I Terremoti e il rischio sismico

Immagine1

Introduzione
1. Perché i terremoti?
2. Come è fatta la Terra?
3. Tipi di margini fra le zolle
4. Il rischio sismico
5. Il terremoto e le faglie
6. Le onde sismiche
7. Le onde di superficie
8. L’energia di un terremoto
9. Gli strumenti per misurare un terremoto
10. I cataloghi sismici
11. Dove accadono i terremoti in Italia
12. Il monitoraggio sismico
13.2 23 Novembre 1980: La Terra trema in Irpinia
13.4 Caratteri geolitologici e strutturali
14. Gli effetti del terremoto
15. Comportamento degli edifici in caso di sisma
16. L’edificio antisismico
17. Tipologie strutturali di un edificio antisismico
18. Come comportarsi in caso di terremoto
18.1 Prima del terremoto
18.2 Durante il terremoto
18.3 Dopo il terremoto
19. Pianificazione dell’ emergenza in caso di sisma

DALLA CONCEZIONE DEL FENOMENO ALLA PERCEZIONE LOCALE

INTRODUZIONE
I terremoti, come pure l’attività vulcanica, sono fenomeni naturali che al tempo stesso
rappresentano gli effetti e le prove più evidenti della dinamica in atto nel nostro pianeta. A causa
degli ingenti danni che possono provocare, essi costituiscono anche un notevole problema sociale,
come testimonia il recente terremoto di San Giuliano di Puglia del 2002.
L’Italia è un Paese ad alto rischio sismico: oltre il 60% del territorio, di cui il 70% al
Sud, è stato interessato da eventi sismici disastrosi. Relativamente all’ultimo secolo,
oltre 120.000 sono state le vittime causate dai terremoti e i danni, relativamente agli
ultimi 25 anni, sono quantificabili in circa 65 miliardi di Euro (oltre 120.000 miliardi di
Lire).
Un terremoto, allo stato attuale delle conoscenze, è un fenomeno non prevedibile. La Ricerca
Scientifica, se da un lato non è in grado di dire “quando”, può dire “dove” presumibilmente si
verificherà un terremoto. Grazie agli studi compiuti negli ultimi anni, non solo sono note le aree
sismogeneticamente attive, ma è possibile dare un’indicazione sul “quanto forte potrebbe essere ”
il terremoto che, presumibilmente, si verificherà in un’area. Le attuali normative del “buon
costruire”, frutto anche della Ricerca Scientifica, contribuiscono non poco alla minimizzazione dei
danni.
La corretta opera di divulgazione ed educazione alla conoscenza del fenomeno terremoto e dei
suoi effetti, guidata dalla Comunità Scientifica, può fornire gli strumenti adeguati per fronteggiare
eventuali emergenze facendo sviluppare, nelle popolazioni residenti in aree esposte a rischio
quella “cultura della prevenzione”, che solo in parte è presente nella nostra cultura.
1.PERCHE’ I TERREMOTI?
I terremoti e l’attività vulcanica sono fenomeni naturali endogeni che rappresentano, al tempo
stesso, gli effetti e le prove più evidenti della dinamica in atto nel nostro Pianeta. Per
comprendere come e perché avvengono questi fenomeni è necessario, in accordo con la Teoria
della Tettonica delle Zolle, sapere come è fatto il Pianeta su cui viviamo.
La Terra ha una forma simile ad uno sferoide, la cui struttura è costituita da gusci concentrici
ognuno con proprietà fisiche e chimiche differenti.
La litosfera, che ingloba la crosta e parte del mantello superiore, è il guscio più esterno ed il
materiale che lo compone ha comportamento rigido. Il guscio sottostante inglobante il resto del
mantello, l’astenosfera, è caratterizzato da materiale facilmente deformabile perché è costituito
da rocce prossime al punto di fusione. Il guscio più interno, infine, racchiude il nucleo esterno ed
interno ed è caratterizzato da materiale incandescente.

2.COME E’ FATTA LA TERRA?

I margini di contatto tra le diverse zolle sono di tre tipi: divergenti, convergenti, trasformi.
Le zone di margini divergenti sono marcate dalle dorsali oceaniche. Lungo questi margini parte
del materiale astenosferico risale verso la superficie e dopo raffreddamento forma nuova litosfera.

3.TIPI DI MARGINI FRA LE ZOLLE
MARGINI DIVERGENTI

Le zone di margini convergenti si creano quando due zolle si muovono nella stessa direzione
ma con verso opposto. In questi casi una delle due zolle sprofonderà sotto l’altra immergendosi
nell’astenosfera. Nei margini trasformi si ha uno scorrimento delle due zolle l’una rispetto all’altra
senza formazione o distruzione di litosfera.

MARGINI CONVERGENTI

4. IL RISCHIO SISMICO
In generale il rischio è considerato come una particolare condizione in cui si trova l’uomo, le
sue opere e tutto l’ecosistema in cui vive. L’UNESCO definisce il rischio così:
R = P * E * V
dove:
1. P (pericolosità) = probabilità che un evento potenzialmente dannoso si verifichi entro un
determinato periodo di tempo in una certa area
2. E (esposizione) = valore dell’insieme delle vite umane, dei beni materiali e del patrimonio
ambientale e storico-culturale, che possono andare perduti nell’eventualità che un
fenomeno distruttivo si verifichi
3. V (vulnerabilità) = possibilità che un determinato bene subisca dei danni in caso di
fenomeno distruttivo. La vulnerabilità è legata strettamente alle capacità intrinseche del
bene a sopportare il danno
Detto questo possiamo affermare che il rischio sismico è tra i rischi endogeni quello forse più
importante del territorio Campano.
Il rischio sismico può essere definito come il prodotto tra la probabilità che un determinato
terremoto si verifichi in un certo intervallo di tempo e il danno inteso sia in termini economici che
in perdite di vite umane.

5. IL TERREMOTO E LE FAGLIE
Dal latino terrae motu, “movimento della terra”, il terremoto è un rapido scuotimento del
suolo causato dalla fratturazione delle rocce sottoposte a sforzo. Un terremoto può essere visto
come una perdita di equilibrio delle masse rocciose costituenti la parte più esterna della Terra.
Ma come avviene questa “perdita di equilibrio”? Le rocce costituenti la crosta terrestre se
sottoposte a sforzi tenderanno a deformarsi accumulando energia. Questo processo di
deformazione avviene in tempi lunghissimi e continua fino a quando l’energia, accumulatasi per
l’azione di questi sforzi , supera il punto critico di resistenza delle rocce per cui si ha la loro
frattura.

Il processo di fratturazione all’interno della crosta terrestre comincia in un punto, detto
ipocentro (Figura 9), e si propaga lungo superfici che i sismologi chiamano faglie. Come
conseguenza, le masse rocciose a cavallo di tali superfici si sposteranno rapidamente. Due punti
che prima della fratturazione risultavano essere omologhi sulle due diverse facce della frattura,
dopo il processo di fatturazione risulteranno spostati l’uno rispetto all’altro. L’entità di questo
spostamento è detto dislocazione (Figura 8).
Nei grossi terremoti il processo di fratturazione può durare diversi secondi. Ad esempio,
durante il terremoto dell’Irpinia del 1980 questo processo è durato circa 40 secondi perché il
terremoto è stato prodotto dalla consecutiva rottura di tre segmenti di faglia. Nel terremoto del
Molise del 31 Ottobre 2002, invece, nelle due scosse più forti questo processo è durato meno di
10 secondi.
Figura 9: EPICENTRO E IPOCENTRO

6. LE ONDE SISMICHE
Parte dell’energia rilasciata durante il processo di fratturazione viene spesa per generare le
onde sismiche che, raggiunta la superficie terrestre, creano lo scuotimento del suolo.
Le onde sismiche originatesi all’ipocentro si propagano in tutte le direzioni. Il processo di
fratturazione delle rocce che genera queste onde dura alcuni secondi, ma il tempo di
propagazione dall’ipocentro alla superficie terrestre può essere anche di diversi minuti. Le onde
sismiche si dividono in onde di Volume ed onde di Superficie.
Le onde di Volume, denotate come onde P, primarie, ed S, secondarie, hanno diversa modalità
di propagazione. Al passaggio di un’onda P le particelle che costituiscono il mezzo si deformano
temporaneamente producendo compressioni e dilatazioni nella stessa direzione di propagazione
dell’onda.
Si definisce onda ogni oscillazione che si propaghi attraverso lo spazio o attraverso la materia.
Una oscillazione produce una variazione di stato che avviene in un certo punto dello spazio mentre
un’onda produce una variazione di stato in un certo istante. Quando la direzione di propagazione
di un’onda, cioè la direzione in cui viene trasmessa la variazione di stato, coincide con la direzione
di oscillazione delle particelle che compongono il mezzo materiale, si ha un’onda longitudinale
(onda P). L’onda acustica è il classico esempio di onda longitudinale. La voce umana, ad esempio,
fa vibrare le particelle che compongono il mezzo materiale, in questo caso l’aria, lungo la stessa
direzione di propagazione dell’onda acustica emessa dalle oscillazioni delle corde vocali.
Al passaggio di un’onda S, invece, le particelle oscillano in direzione perpendicolare alla
direzione di propagazione dell’onda. Le due onde si propagano con velocità differente. Ad
esempio, nella crosta terrestre la velocità media dell’onda P è circa 6,5 km/s, mentre la velocità
media dell’onda S è circa 3,5 km/s. Al contrario delle onde P, le onde S non si propagano nei
liquidi. L’ampiezza delle onde di volume decresce con l’aumentare della distanza dalla sorgente.
Quando la direzione di oscillazione delle particelle che compongono i l mezzo materiale, è
ortogonale alla direzione di propagazione si ha un’onda trasversale (onda S).Le onde di Superficie
si propagano lungo direzioni parallele alla superficie terrestre e anch’esse sono di due tipi: onde di
Rayleigh e onde di Love. Le onde di Rayleigh sono visibili con una piccola esperienza da fare in
casa, perché esse si propagano con le stesse modalità di quando si lancia un sasso in uno stagno.
Al loro passaggio le particelle solide che costituiscono il terreno vibrano secondo orbite ellittiche e
retrograde rispetto la direzione di propagazione. Le onde di Love, invece, al loro passaggio fanno
vibrare il terreno lungo le direzioni trasversale ed orizzontale rispetto alla direzione di
propagazione. L’ampiezza delle onde di superficie decresce meno rapidamente di quella delle
onde di volume con l’aumentare della distanza dalla sorgente. Esse, inoltre, sono le più pericolose
in quanto sono responsabili dei danni più rilevanti che possono aversi sui manufatti ubicati
nell’area epicentrale a seguito di un forte terremoto.

7. LE ONDE DI SUPERFICIE
8. L’ENERGIA DI UN TERREMOTO
Quando si verifica un terremoto è necessario stimarne la “forza”, o meglio, la sua energia. Nel
1935 il Sismologo C.F. Richter definì il parametro “Magnitudo” come misura oggettiva della
quantità di energia elastica rilasciata durante un terremoto. La Magnitudo fu definita da Richter
come il logaritmo in base dieci dell’ampiezza massima, misurata in micron, del movimento del
suolo registrato da un sismografo standard nel corso di un terremoto avvenuto alla distanza
epicentrale di 100 km.
Questa definizione significa che la magnitudo di un terremoto può essere calcolata
dall’ampiezza delle onde sismiche registrate dai sismografi. La magnitudo è espressa attraverso un
numero puro e per ogni incremento di una unità di magnitudo corrisponde un incremento, in
termini di energia, di 30 volte (Tabella 1). L’uomo avverte, se si trova in prossimità dell’area
epicentrale, i terremoti con magnitudo maggiore di 2.5. I terremoti che possono provocare danni
al patrimonio edilizio e vittime hanno, generalmente, Magnitudo superiore a 5.5.

La scala Mercalli modificata MCS per la descrizione degli effetti di un sisma
Grado Descrizione
I° Strumentale, avvertito solo dai sismografi
II° Scossa leggerissima, avvertito solo da persone a riposo e solo nei piani superiori delle case. gli
oggetti sospesi esilmente possono oscillare
III°
Scossa leggera, percepita nelle case in orario diurno, soprattutto ai piani alti degli edifici.
Vibrazioni come al passaggio di autocarri leggeri. Stime della durata. Talora non riconosciuto come
terremoto.
IV°
Scossa di media intensità, percepita da molte persone nelle case in orario diurno, e da qualche
persona anche all’aperto. Di notte alcune persone vengono svegliate. Oggetti sospesi oscillano
notevolmente. Vibrazioni come al passaggio di autocarri pesanti. Oscillazione di automezzi fermi.
Tintinnio di vetri e di vasellame. Tra IV e V grado cominciano ad essere avvertiti scricchiolii di
strutture in legno.

Scossa forte, percepita praticamente da tutti. Di notte molte persone vengono svegliate. Oggetti
instabili rovesciati. Rovesciamento di liquidi in recipienti. Oscillazioni di porte che si aprono e si
chiudono. Movimento di imposte e quadri. Arresto, messa in moto, cambiamento del passo di
orologi a pendolo. A volte squotimento di alberi e crepe nei rivestimenti.
VI°
Scossa molto forte, percepita da tutti con spavento e fuga all’esterno. Barcollare di persone. Rottura
di vetrine, piatti, vetrerie. Caduta dagli scaffali di soprammobili e libri e di quadri dalle pareti.
Screpolature di intonaci deboli. Suono di campanelle, stormire di alberi e cespugli.
VII°
Scossa fortissima. Difficile stare in piedi. Avvertita da conduttori di automezzi. Tremolio di oggetti
sospesi. Danni ai mobili e alle murature composte da malte povere. Rottura di comignoli, caduta di
tegole, cornicioni, parapetti e ornamenti architettonici. Formazione di onde sugli specchi d’acqua,
intorbidimento di acque. Forte suono di campane. Piccoli smottamenti in depositi di sabbia e ghiaia.
VIII°
Scossa rovinosa. Lievi danni anche a strutture antisismiche, danni parziali a costruzioni ordinarie,
caduta di ciminiere, monumenti, colonne, ribaltamento di mobili pesanti, cambiamento di livello
nei pozzi. Rottura di rami d’albero e di palizzate. crepacci nel terreno e su pendii ripidi.
IX°
Scossa disastrosa. Danni anche a strutture antisismiche, perdita di vertivcalità di strutture portanti
ben progettate. Edifici spostati rispetto alle fondazioni. Fessurazione del suolo e rottura di cavi e
tubazioni sotterranei. Panico generale. Nelle aree alluvionali espulsione di sabbia e fango.

Scossa disastrosissima. Distruzione della maggior parte delle strutture in muratura. Notevole
fessurazione del suolo; rotaie piegate; frane notevoli in argini fluviali o ripidi pendii. Distruzione di
alcune robuste strutture in legname e ponti. Gravi danni a dighe, briglie e argini
XI°
Scossa catastrofica. Poche strutture in muratura restano in piedi, distruzione di ponti, ampie fessure
nel terreno, condutture sotterranee fuori uso. sprofondamenti e slittamenti del terreno in suoli molli.
Rotaie fortemente deviate.
XII° Scossa molto catastrofica. Distruzione pressoche totale, distruzione delle linee di vista e di livello,
oggetti lanciati in aria, onde sulla superficie del suolo, spostamento di grandi masse rocciose.

Equivalenza approssimata Scala Richter – Scala Mercalli
Grado Richter esplosione equivalente Grado Mercalli
0 0.5 Kg TNT I°
1 15 Kg TNT (scontro camion di 2 tonnellate a 100 Km/h) I°
2 500 Kg TNT (mina media di una cava) II-III°
3 15 Tonnellate TNT III-IV°
4 Atomica di Hiroshima V°-VI°
5 20 Kilotoni VII°
6 Bomba all’idrogeno VIII°
7 20 Megatoni IX°
8 1000 bombe atomiche all’idrogeno X°
9 Energia totale consumata negli USA in 1 mese XII°

Per i terremoti che sono accaduti nel passato non si dispone delle registrazioni delle onde
sismiche dai sismografi. In questi casi è possibile ottenere una stima del “quanto è stato forte un
terremoto” sulla base degli effetti che il terremoto ha prodotto sul terreno, sulle costruzioni, sulle
persone. Il parametro che quantifica la forza di un terremoto in base agli effetti che esso produce
è l’Intensità. Essa è espressa con la scala MCS (Mercalli-Cangani-Sinberg), meglio nota come “Scala
Mercalli” in onore del sismologo italiano che per primo propose una scala basata sugli effetti
prodotti da un terremoto. La scala Mercalli è costituita da dodici gradi e l’Intensità diminuisce con
l’aumentare della distanza epicentro – punto di osservazione. L’uomo avverte gli effetti a partire
dal III grado (Tabella 2). Al XII grado corrispondono stravolgimenti sulla superficie terrestre quali,
ad esempio, vistosissime deformazioni del suolo, alterazioni del regime idrico e distruzione di
quasi tutte le opere dell’uomo.
La stima dell’Intensità di un terremoto è effettuata su base soggettiva dei danni che il
terremoto produce e non attraverso la misura oggettiva dell’ampiezza del moto del suolo, come
per la Magnitudo. Inoltre, i danni che un terremoto può produrre sono notevolmente influenzati
dalla natura del terreno e dal tipo di antropizzazione presente nell’area di risentimento
dell’evento. Ad esempio, un terremoto di Magnitudo 6 con epicentro in un’area desertica o alla
profondità di 500 km come quelli che si verificano nel Mar Tirreno meridionale, ha intensità
Mercalli pari a zero.
La stima dell’Intensità dei terremoti storici è di fondamentale importanza per l’identificazione
delle aree sismogenetiche, per la ricostruzione della storia sismica e la successiva valutazione del
rischio sismico di un’area.

LA SCALA MERCALLI CANCANI SIEBERG
II Grado di
Intensità I
Molto lieve
Caratteristiche
Impercettibile
Avvertita quasi esclusivamente negli ultimi piani delle case da
persone che si trovano in assoluta quiete Descrizione degli
effetti Rilevata solo dagli strumenti
III lieve Avvertita da poche persone nelle abitazioni, con vibrazioni simili
a quelle di una vettura veloce, senza essere riconosciuta come
scossa tellurica
IV moderata Avvertita da molte persone all’interno delle case e da alcune
all’aperto, senza destare spavento, vibrazioni simili ad un
pesante autotreno; osservano lieve tremolio di suppellettili,
scricchiolio di porte e finestre, tintinnio di vetri, qualche
oscillazione di liquidi nei recipienti
V Abbastanza forte Avvertita da tutte le persone nelle case e da quasi tutti nelle
strade, oscillazioni di oggetti sospesi e visibili movimenti di rami
e piante; si hanno suoni di campanelli, irregolarità del moto dei
pendoli, scuotimenti di quadri, scricchiolio di mobili, sbattere di
porte e finestre; le persone che dormono si svegliano
VI Forte Avvertita da tutti con apprensione, forte sbattimento di liquidi,
caduta libri, spostamento di mobili leggeri, suono di campane
piccole, crepe di intonaci, possibile caduta di qualche tegola o
comignolo
VII Molto forte Considerevoli danni per urto e caduta di suppellettili, anche
pesanti, suono di grosse campane, l’acqua di canali si agita e
intorbidisce il fondo, lievi frane in terreni ghiaioso-sabbioso;
considerevole caduta di intonaci e stucchi, rottura di comignoli,
distruzione di case vecchie o mal costruite
VIII Distruttiva Piegamento e caduta di alberi, caduta di mobili pesanti e solidi,
distruzioni gravi agli edifici, caduta di ciminiere, campanili e
muri di cinta, costruzioni di legno spostate, lievi fessure nei
terreni bagnati
IX Fortemente
distruttiva
Distruzioni e gravi danni a circa il 50% degli edifici
X Rovinosa Distruzione di circa il 75% degli edifici, distruzione di ponti e
dighe, lieve spostamento di rotaie, rotture di cemento
dell’asfalto, frane
XI Catastrofica Distruzione generale degli edifici e ponti coi loro pilastri,
cambiamenti notevoli del terreno, numerose frane
XII Totalmente
catastrofica
Ogni opera dell’uomo viene distrutta; grandi trasformazioni
topografiche, deviazione dei fiumi e scomparsa dei laghi

9. GLI STRUMENTI PER MISURARE UN TERREMOTO
Lo strumento che rileva e registra l’andamento in funzione del tempo delle oscillazioni del
terreno è il sismografo. Il sismografo è costituito da due parti fondamentali: il sismometro, o
sensore sismico, e l’apparato di registrazione. Il principio di funzionamento è abbastanza semplice
se si considera il funzionamento del pendolo semplice ed il principio di inerzia. Una massa
metallica sospesa ad una molla metallica tenderà a rimanere in quiete, e quindi nella sua posizione
di equilibrio, quando la struttura a cui è sospesa, solidale con il suolo, si muove per effetto del
terremoto.
I SISMOGRAFI – PRINCIPIO DI FUNZIONAMENTO E

I sismometri odierni contengono al loro interno dei trasduttori elettro-meccanici in grado di
convertire il movimento meccanico del moto del suolo in un segnale elettrico la cui tensione è
proporzionale al moto della massa oscillante rispetto alla struttura cui è vincolata. L’utilizzo dei
trasduttori fa sì che l’andamento nel tempo del moto del suolo può essere “trasferito”, via radio o
tramite linee telefoniche dedicate, in siti predisposti all’acquisizione dei segnali sismici provenienti
da più stazioni. La registrazione del moto del suolo in funzione del tempo, prodotto su carta
termosensibile o visualizzato al computer, è il sismogramma. Questo “tracciato” può essere molto
lungo, perché il moto del suolo provocato dal passaggio delle onde sismiche può durare da pochi
secondi a diversi minuti, a seconda della Magnitudo e della distanza sorgente stazione sismica. Sul
sismogramma è possibile effettuare diverse misure quali, ad esempio, tempo di arrivo delle onde P
ed S, l’ampiezza massima e la durata del segnale registrato. Le letture delle onde P ed S sui
sismogrammi registrati da più stazioni sismiche, almeno tre ed opportunamente distribuite sul
territorio, consentono la localizzazione analitica dell’epicentro e dell’ipocentro del terremoto,
mentre l’ampiezza e la durata del segnale sismico registrato consentono la stima della Magnitudo.
Integrando con altre misure rivolte all’identificazione delle diverse fasi sismiche, è possibile
effettuare studi di dettaglio, ad esempio, sull’attenuazione ed amplificazione dei materiali
attraversati dalle onde, sull’individuazione e stima delle profondità delle discontinuità presenti
all’interno della Terra. Grazie a questi studi si conosce, con buon dettaglio, la struttura della Terra.
Sismogramma:

10. I CATALOGHI SISMICI
L’Italia è una delle zone sismicamente più attive del Mediterraneo e il buon livello culturale ha
fatto sì che già dai primi secoli dopo Cristo le notizie sugli eventi più rilevanti, e quindi sugli eventi
sismici, venissero riportate in testi scritti sotto forma di cronache. Grazie a questi scritti nel XIX
secolo gli studiosi di sismologia fecero i primi tentativi per scrivere una storia sismica dell’Italia,
estraendo dalle cronache del passato le informazioni riguardanti i terremoti. Non avendo a
disposizione dati strumentali ma solo descrizioni dei danni che il terremoto aveva prodotto, per
catalogare gli eventi sismici ci si basò sulla valutazione degli effetti prodotti. Fu necessario, quindi,
introdurre un metodo di valutazione, le scale macrosismiche, in grado di sintetizzare gli effetti,
zona per zona, tramite un numero: l’Intensità macrosismica. Per i forti terremoti, disponendo di
molte notizie e descrizione dei danni in varie località, si sono potute tracciare delle mappe
macrosismiche, che rappresentano l’andamento della propagazione degli effetti in superficie. Le
valutazioni dell’Intensità per ogni località vengono riportate su tali mappe e racchiudendo con
delle isolinee, dette isosisme, le zone di uguale valore di Intensità, si ha l’immediata percezione
della distribuzione del danni sul territorio. Ad esempio, in Figura 14 è riportata la distribuzione
delle isosisme per il terremoto di Baranello del 1805.
Figura 14: ISOSISME DEL TERREMOTO BARANELLO DEL 1805

Per la valutazione, zona per zona, di quantità numeriche che rendano conto
complessivamente di tutta l’attività sismica del territorio italiano, in altri termini, per realizzare la
macrozonazione sismica del territorio italiano, esistono cataloghi in cui sono riportate informazioni
per ogni singolo terremoto. Un primo tipo di Catalogo, quello parametrico, contiene informazioni
di base, che sinteticamente indicano per ogni terremoto, la data, le coordinate epicentrali,
l’Intensità e/o la Magnitudo, quest’ultima calcolata o equivalente a seconda che si disponga o
meno delle registrazioni strumentali dei segnali sismici, e l’area epicentrale.
11. DOVE ACCADONO I TERREMOTI IN ITALIA
Osservando la distribuzione spaziale dei terremoti avvenuti in Italia dall’anno 461 a.C. al 1990,
contenuti nel Catalogo Parametrico dei Terremoti Italiani (Figura 15), si nota che i terremoti più
forti sono concentrati lungo la fascia Alpina ed Appenninica. In particolare, i terremoti con
Intensità maggiore dell’ VIII grado MCS si sono verificati lungo l’Appennino Centro-Meridionale,
che si estende dall’Abruzzo alla Calabria, lungo la fascia orientale della Sicilia, incluso lo Stretto di
Messina, lungo le Alpi Orientali e il Gargano.

La distribuzione dell’attività sismica strumentale, registrata negli ultimi anni in Italia (Figura 16),
ricalca essenzialmente la distribuzione dell’attività sismica storica. Fatta eccezione per i terremoti
che si verificano fino a profondità di circa 600 chilometri con epicentro nel Tirreno meridionale e
dovuti alla subduzione della zolla Africana, l’attività sismica in Italia è concentrata nella crosta
terrestre a profondità inferiori a 30 km e, in alcuni casi, mostra una correlazione con le strutture
tettoniche visibili in superficie. I terremoti dell’area italiana si verificano sempre nelle stesse zone,
definite aree sismogenetiche, aventi la particolarità di essere zone in cui si verifica un accumulo di
deformazione causato dal meccanismo del moto relativo delle zolle litosferiche Euro-Asiatica ed
Africana.
Figura 16: SISMICITA’ STRUMENTALE REGISTRATA IN ITALIA
Distribuzione spaziale degli eventi sismici con Magnitudo maggiore di 3.0 con epicentro nell’area italiana. I dati, dal catalogo INGV,
sono relativi al periodo 1990 – 2003.
La Mappa delle massime Intensità macrosismiche risentite in Italia (Figura 17) evidenzia che,
fatta eccezione di alcune zone delle Alpi Centrali, della Pianura Padana, un tratto della costa della
Toscana e gran parte della Sardegna, tutto il territorio italiano è interessato da effetti almeno del
VI grado di Intensità MCS.
In definitiva, dallo studio della sismicità storica (Figura 15) e strumentale (Figura 16) e dalla
distribuzione delle massime Intensità macrosismiche risentite (Figura 17), si evince che oltre il 60%
del territorio italiano è a rischio sismico, di cui il 70% solo al Sud.

Figura 17: MASSIME INTENSITA’ MACROSISMICHE

12. IL MONITORAGGIO SISMICO
Quando si verifica un terremoto, gli Organi di Protezione devono disporre di una rapida e
precisa informazione sulla localizzazione dell’evento e sua Magnitudo e sapere quali sono i centri
abitati nell’area epicentrale, per predisporre rapidamente, in caso di forte sisma, tempestivi
interventi. Queste informazioni sono ottenibili solo se si dispone di un monitoraggio sismico
continuo, effettuato con adeguata rete di sismografi opportunamente distribuiti sul territorio, e
qualificato personale in servizio 24 ore su 24 in grado di curare il corretto funzionamento della
rete e la tempestiva elaborazione dei segnali sismici. In Italia il servizio di monitoraggio sismico è
svolto dall’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (I.N.G.V.).
La Rete Sismica Nazionale dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia è attualmente
costituita da circa 100 stazioni sismiche distribuite sull’intero territorio italiano.
Tutta l’attività sismica dell’area italiana è monitorata 24 ore su 24 da queste stazioni sismiche. I
segnali sismici sono continuamente trasmessi dalle stazioni, su linee telefoniche dedicate o via
radio, alla Sala Sismica della sede di Roma dell’Istituto, dove vengono registrati sia su carta
termosensibile che in forma digitale utilizzando appositi calcolatori. In caso di evento sismico, i
segnali sismici relativi alle stazioni che hanno registrato l’evento sono elaborati in tempo reale dal
Personale Tecnico e di Ricerca in turno H24 presso la Sala Sismica per determinare l’epicentro e la
Magnitudo.
I risultati dell’elaborazione sono immediatamente trasmessi al Dipartimento della Protezione
Civile con sede a Roma e costituiscono anche l’aggiornamento delle pagine TELEVIDEO RAI, in cui
sono riportate le informazioni sugli eventi sismici che interessano il territorio italiano.
Oltre alla Rete Sismica Nazionale, esistono altre Reti Sismiche, a carattere locale, per il
monitoraggio di alcune aree specifiche. Ad esempio, nella Regione Campania esiste da diversi
decenni una Rete Sismica gestita dall’Osservatorio Vesuviano, sezione di Napoli dell’I.N.G.V.,
appositamente architettata per il monitoraggio sismico dei Vulcani attivi dell’area Campana,
Vesuvio, Campi Flegrei ed Ischia, e della sismicità locale Campana. I segnali sismici di questa rete
sono anch’essi trasmessi via radio o su linee telefoniche dedicate alla Sala Sismica del Centro di
Sorveglianza dell’Osservatorio Vesuviano, dove vengono elaborati ed archiviati su supporti
informatici dal Personale Tecnico e di Ricerca in turno 24 ore su 24 per garantire il servizio di
monitoraggio. Da circa due anni i segnali sismici di alcune stazioni di questa Rete sono disponibili
in tempo reale anche sul sito WEB dell’Ente. In particolare, sono disponibili i segnali sismici di
alcune stazioni sismiche ubicate sul Vesuvio, sui Campi Flegrei ed sullo Stromboli. E’ anche
disponibile il segnale sismico della stazione SGG, San Gregorio Matese, ubicata sul Massiccio del
Matese.

13.2 23 Novembre 1980: La Terra trema in Irpinia
Il 23 novembre 1980 si è verificato uno dei più forti terremoti del versante Irpino-Campano ed
è stato forse il più distruttivo degli ultimi anni.
Riporto un pezzo di storia di quel giorno:
<>

Negli ultimi anni si sono verificate anche sequenze sismiche di bassa Magnitudo. Queste
sequenze non hanno provocato danno alcuno ma solo timore nelle popolazioni che avvertono solo
pochissime scosse. Le più recenti sequenze sismiche di bassa Magnitudo sono avvenute nel 1990,
area epicentrale a Nord Est di Benevento, nel 1997-1998, area epicentrale compresa tra i Comuni
di Sepino, Sassinoro e Morcone, e nel 2001, area epicentrale a Nord Est di Isernia.
La sequenza del 1990 si è verificata in un’area posta a Nord Est di Benevento ed ha interessato
prevalentemente il comune di Pescosannita. Durante il periodo Aprile-Luglio 1990 sono stati
registrati circa 1000 terremoti ma solo 18 con Magnitudo maggiore di 3.0. L’evento più energetico
si è verificato il 22 Aprile alle 09:45 locale ed ha avuto Magnitudo 3.7.
La sequenza del 1997-98 ha fatto registrare il maggior numero di eventi. A seguito dell’evento
sismico di Magnitudo 4.1 verificatosi alle ore 00:10 del 20 Marzo 1997, un’intensa attività sismica è
stata registrata in un’area di circa 140 km2 al confine tra il Molise e la Campania, compresa tra i
Comuni di Sepino, Sassinoro e Morcone. La sequenza, durata dal Marzo 1997 al Marzo 1998, è
stata caratterizzata dall’alternarsi di periodi di intensa attività sismica e periodi di relativa
quiescenza. La quasi totalità dei circa 4000 eventi sismici registrati ha avuto Magnitudo inferiore a
2,0. Solo circa 40 eventi hanno avuto Magnitudo compresa tra 2,5 e 3,5 e sono stati, quindi,
avvertiti dalle popolazioni risiedenti nell’area epicentrale.
13.3 TESTIMONIANZE DIRETTE
(Piccola realtà a Vitulano)
Una domenica così lunga a novembre non si è mai vista… alle diciannove e trentacinque di sera
il cielo è rosso come il fuoco.
C’è un proverbio che dice: “Rosso di sera, bel tempo si spera”…e invece… 90 terribili secondi di
paura….si consuma una drammatica scossa sismica. Al bollettino di guerra del terrorismo si aggiunge in
quegli anni un altro terribile evento: il terremoto del 7° grado della scala Richter che sconvolge l’Irpinia:
3000 i morti, 8000 i feriti, oltre migliaia di senzatetto.
Lo spettacolo è da far rimanere senza fiato….i pavimenti diventano delle vere e proprie giostre.
Difficoltà nel camminare ….. difficoltà nel pensare alla cosa più sicura da fare….. Dopo pochi minuti il
blackout totale..…via le luci…. panico……le persone si riuniscono tutte in strada….. la notte è lunga….le
notizie scarseggiano…..
Nella tarda nottata quando sembra che la situazione è più tranquilla alcune persone si recano nelle
proprie case, altre per la paura restano in strada, c’è chi posteggia in macchina adiacente l’abitazione, chi
in piazza Trinità, e chi invece va a sostare al campo sportivo pensando che sia il posto più sicuro…
Ma purtroppo non è così semplice…non è l’assenza di edifici che rende sicuro il posto ..… quanto la terra
su cui si cammina ……
La mattina seguente la popolazione si organizza con qualche radio a pile per sapere i danni causati dal
terremoto…le prime notizie sono catastrofiche…per TV appaiono delle immagini spaventose….corpi di
bambini di pochi mesi sulle barelle…morti…edifici crollati…strade piene di macerie….i volti delle persone
disperate, impaurite, rassegnate, addolorate per la morte dei propri cari….
<>…. Queste sono le scene che si vedono in tv…

Allora la comunità guardando queste scene tende ad autoattivarsi, molte furono le persone che da
Vitulano si misero in viaggio per raggiungere la zona più colpita (IRPINIA), dove si pensava che servisse più
aiuto…
Migliaia di persone accorsero ad aiutare da tutta l’ Italia… Nessuno era pronto ad una catastrofe del
genere…ne ad accogliere singole persone provenienti da tutti i paesi per dare aiuto morale e fisico…Queste
cose se non attrezzate aumentano il senso di incapacità dei singoli e si aumenta l’ansia e il panico…
La presenza inedita e massiccia di gente comune accorsa ad aiutare per i soccorsi nell’Irpinia, mise in
luce la volontà di ognuno ad aiutare il prossimo e la necessità di organizzare in modo proficuo l’aiuto
apportato….così il terremoto del 1980 rappresentò involontariamente la nascita della protezione civile….

13.4 Caratteri geolitologici e strutturali
Il massiccio del Taburno-Camposauro è costituito da due grandi scaglie dolomitico carbonatiche delle
quali la prima, con il suo margine settentrionale, risulta tettonicamente accavallata sul margine meridionale
della seconda, rappresentata dal monte Camposauro.
Le due strutture montuose hanno caratteri genetici, litologici e strutturali diversificati.
Il gruppo montuoso del Taburno è costituito da litotipi dolomitico-carbonatici di età triassico-giurassicocretacica
appartenenti alle Unità Alburno-Cervati della piattaforma carbonatica campano-lucana.
Dal basso verso l’alto la successione è caratterizzata dalla presenza di termini dolomitici, calcareodolomitici,
calcareniti, calcilutiti e brecce calcaree policrome.
La struttura sedimentaria è data da strati e banchi, affetti da uno strato di fratturazione da medio ad
elevato. La successione è chiusa da un termine trasgressivo affiorante sul cretacico dato da un
conglomerato carbonatico della Formazione di Laiano.
La struttura è bordata a nord, est ed ovest da sedimenti argilloso-arenacei ascrivibili alle formazioni
mioceniche in facies di flysch; mentre a sud il massiccio è bordato da sedimenti quaternari in facies
continentale costituiti da conoidi di deiezione e da una fascia detritica pedemontana, in parte costituita da
brecce calcaree e in parte da commistioni sciolte di clasti calcarei, suoli residuali, limi, argille e piroclastiti
più o meno alterate e rimaneggiate; detto complesso si affaccia sulla piana della Valle Caudina, drenata dal
fiume Isclero, costituita da una potente successione fluvio-lacustre.
Il massiccio del Taburno è interessato da significative linee tettoniche attribuibili alle fasi tettogenetiche
traslative mioceniche ed a quelle prevalentemente distensive pliocenico-quaternarie. Il lato settentrionale
del massiccio del Taburno risulta tettonicamente sovrapposto al lato meridionale dell’adiacente struttura
del Camposauro; a meridione e ad occidente, invece, faglie dirette determinano il ribassamento a
gradinata di blocchi carbonatici, oggi ricoperti dai sedimenti fluvio-lacustri della Valle Caudina.
Il monte Camposauro, posto a nord del precedente, è costituito da sedimenti in prevalenza carbonatici
ascrivibili al giurassico-cretacico, appartenenti alla Unità Matese-Monte Maggiore della piattaforma
abruzzese-campana. La successione, quasi interamente carbonatica, è dolomitica solamente nei termini
più bassi (Trias superiore – Lias inferiore) ed è calcarea nei termini medi e superiori (Lias medio – Cretacico
superiore); essa è caratterizzata da una lacuna medio-cretacica.
I termini miocenici sono trasgressivi sul cretacico superiore e sono rappresentati da calcari, marne e da
depositi in facies di flysch prevalentemente torbiditici e con caratteri batiali.
Il lato pedemontano settentrionale del complesso carbonatico è coperto da imponenti coltri detritiche,
costituite da detrito calcareo in matrice limoso-sabbiosa, a luoghi cementato, comprendenti livelli di
piroclastiti sciolte ed alterate, da brecce di pendio a cemento carbonatico, da conoidi di deiezione; sul
fondo valle, a settentrione della struttura montuosa, sono presenti i depositi alluvionali terrazzati e d’alveo
del fiume Calore. Lungo i margini meridionali, orientali ed occidentali del monte Camposauro affiorano in
prevalenza i sedimenti terziari in facies di flysch.
Detto massiccio carbonatico, a sud, è sottoposto tettonicamente alla struttura del Taburno ed è
dissecato da importanti linee tettoniche segnate da faglie dirette e da una intensa fratturazione.

Nel Sannio i terremoti rappresentano un fenomeno che ricorre con una certa frequenza e con intensità
elevate. Il “catalogo di sito”, relativo ai maggiori eventi verificatisi nell’ultimo millennio, ne classifica
almeno 19 con intensità comprese tra il VII e l’XI MCS (tabella seguente).
Tab. 1.1.4.a – Catalogo di Sito dei maggiori eventi sismici registrati nel Sannio nel corso dell’ultimo millennio
Data Intensita’ Epicentrale In Gradi Mcs Area
11.10.1125 IX-X Sannio-Molise
1158 VIII Sannio-Molise
1180 X Ariano Irpino
9.9.1349 X Molise
5.12.1456 X Beneventano
5.6.1688 XI Sannio
8.9.1694 X Irpinia
14.3.1702 X Beneventano-Irpinia
29.11.1732 X Irpinia
26.7.1805 X Molise
17.9.1885 VII Beneventano
4.5.1903 VIII Beneventano-Irpinia
22.5.1903 VII Beneventano-Irpinia
14.3.1905 VII Beneventano-Irpinia
17.3.1905 VII Beneventano.Irpinia
26.11.1905 VII Beneventano-Irpinia
23.7.1930 X Irpinia
21.8.1962 IX Irpinia
23.11.1980 IX-X Irpinia-Basilicata
Secondo una recente proposta di zonazione sismogenetica (Romeo-Pugliese, La pericolosità sismica in
Italia, Roma, 1997), il Sannio occupa parte di due zone sismogenetiche, la ZS62, nella quale ricade il
capoluogo, e la ZS58 a nord (che comprende anche parte del Molise).
Le due zone sismogenetiche sono interessate da due delle 15 faglie individuate sul territorio nazionale
ritenute attive.
L’analisi delle intensità e distribuzione dei terremoti verificatisi tra l’anno 1 e l’anno 1992 ha consentito
la realizzazione della mappa delle massime intensità sismiche risentite in Italia dalla quale si rileva che il
Sannio ha risentito massime intensità sismiche del IX, X, XI grado della scala MCS. (Istituto Nazionale di
geofisica, Mappa della massima intensità macrosismica risentita in Italia, Roma,1995).
Le analisi condotte nel sopracitato studio relativo alla valutazione della pericolosità sismica in Italia
assegnano al Sannio e all’area beneventana alte probabilità di accadimenti sismici di notevole intensità nei
prossimi cinquanta anni.
A seguito dell’evento sismico che in data 31 ottobre 2001 ha colpito tragicamente il Comune di
S.Giuliano di Puglia, provocando il crollo di una scuola e ventinove vittime, la Regione Campania, con
deliberazione della Giunta Regionale n.5547 del 7 novembre 2003, ha provveduto alla riclassificazione
sismica di tutto il territorio regionale. Di seguito si riportano i Comuni del Parco con la relativa
classificazione sismica e con il valore dell’Imax osservata, di cui all’ordinanza della protezione Civile del 12
giugno 1998.
Tab. 1.1.4. b – Classificazione sismica ed intensità dei Comuni del Parco Naturale Regionale del
Taburno-Camposauro
COMUNE CLASSIFICAZIONE SISMICA
D.P.G.R. n.5547 DEL
7.11.2002
Imax
Ord. Prot. Civile 12.6.1998
Bonea II 8
Bucciano II 8
Cautano I ≥ 10
Foglianise I ≥ 10
Frasso Telesino II 9
Melizzano II 9
Moiano II 8
Montesarchio II 9
Paupisi I ≥ 10
Sant’Agata de’Goti II 9
Solopaca II 9
Tocco Caudio II ≥ 10
Torrecuso I ≥ 10
Vitulano I ≥ 10
Pertanto, per quanto riguarda i Comuni del Parco, si rileva che attualmente nove Comuni sono inclusi tra
le aree sismiche di II Categoria, con grado di sismicità S = 9 e coefficiente sismico C = 0.07, mentre cinque
Comuni sono classificati in prima categoria con S = 12 e C = 0.10.
La materia è stata recentemente rivista a livello nazionale con l’Ordinanza del Presidente del Consiglio
dei Ministri n.3274 del 20 marzo 2003, con la quale si è provveduto a riclassificare tutti i Comuni d’Italia e a
dettare nuove norme tecniche per il progetto sismico degli edifici, dei ponti, delle fondazioni e delle opere
di sostegno.
La nuova normativa suddivide il territorio nazionale in quattro zone sismiche, da 1 a 4, a ciascuna delle
quali viene assegnato uno specifico valore dell’accelerazione orizzontale massima ag, riferita a suoli
caratterizzati da elevata rigidità con : Vs30 >800 m/s.
I valori di ag, intesa come frazione dell’accelerazione di gravità g, da adottare nelle quattro zone sismiche
sono i seguenti:
Tab. 1.1.4. c – Nuova classificazione sismica del territorio nazionale (O.P.C.M. n.32/74 del
20.03.2003).
Zona sismica Accelerazione orizzontale di ancoraggio dello spettro di
risposta elastico (ag/g)
1 0.35
2 0.25
3 0.15
4 0.05
I Comuni rientranti nel Parco, sulla base della nuova normativa, vengono tutti classificati in zona 1 e zona
2, secondo la tabella seguente.
Tab. 1.1.4. d – Nuova classificazione sismica dei comuni del Parco (O.P.C.M. n.32/74 del
20.03.2003).
Comune Zona sismica ag/g
Bonea 2 0.25
Bucciano 2 0.25
Cautano 1 0.35
Foglianise 1 0.35
Frasso telesino 2 0.25
Melizzano 2 0.25
Moiano 2 0.25
Montesarchio 2 0.25
Paupisi 1 0.35
Sant’Agata dei Goti 2 0.25
Solopaca 2 0.25
Tocco Caudio 2 0.25
Torrecuso 1 0.35
Vitulano 1 0.35
Si rileva, infine, che tra gli effetti al suolo prodotti dai terremoti si annoverano le frane, le fratture, la
liquefazione dei terreni granulari saturi, che determinano la distruzione o gravi dissesti degli edifici e dei
manufatti in genere.
Tali effetti sono stati registrati nel Sannio nel corso del terremoto del 23 novembre 1980.

14. GLI EFFETTI DEL TERREMOTO
Gli effetti che un forte terremoto può provocare dipendono da diversi fattori estremamente
variabili quali: profondità e Magnitudo dell’evento, condizioni geologiche ove l’evento è risentito,
presenza di acqua nel terreno, distanza dall’epicentro, qualità delle costruzioni e preparazione
della popolazione a fronteggiare un sisma. Questi effetti possono sostanzialmente dividersi in due
tipologie: effetti diretti ed effetti indotti.
Gli effetti diretti sono quelli correlati direttamente al moto delle faglie e, quindi, al processo di
fratturazione delle rocce e si identificano, in generale, con le deformazioni del suolo. Essi sono
limitati all’area interessata dalla rottura e sono influenzati dalle condizioni geologiche dell’area di
faglia.
Gli effetti indotti, invece, sono quelli non correlati direttamente al moto delle faglie ma alla
propagazione delle onde sismiche. Questi effetti possono interessare aree molto vaste causando,
in alcuni casi, un diffuso danneggiamento. Il danneggiamento che il passaggio delle onde sismiche
può provocare in caso di forte terremoto è fortemente influenzato dalle condizioni geologiche e
dalla natura superficiale dei terreni, dalla presenza di acqua nel suolo, nonché dal tipo di
costruzioni presenti nell’area interessata. Terreni di diversa natura, vale a dire, a composizione
differente, si comportano in modo dissimile se sollecitati dal passaggio delle onde sismiche. Ad
esempio, alcuni tipi di terreni possono assorbire le onde sismiche creando una sorta di
attenuazione dello scuotimento del terreno, mentre altri tipi di terreni possono addirittura creare
una amplificazione dello scuotimento. In quest’ultimo caso, le modifiche del substrato possono
ripercuotersi sulle costruzioni, danneggiandole gravemente.
In occasione di forti terremoti si è osservato che in una stessa località edifici strutturalmente
uguali, costruiti nello stesso periodo e posti a poche decine di metri l’uno dall’altro, riportavano
danni sostanzialmente differenti. In questi casi, le indagini geotecniche effettuate hanno
evidenziato che le fondazioni poggiavano su terreni a diversa composizione e che, quindi, hanno
“risposto” differentemente al passaggio delle onde sismiche.
Un fenomeno che può verificarsi a seguito del passaggio delle onde sismiche in un’area con
un’alta presenza di acqua nel sottosuolo è quello della liquefazione (Figura 24). Questo fenomeno
è la completa perdita di consistenza di un terreno, in genere sabbioso, dovuta ad un crescente
aumento della pressione esercitata dall’acqua sulle particelle solide. Quello che nella realtà si
verifica è che lo scuotimento provocato dal passaggio delle onde sismiche separa le particelle di
acqua da quelle solide facendo perdere coesione al terreno. La liquefazione è il pericolo maggiore
per aree soffici e sature di acqua in quanto può causare il crollo degli edifici. Nella Figura 24 sono
riportati alcuni effetti che questo fenomeno può causare.
Nella Letteratura odierna l’insieme di tutti gli elementi capaci di modificare le caratteristiche
locali del terreno interessato da un evento sismico, le variazioni correlate alle condizioni
geologiche e litologiche locali e ai diversi spessori dei suoli, vengono comunemente indicati come
effetti di sito. Questi effetti si ripercuotono sui fabbricati provocando variazioni della resistenza
degli stessi. E’ fondamentale, quindi, disporre di perizie geotecniche sull’area dove si ha intenzione
di costruire un edificio. La conoscenza della natura e del tipo del terreno su cui sono costruiti gli
edifici risulta, quindi, elemento determinante per la sicurezza dell’edificio e, come conseguenza,
delle persone che lo occupano.

Le conseguenze distruttive di un forte terremoto non si limitano al solo danneggiamento o,
nella peggiore delle ipotesi, al crollo degli edifici nell’area epicentrale. Il movimento violento del
terreno, può provocare danni alle infrastrutture quali, ad esempio, collasso di ponti, rottura delle
reti di distribuzione del gas e della corrente elettrica con possibilità di innesco di incendi,
lesionamento o crollo di dighe e conseguenti inondazioni, danneggiamento dei sistemi idrici e
fognari con probabili cause di inquinamenti ed epidemie. Inoltre, i danni che ne conseguono
possono a loro volta produrre vittime, compromettere la percorribilità delle strade e delle linee
ferroviarie con l’interruzione delle comunicazioni, l’arresto forzato delle normali attività umane
quotidiane. Alcuni esempi degli effetti indotti sono riportati in Figura 25.
Esempi di interruzione delle vie di comunicazione
Esempi di esplosioni ed incendi indotti dal terremoto

15. COMPORTAMENTO DEGLI EDIFICI IN CASO DI SISMA
Prescindendo dalla natura del terreno su cui è costruito, il comportamento degli edifici in caso
di terremoto è alquanto complesso. Per un edificio in cemento armato esso dipende dal tipo di
fondazioni, dalla qualità dei collegamenti tra vari elementi portanti verticali, i pilastri, ed
orizzontali, i solai e le coperture. Per gli edifici in muratura, invece, esso dipende da come sono
stati realizzati i collegamenti tra i muri portanti e i solai e tra i muri portanti e la copertura.
Le cause principali per cui una costruzione in muratura subisce gravi danni, cioè tali da definirla
“collassata”, sono dovuti principalmente a: rotture o ribaltamenti o a rotture per azioni di taglio.
Le rotture o ribaltamenti sono causati da non idonei o insufficienti collegamenti tra gli elementi
strutturali verticali e orizzontali e/o inpresenza di solai particolarmente deformabili e quindi
incapaci di distribuire la sollecitazione sismica ricevuta. Le rotture per azioni di “taglio” sono
dovute all’interazione dei vari elementi costruttivi sollecitati dell’azione sismica stessa o ad
evidenti discontinuità strutturali generate, ad esempio, dalla presenza di aperture di elevate
dimensioni e/o troppo ravvicinate.
Gli edifici, in generale, sono progettati per resistere alle sollecitazioni verticali, ad
quelle derivanti dal proprio peso, e da carichi accidentali, ad esempio il peso delle persone o cose.
Per le strutture in cemento armato ed in acciaio di elevate altezze è considerata anche la
resistenza all’azione del vento. Le onde sismiche generate da un terremoto inducono sui fabbricati
sollecitazioni sia verticali che orizzontali; queste ultime sono le più pericolose e sono la causa
principale dei danni che possono avere gli edifici (Figura 26). Nelle zone considerate sismiche,
quindi, la progettazione dei fabbricati avviene considerando anche le spinte orizzontali che
generano sugli edifici degli sforzi detti di taglio. Sia le costruzioni in muratura che quelle in
cemento armato, se ben progettate e realizzate, sono in grado di reagire bene agli sforzi di taglio,
garantendo in questo modo l’incolumità degli abitanti.
Un fenomeno che può verificarsi in caso di sisma quando due o più edifici sono posti a diretto
contatto è quello del martellamento. Due o più edifici contigui possono oscillare in modo
differente se sottoposti a sollecitazioni indotte da un sisma. Questo differente modo di oscillare fa
sì che un edificio “sbatta” contro l’altro e viceversa, creando danni con conseguente collasso
parziale o totale delle strutture (Figura 27).
Il fenomeno del martellamento è fortemente influenzato dalle caratteristiche costruttive degli
edifici. Per limitare questo fenomeno, le strutture portanti degli edifici in cemento armato di
elevata estensione, ad esempio, vengono interrotte da giunti tecnici che consentono le dilatazioni
termiche. In caso di sisma, spesso, detti giunti sono soggetti a rottura proprio a causa del
martellamento. Il fenomeno del martellamento può verificarsi anche quando le strutture portanti
di uno stabile sono realizzate con strutture miste, vale a dire, quando parte della struttura è
realizzata in muratura e parte in cemento armato. Anche in questo caso, i diversi modi di
oscillazione delle strutture in muratura e in cemento armato possono portare al collasso
dell’edificio.

16. L’EDIFICIO ANTISISMICO
Quando si verifica il crollo di un edificio a seguito di un forte terremoto si sente spesso dire che
“l’edificio non era antisismico”. Ma cosa si intende per “edificio antisismico”? Un edificio è definito
antisismico se progettato e realizzato con tecniche tali da resistere alle sollecitazioni indotte dalle
onde sismiche. In occasione di un terremoto di bassa Magnitudo un edificio antisismico non
dovrebbe riportare danni. In caso di forte terremoto i danni dovrebbero essere limitati alle sole
parti non strutturali, ad esempio alle tamponature e tramezzature per gli edifici in cemento
armato, mentre le parti strutturali, ad esempio pilastri e solai, non dovrebbero riportare danni o,
comunque, riportarne di molto lievi. Gli edifici in muratura, invece, possono subire anche danni
alle parti strutturali preservando, comunque, l’incolumità delle persone che li abitano. Nonostante
la maggiorazione dei costi, compresa tra il 10% e il 30%, realizzare un edificio in grado di resistere
alle sollecitazioni prodotte da un evento sismico è possibile applicando le normative in vigore e
rispettando le regole basilari del “buon costruire” che possono essere così riassunte:
– evitare di costruire su terreni franosi, detritici e la cui struttura è eterogenea; costruire, invece,
su terreni compatti e tali da assicurare stabilità all’edificio;
– evitare di realizzare edifici con forme irregolari in pianta, cioè senza i due assi di simmetria L, P, U
e T ortogonali (Figura 28a);
– evitare di realizzare edifici con forme irregolari in elevazione, cioè con grandi variazioni di
superficie in altezza e quindi con evidenti sporgenze o rientranze (Figura 28b);
– evitare di costruire edifici con irregolarità strutturali in elevazione, ad esempio grandi solette
pesanti su esili pilastri, oppure piani il cui peso proprio è superiore a quello del piano inferiore.

17. TIPOLOGIE STRUTTURALI DI UN EDIFICIO ANTISISMICO
Negli ultimi anni l’ingegneria ha compiuto approfonditi studi sul comportamento degli edifici in
caso di sisma. Questi studi hanno consentito l’identificazione di tipologie strutturali in grado di
sopportare lo scuotimento indotto dal passaggio delle onde sismiche. Per le costruzioni in
cemento armato i tipi di strutture antisismiche oggi più ricorrenti sono: strutture a telaio in
cemento armato, vale a dire, strutture nelle quali gli elementi portanti verticali, i pilastri, sono
solidali, ben incastrati, con gli elementi orizzontali come solai e coperture; strutture a pareti
portanti in cemento armato, cioè strutture costituite da pareti portanti in conglomerato
cementizio armato (continue o discontinue) che grazie all’armatura metallica (acciaio) posta al loro
interno forniscono una grande gamma di prestazioni statiche (resistenza a presso-flessione,
flessione, taglio, compressione semplice ed eccentrica). Questo tipo di struttura si presta bene per
la realizzazione di edifici di grandi dimensioni e strategici e/o speciali (Figura 29b).
Figura 29b: STRUTTURE A PARETI PORTANTI
Dal punto di vista meccanico gli elementi strutturali devono soddisfare alcuni requisiti
fondamentali quali:
– la rigidezza, ovvero la capacità che hanno gli elementi strutturali di opporsi alle deformazioni
prodotte dalle forze esterne quali quelle dovute al passaggio di onde sismiche. La rigidezza
condiziona la deformabilità della costruzione, l’oscillazione e la distribuzione delle sollecitazioni
sismiche;
– la duttilità, cioè la capacità di subire ed assorbire le sollecitazioni elastiche prodotte dal passaggio
di onde sismiche. La duttilità dipende dal giusto dimensionamento degli elementi strutturali e da
come e quanta armatura viene disposta all’interno degli stessi;
– la resistenza, ovvero la capacità di contrastare le sollecitazioni prodotte dalle forze esterne. La
resistenza di un edificio in caso di sisma è maggiore se vi è una adeguata distribuzione degli
elementi strutturali e se vi è un corretto dimensionamento degli stessi.
L’insieme di questi elementi concorre alla sicurezza dell’edificio. Sia la rigidezza che la
resistenza dipendono dalle dimensioni degli elementi strutturali. In generale, aumentando le
dimensioni di un elemento sollecitato si genera un aumento della resistenza e, quindi, un aumento
della sua rigidezza e, conseguentemente, della forza sismica assorbita. Quindi, affinché si abbia un
incremento di resistenza, si deve agire sia sulla distribuzione delle rigidezze, sia sui fattori di
resistenza.
Per le costruzioni antisismiche in muratura portante si possono distinguere due tipologie:
muratura ordinaria e muratura armata. La muratura ordinaria è costituita da elementi artificiali
pieni (mattoni, blocchi in cemento), e semipieni (mattoni e blocchi forati) dotati però di specifiche
caratteristiche di resistenza a compressione denominata f . La muratura armata, è costituita da
elementi sempre artificiali bk semipieni inglobati, però, ad apposite armature metalliche verticali
ed orizzontali. Il materiale che lega i vari elementi che formano la muratura portante è la malta
costituita, in proporzioni differenti, da cemento, sabbia ed acqua che, a sua volta, deve avere delle
caratteristiche di resistenza ed elasticità tali da collaborare in modo efficace alla resistenza della
struttura muraria nel suo complesso. Alcuni esempi sono riportati in Figura 30a.
La forma dell’edificio deve essere il più possibile regolare. In particolare, il rapporto tra il lato
minore e quello maggiore non deve essere inferiore a 1/3=0,333. Facendo un semplice esempio,
per un edificio di forma rettangolare avente il lato lungo L pari a m 7 ed in lato corto l pari m 3, il
rapporto L/l=0,42 che è maggiore di 0,333 valore necessario e sufficiente per soddisfare il
requisito.
Le principali caratteristiche costruttive che deve avere un edificio antisismico in muratura
portante sono:
– opportune opere di fondazioni continue con cordolo di collegamento in calcestruzzo armato;
– l’interasse, ovvero la massima distanza tra due muri portanti, non deve essere superiore a m 7;
– ad ogni piano deve essere realizzato un cordolo armato,cioè un elemento portante di piano, di
larghezza pari alla muratura sottostante;
– devono essere curati gli incastri tra le murature portanti;4
– i solai devono assolvere anche alla funzione di distribuzione di forze orizzontali
quindi quelle sismiche, devono cioè essere dotati di soletta rigida ben collegata al
cordolo perimetrale;
– la copertura non deve essere spingente, cioè non deve spingere sulle strutture verticali

Figura 30a: TIPI DI STRUTTURE IN MURATURA
Per comprendere il comportamento di un edificio antisismico è utile fare un semplice esempio.
Si consideri una scatola con i lembi superiori aperti. Intuitivamente, la scatola modificherà la
propria forma se verrà compressa lateralmente. Al contrario, se si sigillano i lembi superiori, se
cioè si collegano uno all’altro le pareti della scatola, la stessa non subirà deformazioni né
modifiche se verrà sollecitata allo stesso modo del caso precedente. Per un edificio valgono gli
stessi principi della scatola sigillata e cioè: gli elementi orizzontali, i solai, e quelli verticali, le
pareti, devono essere ben collegati tra loro (Figura 31). In questo modo si assicura la buona
stabilità della costruzione e, quindi, la quasi totale incolumità delle persone che occupano l’edificio
in caso di sisma.

18. COME COMPORTARSI IN CASO DI TERREMOTO
Un terremoto è un fenomeno naturale e, allo stato attuale delle conoscenze, è un fenomeno
non prevedibile. Un terremoto, inoltre, in quanto fenomeno naturale non uccide. La perdita di vite
umane che, purtroppo, si verifica in alcuni casi a seguito di un forte terremoto, è causata dal crollo
di fabbricati appartenenti al nostro patrimonio edilizio, spesso fatiscente e privo di manutenzione
anche ordinaria.
Per minimizzare i danni che i terremoti possono provocare è indispensabile, se si vive in una
zona ad alto rischio sismico, imparare a convivere con questi fenomeni naturali applicando
adeguate normative e seguendo alcune regole comportamentali.
Le semplici norme comportamentali che ognuno deve conoscere possono riferirsi a
tre momenti: prima, durante, dopo.
18.1 PRIMA DEL TERREMOTO
Se si vive in una zona ad elevato rischio sismico è fondamentale informarsi su quanto previsto
dai piani di Protezione Civile, nazionale e provinciale, e verificare l’esistenza di piani di Protezione
Civile a livello locale. La conoscenza della propria abitazione e, in particolare, l’ubicazione degli
interruttori di sicurezza dell’energia elettrica e dei rubinetti di arresto dell’acqua e del gas
concorrono notevolmente ad aumentare la sicurezza.

18.2 DURANTE IL TERREMOTO
Il terremoto non costituisce una minaccia diretta per la sicurezza delle persone. Se ci si trova in
un luogo chiuso è bene, però, sapere i posti più sicuri dell’edificio stesso e ricordare che anche la
caduta delle suppellettili può costituire una grave minaccia per l’incolumità. E’ molto importante
cercare di rimanere calmi e reagire con prontezza.

18.3 DOPO IL TERREMOTO
Al termine di una forte scossa, è bene uscire all’aperto se si è in un luogo chiuso, e seguire
alcune norme di comportamento per essere di aiuto alla comunità e per non intralciare i soccorsi.

19. PIANIFICAZIONE DELL’EMERGENZA IN CASO DI SISMA
La Protezione Civile è un insieme di attività svolte in maniera coordinata da tutte le
componenti istituzionali, dalla comunità scientifica, dal volontariato e dai cittadini stessi al fine di
tutelare l’incolumità delle popolazioni, dei beni, degli insediamenti e dell’ambiente dai danni e dal
pericolo di danni derivanti da calamità naturali. L’azione della Protezione Civile è rivolta alla
previsione e prevenzione dei Rischi Naturali e si concretizza attraverso il Programma di Previsione e
Prevenzione. Questo programma costituisce lo strumento coordinato inerente la rilevazione e la
previsione dei rischi nonché le azioni preposte alla mitigazione degli stessi. Oltre ai programmi di
previsione e prevenzione è necessario predisporre i piani di emergenza Comunali e Provinciali da
attuarsi nel caso si verifichi un evento calamitoso.
La Regione costituisce un punto di riferimento essenziale per la conoscenza del territorio e per
le funzioni di indirizzo e di coordinamento che, in via ordinaria, esercita nei confronti del sistema
delle autonomie locali. In questo ambito può concorrere efficacemente agli indirizzi della
pianificazione d’emergenza. Per rispondere alle “attività” proprie degli Enti locali in materia di
Protezione Civile, si potrebbe assumere per il comune di Vitulano un piano d’emergenza, cui
partecipino Prefetture, Province, Comuni e strutture operative di Protezione Civile per la
realizzazione delle attività di previsione, prevenzione, pianificazione e gestione dell’emergenza.
Al verificarsi di un evento sismico, la risposta del sistema di Protezione Civile è tanto più
efficace quanto più é preventivamente pianificata l’individuazione e la predisposizione degli spazi
necessari per le operazioni di assistenza alla popolazione e al ripristino delle funzioni primarie di
una comunità. Questo è, pertanto, uno degli obiettivi che le Amministrazioni locali devono
prefiggersi nell’ambito delle competenze in materia di programmazione dello sviluppo del
territorio e di tutela della pubblica incolumità. La pianificazione d’emergenza, attraverso l’analisi
degli elementi di rischio che insistono su una specifica area, sulle infrastrutture e sulle attività
socio-economiche che in essa si svolgono, può contribuire a sviluppare la consapevolezza, negli
Amministratori e Tecnici degli Enti locali e nei professionisti operanti nel campo urbanistico, che la
sicurezza delle comunità non è delegabile alla sola fase esecutiva degli interventi edilizi, ma è un
requisito che si modifica attraverso i modi d’uso del territorio, del patrimonio edilizio e delle
infrastrutturale. La pianificazione d’emergenza, quindi, non deve essere più intesa soltanto come
“censimento delle risorse” o come semplice “codificazione delle procedure di attivazione del
sistema di Protezione Civile in caso d’emergenza”, ma come strumento fondamentale per
consentire all’urbanistica di operare quel significativo passaggio culturale necessario ad
organizzare il territorio rispetto ai possibili rischi cui è esposto.

Gli ultimi recenti eventi sismici hanno definitivamente convalidata l’ipotesi di lavoro, formulata
a tutti i Comuni dal Servizio per la Protezione Civile delle Regioni, circa l’esigenza di individuare e
predisporre preventivamente aree idonee all’organizzazione delle operazioni di assistenza alla
popolazione nel rispetto dei tempi d’intervento propri di una situazione di emergenza. Queste
aree sono così definite:

Area o Aree di Attesa:
sono i luoghi di prima accoglienza per la popolazione. Possono utilizzarsi piazze, larghi,
parcheggi, spazi pubblici o privati ritenuti idonei e non soggetti a rischio e facilmente raggiungibili.
Il numero delle aree da scegliere è funzione della capacità ricettiva degli spazi disponibili e del
numero degli abitanti. In tali aree la popolazione riceverà le prime informazioni sull’evento ed i
primi generi di conforto nell’attesa dell’allestimento delle aree di ricovero.
Aree di Ricovero:
L’utilizzo di tali aree varierà per un periodo di tempo compreso tra poche ore a qualche giorno.
Area di Ammassamento soccorritori e risorse:
Tali aree dovranno essere ubicate in prossimità di nodi viari o comunque facilmente raggiungibili
da mezzi di grandi dimensioni. Inoltre, è preferibile che le aree identificate abbiano nelle
immediate vicinanze spazi liberi ed idonei per un eventuale ampliamento. Queste aree potranno
essere utilizzate per un periodo di tempo di pochi mesi.
Area o Aree di Ricovero della popolazione:
Rappresentano i luoghi in cui saranno installati i primi insediamenti abitativi. Esse dovranno
avere dimensioni ottimali per accogliere almeno una tendopoli e servizi campali rispondenti e
necessari a soddisfare le esigenze del caso. Anche queste aree dovranno essere ubicate in
prossimità di nodi viari o comunque facilmente raggiungibili da mezzi di grandi dimensioni nonché
avere nelle immediate vicinanze spazi liberi ed idonei per un eventuale ampliamento. Inoltre,
devono essere non soggette a rischio e facilmente attrezzabili con i servizi essenziali.
Da quanto sopra risulta che l’individuazione di spazi idonei ad assicurare una corretta gestione
delle operazioni necessarie al ripristino delle funzioni primarie di una comunità è uno degli
obiettivi che le Amministrazioni locali devono prefiggersi nell’ambito delle competenze in materia
di programmazione dello sviluppo del territorio e di tutela della incolumità della popolazione.

Bibliografia:
AA.VV. (1999). Cd-rom “SICURO’” Net Businnes Service s.r.l. Battipaglia (SA).
AA.VV. (2002). “Il Rischio Sismico”. Opuscolo informativo sul Rischio Sismico
edito dalla Regione Molise in collaborazione con l’Osservatorio Vesuviano INGV.
Alessio G., Godano C., Gorini A., (1990a). “A low magnitude seismic sequence
near Isernia (Molise, central Italy) in January 1986”. Pure Appl. Geophys. 134 (2),
243-260.
Alessio G., Esposito E., Gorini A., Luongo G., Porfido S. (1990b). “Identification of
seismogenic areas in the Southern Apennines, Italy” Annali di Geofisica, Vol.
XXXVI, n.1 April 1993, 227-235.
Wikipedia “L’enciclopedia libera”
Dipartimento della Protezione Civile
www.protezionecivile.it
Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (I.N.G.V.)
www.ingv.it
Osservatorio Vesuviano – Sezione di Napoli dell’I.N.G.V.
www.ov.ingv.it
Servizio Sismico Nazionale
www.serviziosismico.it
Sannio Europa

 

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