fenomeno del terremoto può essere suddiviso in quattro fasi, secondo la teoria del rimbalzo elastico: 1 i volumi rocciosi divisi dalla faglia sono in stato di riposo, non si registrano tensioni; 2 i due blocchi iniziano a deformarsi; le forti tensioni che si generano fanno sì che si accumuli molta energia; 3 l energia accumulata è maggiore della forza di attrito che tiene uniti i due blocchi, così che questi iniziano a scorrere l uno sull altro; il movimento causa il terremoto; 4 scaricata tutta l energia (fase di assestamento), i due blocchi trovano un nuovo equilibrio. A e B sono le placche a contatto. Prima fase faglia faglia Seconda fase A B A B Terza fase Quarta fase epicentro (E) faglia B scorrimento di faglia A A B ipocentro (I) La ricerca dell epicentro L individuazione dell epicentro di un terremoto è un operazione importante, soprattutto perché stabilire in tempo reale dove si è verificato il sisma permette ai responsabili della Protezione Civile e del Ministero dell Interno, di inviare celermente i soccorsi. In Italia, i sismologi, per assolvere a questo compito, hanno sviluppato modelli matematici in grado di elaborare i dati provenienti dalle rete delle stazioni sismiche, coordinata dal Centro Nazionale Terremoti (CNT) dell INGV (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia) costituita da oltre 150 stazioni sismiche. L obiettivo è quello di determinare, con sempre maggiore precisione, la correlazione che esiste tra il tempo (espresso in secondi) di propagazione delle onde sismiche e la distanza (espressa in km) dal punto d origine del sisma al centro di rilevamento. Al verifi- C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A

4 carsi di un terremoto, i tecnici, interpretando il tracciato fornito dal sismografo (strumento che trasforma le onde sismiche in un grafico), riescono a calcolarne l intensità, l epicentro e a stabilirne l ora. Figura 3 L ipocentro del terremoto è il punto in cui si originano le onde sismiche. L energia accumulata negli anni si libera in pochi secondi con effetti che possono essere catastrofici. L epicentro è l area geografica più vicina all ipocentro, all interno della quale l effetto del terremoto è maggiore che in altre parti. epicentro superficie terrestre crosta terrestre onde sismiche ipocentro La distanza epicentrale La distanza epicentrale (De) è la distanza che intercorre tra l epicentro e il centro di rilevamento all interno del quale è posto il sismografo. Lo strumento registra per primo le onde di tipo P e successivamente quelle di tipo S (si veda più avanti). L intervallo temporale (espresso in secondi) che intercorre tra le due registrazioni è il dato di partenza per determinare, con precisione, la distanza epicentrale. Questa può essere determinata nei due modi illustrati di seguito (figura 4). 1) Direttamente dal sismografo mediante la formula De = (tempo S tempo P) x 8 (1) Figura 4 Esempio di tracciato registrato da un sismografo. P S t S t P 4 C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A. 2012

5 Dal tracciato si evince che tempo S tempo P = 16 secondi. Applicando la formula (1) si ottiene la De. De = 16 x 8 = 128 km 2) Mediante l uso del diagramma dei tempi di tragitto delle onde sismiche. Si ricorre a questo metodo quando la De supera i 200 km. Il diagramma serve a compensare la curvatura della Terra (si ricorda che a ogni 111,194 km di distanza da un punto all osservatore corrisponde un angolo di curvatura della Terra pari a 1 ; figura 5). L intervallo di tempo d arrivo tra l onda P e l onda S, registrato dal sismografo, viene riportato sull ordinata del grafico in modo da intersecare le curve S e P. L ascissa corrispondente fornisce la De. Figura 5 Esempio di diagramma dei tempi di tragitto delle onde sismiche. All incremento dell intervallo temporale corrisponde l aumento della De. tempo (minuti) t S t P onde tipo S onde tipo P km Individuazione dell epicentro Per individuare praticamente l epicentro si ricorre al metodo della triangolazione, così definito perché l individuazione dell epicentro è possibile solo con l interpolazione dei dati provenienti da tre centri di rilevamento. Questo metodo si sviluppa in tre fasi (figura 6). 1 Ogni centro di rilevamento determina la propria De. 2 Inserimento dei dati in rete per la loro elaborazione. 3 Tracciamento, sulla mappa, delle circonferenze con raggio pari alla De. Il punto di intersezione di tre di queste corrisponde, con ottima approssimazione, all epicentro del sisma. Le onde sismiche Le onde sismiche trasportano nel sottosuolo l energia sprigionata dal sisma e si propagano velocemente. Si suddividono in tre grandi gruppi: onde P, onde S, onde L. 1 Onde P: queste onde, chiamate anche primarie (perché sono le prime ad essere avvertite) o longitudinali, sono generate dalle forze di compressione che il terremoto sprigiona a carico delle rocce che vengono compresse e stirate violentemente. Si propagano con una velocità di circa 5 12 km/s e causano il movimento sussultorio (figura 7). Si propagano sia nei solidi sia nei liquidi. C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A

6 Figura 6 Metodo della triangolazione. 1 De 1 E De 2 De Onde S: queste onde, definite anche secondarie o trasversali, sono generate dalle forze di taglio che causano la deformazione delle rocce. Si propagano più lentamente delle onde longitudinali (a seconda della densità delle rocce da 3 a 6 km/s) e determinano il caratteristico movimento ondulatorio del suolo (figura 8). Si propagano nei solidi ma non nei liquidi. 3 Onde L: sono onde superficiali, molto potenti e per questo distruttive. Le onde L sono il risultato della combinazione delle onde P e S. I tecnici le suddividono in due tipologie. Figura 7 Onda P. Figura 8 Onda S. onda P onda S 6 C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A. 2012

7 a) Onda di Love: il movimento ondulatorio risulta essere perpendicolare alla direzione di propagazione dell onda sismica. b) Onda di Rayleigh: genera un movimento ondulatorio che si propaga a spirale ed è più lenta dell onda di Love. Intensità dei terremoti L intensità dei terremoti viene espressa mediante due tipi di scale basate su parametri differenti: la scala Mercalli e la scala Richter. La scala Mercalli (dal nome del vulcanologo e sismologo italiano vissuto tra il 1850 e il 1914) si basa sulla descrizione del danno che l area colpita ha effettivamente subìto. Proposta nel 1902, nel tempo è stata più volte modificata: inizialmente era suddivisa in 10 gradi, attualmente ne contempla 12 (tabella 2). Il limite della scala Mercalli sta nel fatto che, a parità di energia liberata, si possono registrare differenti tipi di danni. Questo perché le costruzioni realizzate con criteri antisismici non subiscono gravi danni, mentre a carico di quelle edificate senza rispettare tali criteri si registrano danni notevoli. La scala Richter prende il nome dal suo ideatore, che la propose alla comunità scientifica nel 1935, e si basa sulla quantità di energia emessa in un terremoto. È una scala logaritmica che esprime l intensità dei terremoti in magnitudo (logaritmo in base dieci dell ampiezza, misurata in micrometri, dell onda massima rilevata dal sismografo posto a 100 km di distanza dall epicentro). La formula matematica utilizzata da Richter prevede l uso di fattori di correzione che tengono conto del luogo in cui si è verificato il terremoto, delle caratteristiche fisiche delle rocce attraversate dal sisma, della reale distanza tra l epicentro e la stazione di rilevamento. Il massimo valore di magnitudo finora registrato è pari a 8,9 (terremoto verificatosi in Cile nel 1960), per questo la scala Richter va da 0 a 8,9. I terremoti di magnitudo compresa tra 0 e 3 sono impercettibili, rilevabili solo dalla strumentazione, quelli a magnitudo 3 6 sono percettibili dall uomo e causano danni alle cose e quelli con valore superiore a 6 sono distruttivi, disastrosi e catastrofici. L energia elastica che un terremoto sviluppa dipende dal luogo in cui l evento accade, poiché le caratteristiche fisiche delle rocce influenzano notevolmente la propagazione delle onde sismiche. Tabella 2 Scala Mercalli e scala Richter a confronto. Mercalli Che cosa succede Richter XI, XII X terremoto catastrofico, tutti gli edifici crollano 8,9 8 VIII, IX terremoto disastroso, la maggior parte degli edifici crolla 7 VI, VII crollo di muri e di fondazioni 6 IV, V si rompono vetri, in casa si spostano i mobili 5 gli alberi ondeggiano vistosamente 4 I, II, III terremoto avvertito solo ai piani alti 3 evento sismico registrato solo dagli strumenti 2 1 C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A

8 Lo tsunami Lo tsunami, parola giapponese che significa onda del porto, è un onda d acqua che quando si infrange sulla costa, il più delle volte, si rivela catastrofica (tabella 3). L ultimo fenomeno devastante si è verificato, alla fine del mese di dicembre dell anno 2004, poco distante dalla costa di Sumatra (oceano Indiano) ed ha provocato la morte di oltre persone, tra le quali alcuni italiani. L onda anomala si origina per vari motivi, i principali dei quali sono: i terremoti (lo tsunami da terremoto, con epicentro in mare o nell oceano, è il più frequente); le eruzioni di vulcani sottomarini localizzati nelle vicinanze delle zone costiere; le frane; le esplosioni sottomarine; la caduta in mare di grossi meteoriti. Tabella 3 Scala di Ambraseys-Sieberg di intensità degli tsunami. Intensità Valutazione Descrizione I Molto debole Onda percettibile solo dai mareografi. II Debole Onda avvertita da persone che vivono vicino alla spiaggia ed evidente solo su spiagge piatte. III Abbastanza forte Onda avvertita da tutti. Piccole imbarcazioni spinte sulla spiaggia. Danni alle strutture non in muratura vicino alla costa. Negli estuari, la corrente dei fiumi inverte la sua direzione. IV Forte Inondazione delle spiagge fino a un altezza variabile. Erosione dei terreni. Danni lievi alle strutture in muratura sulla costa. Rottura degli ormeggi delle imbarcazioni leggere. Detriti galleggianti lungo le coste. V Molto forte Inondazione delle spiagge a un altezza variabile, comunque molto elevata. Danni ingenti alle strutture in muratura. Distruzione completa delle strutture non in muratura. Erosione accentuata del suolo. Oggetti galleggianti e animali marini sparsi sulla riva e lungo la costa. Rottura degli ormeggi delle imbarcazioni piccole, medie e medio grandi. Danni fisici alle persone (anche decessi). Onda accompagnata da un forte rombo. VI Disastroso Totale o parziale distruzione di tutto quanto l onda raggiunge. Questo tipo di tsunami provoca molte vittime. 8 C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A. 2012

9 Formazione dello tsunami In prossimità dell epicentro del terremoto si genera un onda alta pochi centimetri (30-80) che si propaga in tutte le direzioni a velocità elevata (figura 9). In prossimità della costa, per la ridotta profondità dell acqua, l onda perde sensibilmente di velocità (prossima ai 50 km/ora); di contro, aumenta notevolmente la sua altezza (15-30 m). L energia dell onda è così forte che la massa d acqua penetra nell entroterra per centinaia di metri, a volte, quando il litorale è piatto, anche per migliaia di metri (figura 10). Quando l onda è prossima alla costa si verificano due fenomeni, veri e propri indicatori premonitori dell imminenza del pericolo per l uomo. 1 drawdown: l acqua del mare o dell oceano si ritira anche per centinaia di metri. 2 run-u: il livello dell acqua si alza repentinamente. Al manifestarsi di uno dei due fenomeni, per non essere travolti dall onda anomala è indispensabile allontanarsi rapidamente dalla costa e portarsi il più in alto possibile. Figura 9 Calcolo della velocità dell onda dello tsunami. La velocità dell onda dello tsunami dipende soprattutto dall altezza della massa d acqua interessata. V = g x h [m/s] dove: V = velocità dell onda [m/s] g = accelerazione di gravità = 9,8 [m/s 2 ] h = profondità dell acqua [m] Esempio Profondità marina = 1000 m V = 9,8 [m/s 2 ] x 1000 [m] = 99 [m/s] = 356,4 [km/h] (si ricorda che 1 km/h = 3,6 [m/s]) Figura 10 Formazione dello tsunami. In prossimità della costa le caratteristiche (altezza e velocità) dell onda cambiano, rimane costante la sua energia, in molti casi catastrofica. lunghezza d onda mare l onda si infrange sulla costa alla velocità di km/h ad altezza variabile (5-30 metri) costa faglia inizialmente l onda è alta cm e la sua velocità è prossima agli 800 km/h C. Cavalli, Nuovo Ecologia e geopedologia, Ulrico Hoepli Editore S.p.A