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LA STIMA della MAGNITUDO • VEDI ANCHE
| Il terremotoTeoria del rimbalzo | Ciclo sismico | Le scosse sismiche | Cause dei terremoti | Epicentro e ipocentro | Le onde sismiche | Il sismografo | Localizzazione epicentro | La magnitudo Richter | La stima della magnitudo | L'intensità Mercalli | Effetti del terremoto | Distribuzione dei terremoti | Energia del terremoto |

 

La Magnitudo Locale Ml (Magnitudo Richter)
La Magnitudo di Volume “body-wave” mb
La Magnitudo Superficiale Ms
La Magnitudo Durata Md
La Magnitudo Momento Mw



La magnitudo locale venne definita da Charles Richter nel 1935 a seguito dell’esigenza di realizzare il catalogo dei terremoti della California. Il problema era quello di assegnare un valore alla forza del terremoto che superasse la semplice descrizione qualitativa allora in vigore (fortissimo, forte, etc..)
È comunemente accettata la circostanza secondo la quale la costruzione di un plot semilogaritmico, tra l’ampiezza massima registrata da un sismografo e la distanza epicentrale, in funzione di diverse classi di terremoti californiani suggerisse a Richter l’idea di una “legge di scala” della forza di un evento sismico.
 
 

Ciò che è meno noto è che tale relazione era stata già osservata dal sismologo giapponese K. Wadati nel 1931. In un suo lavoro sullo studio dei terremoti crostali e profondi riportava la figura sottostante.
Per stessa ammissione di Richter tale lavoro suggerì lo sviluppo della rela
zione che porta il suo nome.

La magnitudo locale è una legge empirica strumentale.
La sua definizione è:

Ml=Logaritmo in base 10 della massima ampiezza (misurata in micron) registrata da un sismografo standard a una distanza di 100 km dall’epicentro.
Lo strumento standard citato è il sismografo a torsione Wood-Anderson. Si tratta di uno strumento la cui risposta è proporzionale allo spostamento del terreno, a sole componenti orizzontali (amplificazione=2800, periodo proprio 0.8 secondi).

Si noti come proprio il carattere empirico della relazione permetta a Richter di fissare lo zero della scala. Ml=0 per un terremoto di massima ampiezza pari ad 1 micron (a 100 km di distanza). La necessità di estendere la validità della relazione a diverse distanze epicentrali impose un fattore correttivo alla formula.

Ml = log10 A-log10 A0(∆)

 

È significativo ricordare che, come scrisse lo stesso Richter, “I did the work to provide a purely instrumental scale for rough separation of large, medium, and small shocks”…“the local magnitude scale cannot hold to any high accurracy”


Charles Richter con il sismografo nella sua casaRichter, ben conscio che la misura strumentale dei terremoti era fortemente condizionata dal tipo di strumento, dal tipo di onda, dalla banda di frequenza, dalla profondità dell’evento, etc, pose un “filtro” piuttosto restrittivo all’uso della relazione.

- La validità della formula è confinata entro la distanza epicentrale di 600 km. In effetti la tabella dei fattori correttivi è formulata esclusivamente entro questa distanza. Ciò per far sì che l’ampiezza massima del segnale venisse identificata nel pacchetto d’onda Lg.

- Vengono considerati esclusivamente i terremoti con profondità crostale.

- La relazione è definita in modo stringente per i terremoti caratteristici della California del Sud.
L’estensione ad altre regioni o domini tettonici deve prevedere una riformulazione del coefficiente di attenuazione.

- La magnitudo locale viene misurata attraverso la risposta all’input sismico di un sismometro a corto periodo.

- La Ml, tra le varie definizioni di magnitudo, è quella che presenta il fenomeno della saturazione a partire da valori di magnitudo più bassi (~ 6.5) rispetto alle altre scale.

A dispetto delle limitazioni prima accennate, la magnitudo locale assume ancora oggi un ruolo fondamentale. I motivi possono essere così riassunti:
- La misura della magnitudo Richter risulta assai semplice. Non richiede analisi numerica della forma d’onda.

- È stata la prima misura strumentale e perciò la più largamente usata ed è quella che permette un rapido confronto dei dati odierni con quelli registrati negli anni passati.

- La circostanza secondo la quale la Ml viene calcolata attraverso uno strumento a corto periodo (0.8 s), la rende particolarmente adatta per valutazioni attinenti all’ingegneria antisismica essendo il periodo proprio di grandi strutture vicino a tale valore.


Nel corso degli anni la formula originale è stata modificata per allargarne la fruibilità e per tener conto di altri fattori come lo “spreading” della radiazione sismica e la profondità.
Le relazioni attualmente più accreditate sono 2: la relazione di Eaton (1992), utilizzata dal codice di localizzazione Hypoinverse 2000 e quella di Hutton & Boore (1987) utilizzata in IPOP.

In entrambe le formulazioni si fa riferimento all’ampiezza massima della registrazione misurata su un sismografo a spostamento Wood-Anderson. Si pone quindi il problema di determinare tale grandezza partendo dalla registrazione disponibile, che può essere stata ottenuta da un sensore anche assai diverso.

Esistono 2 metodi per ottenere la massima elongazione di un Wood-Anderson.
1 - Procedura esatta:

Essa si basa su 2 passaggi: il primo consiste nell’ottenere la registrazione del moto del terreno (se il sensore è un velocimetro si produce una integrazione del segnale),
poi si applica al segnale così ottenuto la funzione di trasferimento di un W. A. standard, calcolandone l’ampiezza massima. Il procedimento richiede il trattamento numerico di tutta la registrazione e l’applicazione di tecniche di correzione strumentale in maniera che non si producano distorsioni rilevanti nella banda di interesse, ovvero garantire che la banda passante sia sufficientemente più ampia di quella del sismometro W. A., più tecniche di filtraggio nella banda di interesse.

 

2) Procedura approssimata:

In questo caso non si effettua nessun trattamento del segnale per arrivare allo spostamento. Si opera direttamente sull’ampiezza massima del segnale registrato e sulla determinazione del periodo corrispondente. Si divide per la risposta strumentale in ampiezza (al periodo associato) per ottenere l’ampiezza massima in spostamento del terreno, si moltiplica poi per la risposta in ampiezza (al periodo associato) del sismometro W. A. per ottenere l’ampiezza massima del sismogramma W. A. L’approssimazione è piuttosto forte. In effetti si presuppone che il pacchetto d’onda che produce il massimo spostamento registrato sia lo stesso per i due sensori.

 

Il calcolo della magnitudo locale alla stazione è influenzata da fattori quali l’amplificazione locale e la “radiation pattern” dovuta alle caratteristiche geometriche della sorgente. Questa circostanza impone che il calcolo della magnitudo di un evento venga calcolata come media sul maggior numero di stazioni possibile.

La localizzazione automatica in sala sorveglianza sismica adotta la procedura esatta. Essa calcola la magnitudo locale elaborando tutta la forma d’onda delle componenti orizzontali delle stazioni digitali e applicando la media di Huber (particolarmente adatta al trattamento degli outliers)

  Esempio di localizzazione e calcolo della magnitudo locale automatica (F. Mele)

Negli anni successivi alla definizione della magnitudo locale, gli sforzi di Richter si indirizzarono al tentativo di fornire una altrettanto semplice definizione per esprimere la forza di terremoti a distanza telesismica. Il lavoro fu portato avanti insieme a B. Gutemberg per oltre 15 anni.

La grande discriminante nelle registrazioni di forti eventi telesismici riguarda la profondità.
Nei forti terremoti crostali sono molto evidenti le onde superficiali, in particolare le onde di Reyleigh (comunemente note come “onde a 20 secondi”). Mentre per terremoti profondi le onde superficiali sono molto attenuate.
Di qui la necessità di definire due valori di magnitudo: la mb “body-wave magnitude” e la Ms

mb = log(A/T) + Q(D,h)

dove:

A = ampiezza massima in micron dello spostamento del suolo, misurata sulla componente verticale della fase P nel pacchetto associato al primo arrivo, nell’intervallo di periodo 0.1 < T < 3
T = periodo in secondi
D = distanza epicentrale in gradi
h = profondità in km
Q(D,h) = fattore correttivo empirico

La mb è definita per D > 5 ed è particolarmente utilizzata nel controllo delle esplosioni nucleari.

 

 

Ms = log(A/T) + 1.66 log(D) + 3.3

dove:

A = ampiezza massima in micron dello spostamento del suolo, misurata sulla componente verticale delle onde superficiali nell’intervallo di periodo 18 < T < 22 secondi
T = periodo in secondi
D = distanza epicentrale in gradi 

La MS è definita per 20 < D < 160 e per profondità inferiori a 50 km



La magnitudo durata Md ha come forma generale la seguente definizione:

MD = a log(Dur) + bD + ch + e

dove:


Dur = durata in secondi dall’arrivo P fino a quando il segnale in coda raggiunge il segnale di noise.
D = distanza epicentrale in km
h = profondità in km
a,b,c,e = coefficienti numerici di best-fit

Alcune formulazioni utilizzate in I.N.G.V.:
MD = 2.0 log(Dur + 0.082 D) – 0.87 Console & Di Sanza (1988)
MD = 2.49 log(Dur) – 2.31 + CORRsta Castello, Olivieri & Selvaggi (2005)

La magnitudo momento Mw è stata formulata in anni recenti da Hiroo Kanamori (1977). La sua formulazione è:

Mw = 2/3 log(M0) -10,73

Dove:

M0 = momento sismico (dyne x cm)

Grazie alle grandezze coinvolte nella sua definizione, la magnitudo momento non è affetta dal fenomeno della saturazione

Va rimarcata la circostanza secondo la quale la magnitudo momento è l’unica tra quelle presentate che abbia un chiaro significato fisico. Essa, attraverso il momento sismico, tiene conto di 2 grandezza fisiche essenziali quali l’area dello specchio di faglia e lo spostamento medio compiuto dalla stessa.
Per rendere evidente l’utilità della Mw si consideri l’esempio sottostante.

 

 

 

 

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Il gas radon come precursore
ISTITUTO NAZIONALE DI OCEANOGRAFIA E GEOFISICA SPERIMENTALE - OGS - TRIESTE
di Anna Riggio



RIASSUNTO
Il radon è un gas naturale, radioattivo, prodotto nel suolo dal decadimento dell’elemento radium, prodotto a sua volta dall’uranio. Il suo tempo di decadimento è di 3,8 giorni. Come tutti i gas ha molta mobilità e può circolare nel terreno attraverso le fratture delle rocce e gli spazi tra i granuli dei terreni incoerenti. Purtroppo si insinua anche all’interno degli edifici, raggiungendo anche alte concentrazioni, e costituendo, come gas radioattivo, un rischio per la salute. Misure di radon sono fatte all’interno delle abitazioni per controllare che il livello di concentrazione non superi i limiti consentiti dalla normativa.
Il radon è anche moderatamente solubile in acqua e la sua solubilità aumenta al diminuire della temperatura. Variazioni della concentrazione di radon nell’acqua di sorgenti e nel suolo, interpretabili come fenomeni transienti, sembrano essere correlate a episodi di deformazione crostale che possono concludersi con un evento sismico. I primi tentativi di utilizzare il radon come “Precursore Sismico” risalgono al 1927 in Giappone. In letteratura sono riportati molti casi di anomalie che hanno preceduto eventi sismici, di solito evidenziati da analisi eseguite dopo il terremoto per la mancanza di un’acquisizione in tempo reale. Attualmente, in Italia, sono attivi alcuni siti di acquisizione di radon in acqua e in suolo, gestiti da Istituzioni scientifiche e amatoriali, che hanno prodotto delle serie temporali consistenti.
L’interpretazione congiunta dei dati, integrati con le informazioni fornite da altri potenziali fenomeni precursori, potrebbe essere la via da seguire per migliorare la conoscenza dei processi sismogenetici, punto di partenza per una Previsione Deterministica.


INTRODUZIONE
Poter prevedere un terremoto è stato sempre il sogno dell’umanità sin da quando la vita si svolgeva prevalentemente nelle campagne e i fenomeni che si osservavano erano legati all’acqua, alla terra e anche all’aria: variazioni nei livelli dei pozzi e nella portata delle sorgenti, spaccature del terreno e fenomeni luminosi. Oggi, che non si vive più a stretto contatto con la natura, si ha comunque la possibilità di quantizzare, con gli strumenti, ciò che veniva solo osservato con l’occhio umano.
Gli studi sulla previsione dei terremoti nel mondo hanno avuto, nella storia, periodi di gloria alternati a periodi di scetticismo (Wang et al., 2006; Wakita et al., 1980). Purtroppo, questo è stato controproducente, per questa branca della sismologia, perché l’osservazione dei vari fenomeni veniva interrotta dopo poco tempo e, in molti casi, i dati acquisiti non venivano neanche salvati. Condizione necessaria per questo tipo di studi è, invece, avere delle serie temporali superiori o uguali a un anno per poter verificare la presenza di eventuali variazioni stagionali e per poter avere un’ampia casistica di anomalie e terremoti.
Purtroppo, finora, la ricerca nell’ambito dei precursori è stata lasciata a iniziative di singoli ricercatori e, in pochi casi, è stata strutturata all’interno di un progetto che in mancanza di risultati tangibili, in un breve tempo, è stata abbandonata. Tutto questo non ha certo contribuito a far luce sul contributo che i fenomeni precursori possono dare alla conoscenza della sismogenesi. Ancora a tutt’oggi, purtroppo, nell’opinione pubblica c’è molta confusione tra previsione deterministica e probabilità che si verifichi un terremoto, di una certa magnitudo, in un dato intervallo di tempo, in una data area.


I FENOMENI PRECURSORI
Prima di iniziare a descrivere le caratteristiche del radon e il ruolo che esso ha avuto nella storia come precursore sismico, occorre fare una premessa sul perché possono esistere i fenomeni precursori. Il terremoto non è un fenomeno improvviso, ma solo il prodotto finale di un processo che può iniziare anche parecchio tempo prima.
La Teoria della Tettonica a Zolle o a Placche, formulata negli anni settanta, diede una svolta alle conoscenze della sismologia. (Fig.1)
La crosta terrestre, insieme alla sottostante parte più esterna del mantello, forma la cosiddetta litosfera. La litosfera è suddivisa in nove placche principali e altre numerose micro placche. Quando due zolle continentali entrano in collisione, una zolla sale sopra l’altra formando catene montuose. Quando due croste oceaniche o una crosta oceanica e una continentale convergono, si hanno i fenomeni vulcanici. Risalita di magma dal mantello avviene
anche al di fuori dei limiti tra le placche. Il caso più comune è rappresentato dai punti caldi (hot spots) sotto i quali, dal mantello, si ha una risalita di materiale fuso.


  Fig. 1 - Distribuzione delle principali Placche nel mondo. I cerchietti indicano i punti caldi (hot spots) 
  FONTE: WWW.GEOLOGIA.COM


In Fig. 2 è riportato il particolare relativo alla zona Italiana. La Placca Africana si muove da sud verso la Placca Euroasiatica con una leggera rotazione in senso antiorario. Fra le due Placche si insinua la Microplacca Adriatica che si muove verso Nord-Est con un leggero movimento antiorario ed è costituita dal Mar Ionio settentrionale, il Mare Adriatico, il settore settentrionale ed orientale della penisola italiana, le Alpi meridionali ed orientali.


  Fig. 2 - Contatto tra la Placca Africana, quella Euroasiatica e la Micro placca Adriatica
  FONTE: SERPELLONI ET AL., 2007


I movimenti relativi delle placche sono all’origine dei terremoti i cui epicentri si concentrano lungo i margini di placca e lungo le dorsali oceaniche dove si genera nuova crosta. Tali movimenti generano deformazioni della crosta terrestre che si propaga fino a quando non incontra asperità o zone di blocco: la frizione blocca il movimento, accumulando stress, sino a quando è raggiunto il punto di rottura del materiale e l’energia viene liberata sotto forma di terremoto e di calore (Teoria del Rimbalzo Elastico). (Fig. 3)
Se è già presente una faglia, i due blocchi si spostano in modo improvviso.


  Fig. 3 - Ciclo sismico secondo la Teoria del Rimbalzo Elastico
  FONTE: WWW.GOOGLE.IT/RIMBALZO ELASTICO

Riassumendo, in un ciclo sismico si distinguono i seguenti stadi: stadio inter-sismico in cui si verifica l’accumulo di energia, una parte della quale si libererà poi sotto forma di onde; stadio pre-sismico in cui la deformazione elastica della roccia si accentua progressivamente fino a livelli critici di resistenza della roccia; stadio post-sismico in cui l’energia accumulata si libera producendo il terremoto.
Successivamente, la regione colpita si avvia verso un nuovo equilibrio, anche attraverso una serie di scosse che possono protrarsi per mesi o per anni.
 La faglia che genera il meccanismo di rottura può essere: trascorrente, normale, inversa, inversa obliqua. (Fig. 4)
I meccanismi collegati sono rispettivamente: di trascorrenza per la trascorrente, di distensione per la normale, di compressione per l’inversa.


  Fg. 4 - Faglie e meccanismi focali
  FONTE: USGS, 1996

La zona in cui possono manifestarsi i fenomeni precursori è quella dove più si accumula la deformazione. Il meccanismo con cui avviene il terremoto è importante nella determinazione dei fenomeni precursori: questi sono, infatti, più evidenti in stili tettonici di tipo compressivo. (Fig. 5)


  Fig. 5 - Schema della distribuzione della deformazione

  FONTE: WWW.ROMA1.INGV.IT/RICERCA/TETTONICA-A TTIV A/EFFETTI-DEI-GRANDI-TERREMOTI 

I modelli Fisici dei fenomeni precursori sono classificati in due grandi categorie: quello basato sullo scivolamento della faglia, costituito dalla Nucleazione e dal Caricamento Litosferico, e il secondo basato sui blocchi di roccia che si trovano su di una zona molto più ampia attorno alla faglia, che provocano variazioni in una zona circondante la faglia e dove ha luogo il fenomeno della Dilatanza. Per Dilatanza si intende l’aumento di volume a causa di microfratture e vuoti. La Teoria della Dilatanza è stata quella che per prima ha dato una spiegazione del perché si verificano i fenomeni precursori. Quando il processo di deformazione comincia a mettere sotto stress un’ampia zona, le rocce che la costituiscono subiscono variazioni nelle loro caratteristiche fisiche, si formano fessure, i fluidi in esse circolanti, mutando il loro percorso, vengono in contatto con rocce differenti e cambiano le loro caratteristiche chimiche e i gas trovano nuovi percorsi. L’ampiezza della zona coinvolta nel processo di caricamento di stress è proporzionale alla magnitudo e alla profondità del terremoto. Durante il processo preparatorio, i vari parametri variano in fase o in opposizione di fase. Per esempio, nella seconda fase del processo della Dilatanza, l’attività sismica decresce e il radon aumenta, mentre nella terza fase, il radon può rimanere costante o decrescere e l’attività sismica continuare a decrescere per poi aumentare poco prima del verificarsi del terremoto. (Fig. 6)


  Fig. 6 - Teoria della Dilatanza
  FONTE: SCHOLZ ET AL., 1973 

IL RADON
Il radon (Rn222 - numero atomico 86) è un elemento chimico radioattivo gassoso, incolore, inodore, insapore ed estremamente volatile, prodotto dal decadimento dell’uranio 238. (Fig. 7)
È il più pesante dei gas conosciuti (densità 9,72 g/l a 0°C, otto volte più denso dell’aria). La sua emivita è di 3,8 giorni, cioè in 3,8 giorni dimezza la sua radioattività. È un gas nobile e, come tale, non reagisce con altri elementi chimici e si diffonde rapidamente viaggiando nel terreno per diffusione, per convenzione per mezzo di gas “carrier” 
quali metano, anidride carbonica e azoto attraverso fessurazioni e per permeabilità dei terreni e per trasporto da parte di un fluido, sia esso un gas o un liquido.


  Fig. 7 - Catena di decadimento dell’uranio 238

È presente naturalmente nel suolo e in quantità maggiore in rocce di tipo vulcanico con maggior contenuto di uranio. Da un punto di vista geologico, la distribuzione di questi due elementi nel suolo varia in funzione del tipo di roccia o di terreno, in base al luogo e alle modalità di formazione. In genere la concentrazione di uranio e radio è compresa tra 0,5 e 5 mg/kg, ma localmente è possibile riscontrare anche valori più elevati. L’analisi del comportamento e della distribuzione in superficie del radon, può portare un contributo alle indagini strutturali in quanto la distribuzione del radon risulta legata alla presenza di profonde discontinuità. Tecniche per misurare la concentrazione del radon e dei suoi prodotti di decadimento sono state sviluppate in due grandi campi d’indagine: le Scienze della Terra (Localizzazione di faglie e strutture, Precursore Sismico, Prospezione Mineraria) e la radioprotezione (radon Indoor, radon in acqua potabile, radon in acque termali, radon in Grotte). Nonostante i campi di applicazione siano così differenti, il monitoraggio del radon sfrutta processi simili. Per esempio, concentrazioni elevate di radon indoor sono correlate a processi di migrazione del gas, dipendenti dalla formazione geologica, dal suolo e dall'acqua sotterranea. Gli stessi processi sono interessanti per la previsione del rischio geologico (terremoti, vulcanismo), per la prospezione mineraria (uranio e petrolio), per l'idrogeologia, per la geotermia, ecc. Prospezioni di radon in suolo hanno evidenziato valori più alti lungo i piani di faglia. I vari campi d’indagine non sono nettamente separati. Infatti, alti valori di radon nelle abitazioni possono essere associati ad un terreno di fondazione a rischio radon. Per questo motivo misure in suolo e indoor molte volte vengono integrate. Misure sistematiche di radon indoor, specialmente se fatte in scantinati, possono contribuire alla conoscenza del livello medio di radon nella zona e ad evidenziare eventuali variazioni significative.
Il radon è utilizzato come precursore sismico poiché durante la fase di preparazione del terremoto, quando iniziano a formarsi le microfratture nelle rocce, le emissioni di radon in superficie aumentano considerevolmente. La relazione tra le strutture tettoniche, la deformazione crostale e le caratteristiche fisico-chimiche dei fluidi circolanti, già intuita in tempi storici (variazione livelli nei pozzi, torbidità delle acque di sorgente) è oggi sempre più convalidata da studi che si avvalgono di misure che permettono una valutazione quantitativa di tali parametri.
V
ariazioni del chimismo dei fluidi che si manifestano come fenomeni transienti possono fornire indicazioni sullo stato della deformazione. Informazioni indipendenti sui fluidi circolanti possono ricavarsi dall’analisi delle acque affioranti in prossimità delle strutture tettoniche più interessanti. 

MODALITÀ DI MISURA
Gli strumenti per la misura del radon si basano sulla rilevazione della radiazione emessa dal decadimento radioattivo in combinazione con una tecnica adeguata di campionamento. La maggior parte sfrutta la rivelazione di particelle alfa; solamente pochi sfruttano la rilevazione di particelle beta. Gli strumenti possono essere Passivi o Attivi. I Passivi funzionano utilizzando la diffusione del radon e necessitano di una potenza modesta; fanno parte di questa categoria i Dosimetri e le più moderne sonde Barasol. Gli Attivi, invece, hanno una pompa con la quale aspirano l’aria e la fanno circolare in una camera, a scintillazione o a ionizzazione, e necessitano di un’alimentazione continua e potente.
Le misure vengono effettuate in aria, in suolo e in acqua e in modo discreto, cioè sporadicamente o ad intervalli di tempo regolari (settimane, mesi, anni), o in modo continuo (minuti, ore).

PREVISIONI
La Previsione dei Terremoti può essere Deterministica o Probabilistica. Nel primo caso dovrebbero essere indicati il tempo, il luogo e la grandezza esatti del terremoto che avverrà; nel secondo, le stesse quantità sono calcolate in modo probabilistico, cioè viene indicata la probabilità che si verifichi un evento con certe caratteristiche. Negli ultimi anni ha cominciato a essere in uso un metodo detto di Allerta Precoce (Early Warning) che sfruttando la differenza di tempo tra le onde primarie di un terremoto e le onde secondarie più distruttive, può riuscire a dare un allarme alcuni secondi o un minuto e mezzo prima dell’arrivo delle onde distruttive.
Le prime misure di radon in acqua furono fatte in Giappone nel 1927 e nel 1947. Le prime misure di radon in suolo furono fatte nel 1953, sempre in Giappone, lungo una faglia attiva per un periodo di due anni. Da analisi a posteriori furono evidenziate anomale concentrazioni di radon in suolo prima del terremoto di Tonankai (Giappone) di magnitudo 8.
I casi più noti di segnali anomali rilevati a posteriori, di successi di Previsioni o di mancate Previsioni, sono riportati in letteratura.
 Misure di radon in acqua furono fatte in Russia (Ulomov e Mavashev, 1968; 1971) nel periodo 1966-1971 in un pozzo artesiano di 1300-2400 m di profondità, a Tashkent. Sempre a posteriori furono osservati valori altissimi molti anni prima del terremoto di Tashkent del 1966 di M 5.3 e di alcuni aftershoks. (Fig. 8) La distanza, sito di rilevamento–epicentro, era sempre entro i 5 km. Questi risultati diedero speranza alla ricerca sui precursori e sul radon in particolare. (Riggio, Santulin, 2013a)


  Fig. 8 - Concentrazione di radon in acqua prima del terremoto di Tashkent di M 5,3 A) e dei suoi aftershocks
  FONTE: RIKITAKE 1976 

La Cina fu il primo Stato in cui si instaurò un piano per la Previsione. E nel 1975 ci fu la prima Previsione con ordine di evacuazione che salvò migliaia di persone. Il terremoto, che viene riportato come unica Previsione Riuscita, fu quello di Haicheng del 4 febbraio 1975, M 7.3. 
Furono osservati diversi precursori, le anomalie di radon furono rilevate in pozzi distanti anche 200 km dall’epicentro e contribuirono alla decisione di dare l’allarme, anche se la decisione finale fu data dalla presenza di foreshoks.
Dopo un anno e mezzo, però, a 350 km di distanza da Haicheng, un altro disastroso terremoto colpì la Cina, a Tangshan, il 28 giugno con una magnitudo di 7.8. Anche in questo caso, in ventisette pozzi a 300 km di distanza dall’epicentro, vi furono anomalie di radon prima del terremoto, insieme ad altri precursori, ma purtroppo mancarono i foreshoks e così l’allarme fu dato solo in alcune regioni. Il numero di morti fu leggermente attenuato ma fu ugualmente disastroso. La vicinanza spazio-temporale (400 km) con quello di Haicheng, alterò, molto probabilmente, la sequenza sismica tipica.
In Giappone, il piano nazionale per la “Previsione” cominciò negli anni sessanta, ma il Programma non prevedeva misure di radon. 
Singoli ricercatori o Istituzioni continuarono, comunque, a condurre studi sul radon sia in suolo sia in acqua, evidenziando alcune anomalie prima di terremoti di 6.8 e 7.0 di magnitudo. Il terremoto di Kobe, in Giappone, avvenuto il 17 gennaio 1995, con M 7.2, che fu riportato come terremoto non previsto, in realtà fu preceduto da anomalie di radon nell’acqua di pozzi distanti 30 km dal futuro epicentro, e anomalie della concentrazione di radon nell’atmosfera, dall’inverno 1994 e sino al terremoto. (Fig. 9) 
Non fu fatta alcuna “Previsione” prima del terremoto dell’11 marzo 2011, in Giappone, ma purtroppo non esisteva alcun “Piano per Allarmi previsione”.
 Il Progetto di Previsione, iniziato nel 1966, terminò negli anni ottanta e i finanziamenti furono dirottati sul metodo di allarme Early Warning, che fu messo a punto per il controllo delle linee ferroviarie veloci. Qualche giorno prima del terremoto, quasi per caso, furono osservate variazioni nell’atmosfera, in accordo alla teoria “Lithosphere-Atmosphere-Ionosphere Coupling mechanism” secondo la quale, prima del terremoto, la concentrazione di radon nel sottosuolo aumenta a tal punto che il gas fuoriesce dalla terra e arriva alla ionosfera, dove sviluppa cariche negative e cariche positive. Queste particelle, chiamate ioni, si attaccano sull’acqua condensata in un processo che rilascia calore e che può essere rilevato sotto forma di radiazioni infrarosse.
Anche nel famoso esperimento di Parkfield, California, erano previste misure di radon solamente in due pozzi di acqua, con acquisizione periodica.


  Fig. 9 - Concentrazione radon in aria, prima del terremoto di Kobe del 17 gennaio1995, M 7.2
  FONTE: KOBE PHARMACEUTICAL UNIVERSITY


In Italia le ricerche su precursori sismici sono state fatte da singoli ricercatori o Istituzioni scientifiche e amatoriali, ma non c’è mai stato un progetto coordinato a livello nazionale. 
Le prime misure furono fatte da Allegri e collaboratori dal 1979 al 1980. Furono eseguite misure con tiltimetri e misure di radon in acqua a Roma e Rieti dove, da Giugno a Novembre 1980, furono registrate ampie anomalie che superarono il livello medio del 25% e 170%. (Fig. 10)


  Fig. 10 - Concentrazione di radon in acqua: a) Sito di Rieti; b) Sito di Roma
  FONTE: PULINETS AND BOY ARCHUK, 2004 

Il 23 novembre 1980 ebbe luogo il disastroso terremoto dell’Irpinia di magnitudo 6.9 a distanza di circa 250 km da Roma e Rieti.
 Nel 1996 una stazione per il rilevamento di radon in suolo fu installata a Cazzaso, in Friuli, dall’OGS. Il sito è equipaggiato con uno strumento con cella a scintillazione di Lucas, in modalità di acquisizione continua. L’aria è inalata con la pompa da un pozzo profondo 40,5 m e con 9 cm di diametro, alla profondità di 7 metri. L’intervallo di campionamento è di tre ore.
I dati ivi acquisiti costituiscono la serie temporale più lunga disponibile anche se, sfortunatamente, la serie ha subito qualche interruzione dovuta a malfunzionamento e a chiusura completa dal 2000 al 2002 per mancanza di fondi. (Figg. 11, 12) A titolo di esempio è qui riportata, in modo conciso, l’analisi fatta su questa serie temporale.
Prima di addentrarsi nell’analisi dei dati è sempre necessario definire cosa si intende per “Anomalia”. Esistono varie definizioni. Quella più comunemente utilizzata definisce Anomalia ogni variazione che superi il +/- 2 Sigma, secondo Igarashi e Wakita (1990) ed è applicabile direttamente se le variazioni, legate a cause meteo, non superano mai il limite del 2 Sigma.
Nel caso del sito in Friuli sono state prese in considerazione sia anomalie a corto periodo sia a lungo periodo e analizzate congiuntamente con i terremoti selezionati, dal Catalogo della Rete Sismometrica del Friuli, secondo la relazione di Hauksson e Goddard (1981).

M ≥ 2.4logD−0.43 (4.1)


dove M è la minima magnitudo richiesta per ottenere un’anomalia di radon alla distanza D (km).
 Questa relazione da anche un’indicazione della grandezza della zona coinvolta nel processo di preparazione del terremoto.


  Fig. 11 - radon in suolo a Cazzaso durante il periodo 2002-2009
  FONTE: RIGGIO, SANTULIN, 2013B

 


  Fig. 12 - radon in suolo a Cazzaso durante il periodo 2010 -2013


I terremoti con magnitudo minore di 3.0 sono veramente molti ed è veramente difficile attribuire un’anomalia ad uno o all’altro evento. In aggiunta, le condizioni locali influiscono sui processi di preparazione del terremoto, rendendo differente il comportamento dei vari precursori.
Per questo motivo, sono stati considerati solamente i terremoti con magnitudo uguale o maggiore di 3.0. In questo caso, ogni terremoto è stato preceduto da un’anomalia. Il problema principale è che un dato valore di magnitudo non è sempre associabile allo stesso tipo di anomalia, e che terremoti con epicentro nella stessa zona non sono sempre preceduti da anomalie con caratteristiche simili (Ampiezza, Durata, Tempo Precursore).
Le anomalie di lungo periodo, sono quelle in cui il valore rimane mediamente sopra il valore del 2 Sigma per un periodo della durata anche di anni. Possibili anomalie di lungo periodo sono state rilevate nel 2003-2004, 2006-2009 e 2010-2013 (Italiano et al., 2012).
 Le anomalie a lungo periodo sono state analizzate considerando anche la sismicità nel suo insieme tramite il calcolo del “b value” della legge di Gutenberg e Richter, che è esso stesso un Precursore Sismico (Riggio, Sancin, 1986). Il b value, che esprime il rapporto tra numero di terremoti con magnitudo piccola e il numero di terremoti con magnitudo alta, è stato calcolato con finestra mobile ed è stato correlato con la concentrazione di radon.
In Fig. 13 si può vedere come le due variabili siano in opposizione di fase nel periodo precedente gli eventi sismici più forti.


  Fig. 13 - Correlazione tra radon in suolo e b-value
  FONTE: RIGGIO E SANTULIN, 2012


Nell’ambito di un Progetto INGV-DPC 2013 “Short-Term earthquake prediction and preparation”, per l’Unità di Ricerca sul Monitoraggio dei fluidi sotterranei, è stata creata una Banca Dati Geo Referenziata contenente tutti i dati di radon in suolo, in acqua, e indoor, delle Istituzioni Nazionali che hanno dato la loro disponibilità. La Banca contiene 3961 siti e più di un milione di dati, inclusi i dati meteo e geochimici di supporto per i dati radon.
Una prima validazione statistica delle anomalie non ha dato, in realtà, dei buoni risultati ma è stata fatta solamente su alcuni dati e con un unico tipo di analisi. È vero, comunque, che bisogna anche rispettare dei protocolli di acquisizione e di interpretazione per poter giungere ad ottenere uno strumento riproducibile e utile per la protezione civile. I primi risultati indicano la necessità di uniformare il tipo di acquisizione, di puntare su di uno studio multiparametrico e di estendere l'analisi, inoltre, anche alla previsione a medio termine, nel caso siano disponibili serie temporali sufficientemente lunghe. Raccogliere dati e definire modelli di "anomalia", indipendentemente dall'effettivo verificarsi di eventi sismici, è stata accettata come un elemento di base per un controllo efficace di possibili fenomeni precursori dei terremoti.

CONCLUSIONI 
I risultati sembrano indicare che il radon sia un buon indicatore dell’attività crostale, ma c’è ancora molto da lavorare prima di arrivare ad una previsione deterministica. 
Non si può fare una previsione deterministica con punti sporadici di osservazione.
 L’obiettivo principale delle ricerche sui precursori deve essere quello di capire la causa dei fenomeni osservati. 
Deve essere ben valutata l’ampiezza della zona coinvolta nel processo di deformazione e il lasso di tempo su cui indagare.
 Le serie temporali devono essere abbastanza lunghe da permettere di verificare eventuali influenze meteorologiche e avere una casistica statisticamente valida. La tecnica di acquisizione deve essere continua e, possibilmente, in teletrasmissione.
Dovrebbe essere valutata la possibilità di applicare i metodi automatici per la determinazione delle anomalie, ma senza sottostimare l’interpretazione umana, visto che ogni area ha caratteristiche diverse.
 Le misure di radon in suolo e in acqua devono essere integrate con l’acquisizione di altri potenziali fenomeni precursori. 

BIBLIOGRAFIA 
Hauksson E. and Goddard J.G.; 1981: radon Earthquake Precursor studies in Iceland. J. Geophys. Res. 86, 7037 – 7054

Igarashi G., Wakita H.; 1990: Groundwater radon anomalies associated with earthquakes, Tectonophysics, 180, 237 – 254

Italiano F., Liotta M., Martelli M., Martinelli G., Petrini R., Riggio A., Rizzo A. L., Slejko F., Stenni B.; 2012: Geochemical features and effects on deep-seated fluids during the May-June 2012 southern Po Valley seismic sequence. Annali di geofisica 01/2012; 55:815-821

Pulinets S. and Boyarchuk K.; 2004: Ionospheric Precursor of Earthquakes, Springer, pp 315

AM Riggio, S. Sancin; 1986: Variazione nel tempo del parametro b quale precursore. Atti del 5° Convegno GNGTS, pp. 407-419

Riggio A. and Santulin M.; 2012: Precursors: Analysis of the periods preceding the recent earthquakes and problems related to interpretation. Atti del 31° Convegno Nazionale GNGTS, Potenza, Vol. 2, pp.356-363

Riggio A. e Santulin M.; 2013a: radon as Precursor. D1.1b, Project Documents, https://sites.google.com/site/ingvdpc2012progettos3/home

Riggio A., Santulin M.; 2013b: Earthquake Forecasting: A review of radon as seismic precursor. Sottomesso BGTA

Rikitake T.; 1976: Recurrence of great earthquakes at subduction zones, Tectonophysics, 35, 335–362

Scholz C. H., Sykes L. R. and Aggarwal Y. P.; 1973: Earthquake prediction: A physical basis:Science, 181, 803-810

E. Serpelloni, G. Vannucci, S. Pondrelli, A. Argnani, G. Casula, M. Anzidei, P. Baldi, P. Gasperini; 2007: Kinematics of the western Africa-Eurasia plate boundary from focal mechanisms and GPS data. Geophysical Journal International, V.169, N. 3, pp. 1180-1200. Blackwell Publishing Ltd

Ulomov, V.I., Mavashev, B.Z., 1971. Forrunners of the Tashkent earthquakes. Izvestia Akademii nauk Uzbekskoj SSR 188-200

Ulomov V.I., Mavashev B.Z.; 1968: A precursor of a strong tectonic earthquake. Doklady Akademii Nauk Sciente UUSR, Earth Sciences Sector, English Translations 176 (1-6), 9-11

USGS 1996; 2012: Premiate Officine Antisimiche. Blogspot.it/2012_06_01_archive.html

Wakita H., Nakamura Y., Notsu K., Noguchi M., Asada T.; 1980: radon anomaly: a possibile precursor of the 1978 Izu-Oshimakinkai earthquake. Science 207. 882-883

Wang K., Chen Qi-Fu, Sun S. and Wang A; 2006: Predicting the 1975 Haicheng Earthquake. Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 96, No 3, pp. 757-795, June 2006, doi: 10.1785/0120050191

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IL TERREMOTO • VEDI ANCHE
| Il terremotoTeoria del rimbalzo | Ciclo sismico | Le scosse sismiche | Cause dei terremoti | Epicentro e ipocentro | Le onde sismiche | Il sismografo | Localizzazione epicentro | La magnitudo Richter | La stima della magnitudo | L'intensità Mercalli | Effetti del terremoto | Distribuzione dei terremoti | Energia del terremoto |

 

Il TerremotoUn terremoto (o sisma) è uno scuotimento del terreno dovuto al rilascio improvviso di energia elastica in precedenza accumulata dalle rocce. In un anno si verificano oltre 100.000 sismi, la maggior parte dei quali è percepita solo dagli strumenti, ma qualche decina di essi produce danni e perdite umane. Gli effetti dei terremoti sono la prova più evidente della dinamica ancora attiva nel nostro pianeta.

I terremoti sono eventi naturali che avvengono nell'interno della Terra e che, in un tempo estremamente rapido, liberano energie considerevoli. Il terremoto è definito come una serie di rapidi movimenti del terreno causati da fratture che si verificano principalmente nelle rocce che costituiscono la litosfera in seguito all'accumulo di forti tensioni nel tempo.
Il rilascio di energia può avvenire con una distribuzione temporale estremamente varia.

Scossa principale - repliche (mainshock-aftershocks)
La scossa principale è quella che avrà liberato la maggiore energia mentre le repliche risulteranno più piccole ed il loro numero decresce nel tempo;

Precursori - scossa principale - repliche (foreshocks - mainshock - aftershocks)
I precursori sono scosse di energia inferiore rispetto alla principale ed a volte in numero crescente man mano che si avvicina al mainshock;

Sciami di terremoti (swarms)
Serie di scosse nelle quali non si riesce a distinguerne una principale. A volte si osserva un aumento e poi una diminuzione della loro frequenza. 

Sarebbe opportuno definire repliche le scosse che, nel linguaggio comune, vengono definite di assestamento. In realtà non vi è nulla che si assesti, ma si ha un continuo rilascio di energia. L'energia che libera un terremoto si propaga in tutte le direzioni sotto forma di onde elastiche, comunemente chiamate onde sismiche. Il modo in cui si propagano le onde sismiche dipende in gran misura dal meccanismo di rottura e dalle caratteristiche dei mezzi attraversati.
Le scosse possono manifestarsi come oscillazioni orizzontali, volgarmente chiamate scosse ondulatorie, e come scosse verticali dette anche scosse sussultorie. Un terremoto genera entrambi i tipi di oscillazioni per cui non è molto corretto parlare di scosse ondulatorie e sussultorie.

I parametri più importanti per caratterizzare un terremoto sono l'ipocentro, l'epicentro, la magnitudo e l'intensità. L'ipocentro, o fuoco del terremoto, è il luogo esatto (per comodità spesso pensato come un punto) in cui avviene la rottura da cui partono le prime onde sismiche. In realtà, la frattura avviene lungo un piano più o meno vasto, anche qualche centinaio di chilometri, per cui pensare ad un punto è estremamente semplificativo.

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Il radon è un gas nobile radioattivo, privo di
odore, colore, sapore ed è estremamente volatile

Il radon è l'elemento chimico che nella tavola periodica viene rappresentato dal simbolo Rn e numero atomico 86. Scoperto nel 1898 da Pierre e Marie Curie, è un gas nobile e radioattivo che si forma nella catena di decadimento dell'uranio-238.
Il radon è un gas molto pesante, pericoloso per la salute umana se inalato. L'isotopo più stabile, il Rn222 ha una vita media di 3,8 giorni e viene usato in radioterapia. Uno dei principali fattori di rischio del radon è legato al fatto che accumulandosi all'interno di abitazioni diventa una delle principali cause di tumore al polmone. Si stima che sia la causa di morte per oltre 20.000 persone nella sola Unione Europea ogni anno ed oltre 3.000 in Italia. Polonio e bismuto sono prodotti, estremamente tossici, del decadimento radioattivo del radon.

 

Il radon nella catena di decadimento dell'uranio

ISOTOPO EMIVITA RADIAZIONE
Uranio-238 4.5000.000.000 di anni Alfa
Torio-234 24,1 giorni Beta - Gamma
Protoactinio-234 1,17 minuti Beta - Gamma
Uranio-234 245.000 anni Beta - Gamma
Torio-230 76.000 anni Beta - Gamma
Radio-226 1.600 anni Beta - Gamma
Radon-222 3,8 giorni Alfa
Polonio-218 3 minuti Alfa
Piombo-214 27 minuti Beta - Gamma
Bismuto-214 20 minuti Beta - Gamma
Polonio-214 0,000164 secondi Alfa
Piombo-210 22 anni Beta - Gamma
Bismuto-210 5 giorni Beta - Gamma
Polonio-210 138 giorni Alfa
Piombo-206 Stabile ---



Nella successiva tabella la concentrazione media
nelle regioni italiane

Il Rn222 viene misurato con il radonometro ed in commercio esistono diversi modelli con diverse tecniche atte a misurare la radiazione Alfa emessa dal gas al momento del suo decadimento. Attraverso queste misurazioni è possibile quantificare la concentrazione media in ambiente.
Lazio, Lombardia, Friuli Venezia Giulia e Campania sono le regioni con più alta concentrazione e il valore può raggiungere i 120 Bq/m3. Al contrario le regioni con minore concentrazione sono Liguria, Marche, Basilicata, Calabria e Sicilia che difficilmente superano i 40 Bq/m3

 

Radon, precursore del terremoto?
Il radon è l'elemento maggiormente studiato in geofisica in quanto in diverse occasioni la sua concentrazione è risultata notevolmente aumentata o diminuita prima del manifestarsi di violenti terremoti. Nessuno di questi studi, fino ad oggi, è stato però in grado di formulare una teoria precisa ed inconfutabile.
Oggetto di studio anche da parte nostra attraverso una rete capillare di strumenti che saranno installati a pochi chilometri uno dall'altro in diverse zone del territorio italiano.
Inoltre stiamo studiando ed elaborando un secondo metodo di rilevamento grazie ad una nuova importante collaborazione scientifica. Le misurazioni saranno effettuate in continuo e grazie ad un particolare software i dati delle stazioni saranno incrociati in base ad una serie di fattori fra cui la specifica localizzazione territoriale.
Lo scopo principale sarà quello di valutare la grande quantità di dati raccolti per trovare e determinare l'eventuale anomalia che possa farci riconoscere il precursore dell'evento sismico.
Tali dati saranno incrociati anche attraverso i risultati ottenuti con altri studi multidisciplinari facenti parte il nostro Tellus Project.

Clicca Qui per leggere un importante e dettagliato approfondimento

Ecco come il radon entra nelle nostre case



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EPICENTRO e IPOCENTRO • VEDI ANCHE
| Il terremotoTeoria del rimbalzo | Ciclo sismico | Le scosse sismiche | Cause dei terremoti | Epicentro e ipocentro | Le onde sismiche | Il sismografo | Localizzazione epicentro | La magnitudo Richter | La stima della magnitudo | L'intensità Mercalli | Effetti del terremoto | Distribuzione dei terremoti | Energia del terremoto |

 

Epicentro ed ipocentro

Il punto in cui si origina il terremoto è detto ipocentro; il corrispondente punto in superficie sulla verticale si chiama epicentro.

 

L'ipocentro può essere:

superficiale, quando la profondità arriva fino a 70 km; in questa fascia si concentra il 75% dei sismi;

intermedio, con profondità fino a 300 km; vi appartiene il 22% dei sismi;

profondo, se si verifica da 300 km fino alla base del mantello superiore (circa 700 km); in questa zona si ha circa il 3% dei terremoti.

Un terremoto ad ipocentro superficiale dà fenomeni più intensi ma più localizzati rispetto a quello con ipocentro profondo.

 

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