tano cavattoni, fabio fantini, simona monesi, stefano piazzini

T. Cavattoni, F. Fantini, S. Monesi, S. Piazzini - dall’Universo al Pianeta azzurro - © Italo Bovolenta editore 2010

Tano Cavattoni, Fabio Fantini, Simona Monesi, Stefano PiazziniTano Cavattoni, Fabio Fantini, Simona Monesi, Stefano Piazzini

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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

Capitolo 8 I fenomeni sismici


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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


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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


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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.

§8.1 I terremoti


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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.



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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.



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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.



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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.


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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.


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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.


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Lo strumento usato per studiare le onde sismicheè 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.

§8.3 Sismografi, sismogrammi e onde sismiche


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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 perla rilevazione delle oscillazioni verticali (A) e orizzontali (B) del terreno al passaggio delleonde sismiche.


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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.


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Le onde sismiche sono onde meccaniche, cioè sitrasmettono grazie alla oscillazione delle particelledella 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.



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Le oscillazioni longitudinali fanno muovere le particelle come il soffietto di una fisarmonica, le fanno cioè avvicinare e allontanare alternativamente.



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Le oscillazioni trasversali fanno muovere le particelleperpendicolarmente alla direzione di propagazionedell’onda, sollevandole e abbassandole alternativamente.



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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.


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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.


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La velocità di propagazione delle onde sismichedipende 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.



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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.



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• terremoti profondi, con ipocentro oltre i 300 km;sono circa il 3% del totale.

• terremoti intermedi, con ipocentro tra 70 e 300 km; rappresentano circa il 12% del totale;

• terremoti superficiali, con ipocentro tra 0 e 70 km; rappresentano circa l’85% dei terremoti registrati ogni anno;

In base alla profondità dell’ipocentro i terremoti sipossono dividere in:



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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 curvechiamate dromòcrone.

Le dromòcrone riportano i momenti di arrivo delle onde ai sismografi, in funzione della distanza percorsa.



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I sismogrammi vanno fattiscorrere sul grafico delledromocrone fino a farecoincidere i momenti diarrivo delle onde P e delle onde S con le rispettivedromocrone.

Il valore in ascissa che siricava indica la distanza dell’epicentro.



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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.



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3. Per localizzare in modo più preciso l’origine delterremoto, 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.



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I sismogrammidello stesso sisma registratiin tre stazioni sismologichediverse consentonodi determinare la posizione dell’epicentro.

Il ritardo delle onde S rispetto alle onde P ci consente di calcolare la distanza dall’epicentro.



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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 inprimo 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 caratteristichedifferenti.



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L’intensità è attribuita grazie a una scala empirica, icui 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 gradodella 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.



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Scala MCS. La scala proposta da Mercalli fu ampliata e modificata da Cancani e Sieberg.


Grado Descrizione

I Non è percepito dall’uomo, è registrato solo dai sismografi

II E’ percepito da persone sensibili ai piani alti delle case che oscillano più dei piani a terra.

III E’ percepito da più persone e provoca oscillazione di oggetti appesi e vibrazioni.

IVProvoca oscillazioni e vibrazioni anche di automezzi, tintinnio di vetri, vibrazioni di vasellame, scricchiolio di pareti.

V Sveglia chi dorme; provoca scricchiolii, tintinnii, spavento; cadono calcinacci.

VI Fa fuggire le persone all’aperto, produce boati, fa cadere oggetti pesanti, provoca qualche lesione agli edifici.

VIIProvoca panico, caduta di intonaci, camini e tegole, rottura di vetri, danni di scarsa entità ai muri, piccole frane in materiali sciolti, suono di campane, onde sugli specchi d’acqua.

VIIISi sente anche guidando automezzi, danneggia murature anche buone, ma non di cemento armato; provoca la caduta di torri, palizzate, alberi e l’apertura di crepacci nel suolo.

IXDistrugge edifici non particolarmente resistenti, rompe tubazioni sotterranee, provoca ampi crepacci nel terreno, apre crateri con espulsione di sabbia e di fango.

XDistrugge buona parte degli edifici, danneggia dighe ed argini, devia fiumi e rotaie, provoca grandi frane, sposta orizzontalmente i terreni che si sono fessurati.

XI Rovina completamente gli edifici, rompe ogni tubazione, tronca le comunicazioni, provoca molte vittime.

XIIDistrugge ogni opera umana, sposta grandi masse rocciose o vasti tratti di terreno in cui si aprono larghi crepacci, lancia in aria oggetti, provoca grandi frane e può causare migliaia di vittime.


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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.



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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.



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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.



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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.

La magnitudo della scala Richter è espressione dell’energia liberata dal terremoto.



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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’altezzamassima della traccia è 0,001 mm.

La magnitudo della scala Richter è espressione dell’energia liberata dal terremoto.


Magnitudo Energia liberata (in joule) ovvero … Frequenza

0 2.000 Circa 8.000 al giorno

1 70.000 Circa 4.000 al giorno

1,5 400.000 Circa 2.000 al giorno

2 2.200.000 Circa 1.000 al giorno

2,5 12 milioni Circa 400 al giorno

3 70 milioni Una grande mina Circa 130 al giorno

3,5 400 milioni Una piccola bomba atomica Circa 50 al giorno

4 2 miliardi Circa 15 al giorno

4,5 12 miliardi Circa 6 al giorno

5 70 miliardi 2÷3 al giorno

5,5 400 miliardi Una grande bomba atomica 1 al giorno

6 2.000 miliardi Una piccola bomba H Circa 120 all’anno

6,5 12.000 miliardi Circa 50 all’anno

7 70.000 miliardi Maggiori test nucleari effettuati 18 all’anno

7,5 400.000 miliardi 6 all’anno

8 2 milioni di miliardi 1 all’anno

8,5 12 milioni di miliardi 1 ogni 8 anni

9 70 milioni di miliardiEnergia totale consumata nel mondo in 10

giorni1 ogni 20 anni

10 2 miliardi di miliardi Evento sconosciuto


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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.



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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 modocasuale sulla superficie terrestre.



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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 provengonodall’interno della Terra.



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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.



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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.

§8.9 Maremoti


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§8.9 Maremoti

Le onde di maremoto hanno caratteristiche moltodiverse dalle onde provocate dal vento.

Le onde di maremoto sono molto veloci, con una velocità che aumenta con la profondità del fondale marino.

La massa d’acquainteressata dall’onda di maremoto è l’intero spessore marino, non solo lo strato superficiale.

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.


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Le oscillazioni del suolo dovute ai terremoti possonolesionare 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 ESPOSTORISCHIO = PERICOLOSITÀ × VULNERABILITÀ × VALORE ESPOSTO


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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.

1Deformazioni e sollevamenti del terreno dovuti alle spinte a cui sono sottoposte le rocce.

2Variazione della velocità delle onde P in prossimità del futuro ipocentro, dovuta al cambiamento delle caratteristiche di elasticità delle rocce.

3Aumento di radon, gas presente nel sottosuolo, nelle acque di falda o liberato in superficie a causa dell’aumento delle microfessure nelle rocce.

4 Aumento della frequenza delle microscosse sismiche.

5 Comportamento anomalo degli animali.


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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 Un’altra misura preventiva è l’applicazione di criteri antisismici nella progettazione e nella costruzione antisismici nella progettazione e nella costruzione degli edifici.degli edifici.

Le carte della pericolosità sismica sono elaborate tenendo conto delle caratteristiche geologiche e tettoniche della regione studiata.



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La carta della pericolosità sismica è elaborata tenendo conto delle caratteristiche sismiche di una regionee 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.



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In Giappone è molto diffusa l’informazioneper cautelarsi dai rischi sismici.

Nella foto una dimostrazione pubblica di comportamenti di sicurezza da tenere durante un terremoto.



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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 areesi effettua quella che si chiama zonazione del rischio sismico.



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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.


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