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I TERREMOTI
Le cause che scatenano un sisma possono essere diverse e permettono di classificare i terremoti in quattro categorie: da crollo, da esplosione, vulcanici e tettonici. I terremoti causati da crollo della volta di una grotta o di una miniera sono episodi occasionali e in genere di debole intensità, come i terremoti da esplosione che si verificano in seguito a detonazioni di dispositivi chimici o nucleari nel sottosuolo. I terremoti vulcanici accompagnano o precedono le eruzioni vulcaniche e rappresentano solo il 7% degli eventi sismici registrati in un anno. Sono provocati dal movimento del magma nel sottosuolo. L’attività sismica associata ai fenomeni vulcanici è in genere debole e si intensifica solo occasionalmente. Le scosse più violente si verificano durante le eruzioni esplosive, quando a causa dell’improvviso svuotamento della camera magmatica si ha una brusca variazione della pressione al suo interno. I terremoti tettonici avvengono quando masse rocciose si fratturano improvvisamente in zone della litosfera sottoposte a forti tensioni, per opera di forze che agiscono all’interno della Terra. I terremoti tettonici sono i più frequenti e violenti I terremoti possono essere definiti dei fenomeni frequenti nel tempo, ma localizzati nello spazio. Un terremoto è una vibrazione più o meno forte della terra prodotta da una rapida liberazione di energia meccanica in profondità, nella crosta o nel mantello. Il punto dove l’energia si libera è detta ipocentro del terremoto, da esso l’energia si propaga per onde sferiche che indebolendosi attraversano tutta la terra, sono analoghe a quelle acustiche, la cui frequenza è così elevata da essere percepita dall’orecchio come suono. I terremoti non sono fenomeni casuali, se ne verificano in tutto il mondo ogni 30 secondi, ma solo qualche migliaio di essi è così forte da essere percepito, e tra questi solo poche decine può fare seri danni e si verificano in zone abitate. La maggioranza viene percepita solo dagli strumenti. si manifestano solo entro certe fasce della superficie terrestre, le aree sismicamente attive, o sismiche. Un area è detta asismica perché al suo interno non si generano terremoti ma non significa che non possa sentire gli effetti di zone sismiche vicine, dovuti al propagarsi di vibrazioni. Però l’energia di un terremoto diminuisce con la distanza dal punto in cui si è originato, a mano a mano che ci allontaniamo, gli effetti diminuiscono fino a sparire, e le vibrazioni verranno percepite solo da strumenti. IL MODELLO DEL RIMBALZO ELASTICO Fu il brillante ingegnere irlandese Robert Mallet a compiere i più importanti studi sulla via della comprensione dei fenomeni sismici. Il suo interessamento ai terremoti nacque dalla lettura di un volume pubblicato nel 1830 (Principi di Geologia di C. Lyell). Egli comprese la natura del terremoto osservando la figura degli effetti di un sisma (1783) sui pinnacoli laterali della facciata della Certosa di Serra San Bruno. Ognuno dei due obelischi è costruito in tre parti, e i ripetuti terremoti hanno allentato i blocchi, ruotandoli in posizioni diverse. La prima carta completa della sismicità delle zone del Mediterraneo fu disegnata nel 1857 dall’irlandese Robert Mallet, grande studioso del fenomeno «terremoto» Il meccanismo del rimbalzo elastico (o reazione elastica). A) due blocchi contigui di crosta, inizialmente a riposo, vengono sottoposti a sforzo e costretti a muoversi in direzioni opposte. B) Le rocce si deformano elasticamente fino a che le tensioni non superano il loro limite di rottura. Inizia a formarsi una faglia lungo la quale i due blocchi cominciano a scivolare, a mano a mano che le rocce, prima compresse, riacquistano il loro volume, “rimbalzando” nella direzione del movimento.
Dalla zona di rottura – ipocentro – si propagano onde sismiche, che arrivano rapidamente anche in superficie. La superficie di faglia si estende velocemente a tutto il settore deformato, finché i due blocchi si arrestano in una nuova posizione di riposo. Lo spostamento reciproco dei due blocchi di roccia lungo la faglia, chiamato rigetto, può arrivare fino a diversi metri. Le due barre di legno oscilleranno per un periodo immediatamente dopo la rottura del bastone. L’oscillazione è il risultato dell’energia rilasciata dalla rottura. A grande scala, questo è quello che succede quando un terremoto libera energia e genera onde sismiche Per asperità si intende un’area della superficie della faglia che presenta una resistenza assai elevata allo scorrimento: quando le forze che agiscono parallelamente alla faglia superano l’attrito statico opposto all’asperità, questa cede e si ha uno scorrimento catastrofico, cioè il terremoto. Secondo la teoria del rimbalzo elastico, gli ipocentri dei terremoti tettonici sono collocati sul piano di scorrimento di una faglia. Finché la faglia resta attiva (cioè si mantengono le tensioni che deformano i blocchi rocciosi ai due lati della frattura), essa può generare nuovi eventi sismici. Infatti, se le forze che hanno causato un terremoto continuano ad agire anche dopo l’evento sismico, le rocce ai lati della faglia iniziano nuovamente ad accumulare energia e a deformarsi. Quando viene superato il limite di elasticità delle rocce, si verificheranno una nuova rottura e un nuovo terremoto. Si può notare quindi che i blocchi rocciosi lungo la faglia si muovono a scatti: si deformano impercettibilmente nei periodi di quiete e subiscono uno slittamento anche considerevole quando si verifica un sisma. In genere, se gli eventi sismici lungo una faglia sono frequenti, le scosse non sono troppo violente; se invece l’intervallo tra un sisma e l’altro si prolunga, le rocce possono accumulare una maggiore quantità di energia elastica e le scosse avranno effetti sicuramente più gravi. Dall’ipocentro , che è il punto in cui si verifica lo spostamento iniziale della faglia, le onde sismiche si propagano in ogni direzione. Il punto in superficie, posto sulla verticale dell’ ipocentro , è detto epicentro. Nella fase iniziale del sisma (scossa principale) di norma si muove solo una parte della faglia, che produce nuove tensioni nelle altre parti di essa, che raggiungono un nuovo equilibrio attraverso piccoli spostamenti; questi producono a loro volta sismi di intensità minore. Queste scosse secondarie possono durare anche mesi o anni. Il confine tra la roccia attraverso la quale è passata l’onda e la roccia dove non è ancora passata è chiamato fronte d’onda. Poiché un terremoto genera molte onde, possiamo rappresentarne una disegnando una serie di fronti d’onda concentrici. Profondità dell’ipocentro: 0-70 km : terremoti superficiali (75% circa) 70-300 km: intermedi (22% circa) oltre i 300 km: profondi (3% circa) ONDE P Le onde longitudinali o di compressione (onde P) Sono le onde più veloci (4-8 km/s) Le onde P producono oscillazioni delle particelle lungo la direzione di propagazione dell’onda. Propagazione delle onde di volume. A) Stati della deformazione di un blocco di materiale attraversato da onde longitudinali o di compressione (onde P). In alto, il blocco indeformato; subito sotto, in successione
Quando le onde interne raggiungono la superficie, si trasformano in parte in onde superficiali che si propagano dall’epicentro lungo la superficie terrestre. Propagazione delle onde superficiali Con le onde di Rayleigh, le particelle compiono orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione, come un'onda marina; sono responsabili delle onde sussultorie ed hanno una vel. di circa 2, Km/s Con le onde Love, le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione. Sono responsabili delle scosse ondulatorie e viaggiano alla velocità di 3 km/s. Il tracciato del sismografo è chiamato sismogramma ed è studiato con grande attenzione dai geologi. Le onde superficiali sono più lente di quelle interne, ma possono percorrere lunghissime distanze prima di estinguersi Le complesse interazioni tra le onde S e le onde P con la superficie terrestre determinano il terzo gruppo di onde sismiche, chiamate onde superficiali. Le onde S e L sono sempre in ritardo rispetto alle onde P; tale ritardo aumenta progressivamente all’aumentare della distanza dall’epicentro (onde L) e dall’ipocentro (onde S). Nel sismogramma registrato nella stazione di rilevamento più vicina all’epicentro le tracce delle onde P, S ed L risultano più ravvicinate rispetto al sismogramma registrato nella stazione più lontana LOCALIZZAZIONE DELL’EPICENTRO CON I SISMOGRAMMI Le onde sismiche si propagano in maniera concentrica dall’ipocentro e arrivano ad alcune stazioni sismografiche lontane in tempi diversi Dromòcrone: dal greco dromos, “corsa“ e cronos, “tempo“, sono curve che collegano i momenti d’arrivo delle onde P e delle onde S alle stazioni sismologiche Il sismoscopio è un apparecchio in grado di segnalare un terremoto, ma non di misurare o registrare tutte le sue caratteristiche. Il più antico sismoscopio noto fu inventato dal filosofo cinese Zhang Heng nel 132 d.C.. Questo apparecchio era costituito da una grande anfora ben fissata al terreno; lungo il cerchio orizzontale di massimo diametro di questo vaso sporgevano otto piccole teste di drago, orientate secondo la direzione della rosa dei venti. Ciascun drago teneva in bocca una pallina metallica la quale, in seguito a piccole scosse, cadeva dentro la bocca di una delle otto rane situate sotto il drago, in corrispondenza del punto di caduta della pallina stessa. La sferetta, cadendo, faceva un rumore metallico che fungeva da allarme. In funzione delle palline che cadevano, si poteva individuare una scossa, intuendone la direzione (ma non l’intensità e la durata). Si tramanda che con questo strumento vennero segnalate vibrazioni, distanti anche centinaia di kilometri, che non venivano invece percepite dall’uomo. Questo primo sismoscopio rimase in funzione diversi secoli. LE ONDE SISMICHE VENGONO RILEVATE IN SUPERFICIE DAI SISMOGRAFI Il sismografo è costituito da un supporto al quale è agganciata una massa metallica che tende a rimanere ferma per inerzia quando il supporto, (solidale col terreno) si muove. Alla massa è agganciato un pennino che registra su un foglio di carta gli eventuali movimenti. Il risultato della registrazione si chiama sismogramma In ogni stazione sismica sono in funzione tre sismografi: uno in grado di muoversi solo lungo la verticale; gli altri due liberi di muoversi solo sul piano orizzontale, lungo due direzioni tra loro perpendicolari (in genere N-S ed E-O)
Struttura di base di un sismografo. Un sismografo si basa sull’inerzia di una massa sospesa, che tende a rimanere immobile anche quando il supporto inizi a muoversi insieme al suolo per il manifestarsi della vibrazione. Un pennino scrivente, solidale con la massa, lascia una traccia su una striscia di carta che ruota a mezzo di un rullo solidale con il suolo: si registrano così le vibrazioni del suolo rispetto alla massa, teoricamente ferma nello spazio. In ogni stazione sismica sono contemporaneamente in funzione tre sismografi: uno in grado di muoversi solo lungo la verticale, per cui è sensibile ai movimenti verso l’alto e verso il basso; gli altri due liberi di muoversi solo sul piano orizzontale, lungo due direzioni tra loro perpendicolari (in genere N-S ed E-O) per cui sono sensibili solo alla parte del movimento del suolo lungo tali direzioni. Dalla combinazione delle 3 componenti si risale al reale movimento del suolo momento per momento. Nell’immagine, la configurazione adatta a registrare la componente verticale delle oscillazioni del terreno. Il tracciato ottenuto, sismogramma, registra l’andamento del movimento relativo tra la massa stazionaria e il suolo. Componente verticale e una delle componenti orizzontali, registrate per il medesimo terremoto in una stazione lontana dall’epicentro. È indicato il momento del primo arrivo dei vari tipi di onde. Come si ricava dalla figura, in questo caso le onde S sono giunte alla stazione sismica con 10 minuti di ritardo rispetto alle onde P. Oggigiorno ci si serve di un insieme di stazioni sismologiche distribuite secondo opportuni criteri su un certo territorio, per il suo monitoraggio. Queste stazioni costituiscono delle reti sismiche. I sismogrammi possono registrare esplosioni nucleari sotterranee oltre che terremoti naturali. Durante la Guerra Fredda, studi sismici sostenuti dai governi sui due lati della Cortina di Ferro controllavano il progresso della corsa agli armamenti analizzando i test sulle armi dell’altro campo. Oggi, i controlli continuano a determinare se le nazioni ottemperano al Trattato per il Bando degli Esperimenti Nucleari, o se potenze nucleari non riconosciute hanno sviluppato tali armi. I sismogrammi delle esplosioni nucleari differiscono da quelli dei terremoti naturali perché le prime rilasciano tutta la loro energia in un impulso veloce, per cui la registrazione mostra l’arrivo improvviso di grandi onde che poi si spengono velocemente. I terremoti naturali, invece, liberano energia su un periodo di tempo leggermente più lungo e sono accompagnati da scosse precursorie e scosse secondarie. LE SCALE DI INTENSITÀ I primi dati su cui basare una valutazione della forza di un terremoto sono stati gli effetti prodotti dai sismi sul territorio. LA SCALA MERCALLI Inizialmente articolata in 10 gradi, crescenti con la forza del terremoto, questa scala è stata in seguito più volte modificata L’intensità di un terremoto può essere valutata in base agli effetti prodotti dal sisma sull’uomo, sugli edifici e, in generale, sull’area colpita. La scala Mercalli, ideata dal geologo Giuseppe Mercalli (1850-1914), è suddivisa in 12 livelli, o gradi, e si basa proprio su questo principio empirico La scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) assegna a ogni sisma un grado di intensità, in base agli effetti delle scosse sismiche sulla popolazione, sui manufatti e sull’ambiente. I danni provocati da un sisma dipendono da:
- caratteristiche dell’evento;
- caratteristiche del territorio;
- presenza di centri abitati.
Le scale di intensità misurano gli effetti di un terremoto, mentre la magnitudo misura la «forza» di un terremoto all’ipocentro, dove esso si genera; per misurare il reale movimento del terreno e valutarne gli effetti è necessario considerare il concetto di accelerazione. Nel 1940 furono realizzati gli accelerometri, strumenti capaci di misurare forti movimenti del terreno. Il valore dell’accelerazione massima del suolo (PGA, Peak Ground Acceleration ) viene rappresentata su base cartografica dell’area in esame I sismologi esprimono l’accelerazione in frazioni di g (pari a circa 9,8 m/s^2 ). Fino a qualche decina di km dall’epicentro, per i terremoti moderati i valori dell’accelerazione sono compresi tra 0,05 – 0,35 g L’importanza di tali misure è fondamentale per l’edilizia antisismica: si tenga presente che un’accelerazione di 0,1 g è in grado di provocare danni Effetti primari ed effetti di sito. Quando gli effetti primari, dovuti ai meccanismi di generazione e di propagazione delle onde sismiche, raggiungono la superficie, innescano una serie di effetti sito, associati, cioè, a caratteristiche locali, come forme della superficie, struttura geologica, natura dei terreni affioranti. Gli effetti di un sisma sugli edifici dipendono da molti fattori: le vecchie abitazioni di Teora (in Irpinia), costruite sulla collina, sono state rase al suolo durante il terremoto del 1980, mentre gli edifici più recenti della zona in pianura sono rimasti quasi intatti. EFFETTI PRIMARI Al passaggio delle onde P le rocce si comprimono e si dilatano, con le onde S il terreno oscilla trasversalmente rispetto alla direzione di propagazione delle onde e con le onde superficiali il terreno è costretto ad eseguire movimenti più complessi. Le onde P ed S provocano vibrazioni ad alte frequenze (maggiori di 1Hz), mentre le onde superficiali sono in genere a bassa frequenza. L’insieme delle onde costringe il terreno a vibrare in modo complesso, con diverse frequenze (in gran parte tra 0,1 e 3 Hz). In linea generale, le vibrazioni ad alta frequenza sollecitano maggiormente le costruzioni basse, mentre le costruzioni alte sono più sensibili alle vibrazioni di bassa frequenza. Edifici diversi possono reagire in modi diversi all’arrivo delle onde sismiche. EFFETTI SITO La gravità dei danni non dipende solo dall’energia sprigionata dal sisma, ma da molti altri fattori, come la posizione dell’ipocentro (più un sisma è superficiale più è devastante), la presenza o meno di centri abitati e di costruzioni antisismiche, la conformazione geologica del territorio interessato, la presenza di falde acquifere ecc. La scala delle intensità presenta alcuni evidenti limiti dal punto di vista scientifico. Innanzitutto, l’intensità non è una misura dell’energia liberata dal terremoto (non si utilizza né uno strumento né un’unità di misura), ma una descrizione dei danni che provoca. A questo proposito è bene osservare che la gravità dei danni non dipende solo dall’energia sprigionata dal sisma, ma da molti altri fattori, come la posizione dell’ipocentro (più un sisma è superficiale più è devastante), la presenza o meno di centri abitati e di costruzioni antisismiche, la conformazione geologica del territorio interessato, la presenza di falde acquifere ecc. Tutti questi fattori (persino l’ora della giornata può essere importante quando il sisma ha un epicentro vicino a una grande città) rendono molto difficile valutare correttamente la forza di un sisma in base all’intensità rilevata. Le oscillazioni possono amplificarsi passando da terreni rocciosi a terreni soffici, oppure in corrispondenza di un brusco rilievo LA LIQUEFAZIONE DEI TERRENI
La liquefazione avviene in genere in sedimenti sabbiosi o limosi, saturi per la presenza di acqua di falda All’origine di un maremoto (tsunami) associato ad un terremoto vi è il brusco sollevamento (oppure abbassamento) di un settore del fondo marino In mare aperto l’altezza dell’onda non supera il metro, ma al diminuire della profondità del mare diminuisce la velocità dell’onda e ne cresce l’altezza. per cui sulle coste si abbattono muraglie d’acqua alte anche fino a 30 m. Il centro della Terra si trova a circa 6370 km dalla superficie, mentre le miniere più profonde del Sudafrica scendono fino a 3,6 km e le perforazioni per la ricerca petrolifera in genere non superano i 6 ÷ 7 km Il passaggio tra differenti materiali fa si che le onde vengano sia riflesse (tornino indietro), sia rifratte (proseguano, ma cambiando direzione) e che la loro velocità subisca una variazione Quando un’onda sismica si propaga attraverso un materiale uniforme la direzione di propagazione e individuata da una linea retta. Ciò non si verifica, invece, quando l’onda sismica attraversa materiali che abbiano proprietà fisiche differenti (per esempio, diversa densità). Il passaggio tra differenti materiali fa si che le onde vengano sia riflesse (tornino indietro), sia rifratte (proseguano, ma cambiando direzione) e che la loro velocità subisca una variazione.
- Se l’onda sismica passa da un materiale nel quale la propagazione è più lenta a uno in cui è più veloce, la nuova direzione di propagazione forma un angolo meno ampio con la superficie di _separazione tra i due materiali (β<α).
- Se l’onda sismica passa in un materiale che ne riduce la velocità, la direzione di propagazione forma un angolo più ampio con la superficie di separazione tra i due materiali (β>α)._ Le onde P accelerano con l’aumentare della profondità fino a quasi la metà del raggio terrestre; se si spingono più in profondità, rallentano all’improvviso; se vanno infine molto in profondità subiscono una nuova (minore) accelerazione. I percorsi delle onde P all’interno della Terra non sono rettilinei, ma curvi. Inoltre, la velocità sia delle onde P sia delle onde S non è costante, ma varia con la profondità. Le onde P accelerano con l’aumentare della profondità fino a quasi la metà del raggio terrestre; se si spingono più in profondità, rallentano all’improvviso; se vanno infine molto in profondità subiscono una nuova (minore) accelerazione. Più in profondità, le onde P incontrano la superficie di Lehmann e sono reindirizzate dai materiali del nucleo interno (solidi) verso la superficie (sono le uniche a cadere nella zona d’ombra, in ritardo e con minore energia). Anche le onde S accelerano con l’aumentare della profondità fino a poco meno della metà del raggio terrestre, dove si arrestano improvvisamente Si può studiare la struttura interna della Terra analizzando il modo in cui si propagano le onde sismiche quando attraversano il nostro pianeta. Come si può studiare la struttura interna della Terra dal momento che i sistemi tradizionali di indagine – per esempio le trivellazioni meccaniche – possono superare di poco i 10 kilometri di profondità? La risposta è: analizzando il modo in cui si propagano le onde sismiche quando attraversano il nostro pianeta. Le onde sismiche portano con sé una serie di informazioni sulla natura dei materiali che hanno attraversato, sotto forma di variazioni della loro velocità di propagazione e della direzione delle loro traiettorie. La velocità delle onde sismiche dipende infatti dal mezzo in cui esse si propagano. Se la Terra fosse costituita da un solo tipo di materiale omogeneo, onde P e onde S si muoverebbero all’interno del pianeta, tra l’ipocentro e uno qualunque dei sismografi sparsi sulla superficie, lungo una linea retta, con velocità costante. Invece i
bruscamente, mentre le onde S non riescono a passare. Si ritiene che in questa zona abbia origine il campo magnetico terrestre. ● Il nucleo interno si estende dalla discontinuità di Lehmann fino al centro della Terra. Nel nucleo interno la velocità delle onde P aumenta improvvisamente e le onde S vengono di nuovo trasmesse, anche se a velocità assai bassa. Si ritiene perciò che il nucleo interno sia solido, anche se vicino al punto di fusione. La litosfera è il guscio più superficiale, rigido, che reagisce essenzialmente in modo elastico; comprende la crosta e la porzione più esterna del mantello superiore, il cosiddetto lid (coperchio) o mantello litosferico , fino alla zona di bassa velocità. La litosfera e suddivisa in vaste placche che slittano sulla sottostante astenosfera la quale, sempre dal punto di vista geologico, ha un comportamento plastico. L’ astenosfera è lo strato composto da materiali allo stato parzialmente fuso in cui le onde sismiche si propagano a bassa velocità; si trova compresa tra litosfera e mesosfera. La mesosfera è la parte del mantello, rigida e poco deformabile, compresa tra astenosfera e nucleo. Le distribuzione geografica degli epicentri mette in evidenza che le zone a pericolo sismico più elevato sono distribuite in fasce; la cintura di fuoco circumpacifica, che coincide con la zona in cui sono presenti le fosse oceaniche e che comprende Giappone, Filippine, arcipelago della Sonda, catena andina, Centroamerica, California, Alaska; le dorsali oceaniche , dove si verificano sismi con ipocentro superficiale e relativamente poco intensi; le aree corrugate, che partendo dal Mediterraneo si prolungano fino all’Iran e alla catena himalayana, per estendersi in Cina. L’orogenesi andina avviene per subduzione della crosta oceanica sotto quella continentale. Gli ipocentri dei terremoti si distribuiscono in modo che la loro profondità aumenta progressivamente andando dalla fossa oceanica verso la catena montuosa continentale (o l’arco insulare). È come se in queste aree gli ipocentri fossero posti lungo un piano che ha un’inclinazione variabile da 15° a 75° a seconda delle aree interessate e che sprofonda all’interno delle aree della Terra fino a un livello massimo che si avvicina ai 700 km. La scoperta di questo fenomeno è dovuto al sismologo californiano Hugo Benioff (1899-1968), per cui questo piano inclinato è chiamato piano di Benioff. La placca di litosfera che sprofonda si mantiene rigida e dà origine a fenomeni sismici. A 700 km di profondità la litosfera raggiunge lo stato semiplastico caratteristico del mantello profondo, per cui non si frattura e non si sviluppano tensioni che danno origine ai sismi. LA DIFESA DAI TERREMOTI La previsione dei terremoti si fonda su due possibili linee di ricerca.
- Previsione deterministica
- Previsione statistica La previsione dovrebbe poter indicare quando e dove si verificherà un terremoto, e con quale intensità PREVISIONE DETERMINISTICA Sono presi in esame fenomeni precursori , cioè una serie di eventi che ricorrono in un intervallo di tempo precedente il terremoto
- Deformazione superficie del suolo
- Variazione campo elettromagnetico
- Variazione velocità onde P
- Variazione concentrazione radon
- Variazioni falde acquifere
- Comportamento animale(?) Tra questi la variazione della velocità nella propagazione delle onde P, che, nell’area del futuro epicentro, diminuisce del 10-15%, mentre quella delle onde S rimane invariata. In una massa rocciosa sottoposta a sforzo, si verifica una deformazione elastica, ma prima della rottura della roccia, è stato individuato uno stadio in cui la roccia tende a dilatarsi per la formazione di numerose microfratture, che precedono la rottura principale. Questo fenomeno è chiamato dilatanza e provoca alcune anomalie nel comportamento delle rocce che possono essere rilevate e usate come fenomeni precursori. I sismografi registrano l’attività microsismica, gli inclinometri le variazioni di inclinazione del terreno e con i laser si rilevano eventuali movimenti del suolo, per esempio in prossimità delle faglie La dilatanza provoca alcune anomalie nel comportamento delle rocce che possono essere rilevate e usate come fenomeni precursori: tra questi, la variazione nella velocità di propagazione delle onde P Il radon è un gas radioattivo, invisibile e inodore, estremamente volatile, prodotto durante i vati passaggi del decadimento radioattivo dell’^238 U in 206 Pb. Il radon viene generato continuamente da alcune rocce della crosta terrestre e in particolar modo da lave, tufi, pozzolane e alcuni graniti. Spesso si incontrano elevati tenori di radionuclidi anche in rocce sedimentarie come marne, marmi ecc. Il radon è facilmente solubile nell’acqua e viene perciò catturato soprattutto dalle falde acquifere. In spazi aperti è diluito dalle correnti d’aria e raggiunge in genere basse concentrazioni; al contrario, in un ambiente chiuso, come può essere quello di un’abitazione, il radon può accumularsi e raggiungere alte concentrazioni. La via che generalmente percorre per giungere all’interno delle abitazioni è quella che passa attraverso fessure e piccoli fori delle cantine e dei piani seminterrati. Alcuni studi hanno evidenziato che l’inalazione di radon ad alte concentrazioni aumenta di molto il rischio di tumore al polmone (secondo alcuni studi, in alcune regioni europee può essere la seconda causa in ordine d’importanza di cancro ai polmoni). PREVISIONE STATISTICA
- Catalogo sismico
- Carta della pericolosità sismica La previsione statistica è di scarsa importanza per un allarme sismico, ma è di grande importanza nell’individuare le aree a forte rischio sismico; in queste aree vengono concentrate le ricerche per una previsione deterministica. Per questo motivo, i due tipi di previsione sono stati definiti “complementari I primi cataloghi sismici sono comparsi alla fine dell’800 (quello di Mercalli è del 1883). La previsione statistica è di scarsa importanza per un allarme sismico, ma è di grande importanza nell’individuare le aree a forte rischio sismico; in queste aree vengono concentrate le ricerche per una previsione deterministica, sorvegliando la comparsa di fenomeni precursori. Per questo motivo, i due tipi di previsione sono stati definiti “complementari. Nella valutazione del rischio sismico si tiene conto di alcuni parametri: la pericolosità sismica; la vulnerabilità; i costi. Sulla base di questi parametri, l’azione preventiva dovrebbe essere volta perciò a individuare le zone soggette a rischio sismico e a indicare gli interventi necessari in tali zone per evitare, o ridurre al minimo, le vittime e i danni in caso di terremoto. La pericolosità sismica indica la probabilità che in una certa area e in un certo tempo si risentano gli effetti di un terremoto.
