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TERREMOTI
I terremoti, o sismi , sono vibrazioni rapide ed improvvise che si avvertono sulla superficie terrestre, provocate dalla liberazione di energia meccanica in un punto della litosfera situato in profondità, detto IPOCENTRO , e dal quale si propagano in tutte le direzioni le onde sismiche. Il punto della superficie terrestre che si trova sulla verticale dell'ipocentro è detto EPICENTRO. Un evento analogo si ha quando il batacchio (o bataglio) colpisce la campana, facendola vibrare; queste vibrazioni comprimono e decomprimono l'aria a contatto con la campana e sempre grazie alla presenza dell'aria, si propagano. Quando udiamo il suono di una campana posta ad una certa distanza, siamo "investiti" da un treno di onde sonore; analogamente, quando avvertiamo la scossa di un terremoto, sta passando un treno di onde sismiche che sta propagandosi nelle rocce e nel suolo. Come il suono della campana è sentito tanto più fortemente quanto più si è in prossimità del campanile, anche nel caso del terremoto più si è vicini all'epicentro maggiore sarà il suo effetto. Un terremoto è dato quindi da un propagarsi di onde che si muovono con una certa velocità e che fanno oscillare gli oggetti che esse man mano raggiungono. L'evento scatenante il terremoto può essere dovuto alla deformazione, alla frattura o al movimento di masse rocciose nel sottosuolo (esempio faglia di San Andreas, in California). Per comprendere meglio quanto diremo è utile fare un esempio: se prendo una bacchetta di plastica ed applico alle due estremità una forza che la fa flettere, la bacchetta si curverà fino al limite di resistenza del materiale, superato questo limite si romperà; i due pezzi risultanti all'inizio vibreranno, poi man mano si fermeranno. In base alla TEORIA DEL RIMBALZO ELASTICO , nella zona dove il terremoto si è verificato, si è raggiunto un nuovo equilibrio che garantisce un periodo di tranquillità; in questo periodo inizia già ad accumularsi energia che si sprigionerà quando si verificherà un'altra crisi sismica. L'intero processo è detto ciclo sismico e comprende 4 stadi:
stadio intersismico , inizia l'accumulo di energia;
stadio presismico , la deformazione elastica della roccia si accentua progressivamente fino a livelli critici di resistenza (limite di elasticità);
stadio cosismico , l'energia potenziale accumulata si libera sotto forma di calore e di movimento (vibrazioni) producendo il terremoto vero e proprio;
stadio postsismico , la regione, attraverso una serie di scosse successive ( o repliche), che possono protrarsi per mesi o anni, raggiunge un nuovo equilibrio.
CAUSE DEI TERREMOTI
Le cause che possono scatenare un terremoto permettono di classificarli in 4 tipi:
- TERREMOTI VULCANICI: accompagnano, precedono o seguono le eruzioni vulcaniche e sono dovuti a movimenti di magma. L’attività sismica è generalmente debole. Le scosse più forti si hanno durante le eruzioni esplosive. La causa può anche essere la forza d’urto dei gas magmatici, protesi verso la via d’uscita, o l’assestamento delle masse rocciose interne, restate senza sostegno in seguito all’emissione di ingenti quantità di lava. Anche in questo caso l’ipocentro è ad una profondità limitata e l’area colpita piuttosto ristretta.
- TERREMOTI DA CROLLO : sono causati dal crollo di grotte o di miniere. Si verificano anche in seguito al crollo di cavità sotterranee formatesi per l’azione, chimica e meccanica, delle acque nei terreni calcarei e gessosi. Essi hanno un ipocentro poco profondo ed interessano un’area assai limitata, ma le scosse che ne derivano, di durata brevissima, possono produrre eventualmente gravi conseguenze. Un terremoto del genere si verificò nel 1915 ad Avezzano, in Abruzzo, dove l’intera cittadina fu abbattuta e si contarono 30.000 morti. Sono eventi rari, generalmente di debole intensità, più frequenti in zone carsiche.
- TERREMOTI DA ESPLOSIONI: sono eventi artificiali causati generalmente da esplosioni di bombe nucleari sotterranee. Alcuni di essi sono stati talmente forti da inviare onde sismiche attraverso l’intero globo terrestre.
- TERREMOTI TETTONICI: rappresentano la quasi totalità dei terremoti e sono causati dal movimento della litosfera terrestre. Possono essere i più disastrosi sia per la loro violenza che per la loro estensione.
ONDE SISMICHE
Le onde sismiche che si propagano dall' ipocentro sono di due tipi: prime, o longitudinali, e seconde, o trasversali. Le onde prime , indicate con la lettera P, sono le prime ad arrivare ad una stazione sismica essendo le più veloci (v = 5,5 – 11,7 Km/sec), la loro velocità varia a seconda del mezzo attraversato. Esse si possono propagare in ogni mezzo, sia liquido sia solido sia gas. Il rombo cupo che accompagna l’inizio del terremoto è dovuto alla onde P che arrivano in superficie e provocano vibrazioni dell’aria. Le particelle del mezzo attraversato oscillano nella stessa direzione di propagazione delle onde, queste si propagano per compressione e dilatazione. Il movimento delle onde P può essere paragonato a quanto avviene nel momento in cui si dà una spinta, un impulso, ad una lunga molla elicoidale distesa e disposta, per esempio, orizzontalmente.
Le onde seconde , che si indicano con la lettera S ed hanno una velocità che è circa la metà di quella delle onde P, sono dette trasversali perché si propagano trasversalmente alla direzione di propagazione, alla stessa maniera delle ondulazioni che si imprimono ad una corda fissata con un estremo ad un muro quando si scuote l'altro estremo libero; le particelle del mezzo attraversato dalle onde S vibrano perpendicolarmente, queste onde non si propagano nei liquidi e nei gas. Si hanno, infine, le onde L, dette anche superficiali o lunghe, che partono dall' epicentro e si propagano lungo la superficie terrestre; esse sono più lente delle altre onde (v = 2,
- 3 Km/sec). Tra le onde superficiali ricordiamo le onde R e le onde L. Al propagarsi delle onde R ( onde di Rayleigh) le particelle compiono orbite ellittiche in un PIANO VERTICALE lungo la direzione di propagazione, come avviene per le onde in mare. Al passaggio delle onde L ( onde di Love) le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione (come le onde S) ma su un PIANO ORIZZONTALE (come l’avanzare di un serpente. Per ricordarsi nel nome Love vi è la “o” di orizzontale).
stazione sismologica comprende almeno tre sismografi , ciascuno dei quali registra le oscillazioni del suolo in una delle tre direzioni fondamentali dello spazio. Il sismografo che registra le oscillazioni verticali è ammortizzato per mezzo di una molta o di un ammortizzatore non dissimile da quelli impiegati nelle automobili. Invece i due sismografi che registrano le vibrazioni nei due piani orizzontali ortogonali fra di loro sfruttano di solito un sistema a «cerniera» del tipo di quella che forma i cardini di una porta.
Un altro problema è legato alla impossibilità di costruire un sismografo sensibile a terremoti di qualsiasi intensità per cui un osservatorio sismologico possiede più gruppi di tre sismografi, ciascuno sensibile ad un certo intervallo di intensità sismica. Inoltre i sismografi moderni, oltre ad essere costruiti impiegando masse sospese molto minori di quelli in uso solo qualche decennio fa, hanno dei sistemi di registrazione del moto relativo massa sospesa-suolo di tipo ottico oppure elettrico. Uno dei metodi più usuali impiega al posto del pennino scrivente una piccola calamita (o elettrocalamita) ed, invece dei tamburo di carta, un solenoide entro le cui espansioni è sospesa la calamita. Le vibrazioni che avvengono durante il sisma fanno variare la posizione della calamita rispetto al solenoide e di conseguenza il campo elettrico indotto nel solenoide così e da qui si può facilmente risalire allo spostamento relativo della massa sospesa rispetto al suolo. [In pratica quando la calamita si muove genera una piccola corrente elettrica, come nelle dinamo, che poi viene adeguatamente amplificata]. Uno dei vantaggi di tale tipo di registrazione consiste nel fatto che può essere facilmente trasformata in forma digitale ed analizzata in modo automatico per mezzo di computer. Inoltre il debole segnale elettrico può essere amplificato a sufficienza per far muovere il pennino di un plotter che traccia il sismogramma. L'introduzione delle nuove metodologie ha aumentato di molto la sensibilità dei sismografi, i più sensibili dei quali possono registrare vibrazioni del suolo nell'ordine di 10 -8^ cm; tale
sensibilità è al di sopra di quanto serve in quanto il suolo della terra è sempre sottoposto a movimenti di intensità superiore a tale valore. Un altro grande progresso recente nel mondo della sismologia è stata la realizzazione di reti sismiche, cioè di un insieme di stazioni sismologiche distribuite secondo opportuni criteri su un certo territorio che viene cosi tenuto costantemente sotto controllo. Anche l'Italia possiede una rete sismica che fa capo al Ministero della Protezione Civile e che è in condizione di individuare in meno di 10 minuti la posizione dell'epicentro ed il valore dell'intensità di ogni sisma che si verifica sul territorio nazionale. In questo caso i dati registrati da ogni stazione vengono trasmessi via radio ad una centrale di registrazione presso la quale i computer analizzano velocemente i dati e forniscono le informazioni richieste specificamente per gli opportuni interventi di protezione civile. È ovvio che l'analisi per scopi scientifici dei medesimi dati richiede tempi molto più lunghi.
I sismogrammi
L'interpretazione di un sismogramma è tutt'altro che facile e richiede notevole esperienza da parte dei ricercatori, tuttavia i principi fondamentali necessari per comprendere cosa dicono le complesse linee ondeggianti tracciate dai sismografi non sono troppo difficili. Sapendo che le onde che si propagano all'interno della terra comprendono le onde P, le onde S e le onde superficiali, un attento esame di un sismogramma ci permetterà di ritrovare tutti e tre i tipi di onde. La cosa risulterà più facile se si ha a che fare con un sismogramma registrato da un sismografo posto ad una certa distanza dal centro del
terremoto ( né troppo vicino, in quanto le onde non risulterebbero distinte nel tempo, né troppo lontane, in quanto subiscono diverse riflessioni dalla superficie terrestre) così che l'arrivo di ciascuno dei tre tipi di onda sia ben distanziato dalle altre in quanto, come sappiamo, i tre tipi di onde viaggiano a velocità diverse. Se analizziamo il sismogramma della fig. ,
si può osservare come le linee di registrazione precedenti all'arrivo delle onde sismiche, sono interessate da un continuo tremolio. Ciò è dovuto alla sensibilità dello strumento che registra in continuazione una specie di «rumore di fondo». Tale rumore di fondo non è prodotto da un terremoto ma è causato da disturbi locali quali il traffico, le vibrazione trasmesse al terreno dalle macchine degli impianti industriali, dal vento od onde che si infrangono su una spiaggia, dalla variazione di volume delle rocce della superficie terrestre in conseguenza della escursione termica, ecc. Tuttavia ad un certo punto si può osservare che il sismografo ha registrato una oscillazione del suolo molto più evidente: quel movimento corrisponde all'arrivo della prima onda P del terremoto. Si osserva poi un improvviso cambiamento dell'ampiezza dell'onda: quello è il momento in cui è arrivata la prima onda S. Spostando lo sguardo più a destra si può osservare un lungo treno di onde ancora più ampio: si tratta dell'arrivo delle onde di superficie. Se questo sismogramma fosse derivato dalla registrazione della componente verticale del suolo, tali onde corrisponderebbero alle onde Rayleigh, le quali, come sappiamo, possiedono anche una componente verticale. A mano a mano che ci allontaniamo dall'epicentro del terremoto i sismogrammi diventano più difficili da interpretare e soltanto la grande esperienza dei sismologi, aiutata dall'analisi automatizzata per mezzo di computer, permette di «decifrare» le informazioni che vi sono contenute in modo abbastanza caotico. Compaiono infatti dei gruppi di vibrazioni intermedi tra le onde P e le S e tra le S e le onde superficiali. Queste onde sono chiamate rispettivamente PP e SS e sono causate rispettivamente da onde longitudinali e trasversali che giunte una prima volta in superficie sono state da qui riflesse all'interno della terra per riemergere di nuovo dove sono state registrate. Analogamente si possono avere onde PPP e onde SSS osservabili soltanto a grande distanza dall’epicentro e causate da una doppia riflessione sulla superficie terrestre
Lo studio ed il confronto dei diversi sismogrammi ci permette di formulare delle ipotesi sulle struttura interna della Terra. Infatti abbiamo detto che le onde P ed S hanno velocità variabile a seconda della densità del materiale attraversato (direttamente proporzionale alla densità), inoltre le onde S non si propagano dentro i fluidi. Se le onde passano da un mezzo ad un altro con densità diversa, esse subiscono riflessioni, rifrazioni o assorbimento, lungo la superficie, detta discontinuità, che costituisce il confine tra i due mezzi. L'analisi dei sismogrammi consente inoltre di individuare il momento iniziale e la durata di un terremoto, il periodo e l'ampiezza delle oscillazioni. In un sismogramma le onde P, S ed L sono tanto più distanti tra loro quanto più il sismografo della stazione ricevente è lontano dall'epicentro. Per individuare la profondità di un terremoto si devono valutare le registrazioni di almeno 10 stazioni sismiche ; in base alla profondità distinguiamo: 1) terremoti superficiali , quelli con ipocentro profondo tra 0 e 70 Km - rappresentano l'85% dei terremoti (sono quindi i più diffusi);
- terremoti intermedi , con profondità tra 70 e 300 Km - rappresentano il 12% dei terremoti; 3) terremoti profondi , con ipocentro oltre i 300 Km di profondità - rappresentano solo il 3% dei terremoti. In linea di massima si può dire che i terremoti risultano, a parità di intensità, tanto più violenti quanto più sono superficiali e tanto più interessano un’ampia zona quanto più sono profondi. Per comprendere meglio l’ampiezza della superficie terrestre interessata dai terremoti superficiali, intermedi e profondi si può fare il paragone con un foglio di carta al di sotto del quale viene posta una torcia elettrica: maggiore sarà la “ profondità” e maggiore risulterà la superficie illuminata.
Analizzando molti sismogrammi si è costruito un diagramma, riferito sia alle onde P che alle onde S, avente sull'ordinata i tempi di propagazione ( in min.) e sulla ascissa le distanze dall'epicentro (in
MAGNITUDO , calcolato in base alla misura delle massime oscillazioni, prodotte da un terremoto, registrate dagli strumenti sismici in opportune condizioni. La magnitudo, quindi, è una valutazione obiettiva dell'energia totale liberata da un terremoto e, cosa importante, si basa su dati strumentali. La magnitudo ( M ) non è una misura diretta dell'energia sismica totale liberata da un terremoto, ma è legata a quest'ultima da una relazione empirica.
*[[[ Per misurare la magnitudo occorre definire una opportuna “unità di misura”. Cosa analoga facciamo quando, per esempio, vogliamo esprimere una massa in quintali; prima definiamo il quintale (100 Kg) e poi facciamo il rapporto tra la grandezza in esame e l’unità di misura prescelta, infatti se si volesse esprimere la massa di 560 Kg in quintali si fa il rapporto 560/100=5,6 q. Richter definì l’unità di misura della "magnitudo" prendendo COME RIFERIMENTO UN TERREMOTO CHE PRODUCE SU UN SISMOGRAFO STANDARD ( Tipo Wood-Anderson), POSTO A 100 KM DALL'EPICENTRO, UN SISMOGRAMMA CON OSCILLAZIONE MASSIMA UGUALE A 1 μm (0,001 mm).
L'ampiezza massima delle onde registrate da un sismogramma (indicata con A) può essere usata perciò come misura della «grandezza» di un terremoto se viene messa a confronto con l'ampiezza massima (A (^) 0) delle onde fatte registrare da un terremoto scelto come riferimento (TERREMOTO STANDARD ).
Supponiamo che l'epicentro di un sisma si trovi, casualmente, proprio a 100 km dalla stazione in cui il sisma viene registrato e che l'ampiezza massima delle oscillazioni che esso ha prodotto, misurata sul sismogramma, sia di 100 μm (0,1 mm); avremo che: A (massima per il terremoto sconosciuto) = 100 = 100 A 0 (massima per il terremoto standard) 1
il terremoto registrato risulta, cioè, 100 volte più «grande» di quello standard. Quello esaminato, però, è un caso molto particolare: in genere, infatti, un terremoto si verifica a distanza dalla stazione minore o maggiore di quei 100 km scelti per definire il terremoto di riferimento. In tali casi, per poter confrontare il valore di A con quello di A (^) 0, è necessario prima determinare IL VALORE DI A 0 A DISTANZE DALL'EPICENTRO DIVERSE DA 100 KM, tenendo conto dell 'attenuazione (o smorzamento ) che le onde subiscono a mano a mano che si allontanano dalla loro sorgente. In pratica per ogni stazione si costruiscono apposite tabelle che permettono di calcolare come varia qualunque valore di A (^) 0, in funzione della distanza dall'epicentro. L'ampiezza massima di un forte sisma può essere anche DIECI MILIONI DI VOLTE MAGGIORE di quella di un terremoto debole; per evitare numeri di magnitudo troppo grandi, Richter PROPOSE DI RICORRERE AI LOGARITMI IN BASE DIECI DEL RAPPORTO FRA AMPIEZZA MASSIMA DEL TERREMOTO ( MISURATA SUL SISMOGRAMMA IN MICRON) E L’AMPIEZZA CHE VERREBBE PRODOTTA DAL TERREMOTO STANDARD ALLA STESSA DISTANZA EPICENTRALE. Nell’esempio fatto in precedenza, con la magnitudo A/A 0 = 100, la magnitudo sarebbe: M = log (^) 10100 = log 10 102 = 2
Dalla formula si ricava che, se A = A (^) 0, la magnitudo è zero (log 1=0): un terremoto con M = 0 è, quindi, un terremoto di forza uguale a quella del terremoto di riferimento. Se invece A è maggiore di A 0, il valore di M è positivo e cresce con l'aumentare di A/A^ 0: non esiste un limite teorico della magnitudo, ma in pratica nel XX secolo la massima magnitudo è stata poco meno di 9 (8,9). Non esiste nemmeno un limite inferiore della magnitudo: se A è minore di A (^) 0, il valore di M è negativo. Gli strumenti più sensibili sono già arrivati a registrare magnitudo -2 o -3 (che provocano, cioè, oscillazioni ampie qualche frazione di millesimo di millimetro, messe in evidenza con processi di amplificazione del segnale).
Per una maggiore esattezza, nel calcolo della magnitudo bisogna anche comprendere anche il fattore distanze, per cui si ha :
dove Q = fattore di correzione che tiene conto della distanza dall’epicentro della stazione sismica
Ricordiamo che la scala della magnitudo è logaritmica, per cui UN AUMENTO DI UNA UNITÀ NELLA MAGNITUDO CORRISPONDE A UN AUMENTO DI UN FATTORE 10 NELL'AMPÍEZZA DEL MOVIMENTO DEL TERRENO E A UNA LIBERAZIONE DI ENERGIA CIRCA 30 VOLTE MAGGIORE. Un terremoto di magnitudo 8 è 100 volte più forte di uno di magnitudo 6 -- [(10 x 10)]-- e libera una quantità di energia circa 900 volte maggiore --[(30x30)]--. L'esame dei dati mette in evidenza che pochi grandi terremoti (cioè con magnitudo vicino a 7 o superiore) liberano più energia di centinaia di migliaia di piccole scosse messe insieme. I piccoli terremoti non sono perciò, come a volte si sente ripetere, una «valvola di sicurezza» in grado di prevenire una grande scossa.
È bene precisare che la magnitudo non è una misura diretta dell’energia totale liberata da un terremoto, ma è correlabile con essa tramite relazioni empiriche ; per l’Italia tale relazione è: log E = 9,15 + 2,15 M ( dove E = energia espressa in erg ed M = magnitudo delle onde di superficie).
Sottolineiamo la differenza tra magnitudo e intensità, come strumenti per valutare la «forza» di un terremoto. Il 27 luglio 1976 si è avuto in Cina un terremoto con intensità massima di grado IX-X; la magnitudo è risultata 8,0. Il 15 aprile 1979 si è verificato un terremoto nel Montenegro, con intensità massima IX, uguale a quella del terremoto cinese; in questo caso, però, la magnitudo è risultata solo 6,1: il terremoto, cioè, è stato circa 100 volte meno forte. Non c'è sempre corrispondenza precisa, quindi, tra intensità e magnitudo, e può accadere che due terremoti di diversa magnitudo provochino effetti classificati nel medesimo grado di intensità. La magnitudo è una misura strumentale della forza del terremoto nel punto in cui questo si è originato; ogni terremoto ha una sua magnitudo che non è legata né alla posizione né alla distanza della stazione sismica. Per un determinato terremoto, quindi, il valore della magnitudo è il medesimo in qualunque punto della Terra venga effettuata la misurazione. L'intensità si riferisce agli effetti provocati dal terremoto in una certa zona e, per uno stesso evento, assume tutta una serie di valori, da quello massimo nella zona dell'epicentro al valore nullo a una certa distanza; il grado di intensità è perciò una valutazione del modo in cui il sisma è stato avvertito nelle varie zone. Come «intensità di un terremoto» va quindi intesa l'intensità massima registrata. I due concetti non sono, perciò, «intercambiabili»: tuttavia, sono state individuate delle relazioni empiriche tra magnitudo e intensità, valide ognuna per una determinata regione e per terremoti di profondità modesta.]]]*.
È importante ribadire che attraverso procedimenti ampiamente automatizzati, che tengono conto, tra l'altro, dell'indebolimento delle onde sismiche con l'aumentare della distanza dall'epicentro, stazioni sismiche dislocate in tutto il mondo ottengono all'incirca la stessa magnitudo per un dato terremoto. Con la magnitudo non possiamo tracciare delle isosisme poiché il suo valore è lo stesso in qualunque punto della Terra vengono effettuate le misurazioni, nè tantomeno possiamo effettuare un'analisi
storica, dal punto di vista della attività sismica, di una data zona, per periodi che vanno oltre questo secolo, infatti, i sismogrammi a noi disponibili risalgono solo a questo periodo. Nonostante la profonda differenza tra intensità e magnitudo, sono state trovate delle relazioni empiriche che le connettono, valide per una determinata regione e per terremoti di profondità simile. ( Per l'Appennino centrale M
M= log A + Q A (^) o
come depositi lacustri o alluvionali. In tal caso, aumentano di molto l'ampiezza e la durata delle onde di un certo periodo (che dipende dallo spessore dei sedimenti non consolidati).
Questi pochi esempi danno un’idea della complessità del fenomeno e delle difficoltà di predisporre un’efficace difesa dai terremoti, quando manchi una conoscenza di dettaglio della geologia delle aree da edificare, che risultano, in genere, un complesso mosaico di zone tra loro diverse per caratteristiche dei terreni che vi affiorano e che comportano, di conseguenza, differenti «risposte» alle sollecitazione sismiche. Tra gli altri effetti del terremoto considerati primari ricordiamo ancora la FORMAZIONE DI FRATTURE, IL SOLLEVAMENTO O L'ABBASSAMENTO DEL SUOLO che provocano dislivello
lungo strade e ferrovie e possono far deviare il corso dei fiumi. Tra gli effetti secondari e transitori, che cessano cioè con lo scuotimento o poco dopo, ricordiamo invece l'oscillazione del suolo, molto vistosa nell’area dell'epicentro, le variazioni del livello dell'acqua oltre al rombo cupo che precede e accompagna il terremoto.
Ai danni dovuti al crollo degli edifici si devono aggiungere quelli da INCENDI, causati dalla rottura di linee elettriche e di condutture del gas; anche carestie ed epidemie sono altre gravi conseguenze indirette dei terremoti.
Previsione e controllo. Nel febbraio del, 1975 un violento terremoto colpi la regione di Haicheng, nella Cina settentrionale. L'evento era stato previsto da tempo e seguito nella sua «preparazione» dai sismologi, che si erano basati su numerosi fenomeni precursori, come quelli che esamineremo più avanti; le autorità avevano preparato e messo in stato di pre-allarme la popolazione con una campagna di educazione pubblica e, quando fu segnalata l'imminenza dell'evento, ordinarono l'evacuazione di tutta l'area indiziata (350 km per 200). Cinque ore dopo si verificò un terremoto di magnitudo 7,6 (ricordiamo, per confronto, che quello dell'Irpinia, nel 1980, è stato di magnitudo 6,9), che distrusse o danneggiò il 90% delle costruzioni: ma su tre milioni di persone coinvolte si contarono solo poche centinaia di vittime. L'anno seguente, nella regione di Tangshan, a soli 400 km di distanza, furono osservati alcuni possibili segni premonitori, ma nonostante la stretta sorveglianza non si riuscì ad andare più in là di un allarme a tempo indeterminato. Nell'estate di quello stesso anno un terremoto di magnitudo intorno a 8 devastò Tangshan, provocando 650.000 vittime e ridimensionando bruscamente la speranza di aver individuato un sistema di previsione efficace. Evidentemente, alcuni fenomeni ritenuti segni sicuri dell'imminenza di un terremoto non lo erano completamente: potevano comparire prima di un terremoto, oppure mancare del tutto. In altri casi si possono rilevare certi segni ritenuti premonitori, senza che segua poi un terremoto. Tra il 1960 e il 1974 un'ampia zona a cavallo della faglia di San Andreas si sollevò di quasi 40 cm, provocando allarme e discussioni sulla possibilità di evacuare l'area; finché, nel 1976, il suolo tornò ad abbassarsi, senza la minima scossa. Si può quindi dedurre che nel campo delle previsioni le possibilità di successo, almeno come strumento valido per la difesa, sono ancora molto basse.
Previsione e controllo dei terremoti non sono ancora delle realtà concrete. La previsione può essere o deterministica o statistica. La previsione deterministica si basa sullo studio dei fenomeni premonitori, tra i quali ricordiamo: A) La variazione della velocità nella propagazione delle onde P , che, nell'area epicentrale, diminuisce del 10-15%, mentre quella delle onde S rimane invariata; B) il fenomeno detto " dilatanza ", cioè la variazione di volume, la dilatazione per la formazione di numerose microfratture, che si verifica nelle rocce sottoposte agli sforzi che stanno per determinare un terremoto; la dilatanza provoca minimi sollevamenti, abbassamenti e inclinazioni del suolo che possono essere rilevati da strumenti di precisione; C) brusco aumento della quantità di gas radon che viene liberato dalla superficie del
suolo; normalmente tale gas è imprigionato nei pori della roccia o si libera, lungo alcune microfessure, in piccolissime quantità, ma, quando sono in atto grossi sforzi, le nuove fessure che si formano ne fanno aumentare in modo sensibile la liberazione; D) modificazioni delle proprietà geoelettriche dei vari tipi di roccia , cioè nella resistenza che esse offrono al passaggio della corrente (resistività) in quanto cambia con il mutare della pressione.
I risultati della previsione deterministica possono essere considerati, ancora oggi, poco attendibili per vari motivi. La previsione statistica si basa sul fatto che, come già detto, gli eventi sismici hanno una frequenza elevata in aree ben definite e sul fatto che in ogni data area l'intervallo tra le fasi di attività ha caratteristiche statisticamente simili nel tempo. Per questo tipo di previsione si fa uso dei " cataloghi sismici "; questi contengono i dati caratteristici di tutti i terremoti di cui si è avuta notizia. Importante in questo tipo di previsione è la ricerca di zone di " gap (vuoto) sismico "; queste zone sono a forte sismicità, ma appaiono, da un certo periodo di tempo, stranamente prive di terremoti; si ritiene che in tali zone la ripresa dell'attività sia altamente probabile e quanto più è lungo il gap sismico, tanto maggiore sarà la magnitudo dell'eventuale terremoto. La previsione statistica è, almeno per il momento, a lungo termine e quindi di scarsa utilità pratica per un allarme sismico.
Per ciò che concerne il controllo dei terremoti, analizzando quanto è successo a Denver, negli Stati Uniti, cioè il manifestarsi di piccole scosse in un'area sismicamente tranquilla dopo l'iniezione di fluidi, in pozzi molto profondi (circa 3,5 Km), si è pensato di arrivare ad iniettare fluidi lungo faglie sismicamente attive, con l'intento di " lubrificarle " e quindi farle scorrere continuamente con piccoli scatti. Questo, però, sarebbe un intervento a rischio in quanto si potrebbero attivare dei movimenti non desiderati con conseguenze imprevedibili.
L'unica difesa attuabile, oggi, praticamente contro i terremoti è la prevenzione. Essa viene fatta attraverso l'analisi accurata delle caratteristiche sismiche di un territorio; ciò permette di determinare il rischio sismico di una determinata area; la conoscenza di questo rischio dà le indicazioni su quali caratteristiche antisismiche devono possedere gli edifici che si costruiscono. Una corretta zonazione sismica dovrebbe precedere e guidare la pianificazione territoriale. Si distinguono una macrozonazione ed una microzonazione. La prima mira ad individuare, in un ampio territorio, aree contraddistinte da un medesimo valore della massima intensità sismica che ci si può aspettare ( in genere, si cerca di localizzare le aree per cui sono prevedibile terremoti di intensità pari o superiore all’VIII grado della scala MCS, nelle quali applicare opportune norme tecniche). La microzonazione si applica invece a zone ristrette, economicamente e socialmente importanti, e segue in genere la macrozonazione dalla quale si distingue non solo per un maggior dettaglio, ma soprattutto perché vengono tenute in considerazione sia la struttura geologica di superficie sia l’interazione suolo edifici. I dati sulla sismicità di un’area vengono in genere sintetizzate in carte sismiche , il cui titolo è sufficientemente esplicativo: carta degli epicentri, carta delle intensità (o delle isosisme), carta delle massime magnitudo, etc.
Bisognerebbe, ancora, istruire la popolazione su come comportarsi in caso di terremoto e predisporre, specialmente per le grandi città, dei piani di evacuazione per evitare che "la fretta" di scappare provochi conseguenze immaginabili.
L’Italia è un paese di notevole sismicità. Circa 160 sono stati, tra l’anno 0 ed oggi, terremoti distruttivi, cioè con intensità massima pari o superiore al IX grado della scala MCS. La maggior parte dei terremoti italiani ha un ipocentro poco profondo, in genere minore di 40 Km; la distribuzione areale non è omogenea.
I terremoti italiani più forti dell’ultimo secolo 1908 (28 dicembre) – Messina (SICILIA) – 7,5 di magnitudo - 86.926 morti. 1976 (6 maggio) – FRIULI – 6,5 di magnitudo – 976 morti.
