Tano Cavattoni, Fabio Fantini, Simona Monesi, Stefano Piazzini
Dall’Universo
al Pianeta azzurro
T. Cavattoni, F. Fantini, S. Monesi, S. Piazzini - dall’Universo al Pianeta azzurro - © Italo Bovolenta editore
Capitolo 8
I 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
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2
Capitolo 8
I fenomeni sismici
Origine dei terremoti
Il terremoto
Periodicità dei terremoti
Lezione 19
§8.1
§8.2
Lezione 20
Le onde sismiche
§8.3
Sismografi, sismogrammi, onde sismiche
§8.4
Calcolo della distanza dell’epicentro di un
terremoto
Localizzazione dell’epicentro di un terremoto
§8.5
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3
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
Distribuzione geografica dei terremoti
Maremoti
§8.8
§8.9
Lezione 22
Come difendersi dai terremoti
§8.10
Rischio sismico
§8.11
Prevenzione dei danni sismici
Rischio sismico in Italia
§8.12
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4
§8.1
I 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.
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5
§8.2
Periodicità 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.
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6
§8.2
Periodicità 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.
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7
§8.2
Periodicità 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.
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8
§8.2
Periodicità 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
Lo spostamento
spostamento laterale
laterale di
di circa
circa 3
3m
m
attraverso
questa
staccionata
si
produsse
attraverso questa staccionata si produsse
durante
durante ilil terremoto
terremoto di
di San
San Francisco,
Francisco, in
in
California, nel
nel 1906.
1906.
California,
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9
§8.2
Periodicità 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.
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10
§8.2
Periodicità 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.
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11
§8.3
Sismografi, 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.
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12
§8.3
Sismografi, 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.
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13
§8.3
Sismografi, 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.
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14
§8.3
Sismografi, 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.
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15
§8.3
Sismografi, sismogrammi e
onde sismiche
Le oscillazioni
longitudinali fanno
muovere le particelle
come il soffietto di una
fisarmonica, le fanno
cioè avvicinare e
allontanare
alternativamente.
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16
§8.3
Sismografi, sismogrammi e
onde sismiche
Le oscillazioni trasversali
fanno muovere le particelle
perpendicolarmente alla
direzione di propagazione
dell’onda, sollevandole e
abbassandole
alternativamente.
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17
§8.3
Sismografi, 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.
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18
§8.3
Sismografi, 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.
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19
§8.3
Sismografi, 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.
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20
§8.3
Sismografi, 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.
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21
§8.3
Sismografi, 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.
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22
§8.4
Calcolo 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.
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23
§8.4
Calcolo 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.
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24
§8.5
Localizzazione 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.
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25
§8.5
Localizzazione 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.
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26
§8.5
Localizzazione 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.
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27
§8.6
Intensità 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.
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28
§8.6
Intensità 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.
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29
§8.6
Intensità dei fenomeni sismici
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.
IV
Provoca 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.
VII
Provoca 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.
VIII
Si 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.
IX
Distrugge edifici non particolarmente resistenti, rompe tubazioni sotterranee, provoca ampi crepacci nel
terreno, apre crateri con espulsione di sabbia e di fango.
X
Distrugge 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.
XII
Distrugge 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.
Scala MCS. La scala proposta da Mercalli fu ampliata e modificata da Cancani e Sieberg.
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30
§8.6
Intensità 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.
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31
§8.6
Intensità 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.
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32
§8.7
Magnitudo 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.
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33
§8.7
Magnitudo 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.
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34
§8.7
Magnitudo dei fenomeni
sismici
ovvero …
Magnitudo
Energia liberata (in joule)
Frequenza
0
2.000
1
70.000
1,5
400.000
2
2.200.000
2,5
12 milioni
3
70 milioni
Una grande mina
3,5
400 milioni
Una piccola bomba atomica
4
2 miliardi
4,5
12 miliardi
5
70 miliardi
5,5
400 miliardi
Una grande bomba atomica
6
2.000 miliardi
Una piccola bomba H
6,5
12.000 miliardi
7
70.000 miliardi
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 miliardi
10
2 miliardi di miliardi
Circa 8.000 al giorno
La magnitudo
della
scala
Circa 4.000
al giorno
Richter è espressione
Circa 2.000 al giorno
dell’energiaCirca
liberata
dal
1.000 al giorno
terremoto. Circa 400 al giorno
Maggiori test nucleari effettuati
Circa 130 al giorno
Per definizione,
il valore 0
Circa 50 al giorno
della scala Richter
15 alsisma
giorno
corrispondeCirca
a un
che,
al giorno
registrato suCirca
un6 sismografo
al giorno
standard alla2÷3
distanza
di 100
1
al
giorno
km dall’epicentro, produce un
Circa 120
all’anno
sismogramma
in cui
l’altezza
Circa 50
all’anno è 0,001
massima della
traccia
18 all’anno
mm.
Energia totale consumata nel mondo in 10
giorni
1 ogni 20 anni
Evento sconosciuto
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35
§8.7
Magnitudo 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.
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36
§8.8
Distribuzione 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.
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37
§8.8
Distribuzione 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.
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38
§8.8
Distribuzione 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.
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39
§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.
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40
§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.
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41
§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
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42
§8.10
Rischio sismico
Quando le
statistiche fanno
presupporre
l’imminenza di
una forte scossa,
i sismologi fanno
particolare
attenzione a
eventuali segni
premonitori.
1
Deformazioni e sollevamenti del terreno dovuti alle
spinte a cui sono sottoposte le rocce.
2
Variazione della velocità delle onde P in prossimità del
futuro ipocentro, dovuta al cambiamento delle
caratteristiche di elasticità delle rocce.
3
Aumento 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.
Principali segni premonitori delle scosse sismiche.
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43
§8.11 Prevenzione
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.
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44
§8.11 Prevenzione
dei danni sismici
La carta della pericolosità
sismica è 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.
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§8.11 Prevenzione
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.
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§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 centrooccidentali, 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.
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§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.
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