protezione nei confronti di azioni - Dipartimento di Strutture per l

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UNIVERSITA’ DEGLI STUDI DI NAPOLI
FEDERICO II
FACOLTA’ DI INGEGNERIA
CORSO DI LAUREA IN INGEGNERIA CIVILE
TESI DI LAUREA
PROTEZIONE NEI CONFRONTI DI AZIONI
CATASTROFICHE DA ERUZIONI VULCANICHE:
IL CASO VESUVIO
Relatore:
prof.
Candidata:
FEDERICO M. MAZZOLANI
Correlatrici:
prof.ssa
ing.
BEATRICE FAGGIANO
ANNA MARZO
DANIELA DE GREGORIO
Matricola 37/2246
ANNO ACCADEMICO 2006/2007
Daniela De Gregorio matr.37/2246
Protezione nei confronti di azioni catastrofiche
da eruzioni vulcaniche: il caso Vesuvio
INDICE
INDICE………………………………………………………………………...
1
INTRODUZIONE……………………………………………………………....
4
1. LE ERUZIONI…………………………………………………………………
5
1.1. IL FENOMENO NATURALE……………………………………………......
1.1.1. I vulcani……………………………………………………….
1.1.2. I prodotti delle eruzioni effusive……………………………...
1.1.3. I prodotti delle eruzioni esplosive…………………………….
1.1.4. La classificazione delle eruzioni esplosive…………………...
1.2. I VULCANI SUL TERRITORIO ITALIANO…………………………………...
1.2.1. Premessa………………………………………………………
1.2.2. Colli Albani…………………………………………………...
1.2.3. Campi Flegrei…………………………………………………
1.2.4. Ischia……………………………………………………….....
1.2.5. Stromboli……………………………………………………...
1.2.6. Lipari………………………………………………………….
1.2.7. Vulcano……………………………………………………….
1.2.8. Etna…………………………………………………………...
1.2.9. Isola Ferdinandea……………………………………………..
1.2.10. Pantelleria…………………………………………………….
1.3. I VULCANI NEL MONDO………………………………………………….
1.3.1. Premessa………………………………………………………
1.3.2. Merapi (Indonesia)……………………………………………
1.3.3. Big Island: Hawaii………………………………………….....
1.3.4. Ruapehu (Nuova Zelanda)……………………………………
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2. IL CASO VESUVIO…………………………………………………………...
60
2.1. LA TIPOLOGIA VULCANICA……………………………………………...
2.2. LA STORIA………………………………………………………………
2.2.1
Premessa………………………………………………………
2.2.2
L’eruzione delle pomici di Avellino…………………………..
2.2.3
L’eruzione del 79 d.C…………………………………………
2.2.4
L’eruzione del 1631…………………………………………..
61
62
62
66
67
70
2.2.5
L’eruzione del 1944…………………………………………..
2.3. IL PARCO NAZIONALE DEL VESUVIO……………………………............
2.4. IL PIANO NAZIONALE DI EMERGENZA…………………………………..
2.4.1. L’eruzione di riferimento……………………………………..
2.4.2. Le zone di rischio……………………………………………..
2.4.3. Il Piano Nazionale di Emergenza……………………………..
2.4.4. “Incertezze”…………………………………………………...
2.5. IL PROGETTO VESUVIUS 2000……………………………...................
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80
80
81
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88
89
3. IDENTIFICAZIONE E CARATTERIZZAZIONE DELLE AZIONI
ECCEZIONALI CONSEGUENTI LE ERUZIONI………………………………
3.1.
3.2.
3.3.
3.4.
3.5.
3.6.
3.7.
PREMESSA……………………………………………………………….
SISMA…………………………………………………………………...
FLUSSI PIROCLASTICI……………………………………………………
PRECIPITAZIONI DI TEPHRA……………………………………………...
COLATE DI LAVA………………………………………………………...
ALLUVIONI DA COLATE DI FANGO E LAHAR……………………………...
MAREMOTI (O TSUNAMI)………………………………………………..
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92
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4. IDENTIFICAZIONE DELLE TIPOLOGIE DI COSTRUZIONE NELLA ZONA
VESUVIANA………………………………………………………………….
125
4.1.
4.2.
4.3.
4.4.
EDIFICI IN MURATURA…………………………………………………...
EDIFICI IN CEMENTO ARMATO…………………………………………...
COSTRUZIONI MONUMENTALI IN MURATURA……………………………
COSTRUZIONI INDUSTRIALI……………………………………………...
4.4.1. Costruzioni prefabbricate in c.a. e in c.a.p……………………
4.4.2. Edifici monopiano in acciaio…………………………………
4.5. PONTI E VIADOTTI……………………………………………………….
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149
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159
5. IL RISCHIO VULCANICO……………………………………………………
164
5.1. PROCEDURA DI ANALISI DEL RISCHIO VULCANICO………………………
5.1.1. Premessa……………………………………………………...
5.1.2. Il Rischio vulcanico…………………………………………...
5.1.3. Stime di rischio per l’area napoletana………………………...
5.2. PREVISIONE SCENARI……………………………………………………
5.2.1. Premessa………………………………………………………
5.2.2
Simulatore Vulcanico Globale……………………………….
5.2.3. Progetto Exploris……………………………………………...
164
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5.2.4.
Metodo LURR………………………………………………...
180
5.3. ANALISI DEI DANNI TIPICI SULLE STRUTTURE IN MURATURA E IN C.A…...
5.3.1. Premessa………………………………………………………
5.3.2. Quadri fessurativi degli edifici in muratura…………………..
5.3.3. Quadri fessurativi degli edifici in c.a…………………………
183
183
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186
6. ANALISI DI VULNERABILITÀ……………………………………………….
189
6.1. PROCEDURA SAVE………………………………………………………
6.2.1. Premessa………………………………………………………
6.2.2. Indice sintetico di danno medio……………………………….
6.2.3. Tipologie strutturali verticali………………………………….
6.2.4. Peso dei parametri…………………………………………….
6.2. INDICI DI DANNO E DI VULNERABILITÀ NELL’INDAGINE
POST-TERREMOTO DELLE CHIESE………………………………………..
6.3. ESTENSIONE ALLA VULNERABILITÀ DA ERUZIONI VULCANICHE…………
189
189
189
191
193
7. ESEMPIO APPLICATIVO ANALISI PUSH-OVER…………………………….
198
7.1. PREMESSA……………………………………………………………….
7.2 MATERIALI………………………………………………………………
7.3 RISULTATI ANALISI……………………………………………………...
198
199
201
GLOSSARIO……………………………………………………………………
211
BIBLIOGRAFIA………………………………………………………………..
221
194
197
1.
LE ERUZIONI VULCANICHE
1.1.
IL FENOMENO NATURALE
1.2.1. I VULCANI
Figura 1. 1: Schema strutturale di un vulcano (Osservatorio Vesuviano)
I vulcani rappresentano delle aperture nella crosta terrestre attraverso le quali il magma,
una miscela incandescente di liquido, gas e cristalli che si trova all'interno della Terra,
fuoriesce in superficie risalendo lungo un condotto detto di alimentazione (Figura 1.1).
La zona di formazione dei magmi è detta sorgente. Essa si trova in genere nella parte
superiore del mantello terrestre, ma può anche essere ubicata nella crosta profonda o
5
intermedia. I magmi, attraverso una serie di canali ad andamento verticale,
possono
risalire direttamente in superficie dalla zona sorgente oppure, molto più comunemente, si
fermano nella crosta o al limite tra crosta e mantello (circa 35km di profondità) per
formare dei serbatoi (camere magmatiche, Figura 1.2) all’interno dei quali subiscono un
lento raffreddamento con cristallizzazione dei minerali. Di particolare interesse
vulcanologico sono le camere magmatiche che si formano a bassa profondità (4÷5km) al di
sotto di alcuni apparati vulcanici. In occasione di alcune grosse eruzioni effusive o
esplosive, le camere magmatiche superficiali si possono svuotare quasi completamente.
Ciò causa il crollo di parte del vulcano (Peccerillo).
Figura 1. 2: Dettaglio della camera magmatica
La superficie della Terra è costituita da una serie di placche rigide, le placche terrestri, in
continuo movimento le une rispetto alle altre sotto la spinta delle forze interne della Terra.
La maggior parte dei vulcani è concentrata lungo i margini delle placche che rappresentano
delle zone preferenziali per la risalita del magma verso la superficie, ovvero per il
verificarsi di un’eruzione. In ultima analisi, il magma riesce a risalire in superficie sotto
l’azione delle forze di pressione e di galleggiamento dovute ai moti interni della Terra e
alla presenza di gas disciolti nel magma stesso.
La natura e lo stato del magma determinano la tipologia del vulcano (Osservatorio
Vesuviano). Se il magma esce sotto forma di un liquido continuo con bolle di gas disperse,
si formano delle colate di lava e il vulcano è detto di tipo effusivo (Figura 1.3a). Questo
tipo di vulcano è caratterizzato da pendii lievi che si estendono anche decine di chilometri
e spesso viene detto anche “vulcano a scudo”, poiché la forma raggiunta non è conica, ma
appunto a scudo. L’Etna, ad esempio, appartiene a questa categoria. Viceversa, se il
magma viene emesso in modo violento sotto forma di getti di gas e particelle liquide e
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solide in esso disperse, il vulcano è di tipo esplosivo (Figura 1.3b). Questi vulcani sono
caratterizzati da pareti più ripide e da una sommità simile a un tronco di cono e sono noti
anche come “stratovulcani”. Il Vesuvio appartiene a questo secondo tipo anche se ha
prodotto colate di lava nel suo passato. Esistono ovviamente numerosi comportamenti
intermedi tra queste due categorie di vulcani che dipendono essenzialmente dal contesto
geologico in cui si trova il vulcano stesso.
a)
b)
Figura 1. 3: a) Eruzione effusiva . b) Eruzione esplosiva
La frequenza delle eruzioni dipende dal tipo di vulcano. Vulcani di tipo effusivo possono
essere in uno stato di attività continua o comunque eruttare con frequenza dell’ordine degli
anni (ad esempio l’Etna), mentre vulcani di tipo esplosivo possono avere anche lunghi
periodi di riposo (ad esempio il Vesuvio).
In Italia abbiamo sia vulcani attivi di tipo prevalentemente esplosivo, come il Vesuvio, i
Campi Flegrei e Ischia, sia vulcani di tipo effusivo come l’Etna, che rappresenta il vulcano
attivo più grande d’Europa. Vi sono poi le Isole Eolie, dove Stromboli, Vulcano, Lipari e
Panarea hanno eruttato negli ultimi 2000 anni circa. Nel Canale di Sicilia attività eruttiva
ha interessato anche l’Isola di Pantelleria, in età preistorica, e l’Isola Ferdinandea, alla fine
del 18° secolo. Infine, i Colli Albani, che hanno prodotto l’ultima eruzione intorno al 400
a.C. (Neri).
1.2.2. I PRODOTTI DELLE ERUZIONI EFFUSIVE
Le lave sono magmi eruttati in superficie. Esse possono formare ampie colate oppure
raffreddarsi immediatamente al di sopra del condotto vulcanico dando luogo a strutture
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cupoliformi dette duomi lavici.
Dal raffreddamento dei magmi si formano le rocce ignee (Peccerillo). Se il processo
avviene all’interno della terra le rocce prendono il nome di rocce ignee intrusive. Se il
raffreddamento avviene sulla superficie terrestre le rocce vengono dette ignee effusive. Le
rocce ignee sono costituite da minerali di varia natura, tra cui i più importanti hanno
composizione silicatica e sono rappresentati da olivina, anfiboli, pirosseni, biotite, feldspati
e quarzo.
Le proprietà fisiche dei magmi che rivestono maggiore importanza nella determinazione
dei caratteri di una possibile eruzione sono, essenzialmente, la composizione chimica, la
temperatura, la densità e la viscosità (Osservatorio Vesuviano).
a.
COMPOSIZIONE CHIMICA. Il componente chimico più abbondante in una roccia ignea (e
quindi nel magma da cui deriva) è di gran lunga la silice, variando dal 35 all’ 80%
circa in peso. In funzione del diverso contenuto in SiO2 è possibile classificare le
rocce ignee secondo uno schema che può essere utile per una discussione circa le
proprietà fisiche dei magmi. Sulla base di tale parametro si avranno, pertanto:
- rocce acide, con contenuto in silice >63%;
- rocce intermedie, con contenuto in silice compreso tra 63 e 52%;
- rocce basiche, con contenuto in silice compreso tra 52 e 45%;
- rocce ultrabasiche, con contenuto in silice <45%.
Molti tipi di rocce differenti possono essere compresi in ognuna di queste classi,
sicché essi potranno essere distinti sulla base di altri caratteri, quali il contenuto in
alcali o la saturazione in allumina.
La variazione di questi parametri si riflette sul comportamento reologico dei magmi e
quindi, in definitiva, sulle caratteristiche delle eruzioni che essi possono alimentare.
b.
TEMPERATURA. I vari magmi presenti in natura possono essere caratterizzati da
temperature estremamente variabili in funzione della composizione chimica e del
contenuto in H2O e CO2: in generale magmi più basici sono caratterizzati da più alte
temperature al momento dell’eruzione (nell’ordine dei 1000÷1200°C), mentre
magmi più acidi sono caratterizzati da temperature mediamente più basse (nell’ordine
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dei 700÷900°C). A parità di altre condizioni, un maggiore contenuto in componenti
volatili (H2O o CO2 nella maggior parte dei casi) tenderà ad abbassare le temperature
di solidus e liquidus di un fuso magmatico.
c.
DENSITÀ. La densità di un magma dipende anch’essa principalmente dalla sua
composizione, con magmi basici mediamente più densi di magmi acidi, anche se
l’effetto di temperature più alte può essere determinante nel ridurne il valore
qualunque sia la composizione chimica. La densità inoltre dipende strettamente dalla
pressione confinante, aumentando all’aumentare di quest’ultima.
d.
VISCOSITÀ. La viscosità può essere definita come la resistenza opposta da una
sostanza a deformarsi sotto l’azione di una sollecitazione meccanica applicata.
Si immagini di avere un fluido in quiete, confinato tra due piastre A e B (Figura 1.4).
Se si impone alla piastra A una forza che produca un moto con velocità v=dx/dt,
all’interno del flusso si stabilirà un gradiente di velocità pari a dv/dy. Il flusso cioè
comincerà a muoversi con velocità maggiore in prossimità della piastra A, secondo
una legge precisa.
Figura 1. 4: La viscosità
La forza applicata su A (F/A), sarà infatti proporzionale al gradiente di velocità
dv/dy, secondo un coefficiente di proporzionalità chiamato viscosità μ:
F / A = μdv / dy
(1.1)
In sintesi, la viscosità è un coefficiente che regola il moto di un fluido quando ad esso
viene applicata una forza F. L’equazione (1.1) può essere scritta come:
σ = σ 0 dv / dy
(1.2)
dove σ è uguale a F/A e dv/dy rappresenta la variazione di velocità lungo l’asse y.
9
Tutti i fluidi che obbediscono all’equazione (1.2) vengono definiti newtoniani. Per
essi la viscosità è indipendente dalla forza applicata, ed il rapporto tra forza e
spostamento segue una legge lineare (Figura 1.5).
Le sostanze newtoniane si deformano nel momento stesso in cui uno sforzo
infinitesimale viene applicato: sostanze di questo genere sono ad esempio l’aria e
l’acqua. Viceversa, sostanze in cui lo sforzo applicato non è in relazione lineare con
la velocità di deformazione vengono definite sostanze non newtoniane o pseudoplastiche. Quando, invece, una relazione lineare tra sforzo e velocità di deformazione
esiste a partire da un determinato valore di sforzo applicato che deve essere superato
prima che si abbia una apprezzabile deformazione, si parla di comportamento non
newtoniano di tipo Bingham, e le sostanze caratterizzate da questo tipo di
comportamento, vengono definite sostanze di Bingham. Il valore di sforzo che deve
essere superato perché in queste sostanze si realizzi una apprezzabile deformazione è
detto soglia di snervamento. In generale le lave (e quindi i magmi da cui esse
derivano) possono essere considerate con buona approssimazione come fluidi non
newtoniani caratterizzati da una soglia di snervamento, molto simili ad un fluido di
Bingham ideale.
In generale, il moto di un fluidi è regolato dalla seguente equazione:
σ = σ0 + μ
dv
n
dy
(1.3)
in cui σ è lo sforzo di taglio totale e σ0 è la soglia di snervamento (per una sostanza di
Bingham).
Per sostanze Newtoniane σ0=0 ed n=1; per sostanze pseudoplastiche σ0=0 ed n<1; e
per sostanze di Bingham σ0 ha un valore finito ed n=1 (Figura 1.5).
Figura 1. 5: Flussi newtoniani e di Bingham
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Figura 1. 6: Comportamento eruttivo dei magmi acidi e basici con diverso contenuto in gas
Considerazioni sulla viscosità dei magmi sono importanti perché essa influenza la
mobilità e la forma di lave eruttate come fluidi coerenti non frammentati, e perché
influenza la velocità di vescicolazione che rappresenta un fattore di importanza
determinante nel momento in cui ci si approssima ad una fase di frammentazione
esplosiva del magma. La viscosità, inoltre, unitamente alla soglia di snervamento di
un fluido, oltre a controllare la fluidità di un corpo lavico, ne può determinare anche
la geometria e la morfologia. Lave basiche, fluide e ricche in gas (Figura 1.6A)
danno eruzioni effusive accompagnate da fenomeni esplosivi di modesta entità quali
jet di lava alti fino a molte centinaia di metri (fontane di lava); le stesse lave, se
povere in gas, danno eruzioni effusive tranquille senza apprezzabili fenomeni
esplosivi (Figura 1.6B). Le lave acide, viscose ricche in gas danno eruzioni esplosive
di alta energia (Figura 1.6C); le stesse lave, se povere in gas, danno duomi lavici o
colate di modesto spessore (Figura 1.6D).
Figura 1. 7: Struttura degli accumuli di lave a cuscino sottomarine
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Tra colate basiche subaeree, invece, vale la pena citare due tipologie morfologiche estreme
indicate con i termini hawaiani pahoehoe e aa (Giacomelli).
Figura 1. 8: Colate di tipo pahoehoe
Le
COLATE DI TIPO PAHOEHOE
sono costituite da lave che derivano da magmi basici molto
fluidi che solidificano formando una superficie liscia o con strutture a corde più o meno
regolari (Figura 1.8).
Le corde consistono in corrugazioni della superficie alte pochi centimetri che si formano
per lo stiramento della sottile crosta superficiale provocato dal movimento del materiale
sottostante ancora fluido (Figura 1.9a).
Se il flusso di lava è arginato lateralmente, ai bordi si crea una resistenza allo scorrimento,
sia per l’attrito che per la perdita di calore più rapida al contatto con le rocce fredde,
mentre la parte centrale può muoversi più velocemente. In questo modo le corde si curvano
secondo l’andamento della corrente. Il rapido raffreddamento della parte esterna delle lave
pahoehoe permette di camminare sopra un flusso ancora in movimento e con temperature
intorno ai 1000° C nella sua parte più interna (Figura 1.9b). Il significato del termine
hawaiano esprime proprio questa proprietà dei flussi con superfici lisce.
Con la distanza dal cratere, lo spessore della crosta fredda superficiale aumenta e funziona
sulla lava sottostante come un coperchio che rallenta la dispersione del calore.
Il raffreddamento della superficie della colata parte dalle zone laterali e si propaga verso in
centro del flusso e in direzione della corrente fino a formare un vero e proprio tubo freddo
al cui interno continua a scorrere la lava calda.
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La formazione di tubi mantiene la lava calda e fluida, condizioni che le consentono di
percorrere lunghe distanze. I flussi pahoehoe, a parità di alimentazione al cratere, possono
raggiungere distanze maggiori rispetto a quelle di altre colate.
a)
b)
Figura 1. 9: a)Lava pahoehoe a corde del Vesuvio. b)Colata pahoehoe Etna
Quando il flusso di lava comincia a diminuire e il tubo è riempito solo in parte dal
materiale caldo, dal soffitto possono formarsi strutture simili a stalattiti per il
gocciolamento della lava incrostata. La forma è come quella di un candelotto di ghiaccio
oppure di un bastoncino ricoperto di gocce rotondeggianti di lava liquefatta dai vapori e dal
calore del flusso che scorre a un livello più basso.
A eruzione ultimata, i tubi di lava spesso restano vuoti, formando complessi sistemi di
gallerie. La volta del canale può cedere e collassare, creando sulla superficie lunghe
depressioni. La formazione di tubi è una caratteristica delle lave pahoehoe e difficilmente
in altri tipi di flussi si formano tunnel così ampi e numerosi.
Il fronte di una colata di lava pahoehoe che si allarga sul terreno ha i bordi leggermente
sollevati rispetto al suolo, in quanto l’attrito rallenta il movimento della parte basale. La
parte superiore può anche avanzare e scavalcare quella sottostante.
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Quando diverse colate pahoehoe di piccolo spessore, da qualche centimetro a poche decine
di centimetri, si susseguono rapidamente e si sovrappongono, solidificano formando una
serie di piccoli gradini.
La superficie di una colata pahoehoe può anche essere fratturata in lastroni irregolari, con
dimensioni di alcuni metri (Figura 1.10). Questo si verifica quando la superficie fredda
può diventare molto spessa come, ad esempio, in un tratto pianeggiante dove il flusso
rallenta. La lava defluisce e crea un vuoto sotto la crosta che può fratturarsi. In altri casi, la
crosta può essere spinta e rotta contro ostacoli nei punti in cui il flusso riprende velocità.
Le lastre di crosta fredda possono essere basculate, trascinate e ammucchiate una sull’altra
o anche essere inglobate nuovamente nella lava fluida.
Figura 1. 10: Lava a lastroni, Etna
I flussi di lava pahoehoe, essendo molto fluidi, si muovono rapidamente e, se di piccolo
spessore, avanzano rotolando con un movimento regolare. Quelli più grossi sono meno
mobili e si muovono formando grosse lingue rotondeggianti di lava.
L’incontro di irregolarità del terreno, o un incremento nel flusso al cratere, può aumentare
la spinta della massa calda interna e rompere la parte esterna in via di solidificazione. Dal
punto di rottura fuoriesce materiale caldo che avanza sul terreno formando digitazioni,
lingue e lobi rapidamente solidificati all'esterno, ma ancora caldi all’interno.
Il nucleo caldo può rompere nuovamente la crosta e produrre un altro getto di lava e altri
ancora in successione, fino a che le lingue diventano piccole, si raffreddano completamente
e si fermano. Molti flussi di lave pahoehoe avanzano in questo modo, per protrusione di
una lingua di lava da un’altra.
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Quando una colata pahoehoe incontra degli alberi, questi vengono avvolti dal flusso e
spesso lasciano nella lava l’impronta del tronco simile a un pozzo cilindrico (lava tree
molds).
Le strutture pahoehoe sono caratteristiche delle colate dei grandi vulcani hawaiiani, ma si
sviluppano in ogni tipo di lava con viscosità sufficientemente bassa. E’ frequente il caso di
colate con strutture pahoehoe vicino al cratere, quando sono ancora molto calde, che
cambiano stile con la distanza.
Le
COLATE DI TIPO AA
(Figura 1.11) sono colate più spesse delle pahoehoe, presentano la
superficie ricoperta da detriti prodotti dall’autobrecciatura della crosta, costituiti da blocchi
di lava con spigoli vivi (detti anche clinker) e con dimensioni fino ad un metro
(Giacomelli).
Figura 1. 11: Colata aa
Sono colate meno fluide delle pahoehoe o per differenza di composizione chimica (più
acide) o per una differenza di temperatura (meno calde). Una lava può essere molto fluida
vicino alla bocca eruttiva e assumere le caratteristiche di un flusso aa solo con la distanza.
Ovviamente, tranne che in alcune strutture a piccola scala, non si verifica il contrario.
La velocità di queste colate è in genere di qualche metro all’ora e comunque inferiore a
quella delle lave pahoehoe. Raramente, se non vicino alla bocca dove il canale di
scorrimento è abbastanza stretto, le colate aa formano tubi entro i quali il magma scorre
mantenendo alte temperature.
I blocchi che ricoprono la superficie delle colate aa sono in gran parte pezzi di crosta rigida
che viene fratturata dal movimento del materiale caldo sottostante (autobrecciatura). La
formazione della crosta fredda attraversa diversi stadi lungo il tragitto del flusso,
condizionata dalle variazioni di temperatura e di viscosità della lava.
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Vicino alla bocca, la temperatura è così alta che la lava ha un colore rosso-arancio, senza
crosta superficiale. Dopo pochi metri, si forma una sottile crosta vetrosa, di colore grigio,
ricoperta da filamenti e con strutture pahoehoe come corde e ondulazioni.
Entro un altro breve tratto, comincia a formarsi una superficie irregolare con protrusioni di
dimensioni decimetriche che danno alla colata l’aspetto irregolare di un cavolfiore
(cauliflower aa). Le forme rotondeggianti sono ricoperte da strutture millimetriche, dette
spine, tipiche delle lave aa con forma a cavolfiore.
Dopo le strutture a cavolfiore si formano delle brecce con frammenti più grandi e meno
spigolosi. Il tratto di colata ricoperto da brecce prende il nome di flusso brecciato (rubbly
aa). I frammenti meno spigolosi derivano da altri formatisi in precedenza e abrasi dagli
urti, ma nella maggior parte dei casi i blocchi si formano per autobrecciatura della crosta
solida.
I blocchi del flusso brecciato presentano una superficie ricoperta di piccole sporgenze
quasi angolari, simili a granelli di zucchero. Una decina di centimetri sotto la superficie, i
blocchi possono essere immersi in una matrice fine formata da questi granelli, staccati dai
frammenti soprastanti e caduti verso il basso.
La parte basale della colata, a contatto con il terreno, è più fredda di quella soprastante e
avanza più lentamente. Per questo motivo, la zona superiore del fronte tende a sporgere, a
frantumarsi e a far ricadere il detrito davanti alla massa che avanza e ai suoi lati.
La formazione di detrito e la sua caduta davanti al flusso continua per tutto il percorso
della colata e la lava scorre costantemente sopra il proprio detrito. In flussi lenti il
fenomeno si osserva facilmente, ma il processo è uguale anche in colate veloci. Il fronte di
una colata aa è composto da materiale fuso in movimento e da pezzi di materiale solido
che vengono trasportati (Figura 1.12).
Figura 1. 12: Fronte colata tipo aa
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Un flusso di lava aa compie gran parte del suo percorso del vulcano incanalato entro argini
(levées) la cui forma, dimensione e struttura evolvono al progredire dell’eruzione.
Il movimento del fronte di una colata avviene spingendo in avanti i frammenti solidi e
estrudendo tra il detrito pezzi di lava incandescente che possono avere la forma di strati
soffici o di protrusioni viscose.
Gli strati soffici hanno spesso strutture pahoehoe e avanzano anche di alcuni metri, fino a
che il fronte li riprende. Le protusioni viscose sono blocchi, anche di diversi metri, che si
strappano e ricadono dal fronte. La caduta è accompagnata da cascate di granuli
incandescenti che, al microscopio, appaiono di forma cubica.
Se una colata ha un fronte molto ampio, questo tende a dividersi in lobi. I lobi possono
avanzare tutti con la stessa velocità oppure alcuni possono rallentare e fermarsi e il flusso
si concentra in un fronte più stretto. Un fronte può dividersi in lobi anche quando più flussi
confluiscono in uno solo o per la rottura di un argine o quando la colata incontra un
ostacolo e si divide per aggirarlo.
1.2.3. I PRODOTTI DELLE ERUZIONI ESPLOSIVE
Nelle eruzioni vulcaniche esplosive il rapido rilascio e la decompressione dei gas
magmatici, o l’istantanea vaporizzazione di acqua esterna, determina la frammentazione
del magma prima che questo venga a giorno e la sua espulsione sotto forma di una vasta
gamma di prodotti piroclastici.
Se la frammentazione del magma è dovuta alla sola espansione esplosiva dei volatili
contenuti nel magma, l’eruzione è detta magmatica (Figura 1.13a). Se la frammentazione
avviene con il contributo di acqua di origine esterna (acqua di falda o superficiale) che,
venendo a contatto con il magma vaporizza espandendosi in maniera esplosiva, l’eruzione
viene detta freatomagmatica (Figura 1.13b). Nel caso in cui si abbia una esplosione dovuta
alla sola vaporizzazione di acqua di falda, senza che in superficie vengano eruttati
frammenti del magma che innesca l’esplosione, allora l’eruzione è definita freatica
(Osservatorio Vesuviano).
Nelle eruzioni esplosive si distingue la cosiddetta colonna eruttiva, costituita da una
dispersione gas-solido che si innalza verticalmente a partire dal centro eruttivo, sotto una
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spinta iniziale dovuta ai gas magmatici, e che, successivamente, in maniera convettiva
risale fino ad un’altezza alla quale comincia ad espandersi lateralmente, subendo in questo
l’azione del vento che tende a disperdere la nube in una direzione piuttosto che in un’altra.
a)
b)
Figura 1. 13: Eruzioni esplosive magmatiche (a) e freatomagmatiche (b)
In base a questa definizione è possibile dividere una colonna eruttiva in tre tronchi
(Osservatorio Vesuviano): una porzione inferiore sostenuta dalla spinta iniziale dei gas in
rapida espansione per decompressione; una parte superiore in cui l’instaurarsi di moti
convettivi dovuti al rilascio di energia termica da parte dei gas magmatici e delle particelle
juvenili, determina una ulteriore risalita della colonna fino ad un livello, detto di
galleggiamento neutrale, in cui la densità della sospensione gas-solido eguaglia quella
dell’atmosfera circostante; una parte definita ombrello, in cui la colonna si espande
radialmente e/o nella direzione del vento dominante, continuando a salire fino ad una
altezza massima sotto l’azione della sua quantità di moto (Figura 1.14).
I piroclasti sono il prodotto della frammentazione del magma nel corso di una eruzione
vulcanica esplosiva. In base alle loro dimensioni essi vengono distinti in: blocchi o bombe,
con dimensioni maggiori di 64mm; lapilli, con dimensioni comprese tra 2 e 64mm; ceneri,
con dimensioni inferiori a 2mm Queste ultime possono essere a loro volta suddivise in:
ceneri grossolane, con dimensioni comprese tra 0,0625 e 2mm; e ceneri fini, con
dimensioni inferiori a 0,0625mm.
L’accumulo di questi frammenti determina la formazione dei depositi piroclastici.
18
Figura 1. 14: Porzioni della colonna eruttiva
Esistono tre tipi basilari di depositi piroclastici, classificati in base al meccanismo di
trasporto e deposizione dei clasti. Essi sono: depositi piroclastici da caduta, da flusso e da
surge.
a.
In un’eruzione esplosiva, gli elementi clastici, formatisi a seguito dell’esplosione che
determina la frammentazione del magma, sono scagliati nell’atmosfera. Una parte di
essi ricade al suolo sotto l’azione della gravità dopo un trasporto più o meno lungo
secondo traiettorie balistiche; altri sono compresi a far parte della colonna eruttiva
che risale verticalmente attraverso l’atmosfera e che, espandendosi, si libera del
carico solido a diversa distanza dal centro eruttivo. In entrambi i casi il deposito che
si forma a seguito dell’accumulo delle particelle solide sotto la semplice azione della
forza di gravità, si definisce
DEPOSITO PIROCLASTICO DA CADUTA.
Essi possono
formarsi anche a seguito della deposizione delle particelle solide che formano le nubi
cineritiche coignimbritiche.
I costituenti fondamentali dei depositi piroclastici da caduta possono essere suddivisi
in juvenili e non juvenili a seconda che essi derivino dalla frammentazione del
magma che alimenta l’eruzione o che derivino dalla frammentazione di rocce
preesistenti.
19
b.
I
DEPOSITI PIROCLASTICI DA FLUSSO
sono quelli rilasciati da dispersioni gas-solido ad
elevata concentrazione di particelle, che si spostano lungo la superficie sotto l’azione
della gravità. Tali flussi sono caratterizzati da elevate temperature, possono essere
parzialmente fluidizzati e, come regola generale, sono controllati dalla topografia,
incanalandosi lungo le valli e colmando le depressioni. Tuttavia certi flussi pomicei
particolarmente violenti, messi in posto a velocità estremamente elevate, hanno la
capacità di sormontare barriere topografiche anche di alcune centinaia di metri di
altezza.
c.
I
SURGES PIROCLASTICI
sono dispersioni solido-gas molto espanse, turbolente, a bassa
concentrazione di particelle, che fluiscono lungo la superficie terrestre essendo solo
in parte influenzate dalla topografia. Il flusso è generalmente instabile ed effimero e
si realizza a seguito di un impulso (o di una serie di impulsi) la cui energia cinetica
decresce rapidamente.
1.2.4. LA CLASSIFICAZIONE DELLE ERUZIONI ESPLOSIVE
Il primo studio che descrive e classifica le eruzioni vulcaniche esplosive in relazione ai
depositi da caduta fu effettuato da Walker nel 1973 (Figura 1.15).
Figura 1. 15: Schema di classificazione delle eruzioni in base all’indice di dispersione (D)
e all’indice di Frammentazione (F) secondo Walker
20
Egli costruì uno schema quantitativo che si basa su un’accurata misurazione degli spessori
dei depositi da caduta e sull’analisi granulometrica degli stessi per determinare due
parametri: la dispersione (D) ed l’indice di frammentazione (F) del deposito (Figura 1.15).
La dispersione di un deposito da caduta (D) è definita come l’area racchiusa nella isopaca
che raccorda i punti in cui lo spessore del deposito è pari all’1% dello spessore massimo.
La frammentazione (F) invece è definita come la percentuale di particelle più fini di 1mm,
nel punto in cui l’asse di dispersione del deposito interseca l’isopaca che raccorda i punti in
cui il deposito ha uno spessore pari al 10% dello spessore massimo.
Questo schema di classificazione di Walker è di tipo genetico e prevede una prima
distinzione in due gruppi delle eruzioni esplosive (Figura 1.16).
Figura 1. 16: Diagramma dell’altezza della colonna eruttiva
in funzione dell’esplosività (grado di frammentazione)
Il primo gruppo comprende eruzioni magmatiche che, in ordine crescente di dispersione e
frammentazione, possono così essere schematizzate:
ERUZIONI HAWAIIANE, STROMBOLIANE,
SUB-PLINIANE, PLINIANE ed ULTRAPLINIANE.
Il secondo gruppo comprende le eruzioni freatomagmatiche e comprende due sole
categorie:
ERUZIONI SURTSEYANE
ed
ERUZIONI FREATOPLINIANE.
Questi due tipi di eruzione
occupano il settore del diagramma di Walker a più elevato grado di frammentazione,
mentre un tipo intermedio di eruzione in cui l’interazione tra acqua e magma gioca un
ruolo più o meno importante, che comprende le
ERUZIONI VULCANIANE,
si colloca in una
porzione centrale del diagramma (Osservatorio Vesuviano).
21
ERUZIONI HAWAIIANE. Tipiche dei vulcani delle Isole Hawaii, sono eruzioni caratterizzate da
abbondanti effusioni di lava, aventi viscosità molto bassa, che danno origine a vulcani a
scudo. Questi vulcani possono presentare una caldera sommitale al cui interno può
ristagnare un lago di lava (Figura 1.17a). All’inizio dell’eruzione i gas possono trascinare
per poche centinaia di metri in altezza brandelli di lava fusa dando luogo a fontane di lava
(spatter) che spesso, ricadendo al suolo si agglutinano; il magma arriva in superficie
degassato e forma, insieme con tutto ciò che ricade dalla fontana, un torrente di lava molto
fluida che scorre lungo le pendici del vulcano. Le eruzioni hawaiiane sono caratterizzate
da una bassa esplosività e manifestano scarsa efficienza nella conversione dell’energia
termica in energia meccanica, quindi gran parte dei prodotti è poco frammentata e dispersa
su aree limitate.
a)
b)
Figura 1. 17: Eruzione hawaiiana: a)Ristagno lago di lava. b)Fontana e colate di lava
Nell’attività di tipo hawaiiano (Figura 1.17b) la colonna eruttiva è essenzialmente
costituita da una fontana di lava che, salvo casi particolari, non supera i 200m di altezza, ed
è prodotta dall’emissione di getti di lava in via di frammentazione.
ERUZIONI
STROMBOLIANE.
Sono eruzioni tipiche del vulcano attivo di Stromboli (Isole
Eolie), caratterizzate dal susseguirsi di brevi esplosioni durante le quali brandelli di magma
incandescente vengono lanciati in aria e ricadono nelle vicinanze della bocca eruttiva
(Figura 1.18). I gas si espandono tumultuosamente, provocando fontane di lava alte fino a
2km nelle fasi avanzate dell’eruzione. L’attività stromboliana vera e propria deriva da una
successione di esplosioni singole, separate da intervalli di tempo brevi da 1 ora a pochi
minuti. Si ipotizza che quest’attività sia dovuta all’esplosione di singole bolle di gas di
dimensioni rilevanti che, muovendosi in un magma poco viscoso, raggiungono la
22
superficie libera del magma esplodendo. Se l’intervallo di tempo tra un’esplosione e la
successiva è tale da consentire la solidificazione della superficie esposta della lava nel
condotto, nel corso della seguente fase esplosiva, la crosta così formata sarà distrutta,
generando lastroni e blocchi di lava rappresa che vengono scagliati e depositati assieme
agli altri piroclasti. Se le esplosioni si susseguono in rapida successione, è possibile che si
formi una colonna eruttiva sostenuta che può raggiungere l’altezza di una decina di
chilometri.
Figura 1. 18: Eruzione stromboliana. Stromoli, ottobre 1997
I prodotti di questa attività esplosiva sono caratterizzati da una frammentazione
relativamente modesta del magma con una percentuale di cenere fine relativamente scarsa
(Walker, 1973). Le eruzioni stromboliane producono caratteristici depositi da caduta di
scorie; se la caduta di scorie assume una certa consistenza, le scorie saldandosi possono dar
luogo a bastioni.
ERUZIONI
VULCANIANE.
L’attività durante queste eruzioni è caratterizzata da un numero
variabile di esplosioni discrete separate da intervalli temporali di pochi minuti o di ore.
Queste esplosioni, che sono di brevissima durata, quasi dei colpi secchi simili a cannonate,
producono una serie di piccole colonne eruttive, alte 5÷10km (Figura 1.19), formate da
particelle molto sottili che vengono facilmente disperse dai venti, garantendo dispersioni
anche piuttosto elevate (porzione centrale del diagramma di Walker).
Le eruzioni di tipo vulcaniano sono caratterizzate da un magma più viscoso rispetto al caso
delle eruzioni stromboliane. Questo comporta che i gas si muovano verso la superficie con
molta più difficoltà e che la lava, nella parte alta del condotto, si solidifichi. Di
conseguenza i gas riescono a fuoriuscire una volta raggiunta una pressione elevata
rompendo l’ostruzione con un’esplosione violenta, tanto da coinvolgere a volte la sommità
23
stessa del cono vulcanico. Il magma che erutta trascina con sé numerosi brandelli della
vecchia ostruzione mentre dal cratere si alza una gran nube a forma di fungo, di colore
scuro per la grande quantità di ceneri vulcaniche trasportate in sospensione da gas e da
vapori.
Figura 1. 19: Eruzione vulcaniana. Le nuvole piroclastiche che scorrono
lungo i fianchi sono surge e colate piroclastiche
Le eruzioni vulcaniane derivano il loro nome dall’Isola di Vulcano nell’arcipelago delle
Eolie, dove sono avvenute eruzioni con queste caratteristiche.
ERUZIONI
PLINIANE.
Si definisce con il termine pliniana (da Plinio il Giovane, che per
primo ne descrisse una nell’eruzione del Vesuvio del 79 d.C.) un’eruzione particolarmente
violenta che produce la fuoriuscita dal condotto di un getto di gas ad alta velocità carico di
pomici e ceneri; queste originano una colonna eruttiva alta da alcuni chilometri fino ad
alcune decine di chilometri (Figura 1.20), che garantisce una accentuata dispersione areale
(D>500km2) dei depositi da caduta.
Le eruzioni pliniane sono eventi ad alta energia in cui un flusso turbolento e continuo,
approssimativamente stazionario, di magma frammentato e gas viene rilasciato
nell’atmosfera. Il tasso eruttivo nel corso di una eruzione pliniana è controllato dal
gradiente di pressione tra la camera magmatica e la superficie, dalle dimensioni del
condotto e dalla viscosità e contenuto in volatili del magma. Molto spesso le singole
24
eruzioni pliniane sono caratterizzate da un progressivo aumento del tasso erutivo: questo
fatto va messo in relazione col progressivo aumento del diametro del condotto in seguito
all’erosione dovuta alla miscela in rapida risalita. I prodotti di molte eruzioni pliniane
indicano la transizione da una attività di caduta ad una di flusso, generalmente attribuita al
collasso della colonna eruttiva.
Figura 1. 20: Eruzioni pliniane
Le maggiori eruzioni pliniane conducono spesso alla espulsione rapida di talmente tanto
magma sotto l’edificio vulcanico, che questo tende a collassare parzialmente o totalmente
per formare una grande depressione detta caldera, di forma in genere circolare. La
rimozione del magma conduce alla perdita del supporto strutturale della roccia sovrastante,
portando al collasso del suolo ed alla formazione della grande depressione. Le caldere sono
quindi diverse dai crateri, che sono in generale depressioni più piccole, ancora spesso
circolari, ma create direttamente da fenomeni esplosivi nel corso di una eruzione.
ERUZIONI
SUB-PLINIANE.
Si tratta di eruzioni con depositi da caduta che differiscono da
quelli precedentemente descritti, principalmente in termini di dispersione (D compreso tra
5 e 500km2) e di volume. L’aspetto di un deposito subpliniano è molto simile a quello di
un deposito pliniano ma, talora, può essere maggiormente evidente una stratificazione
interna dovuta a variazioni granulometriche che riflettono una maggiore instabilità della
colonna eruttiva.
ERUZIONI
ULTRAPLINIANE.
Sono le eruzioni con più alto grado di esplosività e di
conversione dell’energia termica in energia meccanica.
25
I depositi ultrapliniani, costituiti prevalentemente da materiale fino, presentano le stesse
caratteristiche di quelli pliniani, ma con volumi (fino a 1000 km3) e dispersioni (>500km2)
molto maggiori. Tali depositi sono connessi con la formazione di colonne eruttive che
possono raggiungere altezze di circa 50 km.
Figura 1. 21: Eruzione surtseyana
ERUZIONI SURTSEYANE. Quando l’acqua esterna ha accesso al condotto, come per esempio in
un lago o in un mare relativamente basso, l’esplosività dell’eruzione può aumentare dando
luogo ad una minuta frammentazione del magma. Tali eruzioni prendono il nome di
surtseyane, dall’attività vulcanica eruttiva che ha dato luogo alla formazione dell’Isola
islandese di Surtsey, 1963-1967 (Figura 1.21).
Quando le colonne eruttive sono limitate e l’area di dispersione ridotta, l’indice di
frammentazione dei prodotti è sempre molto alto (F è circa il 100%), per le condizioni di
esplosività create dall’interazione acqua-magma.
ERUZIONI
FREATOPLINIANE.
Il termine freatopliniano è stato introdotto in letteratura come
corrispondente idrovulcanico di pliniano. Le eruzioni freatopliniane danno luogo a alte
colonne eruttive (di altezza comunque inferiore a quella delle corrispondenti eruzioni
magmatiche) il cui sostentamento è spesso impedito dalla bassa temperatura della miscela
gas-particelle. La dispersione dei depositi da caduta featopliniani è molto ampia e la
26
frammentazione è prossima al 100%. I depositi sono spesso finemente laminati e, in zona
prossimale sono intercalati a depositi da surge e da flusso piroclastici.
1.2.
I VULCANI SUL TERRITORIO ITALIANO
1.2.1. PREMESSA
I vulcani italiani attivi sono quelli siciliani (Isole Eolie, Etna e Canale di Sicilia) e quelli
campani (Vesuvio, Campi Flegrei e Ischia), oltre ai Colli Albani. (Figura 1.22, Tabella
1.1).
Figura 1. 22: Vulcani attivi in Italia (Osservatorio Vesuviano)
27
I termini per stabilire se un vulcano inattivo deve essere considerato definitavamente
spento o meno non sono molto precisi essendo i tempi di un vulcano, e in generale i tempi
geologici, troppo lunghi per l’osservazione umana. Ritenere che un vulcano non tornerà in
attività richiede una certa cautela, dal momento che si conoscono vulcani i cui periodi di
riposo si sono protratti per molte centinaia di anni (Giacomelli).
HMAX [m]
ULTIMA ERUZIONE
COLLI ALBANI
949
11.400 anni fa
VESUVIO
1281
1944
CAMPI FLEGREI
458
1538
ISCHIA
789
1302
STROMBOLI
926
Attività persistente
LIPARI
602
729
VULCANO
500
1888-90
ETNA
3350
03/2005
ISOLA FERDINANDEA
-8
1831
PANTELLERIA
836
1891
Tabella 1. 1: Altezza massima ed ultima eruzione
dei vulcani italiani attivi (Osservatorio Vesuviano)
Di seguito si riporta una descrizione dei vulcani italiani attivi, rimandando al Capitolo 2
per il Vesuvio.
1.2.2. COLLI ALBANI
Figura 1. 23: I Colli Albani
I Colli Albani (Figura 1.23) sono considerati un vulcano quiescente, cioè un vulcano in
cui il tempo trascorso dall’ultima eruzione è inferiore a quello intercorso in media tra una
fase eruttiva e la successiva: l’ultima fase eruttiva risale a circa 30.000 anni fa, con la
deposizione del Peperino di Albano, un tufo granulare di consistenza litoide già
largamente usato dai romani come materiale da costruzione e decorativo (lapis albanus),
mentre i cicli eruttivi si sono alternati con pause di circa 45.000 anni (Di Buduo).
28
L’EVOLUZIONE DEI COLLI ALBANI. L’attività vulcanica ha avuto inizio circa 600.000 anni
fa ed è stata caratterizzata dall’alternarsi di eruzioni esplosive ed effusive in tre distinte
fasi succedutesi nel corso del tempo.
Alla prima metà della storia eruttiva appartengono depositi di colate piroclastiche (come
quelle che hanno investito Pompei), depositi da ricaduta e colate laviche, emessi da un
grande edificio vulcanico, che rappresentano insieme il 70% del volume totale dei
prodotti albani (fase del Tuscolano-Artemisio). Tali depositi rappresentano anche quelli
caratterizzati dalla più ampia diffusione areale e si ritrovano diffusamente nell’area
urbana di Roma. Al termine di questa prima fase lo svuotamento della camera magmatica
ha comportato il collasso della parte centrale del vulcano e la formazione di una vasta
depressione, la Caldera Tuscolano-Artemisia: il grande anello che circonda la parte
centrale dei Colli Albani rappresenta ciò che rimane dell’originario apparato vulcanico
centrale (Figura 1.24).
A partire da circa 300.000 anni fa l’attività vulcanica è ripresa all’interno della caldera
(fase delle Faete), portando alla costituzione di un piccolo stratovulcano (edificio delle
Faete), ma con emissione di un volume di prodotti notevolmente inferiore. Merita però
menzione la colata di Capo di Bove sulla quale corre la via Appia Antica (regina viarum)
per circa 10 km: tale colata lavica si arresta in corrispondenza della tomba di Cecilia
Metella (dove sono presenti dei fregi che raffigurano delle teste di bue, da cui il nome),
dove l’Appia Antica sale sul fronte della colata con una brusca pendenza, e rappresenta,
assieme alle altre lave di composizione simile, il materiale con cui i Romani
pavimentavano con grossi blocchi le strade (basolato) e di cui sono costituiti i famosi
sampietrini.
L’ultima fase vulcanica dei Colli Albani è avvenuta a partire da circa 200.000 anni fa sul
versante occidentale, in corrispondenza di diversi crateri di varia grandezza (Albano,
Nemi, Ariccia, Prata Porci, Castiglione, etc.) oggi in parte occupati da laghi. Esplosioni
parossistiche ad altissima energia con materiale magmatico ricco di gas (fase
freatomagmatica) hanno prodotto depositi caratterizzati da ceneri finissime con inclusi
delle rocce attraversate, come il già citato Peperino di Albano.
29
Figura 1. 24: Modello digitale del terreno dell’area dei Colli Albani (Di Buduo)
FENOMENI. L’area dei Colli Albani è notoriamente una zona sismogenetica: i periodi di
attività più intensa si ripetono all’incirca ogni 30 anni e raggiungono intensità massime
dell’ VIII grado della scala Mercalli a causa della bassa profondità degli ipocentri (le
zone nel sottosuolo dove si originano i sismi), compresi tra i 2 e i 6 km, in
corrispondenza delle zone dove sono avvenute le eruzioni più recenti (laghi di Albano e
di Nemi, e altri crateri eccentrici).
Misurazioni condotte lungo una linea di capisaldi hanno permesso di evidenziare un
fenomeno di deformazione lenta del suolo, analogo a quello di molti vulcani considerati
attivi, con sollevamenti fino a 30cm in circa 50 anni (il tasso di sollevamento è diminuito
negli ultimi anni).
30
Un fenomeno interessante è il trabocco delle acque del Lago di Albano, che ha provocato
fino in epoca romana violenti episodi di alluvionamento nella zona di Ciampino. A tale
fenomeno è forse ascrivibile la realizzazione del canale di drenaggio del Lago di Albano,
alle soglie del IV secolo a.C., ed anche un precedente simile intervento da parte degli
Etruschi. La risalita del livello del lago è probabilmente dovuta all’immissione di ingenti
volumi di CO2 e di acque calde sul fondo durante eventi sismici, con conseguente risalita
in superficie delle acque profonde e liberazione di gas, fino alla fuoriuscita dell’acqua dal
bordo più basso del cratere prospiciente la piana di Ciampino e l’innesco di imponenti
flussi di detrito (debris flows). La zona dei Castelli Romani è interessata da un reticolo
idrografico ben sviluppato; i corsi d’acqua hanno approfondito le proprie valli durante lo
stazionamento basso del livello marino nel corso dell’ultima epoca glaciale (fino a -110
metri rispetto all’attuale); nella zona di Ciampino (chiamata infatti piana di Ciampino) i
depositi delle colate hanno riempito le depressioni, generando una vasta zona
pianeggiante allungata verso nord-ovest, su cui tra l’altro è stato realizzato l’aeroporto.
Le manifestazioni più evidenti e conosciute del vulcanismo dei Colli Albani sono, però,le
emanazioni gassose dal sottosuolo (Figura 1.25).
Figura 1. 25: Modalità di infiltrazione dei gas all’interno delle abitazioni
(Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia)
31
I gas che vengono liberati sono diossido di carbonio (anidride carbonica, CO2), disolfuro
di idrogeno (H2S) e radon (Rn): tutti e tre questi gas sono pericolosi per gli esseri viventi
e ad elevate concentrazioni (CO2 e H2S) possono essere addirittura mortali, mentre il
radon e i prodotti del suo decadimento sono la principale causa di esposizione alla
radioattività naturale e rappresentano la seconda causa per tumore al polmone nel mondo
dopo il fumo.
L’emissione dei gas dal sottosuolo avviene in maniera all’incirca continua in
corrispondenza di fratture lungo le quali essi risalgono verso la superficie, ma può subire
un incremento in concomitanza di eventi sismici o per cause antropiche, come scavi per
fondazioni e realizzazioni di pozzi. Le zone di maggior emissione sono storicamente
conosciute e costantemente monitorate, come per esempio Cava dei Selci nel comune di
Marino.
Questi gas sono più pesanti dell’aria e quindi in mancanza di ventilazione ristagnano
nelle depressioni: all’aperto possono essere dannosi soprattutto per la vegetazione e per
gli animali, mentre nelle abitazioni possono affluire lungo piccole fratture nel suolo o da
tubi e condutture e ristagnare presso il pavimento nei locali seminterrati. Il radon viene
anche rilasciato dai blocchi di lava e di tufo con cui sono costruiti i muri, in seguito al
decadimento di elementi radioattivi contenuti in piccole percentuali nei prodotti
vulcanici.
Anidride carbonica e radon sono incolori e insapori, mentre il disolfuro di idrogeno è
facilmente individuabile a causa del caratteristico odore di uova marce.
Le norme di comportamento (a cura del Dipartimento Protezione Civile, dell’I.N.G.V. e
dei Comuni di Marino e di Ciampino) sono le seguenti: aerare sempre i locali, chiusi da
molto tempo, prima di accedervi (cantine, garage, lavatoi); non utilizzare locali interrati e
seminterrati per attività abitative, lavorative, ricreative e soprattutto per ricovero
notturno; vietare l’accesso negli scantinati ai bambini, se non accompagnati da adulti;
dotare i locali interrati e seminterrati di un impianto di ventilazione forzata, per garantire
un’adeguata circolazione dell’aria e impedire pericolosi accumuli di gas tossici negli
ambienti chiusi; evitare la permanenza prolungata in strutture depresse, eventualmente
presenti all’esterno delle abitazioni (piscine vuote, canali di raccolta delle acque, cisterne
interrate, pozzi, etc.) e accedervi con grande prudenza, avendo l’accortezza che
all’esterno della struttura vi sia qualcuno in grado di portare soccorso.
32
1.2.3. CAMPI FLEGREI
I Campi Flegrei sono un’area vulcanica della Campania, formata da una serie di vulcani
monogenici cresciuti all’interno di una caldera (Figura 1.26).
Figura 1. 26: I Campi Flegrei
L’attività vulcanica della zona a Nord-Ovest di Napoli, dove sono collocati i Campi
Flegrei, inizia intorno a 150.000 anni fa, sull’isola d’Ischia e successivamente sull’isola di
Procida, mentre nei Campi Flegrei veri e propri le prime manifestazioni sono avvenute
probabilmente più tardi e in ambiente sottomarino (Giacomelli). L’area deve essersi poi
lentamente sollevata e le lave del Monte di Cuma sono state eruttate in ambiente subaereo.
Intorno a 34.000 anni fa, in una gigantesca eruzione, forse la maggiore avvenuta in Italia
nel Quaternario, vennero eruttati di circa 80km3 di magma. I prodotti di questa eruzione,
chiamati Ignimbrite Campana, ricoprono tutta la Campania con spessori fino a oltre cento
metri e si ritrovano sui primi versanti dell’Appennino fino a quote di 600÷800m.
33
Differenti pareri considerano l’Ignimbrite Campana prodotta da una sola eruzione
localizzata nei Campi Flegrei o da più eventi e da diversi centri eruttivi.
I prodotti successivi all’Ignimbrite Campana, formano una successione di tufi, con un’età
compresa fra 21.000 e 14.000 anni, che si ritrovano nella città di Napoli e al bordo
occidentale dei Campi Flegrei.
Intorno ai 12000 anni fa un’altra grossa eruzione, o una serie di eruzioni, sconvolsero la
zona. Il deposito di questa fase eruttiva, il cui volume è stimato dell’ordine dei 20÷50km3,
è chiamato Tufo Giallo Napoletano. Dopo questa eruzione l’area collassò, formando la
caldera dei Campi Flegri.
L’attività post-calderica è testimoniata sul bordo della caldera dal cono di tufo del Gauro,
datato circa 10.000 anni. Una grossa eruzione pliniana, detta delle Pomici Principali,
avviene nell’area orientale dei Campi Flegrei intorno a 8.000 anni fa.
Probabilmente questa eruzione esplosiva è stata seguita dall’eruzione che ha costruito
l’attuale isola di Nisida e forse anche da un’altra sul cui bordo craterico relitto si è formata
successivamente la Solfatara di Pozzuoli.
Dopo questi eventi, la formazione di un suolo umificato (paleosuolo) indica una stasi di
attività. Intorno a 6.000 anni fa, la parte centrale dei Campi Flegrei comincia a sollevarsi. Il
movimento del suolo è testimoniato a Pozzuoli da uno strato di sedimenti marini rialzato
sopra il livello del mare di circa 40m.
Questo fenomeno non è esclusivo dei Campi Flegrei: in numerose caldere si osserva, dopo
le grandi eruzioni che causano il collasso del tetto della camera magmatica, un
rigonfiamento della parte centrale della caldera che viene ricollegato alla risalita verso
livelli più superficiali del magma non ancora eruttato.
Fra 4.500 e 3.500 anni fa, nei Campi Flegrei l’attività eruttiva ritorna intensa. Si collocano
in questa fase le eruzioni di Astroni e di Monte Spina. Sembra anche probabile che nello
stesso punto si siano succedute eruzioni di stile diverso, come nel caso di Astroni, dove
l’effusione di un duomo lavico è seguita da una fase esplosiva, senza variazione nella
composizione chimica dei prodotti.
Il cratere del Senga mostrava tre distinti recinti vulcanici, a testimonianza di diversi eventi
esplosivi succedutisi nello stesso punto. Anche il cratere della Solfatara e il duomo di
Monte Olibano sono collegati a un solo sistema di alimentazione e la formazione di un
duomo lavico precede anche l’eruzione esplosiva di Monte Spina.
34
Le ultime eruzioni di questa fase sono quelle di Senga e di Averno.
Ancora non si hanno datazioni sicure dei vulcani che si trovano sulla direttrice che va da
Capo Miseno all’Averno, ma nuovi dati archeologici indicano che almeno uno di questi
(Fondi di Baia) si è formato in epoca recente, in quanto i suoi prodotti ricoprono un
insediamento dell’Età del Bronzo.
Molte eruzioni dei Campi Flegrei sono state di tipo esplosivo, probabilmente causate dal
contatto del magma con acqua esterna. E’ difficile dire se l’acqua derivasse da falde
acquifere sotterranee o se, almeno in parte, l’area non si trovasse in ambiente di mare basso
o lacustre. Va ricordato che tutta la zona di Agnano, fino all’inizio del secolo, era un lago.
Ad esempio, l’eruzione di Astroni dopo le fasi esplosive ha una fase finale effusiva. Può
essere che, dopo l’interazione con acqua esterna e le fasi esplosive, fosse venuta a cessare
l’interazione con l’acqua o per esaurimento della falda, o perchè il recinto vulcanico
appena costruito impediva all’acqua del lago circostante di giungere a contatto con il
magma.
Dopo questa fase di attività, segue un lungo riposo e il suolo, nella parte centrale dei
Campi Flegrei, si abbassa lentamente. In epoca romana, la continua subsidenza costrinse a
incessanti lavori di riparazione e bonifica della via Erculea che correva davanti al lago
Lucrino. Gli edifici romani che si trovavano lungo la costa furono lentamente sommersi e,
intorno al IX secolo d.C., la città di Pozzuoli giaceva sommersa sotto un braccio d’acqua.
Questo fenomeno, cui venne dato il nome di bradisismo (un termine che deriva dal greco e
che significa lento movimento del suolo), è probabilmente legato al progressivo
riaggiustamento del sottosuolo dopo l’emissione dei grandi volumi di magma che era
avvenuta nelle eruzioni precedenti.
Intorno al 1502 gli abitanti di Pozzuoli notarono che si andavano formando nuovi lembi di
spiaggia. Nel 1536 si cominciarono ad avvertire dei terremoti nella città che divennero
continui e violenti nell’ultima settimana del settembre 1538.
Il 27 e 28 settembre il mare parve ritirarsi dal villaggio Tripergole, in prossimità del lago
d’Averno. All’una di notte del 29 settembre, vicino al mare si formò un rigonfiamento dal
quale fuoriusciva acqua fredda. Rapidamente quest’acqua si trasformò in una nube di
vapore mista a fango che si innalzava nel cielo formando una caratteristica colonna a
fungo. In pochi giorni l’eruzione costruì una montagnola alta circa 130m che venne
35
chiamata, con scarsa immaginazione, Monte Nuovo e che rappresenta l’ultimo evento
eruttivo dei Campi Flegrei.
1.2.4. ISCHIA
L’isola d’Ischia è un campo vulcanico che si erge per circa 900m dal fondo del mare,
nella parte nord-occidentale del Golfo di Napoli. Essa copre un’area di circa 42km2 e
raggiunge un’altezza massima sul livello del mare di 787m, in corrispondenza del Monte
Epomeo (Figura 1.27), situato nella parte centrale dell’isola.
Figura 1. 27: L’isola di Ischia
Quest’ultimo non è un edificio vulcanico ma bensì il risultato del sollevamento di rocce
vulcaniche avvenuto negli ultimi 30.000 anni. La maggior parte dell’isola è costituita da
depositi di eruzioni sia effusive che esplosive che hanno costruito edifici vulcanici alcuni
dei quali ancora ben visibili, altri del tutto smantellati o sepolti. Molto diffusi sono anche i
36
depositi di frane derivanti dall’accumulo e la cementazione di frammenti di rocce
vulcaniche preesistenti (Osservatorio Vesuviano).
L’evento che ha segnato indelebilmente la storia geologica dell’isola è senza dubbio
l’eruzione del Tufo Verde dell’Epomeo. Tale eruzione, avvenuta circa 55.000 anni fa,
determinò lo sprofondamento della parte centrale dell’isola, con la formazione di una
caldera. Successivamente a questa eruzione l’attività vulcanica è stata condizionata da un
complesso fenomeno di risorgenza del fondo calderico, iniziato circa 30.000 ani fa, che ha
portato al sollevamento delle rocce depositatesi nella caldera (inizialmente sommersa dal
mare) fino a formare l’attuale Monte Epomeo (alto 787m).
Gli studi condotti hanno reso possibile una suddivisione della storia vulcanica dell’isola nel
modo seguente.
VULCANISMO
PIÙ ANTICO DELL’ERUZIONE DEL
TUFO VERDE
DELL’EPOMEO.
Sin da 150.000
anni (età delle rocce più antiche datate) si registra attività vulcanica sull’isola, anche se
sono visibili in affioramento rocce più antiche di cui non è nota l’età. Verosimilmente
esisteva un complesso vulcanico, oggi in buona parte eroso e sepolto, i cui resti si
rinvengono nel settore sud-orientale dell’isola. I prodotti dell’attività successiva alla
formazione di questo complesso sono costituiti da piccoli duomi lavici situati lungo le
coste dell’isola ed hanno un’età compresa tra 150.000 e 74.000 anni.
ERUZIONE DEL TUFO VERDE DELL’EPOMEO (55.000 ANNI) . L’eruzione, fortemente esplosiva,
del Tufo Verde dell’Epomeo è responsabile della formazione di una caldera che
verosimilmente occupava la zona in cui oggi si trova la parte centrale dell’isola.
L’eruzione del Tufo Verde determinò la formazione di flussi piroclastici che andarono a
colmare parzialmente la depressione calderica, frattanto invasa dal mare, ed a ricoprire in
parte le zone allora emerse. Il Tufo Verde depositato in ambiente subacqueo è attualmente
esposto al M. Epomeo e si distingue per la tipica colorazione verde dovuta al lungo
contatto con l’acqua di mare. Il Tufo Verde depositato in ambiente subaereo, è attualmente
esposto al M. Vico, a Sant’Angelo ed alla Scarrupata di Barano, lungo la periferia
dell’isola; esso non presenta colorazione verde.
37
VULCANISMO DI ETÀ COMPRESA TRA 55.000 E 33.000 ANNI. Dopo l’eruzione del Tufo Verde,
l’attività vulcanica è proseguita con una serie di eruzioni esplosive, fino a circa 33.000 anni
fa. Le rocce originate nel corso di queste eruzioni sono esposte lungo le falesie tra S.
Angelo e Punta Imperatore, a Citara e a Monte Vico. Esse sono attribuite a centri eruttivi
che erano ubicati lungo i margini sud-occidentale e nord-occidentale dell’isola.
VULCANISMO DI ETÀ COMPRESA TRA 28.000 E 18.000 ANNI. L’attività vulcanica, iniziata con
l’eruzione di Grotta di Terra avvenuta circa 28.000 anni fa lungo la costa sud-orientale
dell’isola, è continuata sporadicamente fino a 18.000 anni fa, con eruzioni effusive ed
esplosive. Le rocce appartenenti a questo periodo di attività sono ben esposte alla Grotta di
Terra, Grotta del Mavone, al M. di Vezzi, nell’area di S. Anna e Carta Romana, a M.
Cotto, Campotese e tra Punta Imperatore e Sant’Angelo.
VULCANISMO DI ETÀ INFERIORE A 10.000 ANNI. Il terzo periodo di attività è cominciato circa
10.000 anni fa, dopo un periodo di stasi relativamente lungo, ed è proseguito anche in
epoca storica con una serie di eruzioni, di cui l’ultima avvenuta nel 1302 d.C.
determinando la formazione della colata lavica dell’Arso. Questo periodo è stato
caratterizzato da un’intensa attività vulcanica sia effusiva che esplosiva. La maggior parte
dei centri eruttivi attivi in questo periodo è situata nella depressione posta ad est del M.
Epomeo e comprende Selva del Napolitano, M. Trippodi, Costa Sparaina, area di
Cantariello, Posta Lubrano, M. Rotaro, Fondo d’Oglio e Montagnone, Punta La Scrofa,
Cafieri, S. Alessandro, Ischia Porto, Vateliero, Cava Nocelle, Molara, Arso e Fondo Bosso.
Solo alcuni centri, come ad esempio quelli da cui si sono originati la colata lavica di Zaro e
il deposito piroclastico dell’unità di Chiarito, sono ubicati al di fuori dell’area descritta.
1.2.5. STROMBOLI
Stromboli è un isola di formazione molto recente (Figura 1.28), l’ultima fra le Eolie ad
essere emersa dal mare. Probabilmente la sua nascita è stata preceduta da quella dello
Strombolicchio, un piccolo vulcano di cui l’ultimo resto è lo scoglio isolato nel mare, ad
una distanza di 1,5Km dall’isola attuale. Questo scoglio rappresenta ciò che resta della lava
38
consolidatasi nel condotto eruttivo, mentre il conico vulcanico, costituito da materiali
piroclastici incoerenti e da piccole colate laviche posati su di essi, è stato completamente
demolito dal mare.
Figura 1. 28: Isola di Stromboli
In quanto allo Stromboli si riconosce nella sua storia, sia attraverso la morfologia, sia
attraverso la differenziazione delle lave, due periodi nettamente distinti.
Nella prima fase, fra 40.000 e 12.000 anni fa, si è formato un regolare cono vulcanico, che
ha raggiunto l’altezza di quasi mille metri: è il Paleo Stromboli. Le sue lave sono molto
simili a quelle dello Strombolicchio, che si potrebbe quindi considerare come un suo cono
avventizio. Infatti la profondità marina fra questo e l’isola di Stromboli non supera i venti
metri. Il vulcano così formatosi è in realtà la parte sommatale di un edificio vulcanico che,
seguitandone il più o meno regolare pendìo, scende fino alla profondità di 3000m dal
livello marino. Quindi è un vulcano di dimensioni simili all’Etna, di cui non si vede altro
che il cocuzzolo. Ad un certo momento la metà Nord Ovest del Paleo Stromboli è
sprofondata nell’abisso. Il Vulcano è stato sezionato quasi assialmente. Ma su questo
39
sprofondamento è sorto ben presto un altro vulcano, che si è venuto ad appoggiare a ciò
che rimaneva del precedente, senza raggiungerne l’altezza: è il Neo Stromboli, al quale
appartiene il cratere attualmente attivo.
Anche il Neo Stromboli ha dei centri eruttivi secondari, come la Sciara del Fuoco, un
piano inclinato sul quale, dall’altezza di 700m, rotolano fino al mare i materiali lanciati in
aria dalle intermittenti esplosioni del cratere o scendono le lave di periodiche eruzioni
(Figura 1.29). La Sciara, che a livello del mare presenta un’ampiezza di circa 1Km,
continua ininterrotta al disotto del livello marino fino ad una profondità di almeno 500m.
Di qui si assiste allo straordinario spettacolo offerto dal cratere, nella quale sono oggi
aperti cinque bocche eruttive, dalle quali escono le fiamme o nelle quali si vedono ribollire
le lave fuse. Stromboli ha infatti un’attività vulcanica particolarissima che dura ininterrotta
attraverso i millenni: è un continuo succedersi di esplosioni, ora dall’una ora dall’altra
delle sue bocche, che lanciano in aria brandelli di lava incandescente. Questi ricadono
all’intorno o rotolando lungo la Sciara. Le esplosioni si succedono con ritmo abbastanza
regolare, che può variare da pochi minuti a qualche ora, sempre accompagnate da
impressionanti fragori e da emissioni di nuvole di gas, che investono gli escursionisti
togliendo il respiro, ma che in generale, spinte dal vento, passano rapidamente.
Figura 1. 29: Sciara del Fuoco, Stromboli
1.2.6. LIPARI
E’ questa l’isola che da il nome a tutto l’arcipelago, essendo la più grande (37.6km2) e
anche la più complessa dal punto di vista vulcanologico, in quanto composta da un numero
40
molto alto di centri, anche monogenici (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia,
Sezione di Catania).
L’isola si eleva da un fondale di circa 1000m ed è allineata in direzione circa N-S con le
isole di Salina e Vulcano, alle quali è anche legata da una moltitudine di apparati vulcanici
sottomarini. La vetta più alta è il Monte Chirica (602m s.l.m.), ma l’altezza media di tutta
l’isola si aggira intorno ai 200m. A 100m di profondità è presente un vasto terrazzo marino
sommerso, testimonianza di antiche oscillazioni eustatiche. La morfologia di Lipari si
presenta molto articolata per la presenza degli edifici conici di M.te S. Angelo e M.te
Pilato nel settore centrale e settentrionale, di quella di vaste strutture cupoliformi in quello
meridionale e di depressioni vulcano-tettoniche legate ai collassi dei centri di Monte
Guardia, Monte Giardina e Timpone del Corvo.
L’attività magmatica subaerea, iniziata 223.000 anni fa, è continuata fino al 580 d.C. Al
momento sono presenti solamente delle manifestazioni fumaroliche a bassa temperatura
(80÷90° C) nei settori a mare antistanti la costa occidentale e quella orientale, e varie
manifestazioni termali in località Vallone Ponte e Timponi Pataso ed Ospedale.
L’evoluzione vulcanologica dell’isola è stata studiata nel dettaglio da molti autori tra i
quali, però, non c’è accordo nella suddivisione delle sequenze stratigrafiche in cicli
eruttivi. In realtà, è possibile operare una prima grossolana suddivisione utilizzando come
fattore discriminante un lungo periodo di stasi eruttiva avvenuta da 150.000 a 100.000 anni
fa, durante il quale si sono formati il conglomerato di erosione ed i terrazzi marini.
All’interno di queste due fasi principali è possibile riconoscere l’attività di vari apparati
eruttivi.
FASE PRE-EROSIVA.
Periodo I (da 223.000 a 150 anni fa). Durante questo periodo iniziale si sono formati una
serie di vulcani monogenici, i cui prodotti affiorano lungo la costa occidentale dell’isola. I
prodotti emessi sono lave autobrecciate e scorie di ricaduta fittamente attraversati da
dicchi.
Periodo II (da 150.000 a 92.000 anni fa). Questo ciclo è iniziato dopo una breve stasi, con
l’edificazione degli stratovulcani centrali di Monte Chirica-Costa d’Agosto e Monte S.
Angelo. I periodi di attività sono stati vari e le vulcaniti sono scorie e scorie saldate,
piroclastiti freatomagmatiche, debris flow, e colate laviche. Durante questo periodo si è
41
inoltre verificato un collasso strutturale, parzialmente colmato, successivamente, da
depositi lacustri.
FASE POST-EROSIVA
Periodo III (42.000 a 22.400 anni fa). L’attività è ripresa nel settore meridionale con la
messa in posto di pomici e/o scorie, duomi endogeni, e spessi cineriti idromagmatiche per
tutta l’isola. Su questi ultimi sono state deposte le lave delle nuove cupole Monte Guardia,
Monte Giardina, Castello di Lipari, S. Lazzaro, Falcone, Capparo, Capistrello. Alla fine di
questa sequenza è avvenuto un collasso tettonico che ha interessato il fianco meridionale
del vulcano di Monte S. Angelo.
Periodo IV (11.000 a 8.000 anni fa). Nel settore settentrionale di Lipari si è formato il tuffring di Gabellotto. Dopo una stasi di circa 3000 anni, si è formato un cono di brecce
pomicee dal quale è fuoriuscita la colata di ossidiana lobata di Forgia Vecchia. L’ultima
attività, una serie di eruzioni esplosive che hanno formato il cono di pomici di Monte
Pilato (Figura 1.30) con la colata di ossidiana di Rocche Rosse (tra 1400 e 1300 anni fa), è
stata localizzata nell’area settentrionale dell’isola.
L’evoluzione dell’attività sull’isola è avvenuta mediante una progressiva migrazione
dell’ubicazione dei centri eruttivi dai settori orientali a quelli occidentali; nell’ambito di
ogni singolo ciclo, si può osservare che i vari apparati che si sono formati sono allineati in
direzione NW-SE, lungo la linea tettonica Tindari-Letojanni.
Figura 1. 30: Lipari
42
1.2.7. VULCANO
Vulcano, l’antica Hierà (sacra), un tempo dimora del dio dei venti Eolo, è l’isola più a sud
dell’arcipelago eoliano ed è la più vicina alla Sicilia, (12 miglia da Capo Milazzo). E’
separata dalla vicina Lipari da un canale largo circa 1,6km. La sua superficie è di 21km2.
Dal punto di vista geologico, l’isola è formata da 4 vulcani: Lentia, Vulcano Piano, Fossa
di Vulcano e Vulcanello. L’unico da considerarsi ancora attivo è il Vulcano della Fossa
(Figura 1.31), che è rimasto in fase fumarolica. L’attività vulcanica di quest’isola fu nota
fino dall’antichità ai greci e ai romani, che ne furono fortemente impressionati.
Le eruzioni del vulcano, intercalate da periodi di quiescenza durante i quali si mantenne
una più o meno intensa attività fumarolica, furono prevalentemente di materiali
piroclastici.
Durante l’eruzione del 1739 si ebbe l’emissione di una colata di ossidiana, detta delle
pietre cotte, che si può osservare sul versante nord-ovest della Fossa.
Figura 1. 31: Vulcano della Fossa
L’ultima violenta eruzione del secolo scorso, durata dall’agosto del 1888 al marzo del
1890, diede nome all’attività che è definita vulcaniana, caratterizzata dall’esplosione del
tappo che ostruiva il condotto e dal lancio di bombe a crosta di pane. Da allora, il vulcano
è rimasto in fase fumarolica limitatamente al cono della Fossa e all’interno del suo cratere;
vulcanologi e geologi continuano a considerare Vulcano un’ottima palestra per i loro studi.
43
Altre manifestazioni di natura vulcanica sono presenti nella zona di Porto Levante: si tratta
di fanghi bollenti e fumarole sottomarine, sfruttati soprattutto nella cura delle forme
reumatiche. L’isola ha circa 470 abitanti, che si chiamano vulcanari.
1.2.8. ETNA
L’Etna, avente un volume di circa 500km3, è il vulcano attivo più grande d’Europa e uno
tra i più grandi del mondo.
La sua base ha una forma quasi ovale di circa 1.600 km2, con l’asse maggiore, in direzione
Nord-Sud, lungo circa 60 km e quello minore, in direzione Est-Ovest, di circa 40 km.
Almeno una delle numerose bocche presenti sul Cratere Centrale è quasi sempre attiva con
emissione di lava o fuoriuscite di cenere e gas. Quando il magma si trova a livelli più
profondi e non si verificano eruzioni, le bocche del Cratere Centrale sono soggette a
frequenti franamenti che determinano le continue variazioni di forma subite dalla cima
dell’Etna, la cui altezza, nel 1994, era di 3.321 m s.l.m. (Giacomelli, Pesaresi).
L’Etna è considerato un vulcano composito (o strato-vulcano). Il termine definisce le
strutture vulcaniche con pendenza dei fianchi progressivamente maggiore verso l’alto, per
il continuo accumulo di prodotti derivanti da alternate fasi esplosive ed effusive intorno ad
una bocca eruttiva centrale. La definizione non è, però, prettamente appropriata per l’Etna,
costituito prevalentemente da colate laviche. La pendenza dei suoi fianchi deriva da una
moderata attività persistente al Cratere Centrale che determina, mediante piccole colate, il
più rapido accrescimento della parte sommatale rispetto a quello della zona basale,
interessata solo dalla sporadica attività laterale.
L’ampio e complesso apparato Etneo è il risultato di diverse fasi di attività alternate a
periodi di riposo e di erosione; i punti di risalita del magma tendono, inoltre, a spostarsi nel
tempo conferendo al vulcano la forma irregolare attuale.
L’attività vulcanica nell’area etnea è iniziata in epoche geologiche relativamente recenti,
tra 700.000 e 500.000 anni or sono, e si è sviluppata attraverso varie fasi.
Le eruzioni dell’Etna sono prevalentemente di tipo effusivo; l’attività esplosiva è limitata a
sporadiche fasi vulcaniane, e a ben più frequenti manifestazioni di tipo stromboliano con
tipica emissione di fontane laviche.
44
Solo alcuni depositi non recenti sono formati da prodotti piroclastici derivanti da attività
esplosiva vera e propria. Per questo motivo l’Etna è considerato un vulcano relativamente
poco pericoloso.
L’attività stromboliana è la più comune forma di attività esplosiva dell’Etna. I lanci di
brandelli di magma possono raggiungere altezze di alcune centinaia di m. La massima
quota raggiunta dalle bombe è di 500 m e solo sporadiche violente esplosioni hanno
lanciato brandelli di magma a più di 700 m di altezza. Ogni esplosione stromboliana è
generalmente accompagnata da un forte boato. Un’attività stromboliana particolarmente
violenta è stata registrata nell’agosto del 1979 presso il Cratere di SE, nel corso della quale
brandelli di magma con dimensioni prossime al metro sono stati lanciati a circa 300 m di
distanza dal cratere; a 500 m di distanza sono state trovate, invece, bombe di mezzo m.
Durante la stessa eruzione, lapilli di 1-2 cm sono ricaduti in zone sottovento a 3,5 km di
distanza e la cenere si è riversata fino all’aeroporto di Catania, a 29 km dal vulcano.
Per quanto concerne l’attività effusiva, occorre distinguere tra le eruzioni che si presentano
sulla superficie terrestre e quelle che invece avvengono sott’acqua. Le lave emesse in
ambiente subacqueo consolidano velocemente al contatto con l’acqua e tendono a formare
strutture rotondeggianti, dette lave a cuscino o pillow, ricoperte da una sorta di crosta
vetrosa dovuta al rapido raffreddamento, con presenza di fessurazioni radiali causate dalla
pressione esercitata dai gas che tendono a fuoriuscire. Le colate di lava subaeree, invece,
vengono indicate con differenti termini di origine hawaiana a seconda delle strutture che
presentano in superficie: lave6 pahoehoe e lave aa.
Relativamente alle colate laviche subaeree è importante sottolineare che molte colate
emesse dall’Etna hanno una superficie di tipo aa. In alcuni casi, la lava è molto viscosa già
vicino alla bocca eruttiva perché possiede una temperatura relativamente bassa, come nel
caso di una breve e spessa colata emessa nella prima fase dell’eruzione laterale del 1974.
Più frequenti sono le colate che presentano strutture di tipo pahoehoe (caratterizzate da
maggiore fluidità) vicino alla bocca eruttiva, o nei pressi di bocche effimere, e che
diventano aa (più viscose) solo dopo un certo tragitto.
La durata dell’eruzione ha una grande influenza sulla forma finale della colata. La durata
media delle eruzioni laterali all’Etna è di 22 giorni, ma vi sono episodi che si sono esauriti
in poche ore e altri che si sono protratti per mesi, e addirittura per anni. L’attività iniziata al
Cratere di NE nel gennaio del 1966, ad esempio, si protrasse per oltre 5 anni.
45
Figura 1. 32: Etna, eruzione del 26 ottobre 2002
46
L’eruzione più duratura, poi, è stata quella laterale del 1614-1624 che formò un vasto
campo di lave pahoehoe. Mediamente le eruzioni laterali dell’Etna fanno registrare tassi di
emissione (volume di magma emesso in un secondo) di 8m3/s. L’attività persistente è
caratterizzata, invece, da tassi di emissione inferiori ad 1m3/s. La misurazione esatta di
questo dato è comunque molto difficile. In linea generale, è opportuno ricordare che le
eruzioni dell’Etna con alti tassi di emissione (circa 20m3/s) sono di breve durata, mentre
quelle con bassi tassi di emissione (meno di 10 m3/s) sono più prolungate nel tempo.
Il volume totale di lava che viene emesso nel corso di un’eruzione laterale dell’Etna è
mediamente di 0,03km3. La maggior parte delle eruzioni più voluminose ha avuto volumi
inferiori a 0,15 km3 e poche eruzioni storiche hanno fatto registrare volumi più rilevanti.
In Figura 1.32 è riportata l’eruzione del 26 Ottobre 2002, considerata la più grande
eruzione esplosiva in tutta Europa degli ultimi secoli, ben più intensa di quella del Vesuvio
del 1944.
1.2.9. ISOLA FERDINANDEA
L’isola Ferdinandea, chiamata anche Julia o Graham, si è formata durante una breve
eruzione sottomarina nel 1831 nel Canale di Sicilia. L’eruzione con caratteri
idromagmatici, ha portato alla rapida costruzione di un rilievo vulcanico esclusivamente
piroclastico alto poche decine di metri sopra il livello del mare (Figura 1.33). La mancanza
di una adeguata copertura lavica ha privato l’isola di una protezione dai flutti che, in
effetti, l’hanno smantellata completamente nel giro di pochissimi mesi (Istituto Nazionale
di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Catania).
Figura 1. 33: Isola Ferdinandea (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia)
47
Dalla fine dell’eruzione, varie crociere oceanografiche si sono succedute con l’intento di
cartografare il fondale di quella zona e di monitorare una eventuale ripresa dell’attività
vulcanica.
Attualmente, ciò che rimane dell’isola vulcanica è un banco vulcanico ubicato a
37°09'48",95 di latitudine N e 12°43'06",85 di longitudine E, con la sommità che occupa
un’area di circa 30m2, con profondità variabile dagli 8 ai 12m e fondali circostanti molto
irregolari che, a circa 200m dall’apice del banco, precipitano considerevolmente.
1.2.10. PANTELLERIA
L’isola di Pantelleria, con un’area di 84km2 sorge nello Stretto di Sicilia, a circa 100km
dalla costa sudorientale della Sicilia e a soli 70 km dalle coste del Nord Africa. E’ ubicata
nel Rift di Pantelleria, il cui fondo è costituito da crosta continentale (con uno spessore di
soli 20÷21km) e rappresenta la parte emersa di una struttura vulcanica costituita da lave e
depositi piroclastici. Pertanto, comprendendo anche la parte sommersa, l’apparato
vulcanico è complessivamente alto circa 1400m.
Geologicamente, l’isola si compone di due porzioni separate da un sistema di faglie
orientate NE-SW, che costituiscono una discontinuità crostale lungo la cresta assiale del
rift. Nel settore nord-ccidentale affiorano colate laviche basaltiche, che hanno generato
sequenze spesse anche più di 100m, la cui emissione, avvenuta tra 118.000 e 29.000 anni
fa, è stata controllata dalla apertura di fratture orientate NW-SE. Nel settore sudorientale si
trovano quasi esclusivamente rocce siliciche e peralcaline associate a strutture calderiche
di età compresa tra 324.000 e 4.000 anni fa.
La storia geologica di Pantelleria si suddivide in due parti principali, la prima precedente
alla messa in posto del Tufo Verde e la seconda successiva. La storia successiva
all’emissione del Tufo Verde è stata suddivisa in sei cicli silicici, a volte intercalati con
eruzioni basaltiche. Il Tufo Verde rappresenta il primo ciclo.
L’attività eruttiva più recente risale al 1831 ed è avvenuta in corrispondenza di un sistema
di fratture eruttive subacquee, ubicate a circa 4km a nord dell’attuale porto di Pantelleria.
Inoltre, sull’isola è presente un termalismo diffuso, rappresentatato da fumarole (Favara
Grande, Grotta del Bagno Asciutto, Fossa della Pernice, Cuddia di Mida) e sorgenti di
48
acque calde (Bagno dell'Acqua, Porto di Scauri, Nicà, Punta S. Gaetano e Gadir). In virtù
di questi elementi, il vulcanismo sull’isola è tutt’altro che estinto.
Figura 1. 34: Pantelleria, Monte Gibele
1.4.
I VULCANI NEL MONDO
1.4.1. PREMESSA
I
vulcani presenti sulla terra non sono distribuiti in modo uniforme sulla superficie
terrestre ma il 99% di loro sono concentrati in alcune aree particolari che tra l’altro sono
sede anche di frequenti terremoti (Figura 1.35).
Le aree interessate al fenomeno del vulcanesimo possono essere cosi suddivise:
1.
DORSALI MEDIO-OCEANICHE.
Le
dorsali
sono
quelle
aree
rilevate
presenti
sui
fondali
oceanici.
Esse emettono soprattutto magmi basaltici, dando origine alla crosta dei fondali
oceanici.
La dorsale medio-atlantica affiora con l’Islanda sopra il livello del mare per cui
questo tipo di vulcanesimo può essere agevolmente studiato.
49
Una delle ultime eruzioni spettacolari verificatasi in Islanda e stata quella che ha dato
origine all’isola di Surtsey nel 1963.
Altri vulcani con caratteristiche analoghe si trovano in collegamento con la grande
fossa tettonica africana che con ogni probabilità rappresenta, assieme al mar Rosso,
una nuova dorsale medio-oceanica in via di formazione.
A questo gruppo appartengono i vulcani della Dancalia (Etiopia) come l’Erta ’Ale e i
grandi vulcani centro-africani come il Kilimangiaro e il Nyamiagira.
Figura 1. 35: Mappa dei vulcani (Global Volcanism Program)
2.
CINTURA DI FUOCO CIRCUMPACIFICA.
E’ l’area meno tranquilla di tutta la terra dove sono concentrati più del 60% dei
vulcani attivi e dove si sono registrati più del 70% dei terremoti verificatisi tra il 1904
e il 1952.
Si tratta della fascia che borda tanto le coste orientali che quelle occidentali
dell’oceano Pacifico dove la concentrazione così elevata di vulcani giustifica il nome
di cintura di fuoco.
I vulcani qui presenti emettono sia lave di tipo basaltico sia lave più acide di tipo
andesitico e questi ultimi manifestano frequentemente attività a carattere esplosivo.
La costa americana del Pacifico presenta i sistemi montuosi di recente formazione
50
delle Montagne Rocciose e delle Ande, le cui cime più alte sono di origine vulcanica.
A titolo di esempio si ricordano: il S. Elia (Alaska), il Cotopaxi e il Kimborazo
(Messico), l’Aconcagua (Cile).
La costa occidentale del Pacifico è bordata da una serie di arcipelaghi di forma
arcuata, chiamati archi insulari, la cui struttura fondamentale è costituita da vulcani
molti dei quali sono ancora attivi o lo sono stati in epoca storica.
In ordine, da nord a sud, troviamo: le isole Aleutine, le isole Kurili, il Giappone,
le Filippine, l’Indonesia, le isole della Melanesia e la Nuova Zelanda.
Tra i numerosi vulcani presenti in questa parte della cintura di fuoco ricordiamo:
il Bezymianny (penisola di Kamchatka), il Fujyama (Giappone), il Tambora e
il Kraka-toa (Indonesia).
3.
PUNTI CALDI.
Si tratta di aree oceaniche (o talora continentali) in cui troviamo allineamenti di
edifici vulcanici.
Questi allineamenti di vulcani sono in collegamento con getti o pennacchi (in
inglese: plume) di materiale caldo in grado di risalire dalle zone profonde del
mantello, che, perforando la litosfera, generano in superficie dei vulcani.
Questi plume sono fissi nel mantello e di conseguenza, intanto che una placca di
litosfera vi scorre sopra muovendosi in una certa direzione, si origina tutta una serie
di vulcani che saranno sempre più antichi mano a mano che ci si allontana da quello
attualmente attivo.
Uno degli esempi più noti di plume in area oceanica è quello che sta sotto le isole
Hawaii e che è attivo da più di 70 milioni di anni.
Secondo il Catalogo dei Vulcani Attivi del Mondo i vulcani attivi del mondo vengono
suddivisi nelle seguenti 19 regioni.
Regione 1:
dall’Europa al Caucaso;
Regione 2:
Africa e Mar Rosso;
Regione 3:
Medio Oriente e Oceano Indiano);
Regione 4:
Nuova Zelanda e isole Fiji;
51
Regione 5:
Melanesia e Australia;
Regione 6:
Indonesia e Isole Andatane;
Regione 7:
Filippine e Asia SE;
Regione 8:
Giappone, Taiwan e Isole Marianne;
Regione 9:
Isole Kurili;
Regione 10:
Kamchatcka e Asia continentale;
Regione 11:
Alaska;
Regione 12:
Canada e USA Occidentale;
Regione 13:
Hawaii e Oceano Pacifico;
Regione 14:
Messico e America Centrale;
Regione 15:
Sud America;
Regione 16:
Indie Occidentali;
Regione 17:
Islanda e Oceano Artico;
Regione 18:
Oceano Atlantico;
Regione 19:
Antartide e Isole Sandwich Meridionali.
Di seguito si riporta, per semplicità, la descrizione di alcuni vulcani tra i più pericolosi.
1.4.2. MERAPI (INDONESIA)
L’Indonesia, predominantemente montagnosa, ha circa 500 vulcani, di cui circa 100 attivi,
tra questi solo poco più di una ventina hanno manifestato una rilevante eruzione negli
ultimi trenta anni.
Il Merapi è uno stratovulcano tra i più attivi dell’intero pianeta ed è situato nella parte
centrale dell’isola di Giava che con 120 milioni di abitanti è una delle isole più popolate
del Mondo. La città di Yogyakarta, con una popolazione di 3 milioni di abitanti, dista solo
25km a Sud del Merapi. In caso di una grande eruzione, circa un milione di persone sono
da considerarsi a rischio, ed altre 70.000, in zone rurali a ridosso del vulcano, sono a
massimo rischio. Il vulcano Merapi, caratterizzato da eruzioni piuttosto violente, per il suo
alto livello di pericolosità è considerato uno tra i 16 meno raccomandabili vulcani al
Mondo. Il Merapi contiene nella sommità un duomo craterico attivo ed instabile che spesso
52
collassa parzialmente generando flussi piroclastici. Questi flussi possono scendere per
13km e raggiungere velocità di 110Km/h, creando con i depositi il materiale per possibili
lahars (valanghe di fango). A causa dei frequenti collassi il Merapi è il vulcano al Mondo
che ha generato più nubi ardenti. L’attività del Merapi è caratterizzata da eruzioni che
durano da uno a cinque anni, tipicamente iniziano con flussi piroclastici e seguono con
lanci in aria di piroclasti che ricadono a pioggia, continuano manifestandosi con esplosioni
e emissione di gas a bassa pressione e seguono con pericolosi picchi di massima. Nella
storia di questo vulcano sono comuni eruzioni Pliniane e Subplianiane, dallo studio dei
depositi si risale che modi eruttivi nei secoli sono stati molto diversi. Il vulcano è stato
sede di numerosissime tra piccole e grandi eruzioni di cui almeno 13 hanno causato
decessi. Dal 1548 sono state registrate 68 eruzioni di rilievo delle quali 32 sono state
accompagnate da micidiali nubi ardenti 12 delle quali hanno disseminato morte tra la
popolazione vicina al vulcano. Nel 1672 un flusso piroclastico causò più di 3000 morti.
Ancora un flusso piroclastico causò nel 1930 la distruzione di 42 villaggi e la morte di
1369 persone. L’ultima eruzione che ha prodotto vittime si è avuta nel 1994 con 60
decessi. Il vulcano è continuamente monitorato e parecchie sono le misure di sicurezza
assunte. Ad esempio, sono state realizzate numerose barriere nei pressi di scuole ed edifici
vari per protezione dai frequenti lahars.
a)
b)
Figura 1. 36: Vulcano Merapi. a)Eruzione del febbraio 2001. b)Eruzione del maggio 2006
53
1.4.3. BIG ISLAND: HAWAII
L’arcipelago delle isole Hawaii è ciò che emerge di una catena sottomarina di origine
vulcanica. Lunga circa 3500km, si estende nell’ Oceano Pacifico da NE a SO con numerosi
vulcani attivi, spenti e sottomarini. Le isole Hawaii si sono formate in milioni di anni con
lo spostamento da NE a SO del punto caldo che attualmente è posizionato sotto la Big
Island. Con il passar dei millenni il punto caldo tenderà a muoversi verso SO creando
nuove isole. Il vulcano sottomarino attivo Loihi (-900m), sarà il primo ad emergere
allungando l’arcipelago. Nel Mondo queste isole sono il miglior laboratorio naturale per lo
studio dei fenomeni vulcanici. Allineando e misurando le otto principali isole si raggiunge
una lunghezza di 640km esse sono: Hawaii (Big Island), Maui, Molokai, Lanai,
Kahoolawe, Oahu (con la capitale Honolulu), Kauai, Nihau.
Tutti i vulcani attivi dell’arcipelago sono concentrati nella Big Island, tuttavia anche la
vicina isola Maui è stata attiva in tempi storici. Big Island geologicamente potrebbe
considerarsi un unico grande vulcano con diametro di base 250km e altezza massima
(Mauna Kea) 4206 metri. L’edificio vulcanico, misurato dalla piattaforma sottomarina di
base al cratere più alto, supera i 9000 metri, risultando il più grande vulcano del Globo.
L’area vulcanica della Big Island viene suddivisa dagli studiosi in 5 vulcani con diversi
stadi di evoluzione:
•
Il Kohala (la “Terra del Nord”), sulla punta a NO dell'isola, 1700m, emerso
460.000 anni fa ed estinto 60000 anni fa.
•
Il Manua Kea (la “Montagna Bianca”) sul lato Ovest , 4206m, emerso 300.000
anni fa estinto 3000 anni fa.
•
Lo Hualalai (“Quello che trascina l’onda”) sul lato Est, 2500m, emerso120.000
anni fa, attivo (ultima eruzione1801).
•
Il Manua Loa (“Montagna del fuoco rosseggiante”) al centro dell’isola, 4170m,
emerso 200.000 anni fa, attivo.
•
Il Kilauea (“Luogo delle foglie dell’albero Ki”) a SO affianco al Manua Loa, 1222
m, attivo ed in continua eruzione dal 1983.
A preoccupare maggiormente è il Complesso del Kilauea, formato dalla caldera Kilauea
(Figura 1.37), dal picco vulcanico Pu'u O'o (Figura 1.38), dalla voragine craterica
54
Halemaumau, da altri crateri secondari e, soprattutto, da due importantissimi rifts
(canaloni) che arginano la zona del Kilauea inducedo il prodotto lavico a sfogare in mare
incrementando un delta lavico. Dal Pu' u O'o si sviluppa sotto la dura lava superficiale un
naturale canale di lava fluida detto Tubo che scorre sino al mare. La lava raffreddandosi
velocemente al contatto con l’acqua marina, forma nuvole di gas e vapore. Il Kilauea è il
più giovane vulcano delle isole Hawaii, la sua caldera si è formata nel 1790d.C., e contiene
in sé il cratere voragine Halemaumau che ha un record di continuità eruttiva durata per
quasi tutto il 19° secolo e parte del 20°. Il 90% della lava che ricopre il Kilauea ha meno di
1100 anni. L’enorme caldera ha un raggio di quasi 2km. e, al suo interno, la lava si genera
quasi continuamente da aperture che si aprono, nel tempo, in differenti posizioni.
Figura 1. 37: Vulcano Kilauea
L’attività eruttiva di questo complesso vulcanico è molto particolare ed ha una
denominazione tipica: Hawaiana. A Sud della caldera del Kilauea, a ridosso del rift si eleva
il Pu'u O'o, vulcano con un cratere piccolo ma di eccezionale attività. Oltre alla continuità
eruttiva dell’Halemaumau, negli ultimi 200 anni, il Mauna Loa e il Pu'u O'o hanno avuto
la tendenza media ad eruttare ogni 2 anni. Attualmente l’azione eruttiva è manifestata dal
Pu'u O'o che dal 1983 ad oggi attraverso un tubo lavico erutta continuamente senza segni
di declino. Questa è tra le più lunghe eruzioni di tipo Hawaiano storicamente registrata,
seconda a quella secolare dell’Halemaumau. L’eruzione hawaiana nell’area del Kilauea si
manifesta ininterrottamente da 18 anni con 55 rilevanti episodi eruttivi che hanno come
55
primo attore il cratere Puù Òò e come protagonisti la caldera Kupaianaha, il tubo
lavico ed la crescente piattaforma costiera di lava luogo terminale delle colate eruttive. Il
55° episodio eruttivo risulterà l’emissione di lava più voluminosa degli ultimi 5 secoli.
Durante il Gennaio 2000, 1,9km cubici di lava hanno coperto102 km2 di terreno, la parte di
costa a Sud del Kilauea è aumentata di 205 ettari, sono state distrutte 181 case e ricoperti
13km di strada asfaltata sotto 25m di lava.
Figura 1. 38: Pu'u O'o
L’eruzione ebbe inizio nel 1983 con una serie di improvvise fontane di lava che alimentò
la crescita del cono di cenere e lava Puù` Oò. Nel 1986, l’eruzione si spostò 3km più giù
nella Zona Est del Rift dove si formò la caldera Kupaianaha serbatoio di lava che
alimenterà per i prossimi 5 anni la colata di lava verso il mare. Nel 1992 un grande collasso
sul cono Puù Oò determinò la continua eruzione di lava che da alcune fessure del fianco
occidentale e meridionale andrà per anni al mare creando ed attraversando un tubo lavico.
1.4.4. RUAPEHU (NUOVA ZELANDA)
Il Monte Ruapehu è uno stratovulcano situato al centro dell’isola del Nord di Nuova
Zelanda . Dal 1861 ha eruttato almeno 50 volte. La cima del vulcano è sempre coperta da
neve, ed il cratere risulta colmo d’acqua e neve, in esso si forma un lago craterico. Ciò
determina, durante le eruzioni, l’innalzamento di grosse nuvole di vapore ed enormi
56
esplosioni causate dal contatto della lava con l’acqua. Quasi tutte le sue eruzioni sono di
tipo freatico, di recente, la più violenta si è avuta nel 1975.
Quando un vulcano entra in eruzione, si compie soltanto la fase finale di un complesso
processo di formazione e immagazzinamento del magma, un processo che potrebbe essere
iniziato molti anni prima dell’eruzione.
a)
b)
Figura 1. 39: Vulcano Ruapehu. a)17/06/1996; b)18/06/1996
57
Il Monte Ruapehu è il vulcano più attivo dell’Australasia. E’ formato da andesite, il
secondo tipo di roccia ignea più comune al mondo. I vulcani di andesite sono tra i più
pericolosi al mondo, in quanto le loro eruzioni sono frequenti e spesso imprevedibili.
Questi vulcani sono spesso circondati da ricchi suoli vulcanici e di conseguenza, in molte
parti del mondo, nelle loro prossimità si trovano alte concentrazioni di popolazione.
Prevedere le eruzioni dei vulcani di andesite potrebbe potenzialmente salvare molte vite e
ridurre i danni economici che questi provocano.
Il Monte Ruapehu fa parte di un sistema vulcanico formatosi a seguito della collisione tra
la placca tettonica australiana e quella del Pacifico. Ai suoi margini, la placca del Pacifico
si sta spostando sotto quella australiana, un contatto che genera altissime temperature e
pressioni. Tutto ciò porta alla formazione di magma a circa 100km di profondità. In alcune
zone del mondo il magma fuoriesce immediatamente dopo la sua formazione, ma in Nuova
Zelanda il magma è ricoperto da uno spesso strato di crosta, e perciò rimane
immagazzinato per un certo periodo di tempo in camere magmatiche situate sotto il
vulcano.
Recenti ricerche (Meyers), sulla base di campioni di lava di passate eruzioni del Monte
Ruapehu, hanno fornito una nuova ed unica immagine del sistema idraulico naturale del
vulcano Ruapehu e di molti altri simili: il vulcano Ruapehu non è formato da una grande
camera magmatica di immagazzinamento, ma piuttosto da un complesso sistema idraulico
e di serbatoi con depositi magmatici relativamente piccoli collocati lungo la crosta sotto il
vulcano. Ciascun batch di magma si sviluppa in un arco di tempo proprio, assimila la
crosta circostante e poi si mescola con altri batch. Questa è la prima dimostrazione
convincente secondo cui i vulcani di andesite, come il Monte Ruapehu, possiedono un
sistema idraulico aperto che permette lo scambio di calore e di materiale tra il magma e la
crosta circostante.
Il modello dimostra che le previsioni a lungo termine di eruzioni di vulcani come Ruapehu,
basate sui tempi di immagazzinamento del magma, sono poco attendibili. Allo stesso
tempo però fornisce un interessante quadro per realizzare accurate analisi a breve termine
sul comportamento di singoli vulcani nell’arco di settimane o mesi, purché vengano
impiegate molteplici tecniche (sismica, deformazione terrestre, chimica di gas e
radiometria).
58
I principali campioni della ricerca appartengono all’eruzione del 1995/96, la prima
eruzione del vulcano dopo 50 anni di inattività (Figura 1.39): il 17 giugno 1996, nelle
prime ore del mattino, i notiziari radio hanno annunciato una nuova eruzione del Ruapehu.
Questa fase eruttiva era iniziata nel Settembre 1995.
59
2.
IL CASO VESUVIO
Figura 2. 1: Vesuvio, Andy Warhol
60
2.1.
LA TIPOLOGIA VULCANICA
Il Vesuvio è un vulcano poligenico, ossia formato da molte eruzioni successive; è
prevalentemente basaltico per la natura dei suoi prodotti; ed è un vulcano misto, ossia
formato di lave e detriti, di lave antiche e moderne.
Si tratta inoltre di uno dei più tipici vulcani a recinto, formato cioè di due coni concentrici,
l’uno nell’altro, di cui quello esterno è un vulcano formatosi in epoca anteriore, quello
interno in epoca più recente (Alfano).
Si tratta quindi di un grande vulcano esterno decapitato, sventrato, che include un cono
secondario che è quello attualmente attivo.
La circonferenza della base del cono esterni, il Somma, è circa 75km, ed è percorsa
completamente dalla ferrovia circumvesuviana. La circonferenza degli orli del cratere del
Somma è circa 12km, con un diametro di 3500m. La più alta vetta del Somma, punta
Nasone, è a SO, e attualmente è a 1132m s.l.m. Se questo cono esterno fosse completo,
però, come probabilmente era in epoca più remota, la sua altezza sarebbe intorno ai 2500m
(Figura 2.2).
Figura 2. 2: Ricostruzione del profilo originario dell’antico vulcano del Somma.
Il monte Somma è ciò che rimane del fianco settentrionale del vecchio edificio
La morfologia attuale del cono interno, il Vesuvio (o Gran Cono), è stata determinata dalle
eruzioni più recenti, e forse in modo rilevante proprio da quella del 79 d.C. che distrusse
Ercolano, Pompei e Stabia. Le eruzioni successive hanno modificato anch’esse il profilo
del vulcano, la cui quota è diminuita o aumentata più volte di varie centinaia di metri.
Oggi il Gran Cono è separato dalla cinta craterica del Somma dagli spettacolari solchi
dell’Atrio del Cavallo, della Valle del Gigante e della Valle dell'Inferno (Figura 2.3).
Il recinto craterico del Somma, ancora ben conservato nel settore settentrionale, domina la
valle del Gigante con speroni rocciosi e ripidi pendii di ghiaia e sabbie vulcaniche. ha un
61
tipico andamento a saliscendi e culmina, da nord-ovest a sud-est, nei Cognòli di Santa
Anastasia (1.086m), nella Punta del Nasone e nei Cognòli di Ottaviano (1.112m), cui
seguono le modeste elevazioni dei Cognòli di Levante (874m), caratterizzati dalla
formazioni di lave a corda.
Figura 2. 3: Vesuvio illustrato
Il Vesuvio tocca i 1.281m. La vetta si trova nel tratto nord-orientale della cinta craterica, in
corrispondenza delle impressionanti pareti di lava che precipitano per quasi 400m fino al
fondo del cratere. Sul lato più basso, quello affacciato verso Napoli e la costa, l’orlo del
cratere arriva a 1.158m e il dislivello tra il fondo e l’orlo è di circa 230m.
Sul versante che da sulla costa, ai piedi delle ripide ghiaie del Gran Cono, tra i 600 e i
900m di quota, si distendono i pendii occupati dalla foresta demaniale del Vesuvio, cuore
della riserva naturale Tirone-Alto Vesuvio. Impiantata sulle lave a partire dal 1912, la
foresta fu attraversata dalle colate del 1944, i cui depositi sono ancora chiaramente visibili.
2.2.
LA STORIA
2.2.1. PREMESSA
62
Il Somma-Vesuvio è un complesso vulcanico composto dal Monte Somma, la cui attività è
terminata con la formazione di una caldera sommitale, e dal più recente vulcano del
Vesuvio, cresciuto all’interno di detta caldera. L’attività eruttiva di questo complesso è
iniziata oltre 25.000 anni fa.
Il Vesuvio ebbe probabilmente nel periodo pliocenico un’attività sottomarina; poi cacciò la
cima e i fianchi fuori dal mare. Gigantesche e numerose dovettero essere le sue eruzioni.
come attestano i grandiosi dicchi di lava del Somma che si osservano dall’Atrio del
Cavallo; le colate laviche dei dintorni, su una delle quali fu edificata Pompei; i coni
eccentrici che lo circondano.
Negli ultimi 20000 anni il vulcano ha avuto 7 eruzioni di scala Pliniana e sub-Pliniana
(Neri), ovvero simili a quelle del 79 d.C. e del 1631 (Tabella 2.1).
NOME DELL’ERUZIONE
ETÀ (ANNI FA O dC)
Codola
25.000
Sarno – Pomici Basali
19.000
Pomici Verdoline
15.000
Mercato
7.900
Avellino
3.700
Pompei
24 Agosto 79 dC
Pollena
5 Novembre 472 dC
1631
16-18 Dicembre 1631
Tabella 2. 1: Principali eruzioni del
Somma – Vesuvio tra 25.000 anni fa ed il 1631
Si può dire che l’epoca storica del Vesuvio inizi con il terremoto del 5 febbraio 63d.C.
Napoli, Ercolano, Nocera, Pompei furono tanto più rovinate quanto più erano vicine al
centro del movimento. Fu quello, forse, un tentativo fallito di eruzione. Il 24 ottobre del 79
altre scosse di terremoto annunziarono che il condotto del Vesuvio finalmente si riapriva. È
probabile che il Gran Cono vesuviano si sia formato, o almeno iniziato, con l’eruzione del
79. Dopo il 79 il Vesuvio entrò probabilmente in fase abitualmente esplosiva, ma interrotta
da numerose eruzioni effusive laterali di cui non si hanno molte date certe. Le più sicure
sono quelle del 203, 472, 512, 685, 787, 968, 991, 999, 1007, 1037, 1139. Date molto
incerte sono quelle del 651, 748, 1035, 1036, 1038, 1500,1568. Poi il vulcano rientrò in
fase di riposo fino al 1631.
Il 16 dicembre 1631 con una fase parossismale il Vesuvio produsse fenomeni catastrofici:
terremoti, boati, esplosioni, folgori, pioggia di bombe, di sassi, di lapilli, di cenere; sette
rami di lava invasero i paesi vesuviani, invadendo perfino il mare, distruggendo animali,
63
terreni coltivati e facendo quattromila vittime umane. Dopo questa eruzione
eminentemente esplosiva, straordinariamente effusiva, il Vesuvio non è entrato più in fase
di lungo riposo (Tabella 2.2); ma ha cominciato un ciclo di periodi caratteristici, formati in
successione di fase di emanazione, di fase predominantemente esplosiva, ed infine di fase
eminentemente effusiva. Con tale fase di efflusso lavico rapido, laterale o eccentrico, il
vulcano chiude ciascun periodo, per ricominciare dopo breve riposo.
DATA
TIPO DI ERUZIONE
NOTE
3 Luglio 1660
6 Aprile-30 Maggio 1694
Stromboliana
Effusiva
10 Maggio-1 Giugno 1698
Effusiva-Esplosiva
28 Luglio-13 Agosto 1707
19 Maggio-6 Giugno 1737
23 Dicembre 17605Gennaio1761
19-27 Ottobre 1767
8-15 Agosto 1779
15-24 Giugno 1794
21 Ottobre-11 Novembre 1822
23 Agosto-10 Settembre 1834
5 Febbraio-2 Marzo 1850
Effusiva-Esposiva
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
1-28 Maggio 1855
Effusiva
1858
Effusiva
Caduta di cenere verso NE
Lave verso W e SE
Lava verso W; danni per tephra a Boscotrecase, T.
Ann., Ottaviano
Colata di lava ad W e SE
Lava ad W e S; un flusso di lava invade T. del Greco
Apertura di bocche lat. sul fianco S verso T.
Annunziata (300m slm)
Colata di lava verso SW
Lave ad W; ceneri e lapilli su Ottaviano
Un flusso di lava distrugge T. del Greco
Due flussi di lava verso T. del Greco e Boscotrecase
Lave verso SE
Lave verso SE
Lave verso NW; un flusso di lava invade Massa e S.
Sebastiano
Produzione di lave a corda
Apertura di bocche laterali sul fianco SW tra 300 e
218m slm.
Lave verso NW
Lave verso NW; un flusso di lava invade Massa e S.
Sebastiano
Lave verso S; ceneri e lapilli verso ENE
Emissione di vapori ed efflussi di lava
Formazione del conetto
Efflussi lavici, con trabocchi dall’orlo di N-E e con
invasione nella Valle dell’Inferno e sulle pendici E
Lave ad E verso Terzigno
Lava verso NW; un flusso di lava invade Massa e S.
Sebastiano
Effusiva-Esplosiva
8-10 Dicembre 1861
Effusiva-Esplosiva
15-30 Novembre 1868
Effusiva
24 Aprile-2 Maggio 1872
Effusiva-Esplosiva
4-22 Aprile 1906
1913
1914
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
Effusiva-Esplosiva
1926
Effusiva
4-10 Giugno 1929
Effusiva
18-30 Marzo 1944
Effusiva-Esplosiva
Tabella 2. 2: Principali eruzioni del Vesuvio nel periodo 1631 – 1944 (Osservatorio Vesuviano)
Trascurando le fasi intermedie basterà ricordare soltanto le eruzioni di chiusura di periodo,
quali forse furono quelle del 1660, 1694, 1698, 1701, 1707. Più caratteristiche sotto questo
aspetto furono: l’eruzione laterale del 19 maggio 1737, la cui lava invase l’intero abitato di
Torre del Greco; quella del 1760 (Figura 2.4), ritenuta eccentrica, perché il crepaccio si
aprì sulle pendici meridionali dell’edificio del Somma; quella dell’ottobre 1767 (Figura
2.5), con altro efflusso rapido laterale; del 1779, durante la quale il Vesuvio emise dal
cratere addirittura una fontana di fuoco. Nel 1794 vi fu altra eruzione di tipo etneo. Torre
64
del Greco fu completamente invasa dalla lava: il campanile è ancora sepolto per due ordini
sotto la lava.
Figura 2. 4: Pietro Fabris. Eruzione del 1760
Figura 2. 5: Pietro Fabris. Eruzione effusiva del 20 ottobre 1767
65
Nel 1822 altro efflusso laterale, come eruzione di chiusura di periodo, con prevalenza di
cenere. Altri efflussi lavici rapidi si ebbero nel 1850 e 1855. Dell’eruzione 1858 sono
famose le lave cosiddette a corda. Nel 1861 altra eruzione di tipo etneo: le bocche si
aprirono poco sopra Torre del Greco, che ne fu spaccata per metà. L’eruzione dell’aprile
1872, di tipo laterale, rapida, fu funestata, oltre che dalla distruzione di due paesi, Massa e
S. Sebastiano, dalla morte di molti escursionisti travolti dalla lava nell’Atrio del Cavallo,
mentre si spingevano troppo vicini al fenomeno. Le lave di questa eruzione circondarono
completamente l’Osservatorio Vesuviano.
L’ultima eruzione di chiusura di periodo fu quella dell’8 aprile 1906, la cui lava apportò
grandi rovine a Boscotrecase e minacciò Torre Annunziata, fermandosi a pochi metri dal
cimitero di questa città. Furono anche imponentissime le emissioni di cenere che caddero
per molti giorni consecutivi, arrecando sprofondamenti e rovine, specialmente ad
Ottaviano e Somma. Dopo questa eruzione il Vesuvio rimase decapitato di 180m, e
presentò nel cratere una enorme voragine di circa 600m di profondità e 700m di diametro.
Nel 1913 si riaprì il condotto vulcanico nel fondo della voragine con emissione di vapori
ed efflussi di lava. Durante il 1914 si formò il conetto, che gradualmente con esplosioni di
materiale frammentario e con efflussi lavici, ha riempito quasi tutta la voragine del 1906.
Notevoli efflussi lavici, con trabocchi dall’orlo di nord-est e con invasione di lave nella
Valle dell’Inferno e sulle pendici orientali, si sono avuti il 27 novembre 1926, il 30 luglio
1927, il 28 novembre 1928, il 4 giugno 1929. L’ultima eruzione del Vesuvio è avvenuta
nel 1944 e il successivo periodo di riposo, che persiste a tuttora, è molto più lungo degli
intervalli di riposo che si sono avuti nel periodo 1631-1944, durati al massimo 7 anni.
Di seguito si riporta una descrizione più dettagliata dei maggiori eventi di riferimento nelle
stime di probabilità di eruzioni future.
2.2.2. L’ERUZIONE DELLE POMICI DI AVELLINO
L’eruzione pliniana delle Pomici di Avellino (3700 anni fa) è stata tra le più violente della
storia eruttiva del Vesuvio ed ha determinato la messa in posto di spessi depositi di pomici
da caduta dispersi verso E e di depositi da flusso e surge piroclastico, dispersi fino a oltre
20km dal centro di emissione in direzione NW (Figura 2.6).
66
La sequenza di eventi che ha caratterizzato questa eruzione è raggruppabile in tre fasi
principali: una prima fase di apertura, una seconda fase pliniana ed una fase finale
freatomagmatica (Osservatorio Vesuviano).
Figura 2. 6:Distribuzione areale dei depositi da caduta (in azzurro; area racchiusa dall’isopaca 20 cm)
e dei depositi da flusso piroclastico (in rosso) delle Pomici di Avellino (Osservatorio Vesuviano)
L’eruzione di Avellino scaraventò nella stratosfera quasi 100.000 tonnellate al secondo di
roccia surriscaldata, scorie e ceneri. La colonna raggiunse un’altezza di circa 35km, più o
meno tre volte la quota di crociera degli aerei di linea.
All’inizio, i venti dominanti che soffiavano da ovest trasportarono gran parte del materiale
in direzione nord-est, verso Nola e Avellino: nel giro di alcune ore si accumularono
depositi di pomice e lapilli alti fino a 2,5m. La colonna di cenere restò sospesa nell’aria a
lungo, forse anche per 12 ore; poi collassò, creando una rovente e turbinosa valanga di
detriti che si rovesciò lateralmente dai fianchi del vulcano, percorrendo molti chilometri
inizialmente a grande velocità: 385km/h con temperature non inferiori ai 480°C.
Tutta la campagna intorno al Vesuvio fu sepolta da una polvere che raggiunse uno
spessore di 20m a 5km dal cratere, e di 25cm in un raggio di 24km (Hall, 2007).
Numerosi resti archeologici dimostrano che una fiorente civiltà del bronzo antico era
presente nelle aree intorno al Vesuvio al momento della eruzione delle Pomici di Avellino
e che l’impatto di questa eruzione sia sull’ambiente che sulla vita dell’uomo fu notevole.
67
2.2.3. L’ERUZIONE DEL 79 D.C.
Figura 2. 7: Ricostruzione digitale dell’eruzione del 79d.C. a Pompei
Quella del 79 d.C. è l’eruzione pliniana più conosciuta, non solo del Vesuvio, ma di tutta la
storia della vulcanologia . Essa è stata descritta in due lettere di Plinio il Giovane (61-114
d.C.) allo storico Tacito. Tali lettere costituiscono la prima descrizione di un’eruzione da
qui la denominazione di eruzione pliniana per questo tipo di fenomeno particolarmente
violento e distruttivo (Grimaldi).
Nell’eruzione, Pompei (Figura 2.7) ed Ercolano furono completamente distrutte e molte
altre città furono fortemente danneggiate fra cui Oplonti e Stabia, dove probabilmente
Plinio il Vecchio trovò la morte all’età di 56 anni.
Diversi anni dopo l’eruzione del 79 d.C. lo storico Caio Cornelio Tacito, amico intimo di
Plinio il Giovane, dovendo scrivere un racconto storico di quegli anni chiese all’amico di
fornirgli notizie relative alla morte di suo zio Caio Plinio Secondo (noto come Plinio il
68
Vecchio, 23-79 d.C.) comandante della flotta romana di stanza a Miseno -uno dei porti più
importanti dell’impero- ed autore della Historia Naturalis, un’enorme enciclopedia di 37
volumi. Al tempo dell’eruzione il diciottenne Plinio il Giovane, segretario imperiale di
Traiano, viveva con la madre presso lo zio, in quanto orfano di padre. Tacito fu talmente
interessato alla prima lettera, che riscrisse a Plinio il Giovane per richiedergli una seconda
lettera che lo ragguagliasse sulla sorte sua e di sua madre, dopo la morte dello zio.
Le lettere descrivono il susseguirsi dei fenomeni eruttivi ed i loro effetti quali le scosse
sismiche che preludono all’eruzione, la grande colonna di cenere e gas a forma di pino, le
ricadute di ceneri e di pomici che seppelliscono gli edifici, gravando sui tetti e ostruendo le
vie respiratorie degli abitanti e la totale oscurità.
Secondo le lettere di Plinio il Giovane, l’eruzione sarebbe iniziata a mezzogiorno del 24
agosto e terminata intorno alle 6 del pomeriggio del 25. E’ da rilevare che a quell’epoca il
Vesuvio non era considerato un vulcano attivo e sulle sue pendici sorgevano diverse floridi
città.
L’eruzione fu preceduta da una serie di terremoti come testimoniato dalle tracce di lavori
di riparazione provvisori effettuati poco prima dell’evento eruttivo e rinvenuti in molte
case distrutte dall’eruzione e riportate alla luce dagli scavi archeologici. Il terremoto più
grave avvenne nell’anno 62 o 63 d.C. e fu avvertito anche a Napoli e a Nocera, dove si
verificarono alcuni danni.
Dallo studio dei prodotti dell’eruzione del 79 d.C. osservati a Pompei e nelle altre città
distrutte è stato possibile ricostruire la dinamica e la successione dei fenomeni eruttivi
tipici di un’eruzione pliniana. Si possono così distinguere tre fasi:
PRIMA FASE. Iniziata all’incirca alle ore 13 del 24 agosto, fu caratterizzata dall’interazione
magma-acqua (attività freatomagmatica) con apertura del condotto vulcanico ed
accompagnata da una serie di forti esplosioni.
SECONDA FASE. Durata fino alle ore 8 del 25 agosto, fu caratterizzata dalla formazione di
una colonna di gas, ceneri, frammenti litici e pomici bianche e grigie alta circa 15km al di
sopra del vulcano accompagnata da frequenti terremoti. Secondo alcuni autori la nube
raggiunse probabilmente un’altezza di 26km durante la fase delle pomici bianche e
successivamente di 32km durante quella delle pomici grigie. I volumi di magma emessi
69
nelle due fasi delle pomici, che a Pompei formano un deposito con spessore di circa 4m,
ammontarono rispettivamente a 1 e 2,6 km3.
Durante la notte molte persone, approfittando di una stasi dell’attività eruttiva, fecero
ritorno alle proprie case, ma nella mattinata del 25 soffrirono della ripresa dell’attività. Si
verificò, infatti, il collasso completo della colonna eruttiva con conseguente formazione di
flussi piroclastici che si distribuirono radialmente rispetto al centro eruttivo e causarono la
distruzione totale dell’area di Ercolano, Pompei e Stabia.
In seguito si formò una nuova grande nube eruttiva il cui collasso diede origine ad una
serie di surges piroclastici che riversandosi verso valle ad altissima velocità seppellirono
tutto quanto incontrarono lungo il loro cammino. Ercolano soffrì particolarmente durante
questa fase.
TERZA FASE. Durata fino alla tarda mattinata del 25 agosto, continuarono a formarsi i flussi
piroclastici mentre la grande nube raggiunse Capo Miseno. Durante questa eruzione furono
emessi circa 3-4 km3 di magma con una portata di circa 40.000m3/s.
2.2.4. L’ERUZIONE DEL 1631
L’eruzione sub-pliniana del 1631 (Figura 2.8), presa a riferimento per la stesura del Piano
di Emergenza, fece oltre quattromila morti. Iniziata alle 7 del mattino del 16 dicembre, fu
caratterizzata da quattro fasi principali (Osservatorio Vesuviano):
1.
formazione della colonna pliniana, colonna sostenuta carica di ceneri, lapilli e
pomici (dalle 7 alle 18 del 16 dicembre);
2.
produzione di violente esplosioni intermittenti (dalle 18 del 16 dicembre alle 10 del
17 dicembre);
3.
emissione di flussi di blocchi e ceneri (tra le 10 e le 11 del 17 dicembre);
4.
emissione delle ceneri freatomagmatiche (a partire dal pomeriggio del 17
dicembre).
70
Figura 2. 8: L’eruzione del Vesuvio del 1631
L’ultima fase fu accompagnata dalla formazione di colate di fango e da alluvionamenti (a
partire dal pomeriggio del 17 dicembre). Secondo alcuni autori, durante il giorno 17 si
ebbe anche l’effusione di alcune colate laviche verso mare.
La fase pliniana fu caratterizzata dalla formazione di una colonna eruttiva a forma di
“pino” la cui altezza massima fu di circa 13km fra le ore 7 e le ore 15, e di 19km fra le ore
15 e le ore 18. La ricaduta del materiale solido trasportato dalla colonna si verificò ad est
del vulcano, producendo un deposito di lapilli e ceneri in un’area stretta ed allungata a
causa della presenza di un vento molto forte (circa 100 km/h).
Lo strato di lapilli presentava spessori massimi di circa 50cm nella piana ad est del vulcano
(area di San Giuseppe Vesuviano).
La fase eruttiva avvenuta nella notte fra il 16 ed il 17 fu caratterizzata da una serie di
esplosioni discrete che causarono soprattutto un notevole panico.
Le nubi ardenti emesse durante la mattina del 17 dal Vesuvio devastarono numerosi
villaggi ai piedi del vulcano.
I centri abitati di Boscoreale, Torre Annunziata, Torre del Greco, Granatello e Cercola,
praticamente intoccati dai lapilli durante la fase pliniana, vennero rasi al suolo nel giro di
due ore dal passaggio delle colate piroclastiche. Alcuni dei rami più consistenti delle colate
piroclastiche raggiunsero il mare e vi entrarono nei pressi di Torre Annunziata, Torre del
71
Greco e Granatello. L’emissione delle nubi ardenti del 1631 si verificò in concomitanza
con lo sfondamento della parte sommitale del cono vesuviano e la formazione di una
depressione sommitale (caldera) di circa 1.5km di diametro.
Le nubi ardenti furono emesse da un’attività di semplice trabocco dal cratere (boiling over)
e furono fortemente condizionate nel loro scorrimento dalla gravità e dalla morfologia. A
causa di questa particolare dinamica la parete del Monte Somma costituì una barriera
insormontabile ed una efficace difesa per i centri abitati di Ottaviano, Somma Vesuviana e
Sant’Anastasia.
Contemporaneamente all’eruzione delle nubi ardenti il livello del mare si abbassò di alcuni
metri in quasi tutto il golfo di Napoli per una decina di minuti. Tale abbassamento fu
seguito da un rapido rientro e dalla formazione di onde alte da 2 a 5m (maremoto).
L’eruzione delle ceneri freatomagmatiche si verificò principalmente nel pomeriggio del 17
e con un’intensità decrescente anche nei giorni seguenti. La fase di emissione delle ceneri
fu accompagnata dalla ricaduta di ceneri umide e da forti precipitazioni. Molte abitazioni
in un’ampia area intorno al vulcano subirono il collasso dei tetti a causa dell’accumulo di
ceneri umide. Colate fangose di grosse proporzioni si riversarono lungo le valli del vulcano
colmando gli alvei dei lagni e causando inattesi e micidiali fenomeni di esondazione.
La formazione della colate di fango fu favorita dalla sostanziale impermeabilizzazione del
substrato operata dalle ceneri fini, che impedì il regolare assorbimento delle acque piovane.
Questo aumento esorbitante della portata della rete idrica si verificò anche in quella parte
dei rilievi appenninici, circostante il vulcano, interessati dalla ricaduta delle ceneri e dalla
loro conseguente impermeabilizzazione.
L’eccesso di acqua superficiale causò anche estesi alluvionamenti nella piana campana nel
triangolo approssimativamente compreso tra Acerra, Nola e Cicciano. La maggioranza
delle persone (oltre quattromila) morirono per effetto delle nubi ardenti la mattina del 17. Il
bilancio delle vittime sarebbe stato ben più grave se i centri della costa, su cui le nubi
ardenti si abbatterono, non fossero stati pressoché totalmente evacuati spontaneamente la
notte prima, a seguito del terrore generato dalla ricaduta delle ceneri e pomici della fase
pliniana.
Diversi morirono annegati o travolti dalle colate di fango nel pomeriggio del 17. Il collasso
dei tetti e la ricaduta di blocchi sembra aver causato un numero modesto di vittime. I danni
dell’eruzione furono ingenti. Le cittadine di Torre del Greco, Torre Annunziata e
72
Boscoreale furono rase al suolo. Largamente distrutte risultarono Ottaviano e Massa di
Somma, mentre fortemente colpite furono San Sebastiano, San Giorgio a Cremano, Resina,
Portici quasi tutta Somma Vesuviana e parte di Trocchia. Tutte le vie di comunicazione
furono interrotte.
Moltissime abitazioni subirono il collasso del tetto a causa dell’accumulo di materiale
piroclastico (lapilli e ceneri). Più di 400 tetti di case collassarono nella sola città di Nola
(15km a nordest del Vesuvio).
2.2.5. L’ERUZIONE DEL 1944
L’eruzione del 1944 venne osservata e descritta dal direttore dell’Osservatorio Vesuviano,
Giuseppe Imbò, il quale suddivise l’evento in 5 fasi (Imbò, 1945):
1.
fase effusiva (dalle ore 16,30 del 18 alle 17 del 21 marzo);
2.
fase delle fontane laviche (dalle ore 17 del 21 alle 12 del 22 marzo);
3.
fase delle esplosioni miste (dalle ore 12 del 22 alle 14 del 23 marzo);
4.
fase sismo-esplosiva (dalle ore 14 del 23 al 26 marzo);
5.
fase finale (dal 26 al 30 marzo).
FASE EFFUSIVA.
La pausa eruttiva iniziata nella notte tra il 17 e 18 marzo si protrasse sino al
tramonto del 18 marzo quando, alle 16.30, si verificarono nuove esplosioni seguite da
un’abbondante emissione di lava che segnò l’inizio dell’eruzione del 1944.
La lava si spinse contro l’orlo craterico in più rami, tra nord e sud-sud-est, fino a
traboccare da diversi punti. Il ramo nord raggiunse in circa 20 minuti i fianchi del Somma
dai quali si diresse a ovest verso il Fosso della Vetrana.
Le esplosioni si intensificarono e, verso sera, si osservarono abbondanti e continui lanci di
scorie e brandelli di lava sino a 100m di altezza sull’orlo. A tarda sera la portata della
colata settentrionale risultò alquanto ridotta rispetto a quella iniziale e la velocità del fronte
della colata scese fino a 10m/h. Molto più copioso fu un flusso traboccato a sud che si
fermerà completamente solo il 21 marzo.
73
La sera del 18 marzo altre colate di lava traboccarono sulle pendici occidentali del Gran
Cono. La mattina del 19, alle 11, il ramo settentrionale raggiunse il Fosso della Vetrana e,
nella sera, le prime case di Massa e S. Sebastiano. Gli abitati vennero invasi dalla lava che
avanzò fino a circa 1,5km dal centro di Cercola (22 marzo).
Dalla mattina del 19 l’attività esplosiva si mantenne per lo più costante con sporadici
incrementi e caratterizzata da frequenti e tumultuosi lanci di scorie e brandelli di lava alti
sino a 150 metri. Dalla sera del 18 al mattino del 19 si avvertirono all’Osservatorio tremiti
discontinui e, dalle ore 10 del 19, tremiti continui con intermittenti rinforzi.
Figura 2. 9: Eruzione del Vesuvio del 1944
FASE DELLE FONTANE DI LAVA.
Alle 17 del 21 marzo la lava venne emessa con tale violenza
che la colonna incandescente si innalzò sino a 2 km dall’orlo craterico.
La fontana lavica si manifestò per 30 minuti. Il materiale ricadde e si accumulò sulle
pendici esterne del Gran Cono, da dove franò formando pseudo-colate di lava e scorie. Una
di queste, particolarmente grande, si manifestò ad ovest-sud-ovest dove raggiunse i 700m
s.l.m.
Alle 17.30 ritornò una calma quasi totale con una notevole riduzione dei fenomeni
esplosivi e la cessazione dei tremiti. La pausa eruttiva si protrassee sino alle 20.10, allorché
iniziò a manifestarsi una nuova fontana lavica che durò 20 minuti e presentò le medesime
caratteristiche della precedente. Anche questa fu seguita da una nuova riduzione generale
dell’attività eruttiva.
L’andamento alterno dell’eruzione continuò per tutta la notte e il mattino del 22 marzo. Si
susseguirono 8 fasi di fontane di lava; con l’ultima si ebbe il massimo eruttivo di tutto il
parossismo. Le scorie e i lapilli scagliati a maggiori altezze vennero trasportati dal vento in
74
quota verso Angri e Pagani. Alle 9 del 22 marzo a Poggiomarino si osservò la caduta di
scorie del peso variabile tra i 500 e i 1000 grammi. Dalle 10, scorie con un diametro
massimo di 15cm, ricaddero anche su S.Giuseppe Vesuviano.
FASE DELLE ESPLOSIONI MISTE.
Dalle 12 del 22 marzo si verificò un graduale cambiamento
dei fenomeni eruttivi con l’emissione, oltre che di materiale incandescente, anche di
materiale roccioso strappato dal condotto.
Alle pseudo-colate di scorie, caratteristiche della seconda fase, seguirono nuovi fenomeni
di flusso tipo “valanghe incandescenti” e “nubi ardenti in miniatura”. La principale nube
ardente si manifestò a sud alle 10 del 24 marzo. Essa si sovrappose alla colata lavica
meridionale spingendosi, in pochi secondi, per 2 km oltre l’orlo craterico.
La violenza straordinaria dell’attività esplosiva subì un ulteriore incremento verso le 13,
rimanendo poi sino alle 17 per lo più costante. Il conetto terminale, in ricostruzione già dal
18 marzo, si saldò, nel pomeriggio del 22, alle pareti interne del Gran Cono, raggiungendo
una quota massima di oltre 1260 m s.l.m.
Alle ore 21 del 22 marzo, ripresero le esplosioni. La loro intensità crebbe fino a
raggiungere i livelli del pomeriggio, dopodiché, dalle prime ore del 23 marzo, decrebbe
gradualmente. Nel corso dello stesso giorno le colate si arrestano completamente: quella a
sud si fermò a 350 m s.l.m. (rioni Monticelli- Le Voccole) e quella a nord si fermò a 120 m
s.l.m. (1,2 km da Cercola).
FASE
SISMO-ESPLOSIVA.
Alle 12 del 23, mentre le esplosioni decrementavano,
incominciarono ad essere avvertite all’Osservatorio un numero sempre crescente di scosse
sismiche. La crisi sismica precedette di poco un cambiamento delle caratteristiche
esplosive. Infatti, dalle 14, si osservò una netta prevalenza, rispetto al materiale
incandescente, di ceneri e materiali scuri (Figura 2.9). Dalla stessa ora si cominciò a
manifestare un’alternanza di crisi sismiche e esplosive.
In coincidenza con eventi esplosivi di particolare entità riapparirono sia i riverberi che i
getti di materiale incandescente con produzione di valanghe incandescenti (specialmente a
sud-ovest), nubi ardenti e fenomeni di ionizzazione atmosferica. Col procedere di questa
fase, iniziò una graduale riduzione dei fenomeni. Il 24 marzo continuò l’emissione di
ceneri più chiare delle precedenti.
75
FASE FINALE.
Il 27 e 28 le crisi esplosive risultarono sempre più rare e generalmente meno
violente e, il 29, l’eruzione può dirsi conclusa. Tutta l’attività si ridusse a semplici
esalazioni post-eruttive. Terminate le esplosioni, le pareti intracrateriche e i fianchi del
Gran Cono iniziarono ad essere interessati da notevoli fenomeni di assestamento.
Il 29 marzo il cratere, giacente grosso modo su un piano inclinato da nord-est a sud-ovest,
presentava una profondità centrale di 300 m (rispetto all’orlo), un perimetro di 1,6 Km.
L’orlo ovest, il più interessato dalle frane, risultava a 1169m s.l.m. e quello nord-est a
1300m s.l.m..
Il bordo del cratere pur essendo alquanto irregolare, si avvicinava, visto dall’alto, alla
forma ellittica con l’asse maggiore di 580 m (est-ovest) e quello minore di 480 m (nordsud). Per i continui fenomeni di frana il cratere subì negli anni successivi numerose
modificazioni.
Dopo l’eruzione del 1944 il Vesuvio entrò in un fase di quiescenza che dura a tutt’oggi. Gli
unici segni della sua attività sono alcuni piccoli terremoti che vengono costantemente
registrati dai sismografi dell’Osservatorio Vesuviano e l’attività fumarolica che si osserva
al cratere.
LE TESTIMONIANZE.
L’eruzione del Vesuvio avvenne poco dopo l’arrivo delle truppe alleate
a Napoli. A causa degli eventi bellici l’Osservatorio era diventato una stazione
metereologica delle truppe alleate ed il suo Direttore, Giuseppe Imbò, fu relegato in
un’unica stanzetta dalla quale compiva le sue osservazioni nei giorni dell’eruzione.
L’evento colse di sorpresa gli americani e causò loro danni maggiori di un bombardamento
aereo: un intero stormo composto da 88 bombardieri B-25 che si trovava nel campo di
atterraggio in prossimità di Terzigno venne distrutto in breve dalle ceneri. Il Vesuvio
sembrò così voler manifestare per l’ultima volta tutta la sua potenza prima di rientrare in
un minaccioso riposo.
Dalla presenza in Napoli di tanti occasionali testimoni durante l’eruzione scaturirono un
gran numero di scritti, attraverso i quali si colgono le intense emozioni di quei giorni. Fra
le molte testimonianze, proponiamo quella dell’inviato speciale del Manchester Guardian,
il quale così scrive nel suo resoconto del 22 marzo 1944: “Questi italiani mostrano
un’apparente indifferenza, davvero rimarchevole, nei confronti del disastro. Mi ero
76
aspettato scene di panico, donne esagitate, padri di famiglia impazziti. Non vi era niente di
tutto ciò. In gruppi si raccoglievano a osservare il lento sacrificio del villaggio come se si
trattasse di un incendio casuale. Il medico del paese tralasciò di salvare alcuni suoi beni per
mostrarmi un buon punto di osservazione. Ci furono anche alcuni accenni di umorismo.
Osservavamo la lava che cominciava ad avvolgere una casa che ancora recava in maniera
del tutto non necessaria, date le circostanze, lo slogan fascista "Vivi pericolosamente". In
quel momento la casa crollò. Mentre la nuvola di polvere si dileguava, un incrocio di cane
pastore improvvisamente sbucò dalla massa di calcinacci e sfrecciò verso la salvezza.
Aveva messo in pratica le direttive di Mussolini (…)”.
2.3.
IL PARCO NAZIONALE DEL VESUVIO
Il Parco Nazionale del Vesuvio nasce ufficialmente il 5 giugno 1995. Viene istituito al fine
di conservare le specie animali e vegetali, le associazioni vegetali e forestali, le singolarità
geologiche, le formazioni paleontologiche, le comunità biologiche, i biotopi, i valori
scenici e panoramici, i processi naturali, gli equilibri idraulici e idrogeologici, gli equilibri
ecologici del territorio vesuviano (Parco Nazionale del Vesuvio).
Figura 2. 10: Il Vesuvio visto da Boscotrecase
Le finalità comprendono anche l’applicazione di metodi di gestione o di restauro
ambientale idonei a realizzare una integrazione tra uomo e ambiente naturale, mediante la
salvaguardia dei valori antropologici, archeologici, storici e architettonici e delle attività
agro-silvo-pastorali e tradizionali; alla promozione di attività di educazione, di formazione
e di ricerca scientifica, anche interdisciplinare, nonché di attività ricreative compatibili;
alla difesa e ricostituzione degli equilibri idraulici e idrogeologici.
77
Nel caso del Parco Nazionale del Vesuvio i compiti e le valenze si fanno decisamente più
ampie tenendo in conto il fatto che si tratta di dover difendere e valorizzare il vulcano più
famoso del mondo, ma, nel contempo, anche uno dei cinque vulcani più pericolosi al
mondo per la fortissima conurbazione urbana che negli anni si è andata formando intorno
ad esso.
Il Parco Nazionale del Vesuvio rappresenta quindi un’anomalia nel panorama dei Parchi
naturali europei, una sorta di scommessa dell’ambientalismo mondiale tesa a recuperare la
selvaticità e il fascino del Vesuvio e del Monte Somma, strappandolo all’incredibile
degrado cui era pervenuto e restituendolo al godimento delle attuali e future generazioni, a
cui, in ultima analisi, appartiene.
Dal punto di vista naturalistico il territorio del Parco si presenta particolarmente ricco e
interessante. Sotto il profilo mineralogico è celebre per essere uno dei territori più ricchi di
minerali del pianeta. Sotto il profilo vegetazionale e floristico la ricchezza trofica dei suoli
lavici ne fa una delle aree più ricche di specie in rapporto alla ridotta estensione.
Sono note ben 906 specie vegetali per il complesso vulcanico Somma-Vesuvio, tra queste
figurano la Betulla, l’Ontano napoletano, l’Elicriso litoreo, la Valeriana rossa, oltre venti
specie di orchidee, molte piante della macchia mediterranea. Anche la fauna è
particolarmente ricca sia tra gli invertebrati, numerose ad esempio le farfalle diurne,
presenti con 44 specie, che tra i vertebrati, con la nidificazione, tra l’altro, di Poiana,
Sparviere, Gheppio, Pellegrino, Corvo imperiale, e la presenza di Volpe, Faina, Lepre,
Coniglio selvatico e Topo quercino.
La ricchezza dei suoli lavici fa del Somma-Vesuvio, come per gli altri vulcani in genere,
una terra ricchissima per l’agricoltura, con la coltivazione di varietà che acquistano
caratteristiche organolettiche uniche. E’ il caso dell’albicocca vesuviana, presente con
numerose varietà colturali, delle ciliegie, dell’uva, da cui si ricava il vino DOC Lacryma
Christi e l’uva da tavola “catalanesca”, dei pomodorini del pizzo. Nell’area sono stati
catalogati oltre 230 minerali differenti ed è possibile osservare i depositi di diverse
eruzioni storiche e le forme generate dall’azione degli agenti esogeni sulle originarie coltri
piroclastiche. Questi depositi sono poi stati lentamente colonizzati dalla vegetazione: si
osserva quindi una successione dei tipi di vegetazione che operano questo tipo di
colonizzazione, a partire dal primo anello della catena, un lichene, lo Stereocaulon
78
vesuvianum. Le aree circostanti al piede del vulcano sono state popolate da sempre per la
fertilità delle vulcaniti, ricche di potassio.
Il Parco occupa una superfice di 8.482 ettari e interessa il territorio di 13 Comuni:
Ercolano, Torre del Greco, Trecase, Boscoreale, Boscotrecase, Terzigno, San Giuseppe
Vesuviano, Sant’Anastasia, Ottaviano, Somma Vesuviana, Pollena Trocchia, Massa di
Somma, San Sebastiano al Vesuvio (Figura 2.11).
Figura 2. 11: Mappa del Vesuvio
Fra i compiti istituzionali dell’Ente Parco è anche il controllo del territorio contro eventuali
attività difformi ai suoi strumenti di tutela. Pertanto “Il legale rappresentante
dell’organismo di gestione dell’area naturale protetta, qualora venga esercitata un’attività
in difformità dal piano, dal regolamento o dal nulla osta, dispone l’immediata sospensione
dell’attività medesima ed ordina in ogni caso la riduzione in pristino o la ricostruzione di
specie vegetali o animali a spese del trasgressore con la responsabilità solidale del
committente, del titolare dell’impresa e del direttore dei lavori in caso di costruzione e
trasformazione di opere” (art. 29 L. 394/91).
79
Per abusiva trasformazione del territorio si intende “qualsiasi intervento non pianificato
nell’area protetta ed in tale casistica rientrano i casi di abusivismo edilizio.”
La lotta all’abusivismo si concretizza attraverso l’emissione di ordinanze di demolizione e
ripristino dello stato dei luoghi, ed, in caso di inottemperanza da parte dell’ingiunto, con
l’intervento in danno dell’Ente.
L’alto livello di antropizzazione del territorio del Parco, e la difficile assimilazione da parte
delle popolazioni locali delle regole collegate alla tutela del patrimonio naturale, ha
determinato che fin dalla data della sua istituzione, l’Ente abbia sempre dovuto spendere
grande energia nell’impegno alla lotta alle attività abusive. Basti pensare che dalla sua
istituzione sono state emesse 795 ordinanze di cui 214 solo nel 1999. Nel 2002 le
ordinanze sono state 169 anche se di queste 26 sono revoche per ripristino spontaneo dello
stato dei luoghi.
2.4.
IL PIANO NAZIONALE DI EMERGENZA
2.4.1. L’ERUZIONE DI RIFERIMENTO
Secondo alcuni studi vulcanologici condotti sul Vesuvio, l’evento di riferimento da porre a
base della pianificazione di emergenza, in caso di riattivazione del vulcano, è un’eruzione
subpliniana simile a quelle avvenute nel 472 d.C. e nel 1631 (Protezione Civile).
La sequenza dei fenomeni attesi più pericolosi è la seguente (Figura 2.12).
Figura 2. 12: Simulazione esplosione. Progetto EXPLORIS
80
PRIMA FASE. Una colonna eruttiva sostenuta composta di gas e frammenti piroclastici, alta
15-20Km, determina il depositarsi a terra di pomice, lapilli e cenere trasportate dal vento.
Il rischio è correlato alla densità e al carico esercitato dalla coltre piroclastica che può
comportare un sovraccarico eccessivo sui tetti degli edifici determinandone il crollo.
Ulteriori rischi sono connessi alle difficoltà di respirazione dovute all’elevata
concentrazione di sottili particelle nell’aria, alla contaminazione delle colture e dell’acqua,
alle difficoltà di utilizzare vie di fuga e agli ingorghi stradali.
SECONDA FASE. La colonna eruttiva collassa, generando colate piroclastiche con nuvole di
gas e particelle sospese, che possono raggiungere velocità di 100km/h, e possono avere un
enorme potere distruttivo. I modelli fisico- numerici indicano che dall’avvenuto collasso
della colonna eruttiva, la colata piroclastica per raggiungere il mare impiegherà dai 5 ai 10
minuti distruggendo tutto ciò che incontra.
TERZA FASE. Il rischio della terza fase è correlato al generarsi di colate di fango e lahars
durante e dopo l’eruzione. Si tratta di colate di detriti molto rapide e dense generate dalla
pioggia che trascina il materiale piroclastico depositatosi lungo le ripide pendici del
vulcano e dei rilievi Appenninici situati sottovento.
Questi lahars hanno immenso potere distruttivo e ciò comporta la necessità di evacuare la
popolazione presente nelle zone esposte a tale rischio.
2.4.2. LE ZONE DI RISCHIO
Il Piano Nazionale di Emergenza, elaborato dalla Protezione Civile sulla base dello
scenario dei fenomeni più probabili (eruzioni del 472 d.C. e del 1631), fornito dalla
comunità scientifica, individua tre aree a diversa pericolosità definite: zona rossa, zona
gialla e zona blu (Figura 2.13).
ZONA ROSSA. La zona rossa è l’area immediatamente circostante il vulcano (nel raggio di
circa 7-8km dal cratere) ed è quella a maggiore pericolosità in quanto potenzialmente
soggetta all’invasione dei flussi piroclastici, ossia miscele di gas e materiale solido ad
81
elevata temperatura (500÷700°C) che, scorrendo lungo le pendici del vulcano ad alta
velocità (≅100km/h), possono distruggere in breve tempo tutto quanto si trova sul loro
cammino. Probabilmente i flussi piroclastici non si svilupperanno a 360° nell’intorno del
vulcano, ma si dirigeranno in una o più direzioni preferenziali; non è tuttavia possibile
conoscere preventivamente quali saranno le zone effettivamente interessate dai flussi. La
rapidità con la quale si sviluppano tali fenomeni, associata al loro potenziale distruttivo,
non consente però di attendere l’inizio dell’eruzione per mettere in atto le misure
preventive. Pertanto il piano nazionale d’emergenza prevede che la zona rossa venga
completamente evacuata prima dell’inizio dell’eruzione.
Se la priorità, nella messa in sicurezza, spetta ovviamente alle persone, non si può
dimenticare che nella zona rossa vi sono anche numerosi e preziosi beni culturali che
meritano anch’essi di essere protetti nel limite del possibile.
La zona rossa comprende 18 Comuni circumvesuviani per un totale di circa 200 km2 di
estensione e poco meno di 600 mila abitanti.
Figura 2. 13: Le tre aree a diversa pericolosità
82
ZONA GIALLA .La zona gialla presenta una pericolosità minore rispetto alla rossa e
corrisponde a tutta l’area che potrebbe essere interessata dalla ricaduta di particelle
piroclastiche (ceneri e lapilli), che quando non scorrono lungo le pendici del vulcano
possono salire in alta quota, dai 20 ai 30Km d’altezza, entrano nella stratosfera e lì
vengono trasportate dal vento creando una pioggia, creando un sovraccarico eccessivo sui
tetti degli edifici fino anche a determinarne il crollo. La ricaduta di particelle, inoltre, può
causare problemi alle vie respiratorie, in particolare in soggetti predisposti non
adeguatamente protetti, danni alle coltivazioni e problemi alla circolazione aerea,
ferroviaria e stradale.
La zona gialla non è centrata intorno al Vesuvio ma è spostata verso est perché alle
latitudini in esame il vento spira prevalentemente verso est nella zona della stratosfera.
Si prevede che, come accadde nel 1631, solo il 10% della zona gialla sarà effettivamente
coinvolto dalla ricaduta di particelle, subendo danneggiamenti. Pertanto, delle 1.100.000
persone che vi abitano, circa 110 mila saranno coinvolte dall’emergenza. Anche in questo
caso tuttavia non è possibile conoscere preventivamente quale sarà la zona effettivamente
interessata, in quanto dipenderà dall’altezza della colonna eruttiva e dalla direzione e
velocità del vento in quota al momento dell’eruzione. Diversamente da quanto accade per
la zona rossa però, i fenomeni attesi nella zona gialla non costituiscono un pericolo
immediato per la popolazione ed è necessario che trascorra un certo intervallo di tempo
prima che il materiale ricaduto si accumuli sulle coperture degli edifici fino a provocare
eventuali cedimenti delle strutture. Vi è pertanto la possibilità di attendere l’inizio
dell’eruzione per verificare quale sarà l’area interessata e procedere all’evacuazione della
popolazione ivi residente se necessario.
La zona gialla comprende 96 Comuni delle Province di Napoli, Avellino, Benevento e
Salerno per un totale di circa 1.100 kmq e 1.100.000 abitanti.
ZONA BLU .La zona blu ricade all’interno della zona gialla, ma è soggetta ad un agente di
pericolosità ulteriore. Corrisponde infatti alla conca di Nola che, per le sue caratteristiche
idrogeologiche, potrebbe essere soggetta a inondazioni e alluvionamenti oltre che alla
ricaduta di ceneri e lapilli.
83
La cenere che cade sul terreno lo impermeabilizza (ne bastano pochi decimetri) e quando
c’è una pioggia che accompagna l’eruzione o è successiva ad essa, si mescola alla cenere e
crea delle alluvioni di fango violentissime.
La zona blu include 14 Comuni della Provincia di Napoli, per un totale di 180 mila
abitanti.
2.4.3. IL PIANO NAZIONALE DI EMERGENZA
Il Piano di Emergenza è strutturato in due parti: un Piano Generale ed i Piani
Particolareggiati, che dovranno seguire al Piano Generale e la cui stesura spetta ai singoli
Comuni interessati dall’emergenza.
Il Piano di emergenza nazionale prevede sei fasi operative e sette livelli di previsione
dell’evento, scanditi da una serie di fenomeni precursori. Queste fasi costituiscono la
risposta operativa a ciascun livello di rischio e sono strutturate in funzione del crescente
livello di rischio. Saranno attuate in base ai dati forniti dalla comunità scientifica, costituita
dal Gruppo Nazionale per la Vulcanologia, dall’Osservatorio Vesuviano e dal Gruppo
Nazionale Difesa dai Terremoti. Il piano prevede che il sistema di controllo e comando del
territorio nell’area di evacuazione venga effettuato tramite Centri operativi di area (COA) e
Centri operativi misti (COM), attraverso l’individuazione di opportuni punti prestabiliti.
Per le diverse operazioni necessarie alla salvaguardia delle popolazioni interessate dal
piano di evacuazione, si prevede di impiegare, oltre al personale della Protezione Civile,
quello della Polizia di Stato, dell’Arma dei Carabinieri, della Guardia di Finanza, dei Vigili
del Fuoco, del Corpo Forestale, delle Forze Armate, della CRI e appartenente alle
associazioni di volontariato.
Le Fasi del piano di emergenza sono:
FASE 1 – ATTENZIONE. I cambiamenti che sono registrati nello stato del vulcano (livelli di
rischio 1 e 2) suggeriscono una maggiore attenzione nel rilevamento dati e l’utilizzo di
attrezzature mobili e sistemi automatici. La comunità scientifica presenta le proprie
relazioni alla Commissione Grandi Rischi ed alla Prefettura, che sarà incaricata di:
84
•
predisporre l’unità operativa che si occuperà degli eventi sismici e dei danni che
potranno essere provocati da questi;
•
fornire un adeguato supporto logistico agli scienziati che dovranno operare nell’area
vesuviana;
•
attivare programmi di informazione alla popolazione sui fenomeni che si stanno
verificando e sulle eventuali conseguenze;
•
informare costantemente degli accadimenti il Dipartimento della Protezione Civile, il
Ministero dell'Interno, la Regione Campania, la Provincia di Napoli.
FASE 2 – PREALLARME. In questa fase viene dichiarato lo “Stato di emergenza nazionale”
(livello di rischio 3). E’ convocato un Comitato Operativo che si occuperà della gestione
dell’emergenza. Sono individuati vari organismi ai quali saranno affidati i diversi ambiti
operativi. Si predispone un piano coordinato per le forze dell’ordine, che saranno incaricate
di effettuare i seguenti servizi: servizio di vigilanza, servizio di sicurezza pubblica durante
l’esodo e servizio di presidio e sicurezza del territorio da evacuare. In questa fase si potrà
verificare l’allontanamento spontaneo di una parte della popolazione dell’area a rischio. Le
persone che vorranno allontanarsi dovranno comunicare al Sindaco del Comune di
appartenenza data e ora di partenza, ed il nuovo recapito presso cui saranno ospitati.
FASE 3 – ALLARME. In questa fase, in cui i fenomeni osservati indicano come molto
probabile il verificarsi dell’eruzione, si dà il via all’ evacuazione vera e propria. Le vie di
allontanamento saranno predeterminate. L’allontanamento avverrà attraverso “cancelli”,
cioè punti di transito (in entrata ed uscita dalla zona a rischio) presidiati. I cancelli sono
ubicati lungo le principali direttrici viarie, all’esterno della zona a rischio. Attraverso questi
punti, la cui gestione è affidata al Comitato di coordinamento dei soccorsi, sarà disciplinato
e regolato il flusso dei veicoli e delle persone, e sarà impedito il rientro dei non autorizzati
nell’area rossa.
L’area evacuata verrà controllata e presidiata dalle forze dell’ordine. Soltanto persone
munite di speciali autorizzazioni potranno entrare nell’area.
FASE 4 – ATTESA. Questa fase inizia appena conclusa l’evacuazione. Non si potrà rimanere
sul territorio a rischio se non muniti di speciali autorizzazioni, che saranno date soltanto a
85
rappresentanti delle forze dell’ordine, scienziati, tecnici, ecc. I soccorritori rimarranno
allertati per organizzare l’evacuazione dalla zona gialla della popolazione eventualmente
interessata dall’evento. Le forze dell’ordine creeranno una cintura di interdizione lungo i
confini della zona evacuata, per impedire l’accesso ai non autorizzati e scongiurare così il
verificarsi di azioni di sciacallaggio.
FASE 5 - DURANTE L'EVENTO. L'eruzione è in corso. Durante questa fase (livello di
rischio 6) si provvederà all’allontanamento, in base all’evoluzione del fenomeno, di una
parte della popolazione nella zona gialla. Le persone interessate saranno indirizzate verso
strutture di ricovero (aree Sele, Volturno, Napoli est) e turistiche ubicate all’interno della
Regione Campania.
FASE 6 - DOPO L'EVENTO. Si provvederà al ripristino di tutte le strutture operative e ad
effettuare tutta una serie di operazioni tecnico-scientifiche finalizzate al rientro della
popolazione. Una volta ultimate tali operazioni, sarà revocato lo Stato di Emergenza, e si
provvederà al rientro della popolazione. Il ritorno della popolazione dopo l'eruzione
avverrà progressivamente ed in misura legata all’entità dei danni prodotti.
Per quanto concerne l’evacuazione della popolazione, il programma prevede che:
DELL’EVENTO,
PRIMA
durante la fase di Allarme, avverrà l’evacuazione di tutta la zona rossa,
costituita da circa 586.500 persone. La popolazione sarà indirizzata verso regioni esterne
alla Campania, secondo un meccanismo di gemellaggio tra ogni paese della zona rossa e
una regione italiana (Tabella 2.3 e Figura 2.14). Nelle regioni ospitanti la popolazione
evacuata avrà diritto a accoglienza e assistenza generale. Le famiglie che dispongono di un
ricovero alternativo (presso parenti, amici o seconde case) al di fuori della zona da
evacuare, e vogliono allontanarsi spontaneamente, dovranno avvisare il Sindaco del
Comune di appartenenza. I percorsi e le vie di uscita (cancelli) saranno indicate dalla
Direzione Operativa, e saranno presidiate dalle forze dell’ordine. Si prevede che l’intera
operazione potrà essere completata in sette giorni.
DURANTE L’ERUZIONE, verrà evacuata solo una parte della popolazione residente nella zona
gialla (circa 100.000 persone). I settori interessati potranno essere determinati solo ad
eruzione in corso, in base alla direzione assunta dai venti in quota (generalmente orientata
86
COMUNE DELLA ZONA ROSSA
REGIONE GEMELLATA
San Giorgio a Cremano
Lazio
Portici
Emilia Romagna
Ercolano
Toscana
San Sebastiano al Vesuvio
Molise
Pollena Trocchia
Umbria
Massa di Somma
Umbria
Ottaviano
Piemonte e Valle d’Aosta
Sant’Anastasia
Marche
Somma Vesuviana
Abruzzo
Cercola
Friuli Venezia Giulia
San Giuseppe Vesuviano
Lombardia
Terzigno
Veneto
Boscoreale
Puglia
Pompei
Liguria
Torre del Greco
Sicilia
Torre Annunziata
Calabria
Trecase
Basilicata
Boscotrecase
Basilicata
Tabella 2. 3: Gemellaggi previsti dal Piano d’emergenza (Protezione Civile)
Figura 2. 14: Carta dei gemellaggi previsti dal Piano di Emergenza (Protezione Civile)
87
in direzione NE-E-SE), ed in base alla probabile direzione di flusso delle colate di fango.
La popolazione residente in questi settori verrà fatta confluire in aree di ricovero
all’interno della regione Campania.
Come si è detto, gli abitanti della zona rossa dovranno essere allontanati prima dell’inizio
dell’eruzione. Naturalmente in Campania non vi sarebbe la possibilità di accogliere 600
mila persone, pertanto, anche per consentire il mantenimento delle relazioni sociali e la
continuità delle attività scolastiche, ciascuno dei 18 comuni della zona rossa è gemellato
con una regione che, in caso di eruzione, ne accoglierà gli abitanti.
2.4.4. “INCERTEZZE”
Le critiche mosse al Piano di Emergenza Nazionale sono sintetizzabili in tre punti.
1.
Il Piano è stato redatto in riferimento all’eruzione sub-pliniana del 1631, sulla base
dei calcoli dell’Osservatorio Vesuviano, secondo i quali la probabilità che nei
prossimi 150 anni si scateni un’eruzione devastante come quella di Pompei o,
peggio, di Avellino, è intorno all’1%, un’eruzione minore è data al 60%, una di
gravità media al 30%.
C’è da osservare, però, che le catastrofi dei nostri giorni, dall’uragano di New
Orleans allo tsunami, avvengono perché si sono sottovalutati gli scenari estremi
(Hall, 2007). Tanto più che per una parte del mondo scientifico (Michael Sheridan
dell’Università di Buffalo negli Stati Uniti e altri), ogni anno la probabilità che si
scateni un’eruzione violenta, come quella delle pomici di Avellino, è superiore al
50% e le possibilità aumentano col passare del tempo.
Questo significa che l’evacuazione potrebbe non riguardare più soltanto i 18
comuni della zona rossa (600.000 persone), ma anche l’area metropolitana di
Napoli.
2.
Alla base del Piano c’è l’idea che sia possibile prevedere un’eruzione in “breve
tempo”: attraverso il sistema di monitoraggio del Vesuvio, si pensa che si possano
88
cogliere i primi segni del risveglio diverse settimane, se non alcuni mesi, prima
dell’inizio del manifestarsi dell’evento.
Secondo alcuni (Neri), però, mentre è possibile prevedere, con un buon margine di
accuratezza, “dove” e “come” un’eruzione vulcanica avverrà, assai più difficile è
stabilire “quando”. In altri termini, è estremamente probabile che il Vesuvio, prima
o poi, tornerà ad eruttare, ma è difficile predire, con esattezza temporale, quando
questo avverrà. La previsione a “breve termine” delle eruzioni vulcaniche (Hall,
2007) non costituisce, dunque, una scienza esatta. Ad esempio, il Monte St. Helens,
in Alaska, aveva dato segni di inquietudine prima dell’eruzione del 1980, ma nel
mese precedente il quadro non si era modificato. Addirittura, la mattina del 18
maggio, un’ora e mezza prima dell’eruzione, non si registrò alcun cambiamento
insolito che potesse essere interpretato come un segnale d’allarme.
3.
Il Piano prevede l’evacuazione di 600.000 persone, senza tenere in conto la
confusione e l’incertezza nei giorni precedenti l’eruzione. Una parte dei cittadini
“potrebbe fuggire ai primi cenni di turbolenza sismica, altri ancora potrebbero
andarsene e magari, dopo settimane o mesi di incertezza sismica, decidere di far
ritorno” (Hall, 2007). Se a questo si aggiunge la “qualità” delle infrastrutture
presenti sul territorio e il traffico della tangenziale di Napoli, lo scenario
apocalittico è completo.
2.5.
IL PROGETTO VESUVIUS 2000
Nel 1995, in alternativa al Piano di Emergenza, è stato lanciato il progetto VESUVIUS
2000, con lo scopo di ridurre la densità abitativa dell’area vesuviana. Sono sostenitori del
progetto i professori Flavio Dobran, presidente dell’associazione GVES, e Giuseppe
Luongo del Dipartimento di Geofisica e Vulcanologia dell’Università Federico II di
Napoli.
VESUVIUS 2000 si propone di ideare modelli globali per la simulazione dei futuri eventi
eruttivi, di educare la popolazione al rischio vulcanico e di sviluppare una pianificazione
89
urbana e degli scenari socio-economici per una nuova localizzazione della popolazione
individuando aree industriali, residenziali e del tempo libero a distanza di sicurezza dal
vulcano (Dobran, 1998).
Il progetto nasce dalla volontà di andare al di là della politica dell’emergenza prodotta dal
Piano di Evacuazione. La filosofia è quella di prevenire future catastrofi nell’area
vesuviana creando un ambiente sicuro per la popolazione che vive intorno al vulcano,
attraverso campagne di informazione e di educazione al rischio e con la prospettiva di
incentivi economici indirizzati al raggiungimento di collaborazione tra diversi attori e alla
riorganizzazione del territorio. Questi attori sono persone di tutti i livelli sociali che vivono
e lavorano nell’area e i cui discendenti dovranno confrontarsi con eruzioni devastanti.
VESUVIUS 2000 sostiene l’idea che ad una popolazione consapevole del rischio non si
devono impartire indicazioni sul da farsi e su come comportarsi in una situazione di
emergenza: nella situazione ideale il territorio si autoregola, grazie ad una forte intesa tra la
popolazione e gli amministratori.
Secondo Dobran e Luongo, il Piano di Emergenza, costruito su poco affidabili previsioni
delle eruzioni vulcaniche, mira alla “deportazione” della popolazione e alla distruzione
della sua cultura. VESUVIUS 2000 opera nella direzione opposta. La sua premessa di base
è che una sicura convivenza del popolo con il vulcano è possibile e che questa convivenza
può produrre benefici socio-economici, scientifici e culturali alla popolazione senza
provocare effetti contrari all’ambiente. Il progetto non mira ad una fuga massiccia dal
Vesuvio in caso di un’emergenza, ma a preparare la popolazione ed il territorio a
confrontarsi con le emergenze con minime perdite culturali e socio- economiche. Per le
deleterie abitudini mentali esistenti nell’area vesuviana (rassegnazione, fatalismo, potere
dell’ignoranza, tifoseria, omertà, clientelismo, camorra), questo tipo di preparazione
richiede tempo per affermarsi e, per questo, dovrebbe essere avviato subito.
I diversi attori nel territorio dovrebbero, dunque, acquisire la consapevolezza della
necessità di collaborare per creare la sicurezza, mirando ad abitudini mentali tese a
salvaguardare quanto c’è di positivo e ad eliminare o perlomeno ridurre il negativo. Molti
vesuviani sono consapevoli del pericolo perché il vulcano è stato attivo fino a 50 anni fa,
ma non conoscono le opportunità o come trarre vantaggio dal pericolo per produrre le
condizioni per esse.
90
VESUVIUS 2000 richiede che il problema Vesuvio sia affrontato attraverso progetti
interdisciplinari che coinvolgono ingegneri, pianificatori urbani, sociologi, educatori,
economisti, ambientalisti, geofisici, volontari della protezione civile, e la popolazione. I
suoi OBIETTIVI PRINCIPALI sono i seguenti.
•
La
DEFINIZIONE DEL SISTEMA VULCANICO DEL
VESUVIO e dell’eruzione del 1631 in
particolare, al fine di sviluppare un modello fisico-matematico-informatico del
vulcano capace di valutare eruzioni future e i loro effetti sul territorio. A tal fine è
necessario sviluppare modelli fisici e matematici per il rifornimento di magma e per
l’aumento di pressione nella camera magmatica, per l’ascesa di magma lungo il
condotto e l’interazione con il sistema circostante, per la stabilità strutturale del
cono vulcanico, e per il mescolamento del materiale espulso dal vulcano con
l’atmosfera, per il collasso della colonna vulcanica e per il movimento del flusso
piroclastico, della lava e delle colate fangose lungo le pendici del Vesuvio.
Lo sviluppo della capacità di modellizzazione dell’eruzione del 1631 serve per
testare il modello e per prevedere accuratamente le future eruzioni e valutare la
vulnerabilità del territorio. Una gran parte di questi modelli, che fanno parte del
Simulatore Vulcanico Globale, è stata già elaborata e ha consentito di prevedere le
prossime eruzioni del Vesuvio.
•
VALUTAZIONE DELLA VULNERABILITÀ della popolazione, delle importanti strutture
ed infrastrutture industriali, culturali (scavi di Pompei, Oplonti, Ercolano) e delle
telecomunicazioni nell’area vesuviana per stabilire le aree più vulnerabili in
funzione di diversi scenari eruttivi. Questo include anche una valutazione degli
effetti, riguardanti la stato di salute della popolazione, causati da prodotti vulcanici
(gas, cenere), dell’impatto socio-economico sul territorio prima e dopo diversi
scenari eruttivi e degli interventi di pianificazione nel territorio. Queste valutazioni
sono necessarie prima che alcuni investimenti possono essere realizzati per
riorganizzare l’area vesuviana.
•
SVILUPPO
DI UNA CORRETTA METODOLOGIA EDUCATIVA
fondamentale per stabilire
nuove abitudini mentali, finalizzate alla creazione della cultura della sicurezza.
Senza tale educazione, non è possibile stabilire la necessaria collaborazione tra i
diversi attori che lavorano in direzione degli stessi obiettivi.
91
3.
IDENTIFICAZIONE
E CARATTERIZZAZIONE DELLE AZIONI ECCEZIONALI
CONSEGUENTI LE ERUZIONI
3.1.
PREMESSA
Le azioni eccezionali prodotte da un’eruzione vulcanica sono le seguenti.
SISMA. La risalita del magma nella crosta terrestre è accompagnata da una serie di fenomeni
tra cui la fratturazione delle rocce, dunque l’attività vulcanica è sempre accompagnata da
attività sismica locale, più o meno intensa, sia prima che durante l’eruzione. Inoltre, in
alcuni casi, eruzioni vulcaniche possono innescare terremoti regionali non localizzati
nell’area eruttiva. Meno chiaro è invece l’effetto che grossi terremoti possono avere
sull’innesco di eruzioni vulcaniche (Neri).
FLUSSI PIROCLASTICI. Durante un’eruzione esplosiva, si generano dei flussi ad alta e bassa
(surge) concentrazione di particelle solide, capaci di muoversi lungo i pendii del vulcani a
velocità di 200÷300km/h.
All’interno della camera magmatica, il materiale successivamente esploso presenta una
temperatura che può raggiungere i 900°C. Di conseguenza, nelle fasi iniziali di un’eruzione
il flusso è un vero e proprio “vento arroventato”. Si pensi che, durante l’eruzione delle
pomici di Avellino, il flusso piroclastico trattenne abbastanza calore da far bollire l’acqua a
15km dal cratere (Hall, 2007).
PRECIPITAZIONI
DI
“TEPHRA”. A seguito di un’eruzione, si assiste per ore o giorni alla
precipitazione di materiali piroclastici aerotrasportati. Essi originano dei depositi
gravitativi (detti con termine tecnico tephra), dallo spessore e dalla composizione
variabile, in grado di causare crollo di tetti (Spence, 2005).
COLATE DI LAVA.
Durante un’eruzione effusiva o moderatamente esplosiva, si generano
colate di lava, costituite da magma, totalmente o parzialmente fuso, giunto in superficie. Il
92
comportamento di questi flussi è strettamente legato alla loro viscosità. In generale,
comunque si potrebbe pensare di deviare il loro percorso attraverso esplosioni, o barriere.
ALLUVIONI DA COLATE DI FANGO O LAHAR.
A seguito di un’eruzione, a causa del calore che
scioglie la neve o a causa di forti piogge,
possono presentarsi fenomeni alluvionali
costituiti da colate di fango e di materiale vulcanico, talvolta ancora caldo (lahar).
MAREMOTI (O TSUNAMI).
Gli tsunami nella maggior parte dei casi sono prodotti da terremoti
sottomarini, ma non mancano esempi di maremoti dovuti ad eruzioni vulcaniche.
Nei paragrafi successivi si riporta una descrizione più dettagliata delle azioni elencate, con
particolare riferimento al Vesuvio.
3.2.
SISMA
Il Vesuvio è un vulcano attivo la cui ultima eruzione è avvenuta nel 1944. Attualmente è
caratterizzato dalla presenza di un sistema idrotermale che alimenta un campo di fumarole
all’interno del cratere ed è sede di una modesta sismicità rappresentata da alcune centinaia
di piccoli terremoti per anno. Solo i maggiori di questi eventi sono avvertiti dalla
popolazione residente nell’area (Osservatorio Vesuviano).
Gli eventi sismici risultano localizzati nell’area craterica, con profondità ipocentrali
comprese nei primi 6km, ed hanno valori di magnitudo che raramente risultano maggiori di
3,0 (la magnitudo massima è di 3,6). Le caratteristiche spettrali degli eventi sismici, i
meccanismi focali e la forma d’onda sono tali da far attribuire il meccanismo sorgente a
fenomeni di fratturazione delle rocce. Tali eventi si definiscono vulcano-tettonici e non
sono direttamente associati al movimento di masse magmatiche.
Prima del 1944 il Vesuvio si trovava in condizioni di condotto aperto e presentava attività
intracraterica pressoché permanente, intervallata da frequenti eruzioni. Fonti storiche
riportano che durante quel periodo, durato circa tre secoli, anche l’attività sismica è stata
93
intensa e che le maggiori eruzioni sono state precedute da sciami di terremoti distintamente
avvertiti dalla popolazione.
Nel 62 d.C. un grande terremoto (valutato per magnitudine M=5) provocò danni importanti
alle città che circondano il vulcano, ma non c’è nessuna indicazione chiara connessa
all’eruzione avvenuta diciassette anni più tardi. Dopo l’eruzione del 79 D.C. e fino a quella
subplinian del 472, le fonti storiche non registrano terremoti con epicentro sotto il vulcano.
Anche se i danni del terremoto accompagnato all’eruzione 472 sono riferiti a Nuceria,
moderna Nocera (Dobran).
Molti mesi di attività sismica precederono l’ultima eruzione subpliniana del 16 dicembre
1631 e nel giorno precedente il vulcano produsse un terremoto di magnitudine M=4 che è
stato avvertito a Napoli. Terremoti di magniudo più piccola continuarono durante il giorno
e la notte fino all’eruzione avvenuta circa alle 7 di mattina del 16 dicembre.
Purtroppo non si dispone di dati scientifici relativi a questa attività poiché, all’epoca non
esisteva un’osservazione strumentale. I primi sistemi per il monitoraggio strumentale della
sismicità del Vesuvio risalgono alla seconda metà dell’800, quando con l’istituzione
dell’Osservatorio Vesuviano, questo vulcano, molto attivo in quel periodo, diventò un
laboratorio naturale per la sperimentazione di strumentazione sismometrica. Così, il
Vesuvio è stato uno dei primi vulcani al mondo, se non il primo, ad ospitare detta
strumentazione, sia pure in forma pionieristica. Tuttavia lo sviluppo di un moderno sistema
di monitoraggio è iniziato negli anni settanta, con l’installazione delle prime stazioni della
rete sismica, ed ha avuto una rapida progressione fino a raggiungere la configurazione
attuale (Figura 3.1).
Figura 3. 1: Sistema per il monitoraggio sismico del Vesuvio
94
Il sistema per il monitoraggio sismico del Vesuvio è basato su dodici stazioni sismiche che
trasmettono via radio i segnali al centro di acquisizione. Tali stazioni costituiscono un
sottoinsieme della rete sismica dell’Osservatorio Vesuviano su cui si basa il monitoraggio
dei vulcani campani.
Figura 3. 2: Numero di eventi ed Energia dei terremoti vesuviani dal 1981 al 2001
In Figura 3.2 è riportata la distribuzione temporale del numero di eventi e dell’energia per
i terremoti con magnitudo M 1,9 avvenuti al Vesuvio dal 1981 fino a Giugno 2001 e
registrati alla stazione sismica OVO (Sede storica dell’Osservatorio Vesuviano), che è
considerata come stazione di riferimento per tutte le analisi relative alla sismicità. Dalla
distribuzione semestrale risulta che il numero medio di terremoti con M
1,9 dal 1981 al
2000 è circa 25 eventi per semestre (Osservatorio Vesuviano).
Il picco M=3,6 è avvenuto il 9 ottobre 1999 ad approssimativamente 3km sotto il cono
centrale ed è stato avvertito fino a 25km dal vulcano
95
L’istogramma, invece, è stato ottenuto calcolando l’energia dei singoli terremoti mediante
la relazione di Gutenberg-Richter:
Log E = 9,9 + 1,9M
(3.1)
e sommando tali valori per ogni semestre.
Secondo la Zonizzazione Sismica, il territorio della Campania è quasi tutto di II categoria
con intensità macrosismica attesa I=7÷8 (riferita alla scala MCS Mercalli, Cancani,
Sieberg) e accelerazione al suolo (PGA) compresa tra 0,15 e 0,25g (Figura 3.3).
La scala Mercalli, chiamata anche scala di intensità, prende in considerazione solo i danni
prodotti dal terremoto su persone, costruzioni e terreno, in una determinata zona. La scala
Richter o di magnitudo, invece, si basa su misure strumentali della forza del sisma nel suo
punto di origine. Anche se appare sempre delicato fare delle correlazioni tra le due scale,
visto la loro differenza sostanziale riguardo ai parametri usati per determinare la forza
dell’evento, sono state formulate delle relazioni empiriche tra magnitudo e intensità.
Nel caso di terremoti verificati in Italia Centrale può essere applicata, con forte
approssimazione, la seguente espressione:
M = 0,40 I0 + 1,69
(3.2)
dove M rappresenta la magnitudo (scala Richter) e I0 l’intensità massima nella scala MCS.
Questo significa che la zonizzazione prevede terremoti di magnitudo M=4,5÷5.
Figura 3. 3: Intensità macrosismica (a) e PGA (b) secondo i limiti previsti dall’Ordinanza 3274
96
3.3.
FLUSSI PIROCLASTICI
Un pericolo notevole durante le eruzioni vulcaniche esplosive, è la formazione dei flussi
piroclastici, anche detti correnti di densità piroclastica (PDCs), costituiti da nubi di
particelle e gas capaci di fluire giù dai pendii come una valanga di neve e di raggiungere
notevoli distanze dal punto di emissione, con velocità che possono facilmente superare i
100km/h (≅30m/s) e con temperature anche maggiori di 500°C (Figura 3.4).
Figura 3. 4: Flussi piroclastici, vulcano Mayon
I danni da PDCs, secondi soltanto alle precipitazioni di tephra, sono associati alle elevate
temperature, alla pressione dinamica (funzione della densità) ed alla velocità.
L’ingresso di cenere, a pressione dinamica ridotta, all’interno di un edificio può provocare
combustione di contenuti infiammabili, come la mobilia. Nel flusso più veloce, a pressione
dinamica più elevata, invece, particelle, frammenti, pietre e “missili” (frammenti volanti)
di tutti i generi concorrono a raggiungere l’impatto distruttivo.
I flussi piroclastici causano rapida perdita della vita per inalazione e/o scottature. Gli esseri
umani sopravvivono per meno di 15 minuti a temperature tra i 150 ed i 200°C e per meno
di 5 minuti a temperature che eccedono 250°C.
97
Esistono valutazioni (Dobran) delle pressioni dinamiche prodotte dai flussi piroclastici
lungo il pendio meridionale del Vesuvio. Il riferimento è a ad eruzioni di media e larga
scala: le prime con scarichi di materiale di 107kg/s, le seconde di 108kg/s.
Figura 3. 5: Pressione dinamica prodotta da flussi piroclastici
lungo il pendio meridionale del Vesuvio a 10m da terra,
in riferimento ad eruzioni di media e larga scala (Dobran)
Dalla Figura 3.4 si evince che, a distanze che eccedono approssimativamente i 4km dal
cratere, le pressioni dinamiche sono inferiori ai 2kPa.
Questo valore suggerisce che le persone che si trovano in strutture propriamente progettate,
a distanze sufficienti dal cratere, possono essere protette, sempre che in queste strutture
non si apra una breccia per effetto del collasso di porte e finestre.
In sintesi, la sopravvivenza delle persone all’interno di un edificio, in caso di PDC, è
possibile, mentre è lecito ipotizzare la morte per quelle che si trovino in ambiente aperto.
Se un edificio crolla, si presume che ogni occupante rimanga ucciso. In edifici che non
crollano, invece, il fattore principale che governa la vulnerabilità umana è la resistenza
delle aperture. Dunque, essendo il vetro il punto debole di un edificio, la probabilità che
una finestra resista può essere aumentata proteggendola con imposte o scuri.
La resistenza delle aperture, e dunque dei vetri, è funzione della temperatura ed della
pressione del flusso. Dalla sperimentazione si evince che queste due grandezze sono legate
da una legge parabolica:
98
(
Ti = T0 1 − (Pi / P0 )
2
)
(3.3.)
ove: P0 e T0 sono, rispettivamente, la pressione e la temperatura relative ad una determinata
probabilità di crisi indipendente; Pi e Ti sono, rispettivamente, la pressione e la temperatura
che agiscono insieme per dare quella stessa probabilità di crisi (Spence, 2007).
Dall’equazione (3.3.) si arriva ad una serie di distribuzioni di probabilità di collasso,
costruite in funzione della pressione per diverse temperature di flusso. Queste curve
possono essere interpretate come deviazioni costanti o variazioni rispetto alle curve di
probabilità di collasso a temperatura ambiente, nelle quali la variazione ∆P, per ogni
temperatura, è definito dalla seguente equazione:
ΔP = c ⋅ T 2
(3.4.)
dove: c assume il valore di 9×10-5, 4×10-5 e 3×10-5 Pa/°C2, rispettivamente, per finestre
piccole, medie e grandi.
La corrente PDC può generare dei missili. In questo caso i danni provocati dipendono
dall’energia cinetica del missile e dalla relativa vulnerabilità di edifici e persone.
Nel caso di frammenti prodotti da vento e cicloni, Wills (1998) propone una classificazione
per dimensioni, distinguendo oggetti:
-
compatti, con dimensioni dello stesso ordine di grandezza secondo tre direzioni;
-
a foglio, con due dimensioni dello stesso ordine di grandezza, ed una terza molto più
piccola;
-
ad asta, con due dimensioni dello stesso ordine di grandezza, ma molto più piccole
della terza.
Le dimensioni di un oggetto che può essere alzato in volo da una PDC sono proporzionali
al quadrato della velocità del flusso. La potenziale causa di danno, invece, è riferita
all’energia cinetica dell’oggetto. Se la velocità di volo di quest’ultimo è una frazione W
della velocità U della corrente (cioè la velocità di volo dell’oggetto è W×U in m/s), le
equazioni determinate da Wills possono essere riscritte (Spence, 2007), in modo da poter
determinare l’energia cinetica Ek del più grande oggetto probabilmente in volo nel flusso,
in relazione alla velocità di flusso U:
⎛ ρ pf C f
1
Oggetto compatto: E k = ρ '0 ⎜⎜
16 ⎝ ρ 0 Ig
3
⎞ 2 8
⎟⎟ W U
⎠
(3.5.)
99
Oggetto foglio:
⎛ CfW 2
1
E k = ρ ' pf ⎜
⎜ Ig
4
⎝
⎞
⎟ AU 4
⎟
⎠
Oggetto asta:
⎛ CfW 2
1
E k = ρ ' pf ⎜
⎜ Ig
4
⎝
⎞ 4
⎟U
⎟
⎠
(3.6.)
(3.7.)
Ove: ρ0 [kg/m3] è la densità di un oggetto come potenziale missile; ρpf [kg/m3]è la densità
del flusso piroclastico; Cf è un coefficiente di forza applicabile a diverse forme di missili
potenziali in una PDC: oggetti compatti=1, oggetti foglio=0,3, oggetti asta=0,6; I è un
coefficiente di fissità per piccoli oggetti in ambiente urbano, pari ad 1 per oggetti liberi e
>1 per oggetti vincolati; g è l’accelerazione di gravità pari a 9,81m/s2; W è la frazione della
velocità U della corrente che rappresenta la velocità di volo dell’oggetto trasportato; A [m2]
è l’area dell’oggetto a foglio.
Figura 3. 6: Energia cinetica di assicelle in legno con rapporto di esilità pari a 25.
La velocità del vento è quella in grado di sostenere l’oggetto in volo (Spence, 2007)
In Figura 3.5 sono riportati i valori dell’energia cinetica di assicelle in legno con rapporto
di snellezza (rapporto tra la lunghezza ed una dimensione trasversale rappresentativa) pari
a 25, una volta raggiunte le condizioni di “volo”. La curva più in alto è quella di inviluppo.
Essa indica l’energia massima di un oggetto trasportato nel flusso con una certa velocità.
100
La probabilità di impatto di un missile sulle finestre dipende dalla velocità e dalla densità
del flusso, dalla densità dei potenziali missili nell’area di influenza della finestra e dall’area
e dall’orientamento delle finestre. L’impatto del missile provocherà collasso se la sua
energia cinetica sarà sufficiente a rompere la finestra. L’energia richiesta per rompere un
pannello di vetro è uguale all’energia assorbita dal pannello stesso nella sua deformazione
elastica fino alla crisi.
Il modulo di Young del vetro è di 65.000MPa. L’energia necessaria a rompere una finestra
varia da 8 a 20J per finestre di dimensioni medie e grandi, con vetri dello spessore di
3÷4mm. Si può presumere, dunque, che, per certe velocità di flusso, missili con energia
cinetica inferiore ad 8J romperanno poche finestre, missili con energia cinetica tra 8 e 20 J
romperanno delle finestre, e missili con energia cinetica superiore a 20J romperanno più
finestre.
In Figura 3.6 si riporta la valutazione (Spence, 2007) della probabilità di collasso di
finestre poste al piano terra di un edificio, al variare della densità e della velocità del flusso
piroclastico. Il riferimento è ad un’ipotetica eruzione sub-pliniana del vulcano de’ La
Soufrière (Guadeloupe).
Figura 3. 7: Probabilità di collasso di una finestra a piano terra per effetto
di un missile, con densità dei missili normali ed alte (Spence, 2007)
La probabilità combinata pf di collasso del vetro di una finestra per effetto della pressione e
della temperatura del flusso e dell’impatto di un missile è pari a:
p f = 1 − (1 − p fm )× (1 − p fp )
(3.8)
101
dove: pfm è la probabilità di collasso per impatto e pfp è la probabilità di collasso per
pressione e temperatura.
In Figura 3.7 sono riportate le probabilità di collasso separate e combinate per effetto di
missili e pressione dinamica, in funzione della pressione del flusso, presumendo una
densità di flusso di 5kg/m3, per finestre medie in un ambiente di normale accesso per il
missile.
Figura 3. 8: Probabilità di collasso separate e combinate di finestre medie, per effetto
di missili e pressione, con una densità di flusso di 5kg/m3 (Spence, 2007).
3.4.
PRECIPITAZIONI DI TEPHRA
In linea con le definizioni vulcanologiche standard, il termine greco tephra (in italiano si
trova anche la forma tefra) include depositi di scorie, pomici, cenere, lapilli, blocchi e
bombe, vale a dire qualsiasi accumulazione piroclastica aerotrasportata (Figura 3.9).
Eruzioni vulcaniche pliniane e sub-pliniane possono essere accompagnate da cadute di
tephra per ore o giorni, sufficienti a provocare danni seri ad edifici ed attività umane.
La composizione, lo spessore, la densità e la distribuzione di taglia delle particelle del
deposito, dipendendo da fattori riferiti alla specifica natura dell’eruzione vulcanica,
principalmente allo stile dell’eruzione e all’altezza della colonna, variano estesamente da
vulcano a vulcano. Variazioni importanti di questi parametri sono anche possibili
102
all’interno del deposito di un’unica eruzione, vista l’influenza delle dinamiche delle
diverse particelle e del tempo, specialmente vento e precipitazioni.
Figura 3. 9: Depositi da tephra
Vicino alla fonte dell’eruzione, cadute di tephra possono includere blocchi e bombe di
massa sufficiente a provocare gravi ferite o morte delle persone colpite, così come bucare
tetti e finestre con conseguenti possibili incendi. In questi casi, però, ceneri e/o lapilli
possono proteggere l’edificio da blocchi e bombe fungendo da cuscino nei confronti
dell’impatto.
Con l’aumentare della distanza dal vulcano in eruzione, invece, i depositi di tephra sono
costituiti da particelle sempre più piccole e sottili. Questo perché esse possono viaggiare
più lontano, trascinate nelle nubi eruttive a distanze maggiori. In alcuni casi, comunque,
ad una decina di chilometri dalla fonte, cadute di tephra possono accumularsi con
profondità sufficiente a provocare crollo di tetti.
A seguito dell’eruzione del Monte Pinatubo (Filippine), il 15 giugno 1991, la vulnerabilità
strutturale alla caduta di tephra è stata misurata in cinque livelli, come mostrato in Tabella
3.1.
LIVELLO DI DANNO
D0
D1
D2
DESCRIZIONE
Nessun danno.
Leggero danno in copertura.
Moderato danno in copertura.
Severo danno in copertura e alcuni danni alla
D3
struttura verticale.
Collasso parziale della copertura e danni
D4
moderati al resto dell’edificio.
Collasso completo della copertura e danni
D5
severi al resto dell’edificio.
Tabella 3. 1: Livelli di danno per effetto del tephra
103
Allo scopo di valutare l’effetto della caduta di tephra sui tetti, è indispensabile determinare
il carico massimo, o il carico per unità di superficie. Entrambi dipendono dalla densità e
dallo spessore della cenere:
Carico da Tephra = ρ gh
(3.9)
ove g=accelerazione di gravità (9,80665m/s2), h=spessore o profondità del tephra (m),
ρ=densità di tephra (kg/m3).
La densità dipende dalla composizione del tephra (in particolare dalle proporzioni di solido
e particelle veicolari), dal grado di compattezza, dall’umidità del deposito o da pioggie
susseguenti. Essa perciò può cambiare con il tempo: in condizioni asciutte varia da
400kg/m3 a più di 1600 kg/m3, in funzione della compattezza; in condizioni umide, invece,
va da 800kg/m3 a 2000kg/m3 (Spence, 2005).
C’è da dire, però, che anche se i carichi da tephra a terra sono noti o possono essere dedotti
da una mappa isopach, il massimo carico su tetto può essere diverso per molte ragioni.
L’accumulazione piroclastica potrebbe, infatti:
-
scivolare da un tetto inclinato;
-
essere più o meno umida in relazione alle capacità di smaltimento idrico del tetto;
-
muoversi, accumulandosi su alcune parti del tetto più che su altre;
-
essere soffiata via da venti o pioggia.
Alcuni aspetti dell’azione da tephra, come caduta del carico da tetti molto inclinati o
l’accumulazione in scavi o contro muri, sono gli stessi dell’azione da neve, dunque, il
carico statico da tephra può essere considerato un carico gravitazionale distribuito, simile
a quello da neve.
Il carico da neve, in un progetto relativo ad alcune regioni dell’Italia settentrionale, può
anche raggiungere 3÷4kPa, mentre per l’area napoletana non si supera 1,0kPa.
Dove il carico da neve non è una preoccupazione solita per il progetto, i tetti sono
dimensionati rispetto a pressioni da vento o in relazione al grado di accesso delle persone,
fosse soltanto per manutenzione periodica. E’ probabile che queste circostanze richiedano
un carico minimo imposto che è di circa 0,5÷1,0 kPa, con valori più alti se il tetto è piano
e/o per accesso normale o deposito. Ogni progetto presenta una certa riserva di sicurezza
rispetto al valore dei carichi da norma, ma il superamento di questa soglia causerà
probabilmente il crollo del tetto, di una sua parte o dell’intero edificio.
104
Per la maggior parte dei materiali strutturali, è probabile che il crollo della struttura del
tetto avvenga solamente dopo che abbiano avuto luogo delle deformazioni sostanziali.
Sotto carico da tephra, oltre al tetto, possono subire collasso colonne, muri o fondazioni.
Ciò può essere dovuto ad un incremento dei carichi verticali. Più comunemente, però, la
crisi della struttura verticale è la conseguenza dell’iniziale crollo del tetto o del carico
orizzontale da cenere che si raccoglie contro i muri.
A causa degli effetti molto estesi di questo fenomeno, Protezione Civile ed autorità hanno
il difficile compito di identificare le aree che hanno bisogno di essere evacuate, ma edifici
capaci di resistere agli effetti probabili di un’eruzione, incluso il tephra, potrebbero ridurre
l’urgenza dell’evacuazione.
Il Piano di Emergenza per il Vesuvio valuta la probabilità di crollo di un tetto in relazione
a valori di resistenza critici, variabili con la tipologia, tali da provocare seri problemi per la
gestione delle emergenze. Questi valori (Protezione Civile) sono pari a 200 kg/m2, 300
kg/m2, 400 kg/m2 rispettivamente per tetti in legno, con travetti di acciaio, e solai in c.a.
Queste soglie di resistenza sono state usate per definire limiti di confine nell’area gialla.
Allo scopo di comprendere meglio la vulnerabilità dei tetti dell’area vesuviana in ragione
della diversa tipologia strutturale è stata effettuata una sperimentazioni su 18 tetti esistenti
nella zona (Coppa, 2004). In tal modo diventano fattori dell’analisi anche la degradazione
nel tempo dei materiali strutturali e gli effetti di quelli non strutturali come malta,
intonaco e tegole.
La probabilità di crollo valutata con questa analisi è definita dalla seguente relazione:
p(collasso) = Φ(Qmedio,Qdev)
(3.3)
ove: Qdev (Pa) è la deviazione standard del carico limite sul solaio per unità di superficie,
Qmedio(Pa) è il carico limite medio del solaio per unità di superficie e Φ è la distribuzione
cumulativa normale con valore medio Qmedio e deviazione Qdev.
I valori proposti per Qmedio e Qdev sono divisi per 5 classi di tetto (Tabella 3.2), per ognuna
delle quali si è assunto Qdev=20%Qmedio.
Un’attenzione particolare va posta nei riguardi dei solai misti calcestruzzo- laterizi con
travetti prefabbricati tipo SAP, realizzati comunemente negli anni quaranta e cinquanta in
Italia, soprattutto al sud. Sono stati osservati crolli spontanei di tetti realizzati secondo
questa tipologia a causa dell’elettro-corrosione per effetto pila. Questo significa che i solai
105
SAP presentano, per sovraccarico trascurabile, una probabilità di collasso diversa da zero.
Intorno all’area vesuviana, circa il 10% dei tetti (pari al 15% degli edifici in c.a.) presenta
solai in c.a. SAP (Spence, 2007).
Qmedio
Qdev
[kPa]
[kPa]
Tetto in legno o con travi in ferro
4,5
0,9
Cemento armato SAP
2,5
0,5
Cemento armato con più di 20 anni di età
9,5
1,9
Cemento armato con meno di 20 anni di età o travi in acciaio e solai in c.a.
13,5
2,7
Tetto a falda in c.a.
20
4
Tabella 3. 2: Parametri di stima della probabilità di collasso pei i tetti vesuviani (Coppa 2004)
TIPO
Da questi risultati, si può concludere che la sostituzione delle tre tipologie più deboli (tetto
in legno, con travi in ferro e SAP), costituirebbe un miglioramento significativo della
resistenza dei tetti dell’area vesuviana. Oggi, circa il 70% della popolazione vesuviana
vive in appartamenti costruiti nel periodo postbellico, costituiti da telai e tetti in c.a. Gli
edifici realizzati prima del XX secolo, abitati dal 16% della popolazione, presentavano in
origine tetti a volta in muratura, ma oggi ne restano pochi (un esempio è quello di Terzigno
riportato in Figura 3.10).
Figura 3. 10: Tetto a volta , comune di Terzigno
In Tabella 3.3 è riportata una classificazione basata sulla probabile resistenza ai carichi da
tephra (Progetto Exploris). Lo scopo è definire un set di classi di vulnerabilità standard per
106
tetti, ognuna con la propria curva di vulnerabilità caratteristica. La resistenza è compresa
tra 1 e 8kPa. Le classi sono state definite in maniera tale che le resistenze medie di
ciascuna siano spaziate ugualmente su una scala logaritmica, dalla più debole (We) con
una resistenza media di 2kPa alla più forte (St) con una resistenza media di 7kPa, passando
per le altre 2 classi (MW e MS) con resistenze medie di 3kPa e 4.5kPa, rispettivamente.
CLASSE
WE
(weak)
MW
(medium weak)
MS
(medium strong)
ST
(strong)
DESCRIZIONE
Tetto con lamiere, vecchio o in cattive condizioni
Tetto con tegole, vecchio o in cattive condizioni.
Tetto a volta in muratura.
Tetto con lamiere su struttura in legno di qualità
media.
Tetto con tegole su travicelli in legno o travatura
reticolare di qualità media o buona.
Acciaio o travetti in c.a. prefabbricati e tetti a
terrazzo per civile abitazione.
Tetto piano in c.a. not all above characteristics; tetto
a falda in c.a.
Tetto con tegole su travicelli in legno o capriata di
qualità e condizioni buone, progettato per resistere
all’azione dei cicloni.
Tetto in c.a. piano progettato per l’accesso, di buona
qualità e con età non superiore ai 20 anni.
NORMALE RANGE DI
CARICO DI PROGETTO
[KPA]
CARICO DI
COLLASSO MEDIO
[KPA]
Pre-design code, or
no design code.
2,0
1÷2
3,0
2÷3
4,5
>3
7,0
Tabella 3. 3: Proposta di classificazione europea per la resistenza alla precipitazione
da tephra per tipologia di tetto
In Figura 3.11 sono riportate le curve di vulnerabilità per ogni classe. La distribuzione
logaritmica (logn) cumulativa presenta un coefficiente di variazione del 20%, presentando
una dispersione simile a quella dei tetti vesuviani.
Figura 3. 11: Curve di vulnerabilità per tetti soggetti
a precipitazioni da tephra, relative alla classificazione in Tabella 3.3.
Da sinistra a destra le classi WE, MW, MS, ST.
107
3.5.
COLATE DI LAVA
Una colata lavica può essere caratterizzata da forme e dimensioni estremamente variabili,
in funzione di alcuni parametri fondamentali, quali il tasso eruttivo, le proprietà fisiche del
magma e la pendenza del substrato.
Il tasso eruttivo, ovvero il volume di magma emesso nell’unità di tempo, è il fattore che
maggiormente influenza l’estensione di una colata lavica. Questo accade in quanto le lave
emesse con maggiore abbondanza percorreranno distanze maggiori di quelle emesse con
bassa portata, prima che il raffreddamento aumenti la loro viscosità, inibendone il
movimento.
I tassi eruttivi dei magmi basici variano di circa quattro ordini di grandezza (tra 0,5 e 5000
m3/sec): le portate maggiori formano colate costituite, su grandi estensioni, da una singola
unità di flusso (colate semplici), mentre le portate più basse portano alla formazione di
colate costituite da piccole unità di flusso impilate l’una sull’altra (colate composite), in
genere incapaci di percorrere grandi distanze rispetto al centro di emissione (Osservatorio
Vesuviano).
Le lave possono essere assimilate a fluidi di Bingham, e un simile comportamento
reologico non Newtoniano può essere considerato il fattore principale che governa la forma
delle colate. Un parametro che comunemente viene usato per descrivere la geometria di
una colata lavica è il cosiddetto rapporto d'aspetto (V/H) dato dal rapporto tra lo spessore
medio della colata V e la sua estensione orizzontale H, espressa come il diametro del
cerchio la cui area è pari a quella coperta dalla colata (Figura 3.12). Il rapporto d’aspetto di
una colata dipende dalla soglia di snervamento del magma, considerato appunto come un
fuido di Bingham (Osservatorio Vesuviano).
Affinché una sostanza di Bingham possa fluire lungo un pendio è necessario che essa
raggiunga uno spessore sufficiente a far sì che lo sforzo di taglio alla base del flusso sia
superiore alla soglia di snervamento. In generale sui margini di una colata, quando essa
fluisce liberamente senza vincoli laterali, lo spessore non è sufficiente e queste zone
stazionarie tendono a formare degli argini lungo i margini della colata.
Lo spessore e la larghezza di un flusso, così come l’ampiezza delle zone stazionarie, sono
legati a cinque parametri iniziali: il tasso eruttivo F; la pendenza del substrato a; la
viscosità h; la soglia di snervamento s0 ed il peso specifico gr, con g=accelerazione di
108
gravità e r=densità. Lo spessore critico dc che deve essere superato affinché la sostanza
fluisca, è dato dalla relazione:
dc = s0/gra
(3.4)
Figura 3. 12: Dimensioni e volumi di corpi lavici a differente composizione.
Le linee tratteggiate che si dipartono dall’origine degli assi rappresentano diversi livelli di V/H.
Le linee punteggiate forniscono valori indicativi di volumi di corpi lavici a base circolare
di dimensioni ricavabili dai valori degli assi (Walker, 1973a, modificata)
Da essa si desume che più elevata è la soglia di snervamento, più spessa deve essere la
colata. Da questa relazione, viscosità e tasso eruttivo si direbbe che non giochino alcun
ruolo nel determinare il rapporto d’aspetto di una colata, ma in realtà essi sono presenti
significativamente in quanto entrambi hanno forte influenza sul valore della soglia di
snervamento: infatti essa è dipendente dalla viscosità, che a sua volta è funzione della
temperatura che, a livello di gradiente di abbassamento, dipende dal tasso eruttivo.
La pendenza della superficie di scorrimento influenza la forma di una colata nel senso che
quanto più ripido è il pendio, tanto più stretta sarà la colata, ma, in generale, la pendenza
potrà avere maggiore influenza sulle caratteristiche del flusso, influenzandone le strutture
superficiali.
In Figura 3.13 è riportata la carta geologico-strutturale del Somma Vesuvio.
109
LEGENDA:
orlo calderico
centri più vecchi di 15 ka
faglie
centri attivi dopo il 79 AD
Piroclastiti indifferenziate spesso rimaneggiate di età inferiore ai 17.000 anni
Piroclastiti indifferenziate di età inferiore a 17.000 anni
Piroclastiti e scorie saldate del 1944
Frane in piroclastiti ancora calde verificatesi durante l'eruzione del 1944
Lave eruttate tra il 1944 e il 1913
Depositi di flussi piroclastici dell'eruzione del 1631
Colate laviche precedenti il 1631 e posteriori il 79 d.C.
Dicchi e colate laviche del M. Somma
Figura 3. 13: Carta schematica geologico - strutturale del Somma Vesuvio.
110
3.6.
ALLUVIONI DA COLATE DI FANGO E LAHAR
I fenomeni alluvionali sono, spesso, strettamente concatenati all’attività eruttiva e, in modo
più specifico all’attività esplosiva. Questa attività è caratterizzata dall’emissione di ceneri,
pomici e lapilli, materiali poco coerenti, derivanti dalla frammentazione del magma che,
nel corso di un’eruzione, quando giunge nella parte sommatale del condotto, a causa della
liberazione improvvisa dei gas depressurizzati, viene sgretolato in elementi di diversa
grandezza. I depositi dei prodotti dell’attività vulcanica esplosiva (i piroclastiti) ricoprono
le superfici dei vulcani, con spessori che vanno da pochi centimetri fino ad oltre centinaia
di metri.
Durante l’attività esplosiva del Vesuvio, ingenti masse di piroclastiti si accumulano in
prossimità delle bocche eruttive, o a distanza relativamente piccola da esse, generando
ammassi caratterizzati da un’elevata instabilità gravitativa. Elementi come la scarsa
coerenza dei materiali vulcanici derivanti dalla frammentazione del magma, le elevate
pendenze che spesso si riscontrano sugli apparati vulcanici (20°÷30°) e la sismicità che
accompagna e segue una fase eruttiva, possono contribuire a determinare condizioni di
equilibrio precario dei depositi che rivestono i vulcani ed i rilievi circostanti. A rendere
ancora più instabile questo delicato equilibrio intervengono le piogge che, di sovente,
seguono gli eventi vulcanici esplosivi di una certa energia. Queste piogge sono innescate
dal cambiamento dello stato termico atmosferico in prossimità del vulcano a seguito
dell’eruzione, nonché dalla presenza delle ceneri che raggiungono altezze di diversi
chilometri fungendo da nuclei di condensazione del vapore acqueo (Carlino).
Quando i materiali accumulati sui pendii in prossimità del vulcano raggiungono le
condizioni critiche di stabilità, le piogge innescano la mobilizzazione del deposito, con la
formazione di colate di fango e lahar (Figura 3.14).
Il termine lahar è di origine indonesiana e fu utilizzato per la prima volta da Escher, nel
1922, per descrivere i flussi di fango originatisi da un’eruzione vulcanica avvenuta in un
lago. Questo termine viene oggi comunemente usato per indicare qualsiasi tipo di flusso
fangoso contenente materiale vulcanico. Tuttavia, in molti casi, si adopera il sostantivo
lahar quando si parla di grosse colate di materiale vulcanico, talvolta ancora caldo, per
distinguerlo dalle colate di fango che, generalmente, coinvolgono volumi minori di detrito
111
e che sono sempre scaturite in seguito alle piogge. In genere tutti flussi di fango sono
condizionati da meccanismi di trasporto e sedimentazione simili a quelli delle frane (debris
flow) di materiale non vulcanico. Questi si muovono per effetto della gravità ed il moto
stesso è vincolato da parametri come lo sforzo di taglio, la concentrazione del flusso e la
pendenza della superficie di scorrimento.
Figura 3. 14: Formazione delle colate di fango.
I depositi da colata di fango risentono fortemente del controllo topografico, per cui
frequentemente si incanalano in depressioni o si accumulano allo sbocco di valli. Al loro
interno, in taluni casi, si possono trovare dei tronchi carbonizzati o delle strutture da
degassazione, indici evidenti che al momento della messa in posto il deposito aveva ancora
temperature elevate.
Gli spessori dei depositi da colata o da lahar possono essere estremamente variabili, da
pochi metri fino a diverse decine di metri, con ispessimenti nella parte anteriore del flusso.
Le condizioni estremamente pericolose determinate dalle colate di fango derivano dalla
loro elevata energia cinetica, indotta dalla velocità di spostamento, generalmente
dell’ordine di diverse decine di chilometri all’ora, fino ad oltre 100km/h, e dalle
caratteristiche granulometriche del flusso. La densità e l’energia di trasporto delle colate di
fango possono essere talmente elevate da trascinare per diversi chilometri detriti con una
granuolometria molto eterogenea e con massi di grandi dimensioni. Non di rado capita di
osservare sulle pendici del Vesuvio depositi da colata o da lahar che inglobano blocchi di
roccia vulcanica di dimensioni superiori al metro (Carlino).
112
Le colate di fango ed i lahar, che da un punto di vista fisico vanno sotto il nome generico
di flussi di massa, possono generarsi in condizioni iniziali che variano dalle concentrazioni
più basse (basso rapporto solido/fluido), fino ai flussi estremamente concentrati (alto
rapporto solido/fluido). Anche le temperature delle colate e dei lahar sono assai variabili e
dipendono, oltre che dalla tipologia e dalla quantità dei materiali e dei gas eruttati, dai
tempi che intercorrono tra il momento della deposizione di questi ultimi e il momento della
rimobilizzazione. E’evidente che, a parità delle altre condizioni, maggiore è il tempo
intercorso, minori saranno le temperature delle masse rimobilizzate.
Un ulteriore elemento di pericolosità delle colate di materiale piroclastico, è determinato
dalla facilità con cui l’acqua riesce a miscelarsi ad esse durante il percorso del flusso verso
valle. Il contenuto d’acqua è, in particolare, un elemento che determina la maggiore o
minore densità e viscosità di un flusso. La mobilità di quest’ultimo, difatti dipende
strettamente dalla sua viscosità, ovvero dalla maggiore o minore capacità di scorrere su un
pendio sotto l’azione del campo gravitazionale. A tal proposito, si osservi che i flussi
newtoniani (meno viscosi) si muovono liberamente sotto l’azione della gravità, non appena
insorgono le condizioni critiche di stabilità, mentre i flussi di Bingham necessitano di uno
sforzo aggiuntivo per potersi mobilitare, poiché il loro comportamento è più viscoso. A
parità di altre condizioni (pendenza del piano di scorrimento, granulometria del flusso,
ecc.), la capacità di moto di una colata di fango dipende dal contenuto in acqua di
quest’ultima, e dalla capacità della stessa di perdere o immagazzinare acqua durante il
percorso.
Diversi esperimenti eseguiti in Giappone, su alcuni vulcani attivi, hanno fornito dei dati
sulle condizioni di criticità della pioggia, che determina l’innesco delle colate di fango e
dei lahar. Yamaoka (1987) indica che, per uno spessore di 500mm di piroclastiti
mediamente cerniti, di lunghezza pari a 300m, su un pendio di 17-18 gradi, la pioggia
critica è uguale a circa 20mm, con un’intensità approssimativa di 10mm/h.
Ulteriori condizioni di pericolosità possono provenire dalla presenza di ghiaccio o di laghi
vulcanici che rappresentano dei serbatoi naturali d’acqua. In questo caso il grado di rischio
è proporzionale al volume d’acqua disponibile.
Altri fattori che vanno considerati nel quantificare il rischio di colate di fango e lahar sono
le pendenze dei fianchi del vulcano, la presenza di alvei e linee di impluvio nei quali
possono incanalarsi i flussi e il grado di infiltrazione delle acque piovane.
113
Le colate di fango, mediamente ricche di acqua, possono essere assimilate a dei fluidi
newtoniani.
Quelle con alto rapporto solido/acqua, invece, offrendo una maggiore
resistenza al moto, si comportano come flussi di Bingham.
Le colate di fango, durante il loro percorso, sono in grado di assumere dei caratteri
intermedi tra flussi newtoniani e di Bingham. In taluni casi una colata che inizialmente ha
le caratteristiche di un fluido newtoniano, può divenire di tipo Bingham per la perdita
d’acqua che subisce nel suo spostamento da monte a valle. In questo caso la colata può
arrestarsi prima, poiché non è più in grado di scorrere liberamente sotto l’azione della
gravità, come per i fluidi newtoniani.
Lo studio del comportamento fisico delle colate di fango e dell’energia che queste possono
produrre e trasferire alle strutture è fondamentale ai fini della protezione civile. Attraverso
un’analisi dettagliata delle caratteristiche fisiche dei materiali prodotti da un vulcano, dei
volumi che possono essere rimobilizzati sotto forma di colate di fango, della morfologia
del vulcano, degli eventi avvenuti in passato, delle aree a maggior rischio di invasione,
delle zone abitata e delle infrastrutture sottoposte a tale rischio, è possibile definire delle
mappe del rischio e agire sul territorio con opportuni interventi finalizzati alla mitigazione
del rischio stesso.
Faella & Nigro, sulla base dei danni prodotti sugli edifici durante la frana di Sarno,
propongono dei meccanismi di crollo utili per comprendere gli effetti delle colate di fango,
dei lahar e delle lave, anche se mancano gli effetti delle temperature.
Allo scopo di interpretare gli effetti di una massa semi-solida sulle strutture, lo studio si
riferisce a prove su modelli analitici, basati sull’osservazione del danno e la successiva
valutazione dell’energia spesa dal flusso di fango per produrre un certo danno. Questa
energia può essere trasformata in un sistema di forze equivalenti che agiscono sulla
struttura, producendo lo stesso danno. Gli effetti dell’impatto della frana sugli edifici varia
con i seguenti parametri:
-
tipologia strutturale (muratura, telai in c.a.);
-
direzione del flusso di fango rispetto all’edificio (frontale, tangenziale);
-
valore dell’energia cinetica.
Nel caso di impatto frontale, l’energia cinetica è trasmessa direttamente all’edificio,
producendo, per strutture in muratura, la rottura dei muri ortogonali alla direzione del
114
flusso. Per strutture a telai in c.a., invece, non è il semplice crollo delle tamponature a
provocare riduzione della capacità portante, ma l’impatto di masse in movimento e la
pressione dinamica del flusso a produrre meccanismi di crollo nella struttura intelaiata, a
causa della formazione di cerniere plastiche all’estremità o al centro delle colonne.
L’analisi e l’interpretazione del danno strutturale ha consentito di identificare alcune
tipologie di meccanismo di collasso per edifici in c.a. e in muratura che permettono di
valutare la capacità portante ultima dei singoli elementi e/o della struttura complessiva.
Il confronto tra la capacità portante ultima e la pressione di idrostatica/idrodinamica
prodotta dall’impatto del flusso ha consentito di valutare la velocità di impatto.
Nei modelli idrodinamici, si è fatta l’ipotesi di una corrente fluida di densità continua,
mentre si è trascurata la possibile presenza di masse concentrate, quali alberi, pietre e altro
materiale trasportato.
Dall’osservazione del danno causata dalla frana del Sarno (1998), sono stati individuati i
seguenti meccanismi (Figura 3.15):
a.Edifici in cemento armato
-
crollo delle tamponature in mattone, senza danno agli elementi strutturali (Figura
3.15);
-
formazione di tre cerniere plastiche: meccanismo di collasso delle colonne, senza
collasso globale (Figura 3.15b);
-
meccanismo di collasso a taglio delle colonne, con spostamento delle parti
dell’edificio (Figura 3.15c).
-
formazione di cerniere plastiche: meccanismo di collasso delle colonne, con la
formazione del meccanismo di piano a pianterreno, producendo il fallimento della
struttura intera (Figura 3.15d);
b.Edifici di muratura
-
meccanismo di pannello, con la formazione di tre cerniere plastiche nel pannello
verticale (Figura 3.15e).
L’analisi dei risultati ha indicato che:
115
- velocità di flusso relativamente basse (<5÷6m/s), anche in regime di idrostatico, possono
produrre il crollo di edifici di muratura;
- velocità basse (approssimativamente di 3m/s) costituiscono le cause del crollo delle
tamponature degli edifici in c.a.;
- impatti frontali con velocità di flusso di circa 10m/s possono provocare il crollo di edifici
in c.a., a causa del meccanismo di piano per la formazione di due cerniere plastiche;
- una velocità di flusso compresa tra i 15 e i 20m/s può produrre il collasso delle sole
colonne, con la formazione di tre cerniere plastiche.
b)
a)
d)
c)
e)
Figura 3. 15: Modelli per frane (Faella & Nigro, 2001)
a)Crollo dei muri esterni in mattone – meccanismo ad arco.
b)Meccanismo di collasso delle colonne in c.a. per formazione di tre cerniere plastiche.
c)Meccanismo di collasso per taglio delle colonne in c.a.
d)Meccanismo di collasso delle colonne in c.a. del piano terra per formazione di due cerniere plastiche.
e)Meccanismo resistente dei pannelli in muratura.
Sulla base di queste indicazioni è possibile studiare delle raccomandazioni speciali che
diano orientamenti tecnici per la realizzazione di nuove costruzioni nelle aree a rischio.
I nuovi edifici devono essere progettati in modo da resistere al flusso di frammenti,
quantificando le azioni sulla base della velocità di impatto.
116
Con questo scopo, l’area interessata è stata suddivisa in tre zone diverse, sulla base dei
valori attesi di velocità di flusso e pressione corrispondente (Tabella 2.4).
ZONA A RISCHIO
VELOCITÀ ATTESA
PRESSIONE IDRODINAMICA
[m/s]
[kN/m2]
A.
Alto
10
150
B.
Medio
7
73,5
C.
Basso
5
37,5
Tabella 3. 4: Zone a rischio, in riferimento alla velocità attesa
ed alla relativa pressione idrodinamica.
E’ interessante osservare che tali azioni possono essere più forti delle normali azioni di
progetto per terremoto.
3.7.
MAREMOTI (O TSUNAMI)
La comunità scientifica internazionale ha unanimemente adottato il termine
tsunami, dal giapponese (ideogramma a sinistra) “tsu”=porto e “nami”=onda
(onde di porto o onda nel porto), per indicare il fenomeno dei maremoti.
I maremoti sono onde lunghe, con periodi compresi tra 5 e 60 minuti
(mediamente 15÷20 min), generate impulsivamente per lo spostamento della massa
d’acqua e che, avvicinandosi alla costa, possono raggiungere altezze molto elevate.
Figura 3. 16: Tsunami (fotomontaggio)
117
Gli tsunami sono causati, nella maggior parte dei casi, da terremoti sottomarini o in
prossimità della costa e, meno frequentemente, da frane sottomarine o aeree, da eruzioni
vulcaniche e, raramente, dall’impatto di meteoriti nell’acqua.
Non tutti i terremoti sottomarini sono in grado di generare maremoti. Perché questo si
verifichi occorre che il terremoto abbia una profondità focale non troppo elevata, una
magnitudo rilevante (almeno di magnitudo 7 della scala Richter) e, soprattutto, abbia un
meccanismo
focale
che
provochi
uno
spostamento
verticale
(sollevamento
o
sprofondamento) del fondo marino in grado di mettere in moto la massa d’acqua
sovrastante. Movimenti di tipo trascorrente (con piano di faglia verticale) hanno minore
capacità di generare maremoti. Anche le frane sottomarine, con scivolamento di sedimenti
(spesso attivato da terremoti), possono modificare l’equilibrio della massa d’acqua e
produrre uno tsunami, così come la caduta in acqua di grossi blocchi rocciosi o di
sedimenti in caso di frane aeree. Talvolta violente eruzioni vulcaniche sottomarine possono
creare una forza impulsiva che sposta la colonna d’acqua e genera il maremoto. Inoltre
tsunami di origine vulcanica possono essere dovuti allo scivolamento in mare di masse di
materiale lavico incandescente lungo i fianchi ripidi del vulcano.
Figura 3. 17: Schema grafico della terminologia
Da un punto di vista fisico le onde di maremoto sono caratterizzate da lunghezze d’onda,
distanza tra due creste (Figura 3.17), molto elevate, dell’ordine delle decine o centinaia di
chilometri, quindi molto grandi rispetto alla profondità dell’acqua in cui viaggiano, anche
in aperto oceano. Questa caratteristica fa sì che le onde di maremoto si comportino come
“onde in acque basse” (shallow water waves).
Queste onde viaggiano ad elevata velocità in mare aperto, raggiungendo anche i
700÷800km/h, e sono in grado di propagarsi per migliaia di chilometri conservando
pressoché inalterata la loro energia ed essendo quindi in grado di abbattersi con
eccezionale violenza anche su coste molto lontane dal punto di origine (Tinti).
118
La velocità v di propagazione delle shallow-water waves è:
v = g ⋅d
(3.5)
ove: d è la profondità dell’acqua e g è l’accelerazione di gravità (9,8 m/s2).
Le onde di tsunami, che in mare aperto passano spesso inosservate per la loro scarsa
altezza, quando si avvicinano alla costa subiscono una trasformazione: la loro velocità si
riduce (essendo direttamente proporzionale alla profondità dell’acqua) e di conseguenza
l’altezza dell’onda aumenta, fino ad arrivare a raggiungere anche alcune decine di metri
quando si abbatte sulla costa.
L’altezza e l’impatto delle onde sulla costa è funzione di molti parametri. Infatti, oltre alla
profondità dell’acqua anche la topografia del fondale marino e le caratteristiche della costa,
come la presenza di insenature, golfi, stretti, o foci di fiumi che possono produrre effetti di
amplificazione, giocano un ruolo determinante. Talvolta il maremoto si manifesta con un
fenomeno di iniziale ritiro delle acque (regressione) che lascia in secco i porti e le navi per
breve tempo. In realtà questo rappresenta l’arrivo del cavo dell’onda ed è, pertanto, un
fattore determinante che preannuncia l’arrivo della successiva cresta e la conseguente
inondazione (ingressione). Lo tsunami che raggiunge la costa può apparire simile ad una
marea che cresce e decresce rapidamente, sollevando il livello generale dell’acqua anche di
molti metri; o si può presentare come un treno di onde, delle quali la prima non
necessariamente è la maggiore; oppure si presenta come un vero e proprio muro d’acqua e,
in questi casi, l’impatto delle onde di tsunami sulla costa è molto spesso devastante (il
fotomontaggio in Figura 3.16 chiarisce l’entità del fenomeno). La massima quota raggiunta
dall’onda è detta runup. Dopo l’inondazione, quando un’onda di tsunami si ritira (draw
down) tende a trascinare con se tutto quello che ha incontrato nel suo percorso sulla
spiaggia e a lasciare sul terreno acqua e detriti.
I maremoti sono un fenomeno molto importante e spesso sottovalutato, in grado di
produrre danni ingenti e perdita di molte vite umane. Fortunatamente i maremoti
catastrofici sono eventi rari, tuttavia tsunami rilevanti e di entità minore colpiscono spesso
nel mondo. In particolare l’area del Pacifico è quella nella quale questi fenomeni sono più
frequenti e disastrosi, con onde in grado di attraversare l’intero Oceano Pacifico in meno di
24 ore. La regione del Giappone-Taiwan rappresenta l’area più attiva, dove si genera circa
il 30% del totale degli tsunami del Pacifico, anche se non tutti sono distruttivi. Nel 1896 un
forte maremoto in Giappone ha provocato 27.000 morti ma il più forte è quello seguito al
119
terremoto del Cile del maggio 1960, che ha causato oltre 1000 vittime nelle coste cilene.
Lo tsunami ha poi raggiunto le coste delle isole Hawaii con ingenti danni e vittime e si è
propagato fino in Giappone attraversando il Pacifico in 22 ore e provocando oltre 150
vittime. Nel marzo del 1964 un altro violento tsunami fu prodotto in Alaska, con poche
vittime ma con onde che si propagarono sino alle coste della California. Anche il
Mediterraneo è stato interessato nei secoli da eventi di tsunami, sia distruttivi che di
minore entità, principalmente lungo le coste della Grecia e dell’Italia. Il maremoto in
assoluto più devastante è stato quello prodotto dal collasso della caldera del vulcano
Santorini, circa nel 1400a.C. dove l’esplosione ha prodotto il collasso della caldera con
onde stimate tra 50÷90m di altezza. Il maremoto si propagò con una velocità di oltre
300km/h e in pochi minuti raggiunse le coste della Turchia meridionale. Meno di tre ore
dopo la Siria, l’Egitto e la Palestina furono devastati dalle onde. Questo evento è ritenuto
essere la possibile causa della scomparsa della civiltà minoica.
Per quanto riguarda le coste italiane, il maremoto più disastroso è quello seguito al
terremoto di Messina del dicembre 1908. Il terremoto distrusse totalmente le città di
Messina e Reggio Calabria ed un violento tsunami seguì la scossa principale, causando
ingenti danni e centinaia di vittime, con onde che raggiunsero i 13m di altezza sulle coste
calabre, a Pellaro e 11,70m a S.Alessio, sulle coste della Sicilia. L’ultimo maremoto
italiano è quello avvenuto a Stromboli (Isole Eolie) il 30 Dicembre 2002, causato dallo
scivolamento (prevalentemente sottomarino) di un enorme massa di materiale vulcanico
dalla Sciara del Fuoco (Figura 3.18). Le onde, che hanno raggiunto 11 metri di altezza a
Stromboli, hanno prodotto danni ingenti e si sono propagate fino a Ustica, Sicilia
settentrionale e coste campane.
Nei mari europei i tempi di tragitto dell’onda dalla sorgente del maremoto alla costa sono
relativamente brevi, generalmente non superiori a 30 min. Questo tempo è ancora minore
per i maremoti del Mediterraneo e dell’Italia in particolare, dove solitamente le onde
colpiscono le coste solo una decina di minuti dopo il verificarsi della scossa. Questo perché
la maggior parte dei terremoti tsunamigenici si verificano in mare a poca distanza dalla
costa o addirittura in terra molto vicino alla costa.
L’Italia è zona potenzialmente soggetta agli tsunami, non fosse altro che per la sua
posizione peninsulare e per l'alta sismicità di alcune regioni.
120
Figura 3. 18: Maremoto del 30 Dicembre 2002, Stromboli
Nella Tabella 3.5 si riportano gli tsunami di origine vulcanica registrati dall’anno 1000 ad
oggi in Italia.
ANNO
1631
1919
1930
1944
1954
2002
LOCALITA'
CAUSA DEL MAREMOTO
Runup.[m]
Campania
Eruz. vulcanica a terra 4
5,00
Ritiro nel Golfo di Napoli
Isole Eolie
Eruz. vulcanica sottomarina 3
Inondazione a Stromboli
Isole Eolie
2,50
Ritiro-inondazione (Stromboli)
Isole Eolie
Inondazione/ abitazioni distrutte
Isole Eolie
Debole tsunami a Stromboli
Onde anomale ad Augusta
Isole Eolie
Eruz. vulcanica
3,00
Inondazione a Stromboli per una
frana provocata dall'eruzione
Tabella 3. 5: Tsunami di origine vulcanica in Italia dall’anno 1000 ad oggi
INTENSITA'
3
3
3
4
2
2
Per stabilire l’intensità di uno tsunami si usa la scala Sieberg-Ambraseys (introdotta nel
1927 da August Sieberg e poi modificata da Nicholas Ambraseys nel 1962) adottata anche
nei cataloghi europei.
Questa scala (Figura 3.5) prevede i sei gradi seguenti.
121
I - MOLTO DEBOLE. Onda percettibile solo dai mareografi.
II – DEBOLE. Onda avvertita da persone che vivono vicino alla spiaggia e hanno familiarità
col mare. Osservata solo su spiagge molto piatte.
III -
ABBASTANZA FORTE.
Onda avvertita da tutti. Inondazione di coste a dolce pendenza.
Piccole imbarcazioni spinte sulla spiaggia. Modesti danni alle strutture leggere vicino alla
costa. Negli estuari inversione della corrente dei fiumi.
IV – FORTE. Inondazione delle spiagge fino a una altezza definita caso per caso. Leggera
erosione dei terreni non consolidati. Danni alle strutture leggere prossime alla riva. Piccoli
danni alle strutture in muratura sulla costa. Insabbiamento di imbarcazioni o loro
trascinamento al largo. Detriti galleggianti lungo le coste.
V - MOLTO FORTE. Inondazione delle spiagge fino a una altezza definita nelle diverse zone.
Danni significativi alle strutture in muratura lungo la spiaggia. Distruzione delle strutture
leggere. Forte erosione. Oggetti galleggianti e animali marini sparsi sulla riva e lungo la
costa. Tutti i tipi di imbarcazione, a parte le grandi navi, sono scaraventate a terra o
trascinate in mare aperto. Alte ondate sugli estuari dei fiumi. Danni alle costruzioni
portuali. Persone affogate. Onda accompagnata da un forte rombo.
VI – DISASTROSO. Totale o parziale distruzione di tutte le costruzioni fino a una determinata
distanza dalla spiaggia. Inondazione della costa fino a una notevole altezza. Danni forti
anche alle grandi navi. Alberi sradicati e troncati. Molte vittime.
Una recente ricerca canadese (Palermo) schematizza i carichi da tsunami in impatto
iniziale e flusso post-impatto (Figura 3.19).
L’impatto iniziale è prodotto dal fronte d’onda (Fs) e dai frammenti trasportati (Fi).
Il flusso post-impatto, invece, è costituito dall’impatto dei frammenti (Fi), dall’azione di
trascinamento (FD) e dalla pressione idrostatica dell’acqua (FHS).
Le azioni suddette valgono:
Fs = 4,5 ρ gh 2 ; Fi = m
ul
ρ C D Au 2
1
; FD =
; FHS = ρ
Δt
2
2
⎛
u 2p ⎞
⎟
g⎜ d s +
⎜
⎟
g
2
⎝
⎠
(3.6)
ove: ρ è la densità; g l’accelerazione di gravità; h l’altezza del fronte d’onda; m la massa
dei frammenti trasportati; u la velocità del flusso; ds il livello di inondazione.
122
a)
b)
Figura 3. 19: Carichi prodotti da uno tsunami: a)impatto iniziale; b)flusso post- impatto
I valori da inserire nelle relazioni (3.6) sono offerti dalla normativa di Honolulu (CCH) e
dal Manuale delle costruzioni litoranee dell’Agenzia per la Gestione delle Emergenza
Federali (FEMA 55):
-
Impatto frammenti trasportati (Fi):
m = 455kg ;
(CCH )
⎧ 0,1s
Δt = ⎨
⎩0,2 ÷ 0,6s ( FEMA55)
I valori di Δt si riferiscono ad edifici in c.a.
-
Azione di trascinamento (FD):
123
⎧ ds
u=⎨
⎩2 gd s
(CCH )
(CCH )
⎧1,0
; CD = ⎨
( FEMA55)
⎩1,2 ( FEMA55)
Figura 3. 20: Variazione della velocità del flusso u, con il livello di inondazione ds.
124
4.
IDENTIFICAZIONE
DELLE TIPOLOGIE DI COSTRUZIONE NELLA ZONA
VESUVIANA
4.1.
EDIFICI IN MURATURA
In generale, gli edifici in muratura possono dividersi in tre classi (De Angelis, 2002):
•
I classe. Costruzioni costituite esclusivamente da muratura.
•
II classe. Costruzioni costituite da una scatola muraria verticale a sostegno di solai
orizzontali formati con travi non collegate con la muratura nei punti di appoggio.
•
III classe. Costruzioni costituite da pareti murarie collegate orizzontalmente da
impalcati monolitici.
I CLASSE. Lo schema che caratterizza la I classe è quello in cui tutte le membrature portanti
siano costituite da muratura (incapace di resistere a trazione) e sopportino carichi
esclusivamente in regime di compressione, generalmente eccentrica. In particolare le
strutture che sostengono i carichi agenti sugli orizzontamenti sono realizzate con schemi
spingenti (volte, archi) . Le membrature verticali devono essere capaci di sostenere , oltre
che i carichi verticali , anche le spinte indotte da archi e volte.
Solo gli edifici più antichi forniscono esempi di costruzioni integralmente in muratura, con
i sostegni verticali e gli impalcati realizzati con materiali lapidei. In particolare, gli
impalcati sono sagomati secondo archi e volte ripianati superiormente con materiale di
riempimento, staticamente inerte. I carichi sono costituiti, per la maggior parte, dal peso
proprio e dai sovraccarichi permanenti. Essi determinano presso-flessione nella generica
sezione trasversale.
Le azioni degli archi e delle volte alle imposte si compongono con i pesi delle murature
verticali e, affinché la risultante delle forze sia sempre contenuta all’interno della sezione,
ancora meglio entro il terzo medio, le murature verticali devono assumere notevoli
proporzioni. Tutta la struttura è in definitiva sollecitata a presso-flessione.
L’ipotesi di assoluta incapacità di resistere a trazione si riferisce ad una condizione limite
teorica, a cui tende la struttura. In realtà, all’inizio, esistono delle zone di muratura
125
sottoposte a trazione, naturalmente nell’ambito della resistenza limite. Nel primo periodo
di vita, quindi, si determina un regime statico che corrisponderebbe ad un materiale
resistente anche a trazione. Negli anni successivi si sovrappongono agli effetti iniziali dei
carichi esterni, gli assestamenti lenti del piano di posa, le coazioni dovute ai cicli termici
stagionali, gli effetti del ritiro, del vento ecc. e le zone che risultavano tese nel primo
periodo, o per fatica o per superamento della resistenza di trazione, finiscono in gran parte
per cedere o per fratturarsi. Ciò causa parzializzazione degli archi dei sostegni verticali che
vedono così ridursi la loro rigidità. Le deformazioni iniziali crescono e la struttura dallo
stato iniziale di completa integrità , passa attraverso nuovi stati caratterizzati da sempre più
ampie parzializzazioni delle zone che man mano risultano soggette ad una trazione al di là
della resistenza limite. Il passaggio è graduale e lo schema statico della struttura,
corrispondente all’evoluzione del quadro fessurativo, si modifica con variazione delle
caratteristiche geometriche ed elastiche, tendendo al
limite (teorico) di struttura
completamente priva di zone tese.
Si giustifica, quindi, a vantaggio di sicurezza, la formulazione e l’adozione dell’ipotesi
limite finale di parzializzazione “a priori” di tutte le sezioni trasversali della muratura. Si
suppone la struttura costituita da un insieme di conci “scabri” tra loro idealmente separati .
Il contatto puntuale tra i singoli blocchi è assicurato dalla malta che sposa la scabrosità dei
conci lapidei. La capacità portante complessiva di questo schema è di certo inferiore a
quella effettiva e quindi esso è accettato a vantaggio di statica.
II CLASSE. Nel caso della II classe, gli orizzontamenti sono realizzati in legno o in ferro e
poggiati sulle murature a convenienti intervalli. I carichi sono sostenuti per flessione e
taglio ed è eliminato ogni effetto spingente caratteristico della prima classe, con notevole
vantaggio per la scatola muraria.
La caratteristica di questa classe è l’autonomia statica dei muri verticali che prescindono
dalla collaborazione delle travi orizzontali, che possono essere sostituite, almeno in parte,
senza arrecare pregiudizio alle strutture verticali. Nell’ipotesi limite di vincoli privi di
attrito le travi scivolano liberante sulle murature, costituendo due sistemi indipendenti che
si trasmettono mutue azioni verticali. In realtà i vincoli non sono lisci ma dotati di attrito.
Con opportuni accorgimenti (chiavi di ancoraggio alle testate delle travi) si possono
imporre spostamenti orizzontali congruenti con notevole beneficio per la statica
dell’edificio. Aspetto importante nella tecnica costruttiva è che il verso di orditura dei solai
126
sia alternativamente variato ai vari livelli in modo che non esistano muri slegati per tutta
l’altezza dell’edificio. Ogni parete muraria viene considerata staticamente slegata anche
dai muri trasversali ai quali è geometricamente adiacente. Questa ipotesi si realizza se si
verifica un distacco delle pareti in corrispondenza degli incroci. Ciò è possibile perché
mancano elementi orizzontali resistenti a trazione che assicurino il collegamento.
La condizione statica dei muri perimetrali è particolarmente delicata. Infatti l’appiombo
della superficie esterna viene mantenuto costante per motivi architettonici e le riseghe si
effettuano tutte all’interno. Inoltre, negli spigoli degli edifici, laddove i solai sono orditi
parallelamente alla parete, manca un pur minimo vincolo trasversale (almeno l’attrito) e
quindi, il muro può manifestare tendenza a ribaltare verso l’esterno.
III
CLASSE.
Questa classe vede disposto, in corrispondenza di ogni impalcato, un telaio
orizzontale di piano costituito da un cordolo in c.a. che esplica la funzione di
concatenamento, impedendo gli spostamenti relativi. Viene, altresì, imposta una certa
congruenza delle rotazioni tra solai e muratura.
a)
b)
c)
Figura 4. 1: Esempi di edifici in muratura dell’area vesuviana: a) Torre del Greco, zona litoranea;
b) Torre Annunziata, corso Vittorio Emanuele III; c) Pollena Trocchia
Oggi, le costruzioni presenti nell’area vesuviana sono sostanzialmente due: a masso
continue ed a masso composte (Gangemi, 1991).
127
Le costruzioni a masso continue (Figura 4.2a) sono costituite da chiusure e partizioni
interne in muratura, piano interrato, piano terra e piani superiori con orizzontamenti a
volta, coperture a volta estradossata o a terrazza su volta. E’ il caso di edifici rurali,
generalmente abitazioni monofamiliari ad uno o due piani.
Le costruzioni a masso composte (Figura 4.2b), invece, sono costituite da chiusure e
partizioni verticali interne in muratura, piano interrato e piano terra con orizzontamenti a
volta, piani superiori con solai piani, generalmente in legno, coperture a tetto o a terrazzo.
E’ il caso di edifici pluripiano frequenti in ambito urbano.
(a)
(b)
Figura 4. 2: Costruzioni a masso continue (a) e a masso composte (b)
Gli elementi murari (Figura 4.3) sono costituiti da pietrame naturale alla rinfusa; pietra
naturale squadrata; muratura a sacco; muratura in laterizi; da file alternate di pietra naturale
(tufo) e laterizi.
Figura 4. 3: Tessiture di muratura di tufo: a ad una pietra (spianata);
b per spessori fino a circa 70cm; c per spessori superiori a 100cm
La pietra più diffusa è il TUFO che presenta buone caratteristiche dal punto di vista statico e
dell’isolamento termico, ma è alquanto deteriorabile se esposto agli agenti atmosferici. Di
qui l’impiego generalizzato di intonaco a difesa della muratura e l’utilizzazione, solo in
rarissimi casi, del tufo a faccia vista.
128
Lesene e marcapiani, ove presenti nelle decorazioni delle facciate, sono, quasi sempre,
realizzati in stucco su supporto di muratura sagomata e lievemente aggettante.
Figura 4. 4: Le aperture negli edifici in muratura
I vani di finestre e balconi sono ottenuti realizzando piedritti in tufo oppure in mattoni
pieni, utilizzati da soli o in filari alternati coi tufo. Il traverso superiore è costituito da una
piattabanda realizzata con conci di tufo squadrati di forma trapezoidale, spesso alternati a
mattoni pieni disposti in coltello. In molti casi, al di sotto della piattabanda è presente un
architrave in legno di castagno, in pratica una «forma persa» usata nella costruzione della
piattabanda stessa. Esistono, tuttavia, aperture con traverso superiore costituito dalla sola
piattabanda in tufo o dal solo architrave in legno (Figura 4.4).
I SOLAI degli edifici in muratura sono sostanzialmente di due tipi: in legno ed in ferro.
Nei primi la formazione dei piano è ottenuta con piccoli tronchi di legno di castagno, del
diametro di 8÷10cm, di lunghezza pari all’interasse delle travi, tagliati per metà lungo la
dimensione maggiore e poggianti sulle travi uno accanto all’altro con la convessità rivolta
verso l’alto; tali elementi prendono il nome di panconcelle (Figura 4.5).
Il massetto di compianamento è costituito da un conglomerato di calce e lapillo con
l’aggiunta, non infrequente, di materiale di risulta derivante dalla lavorazione del tufo. Sul
129
massetto è allettato il pavimento che, a seconda dell’epoca di costruzione, è costituito da
piastrelle di argilla cotta smaltata (riggiole) o da marmette di cemento e graniglia di marmo
pressati. I solai in legno sono spesso occultati da una controsoffittatura di tela di juta. Su
una griglia di listelli di legno di abete agganciata alle travi e poggiante su un listello di
maggiori dimensioni posto lungo il perimetro delle pareti, è inchiodata la tela di juta su cui
è incollata della carta successivamente imbiancata oppure, in taluni casi, artisticamente
decorata. Altro tipo di controsoffittatura è la cosiddetta incannucciata, usata soprattutto per
la realizzazione di finte volte, costituita da un intreccio di canne e sovrapposto strato di
intonaco.
Figura 4. 5: Solaio in legno
I solai in legno costituiscono una soluzione costruttivamente facile, ma che generalmente
prevede spessori utili elevati, alta deformabilità meccanica, facilità di usura per effetto di
agenti esterni, scarse caratteristiche di isolamento termico ed acustico, facilità di incendio.
Altra nota dolente dei solai in legno è la scarsa possibilità di collegamento con la restante
struttura portante che li rende così poco adatti per costruzioni in zona sismica; se non ben
130
curati infatti, i collegamenti non sono in grado di trasmettere adeguatamente le forze
inerziali di piano con conseguente mal funzionamento dell’intero organismo strutturale.
All’inizio del XX secolo si è diffuso l’uso di solai con travi in ferro a doppio T ad ali
strette (putrelle) con compianamento costituito da voltine in conci di tufo o in mattoni pieni
disposti in coltello o in foglio (Figure 4.6, 4.7 e 4.8).
Questi solai rispetto a quelli in legno, oltre a mantenere la facilità di esecuzione hanno la
possibilità di superare luci assai maggiori e con minore deformabilità, migliorando inoltre
le caratteristiche termiche ed acustiche. Come quelli in legno, i solai in acciaio sono
vulnerabili al fuoco e spesso presentano problemi di finitura come ad esempio la difficoltà
di intonacare uniformemente l’intradosso per la presenza di materiali differenti (acciaio e
laterizio).
Figura 4. 6: Solai in ferro: a) con “spaccatele di tufo”; b) con voltine di mattoni
in foglio; c) con voltine di laterizio forati; d) con voltine di mattoni
Figura 4. 7: Sezioni solai in ferro
131
Figura 4. 8: Assonometria solai in ferro
4.2.
EDIFICI IN CEMENTO ARMATO
Molto diffusi nell’area vesuviana sono gli edifici con scheletro completamente in
conglomerato cementizio armato (Figura 4.9).
a)
b)
c)
Figura 4. 9: Esempi di edifici in cemento armato dell’area vesuviana: a) Torre Annunziata,
via Prota, coop. San Giorgio; b) Somma Vesuviana, Parco App.; c) Portici, viale Melina.
132
In questo caso, le murature, pur contribuendo all’irrigidimento della struttura, si
considerano non portanti.
Dal punto di vista del calcolo delle sollecitazioni indotte da un evento sismico e del
relativo comportamento della struttura, la schematizzazione più completa è quella dello
scheletro spaziale, diaframmato ad ogni piano da lastre (solai) rigide nel loro piano.
Negli edifici ad ossatura in c.a., le tipologie possibili di SOLAI sono quelli: a soletta piena e
nervata, latero-cementizi gettati in opera, con travetti prefabbricati in c.a. o in c.a.p.,
predalles, a pannelli prefabbricati (Paolacci, 2004). I solai a soletta piena furono i primi ad
essere proposti ma avevano l’inconveniente principale di essere estremamente pesanti.
Venne così l’idea di alleggerire la struttura realizzando graticci di travi in cemento armato
collegate da una sottile soletta sovrastante anch’essa in c.a., la cosiddetta soletta nervata
(Figura 4.10). Questo tipo di struttura ricalca fedelmente l’orditura classica dei solai in
legno con un’orditura principale, una secondaria e un elemento piano di collegamento. Il
primo e forse unico grande vantaggio della soletta nervata è senza dubbio la monoliticità.
Di contro gli svantaggi sono molteplici: gli elevati oneri per la sua realizzazione
(carpenteria e mano d’opera), la superficie dell’intradosso non piana e le scarse proprietà di
isolamento acustico hanno fatto si che si ricercassero soluzioni alternative più economiche
e di più rapida esecuzione.
Figura 4. 10: a) Solaio monolitico a soletta nervata. b) Solaio latero-cementizio gettato in opera
Gran parte di questi problemi vennero risolti inserendo, tra i travetti, un materiale leggero
quale laterizio o polistirolo, i quali isolano e permettono di avere un intradosso piano e
facilmente rifinibile. Nacquero così i primi solai latero-cementizi gettati in opera (Figura
4.11).
133
Figura 4. 11: Solaio latero-cementizio
L’onere maggiore, nella realizzazione di un solaio totalmente gettato in opera è la
carpenteria, cioè la costruzione di un impalcato ligneo provvisorio. Per ovviare a questo
inconveniente sono nati i solai con travetti prefabbricati in cemento armato o cemento
armato precompresso (Figura 4.12a, b). Questi travetti, a seconda delle loro caratteristiche,
hanno capacità portanti più o meno elevate e sono in grado, quindi, di sostenere da soli il
peso dei laterizi e del getto di completamento in calcestruzzo, aiutati solo da elementi
rompitratta situati ad intervalli regolari. Inoltre, rispetto al solaio gettato in opera,
conservano comunque una discreta flessibilità di adattamento anche a fabbricati di pianta
complessa.
a)
b)
Figura 4. 12: a) Solaio con travetti prefabbricati a traliccio.
b) Solaio con travetti prefabbricati precompressi
I travetti a traliccio sono quelli più in uso e sono composti da una piccola struttura
reticolare spaziale con discrete capacità autoportanti. A seconda dell’utilizzazione vengono
realizzati tralicci di diverse altezze e armature. Oltre a un’armatura di base, già inserita
nell’elemento, possono essere annegati nella suola ulteriori ferri la cui sezione complessiva
dipenderà dalle condizioni statiche del solaio finale. L’armatura destinata ad assorbire i
134
momenti flettenti negativi, invece, deve essere posizionata in opera poco prima del getto
finale. Con i travetti a traliccio gli elementi rompitratta devono essere posti a una distanza
compresa tra 1 e 1,5 metri.
I travetti in c.a.p. sono una valida alternativa ai travetti a traliccio soprattutto in presenza di
luci o carichi elevati o quando è difficoltosa la realizzazione di una puntellazione adeguata
poiché posseggono capacità autoportanti superiori e necessitano di travetti rompitratta posti
a distanze comprese tra 1,5 e 2 metri.
Le dimensioni e l’armatura di precompressione, realizzata con acciai ad alta resistenza,
variano a seconda del campo di utilizzazione, mentre l’armatura destinata ad assorbire i
momenti flettenti negativi, anche in questo caso, deve essere posizionata in opera poco
prima del getto di completamento finale.
Una soluzione ancora annoverabile fra i solai misti è quella tipo predalles con lastre
prefabbricate e travetti a traliccio o prefabbricati direttamente incorporati ed elementi di
alleggerimento in polistirolo o in laterizio (Figura 4.13).
Figura 4. 13: Solaio tipo predalles
Le lastre, in genere, hanno uno spessore minimo di 4cm che può essere aumentato a
piacimento rendendo questa soluzione particolarmente adatta quando sussistono problemi
di resistenza al fuoco.
La loro capacità portante, invece, è analoga a quella dei travetti a traliccio o dei travetti
prefabbricati usati singolarmente, e quindi necessitano della stessa opera di puntellamento.
Una volta che le lastre sono state poste in opera si posizionano le eventuali armature
aggiuntive previste in fase di progetto e si completa la struttura con la fase di getto del
calcestruzzo. L’intradosso di questi solai, in genere, è pensato per non essere intonacato.
135
Il comportamento dei telai in c.a., oltre che dalla qualità dell’accaio e del cls utilizzati, è
influenzato da numerose variabili. Tra queste: qualità del nodo trave-pilastro e presenza di
armature lisce; presenza di elementi tozzi; presenza di tamponatura; degrado del cls e
dell’armatura.
I
NODI TRAVE-PILASTRO
sono delle regioni cruciali per la sicurezza delle costruzioni in
cemento armato, poiché garantiscono la continuità delle strutture intelaiate e permettono il
trasferimento delle forze tra gli elementi strutturali in essi concorrenti (Russo, 2007). Il
flusso di tali forze può risultare compromesso se il nodo subisce un elevato degrado,
generalmente dovuto a deficienza di resistenza a taglio ciclico. Infatti la zona di nodo è
soggetta a forze interne orizzontali, parallele alle forze di taglio agenti sul pilastro,
notevolmente superiori rispetto a quelle che si sviluppano nelle sezioni di pilastro
immediatamente al di sopra ed al di sotto del nodo. Tale incremento è dovuto alle forze
trasmesse al nodo dalle travi in esso concorrenti. Infatti, in presenza di azioni sismiche di
elevata intensità, a causa dell’inversione delle forze e della conseguente inversione dei
momenti, si manifestano delle fessure sia all’estradosso che all’intradosso della trave
all’interfaccia trave-pilastro. Tali fessure, per effetto della ciclicità dell’azione, si
propagano verso l’interno della trave, dando così luogo ad una fessura passante. Tale
fessura si genera all’interfaccia trave-pilastro da entrambe i lati del nodo. In queste
condizioni il pannello di nodo risulta sollecitato dalle forze ad esso trasmesse dalle
armature delle travi, forze che risultano esterne al nodo. Tali forze esterne determinano
nella sezione orizzontale del pannello un taglio aggiuntivo rispetto a quello agente al piede
del pilastro del piano sovrastante. Pertanto il taglio agente sul nodo nelle sezioni trasversali
comprese tra le armature superiori e inferiori della trave può essere notevolmente superiore
al taglio agente sul pilastro, in alcuni casi anche del 500%. Le azioni sismiche possono
produrre nei nodi trave-pilastro diffuse fessurazioni diagonali nelle due direzioni, con
conseguente degrado della rigidezza del nodo e dell’aderenza tra le barre d’armatura
ancorate nel nodo ed il calcestruzzo circostante. La maggiore deformabilità del nodo e gli
slittamenti rigidi connessi al degrado dell’aderenza possono determinare spostamenti
d’interpiano addizionali tanto rilevanti da produrre il crollo. Il degrado dei nodi travepilastro può risultare particolarmente critico nel caso di nodi privi di staffe, quali quelli
realizzati in quasi tutti gli edifici in c.a. esistenti in Italia, in accordo con le normative
sismiche vigenti all’epoca della costruzione.
136
Prove effettuate (Russo, 2007) permettono di mettere in evidenza alcune fondamentali
carenze dei nodi trave-pilastro esterni di edifici costruiti negli anni ’50-’70:
•
Il massimo momento sopportabile dal nodo è prossimo al momento di fessurazione
della trave in esso concorrente.
•
Subito dopo la fessurazione della trave si verifica lo scorrimento delle armature
longitudinali della trave stessa, a causa dell’utilizzo di barre lisce e di lunghezze
d’ancoraggio insufficienti.
•
A causa dell’insufficiente aderenza, tali barre non raggiungono la tensione di
snervamento e non si ha una zona di trave con elevate deformazioni (superiori a
quelle di snervamento), ma soltanto una fessura localizzata. Non vi è quindi
formazione di cerniera plastica e conseguentemente la trave non risulta in grado di
dissipare energia tramite la propria deformazione.
La perdita di aderenza è di per sé un meccanismo scarsamente dissipativo, e pertanto si
conclude che, in presenza di azioni sismiche, il meccanismo di collasso dei nodi travepilastro esterni di edifici esistenti è di tipo fragile. Tali nodi necessitano pertanto di
interventi volti a migliorare l’ancoraggio delle barre al loro interno, per incrementare il
momento resistente e, sotto azioni elevate quali quelle sismiche, determinando
snervamento delle barre per ottenere maggiore dissipazione dell’energia in ingresso. Dopo
aver adeguato l’ancoraggio potrebbe inoltre essere utile anche rinforzare il pannello di
nodo o, dove non è possibile, almeno i pilastri al di sopra e al di sotto del nodo stesso, in
modo che, a fronte di forze più elevate trasferite dalle barre della trave al nodo, tali rinforzi
siano in grado di assorbire almeno in parte le tensioni diagonali che dovrebbero formarsi
nel pannello nodale.
Negli elementi strutturali appartenenti alle strutture intelaiate in c.a. le dimensioni della
sezione trasversale sono spesso comparabili con la lunghezza. ELEMENTI
TOZZI
si
configurano, ad esempio, ai piani bassi di edifici di altezza elevata, nei telai attestati su
setti in c.a., nei telai di scala con travi rampanti ovvero nei telai a tamponatura parziale. In
caso di evento sismico, tale tipologia di elementi strutturali tende a sviluppare meccanismi
inelastici governati dallo sforzo di taglio, con possibilità di crisi anticipata a carattere
locale (De Stefano, 2007). Per tale motivo i moderni codici di progettazione antisismica
tendono a sconsigliare il ricorso ad elementi tozzi, specie se il criterio di progetto
presuppone una risposta strutturale complessiva caratterizzata da sufficienti capacità
137
dissipative. Un valore di soglia attendibile, di separazione tra elementi snelli ed elementi
tozzi, è dato dal rapporto a/d=2.5 (a: luce di taglio, d: altezza della sezione).
Gli edifici in cemento armato, nei riguardi di azioni eccezionali come il sisma, possono
classificarsi sulla base della struttura portante verticale in (De Sortis, 2007):
•
telai in calcestruzzo armato non tamponati;
•
telai in calcestruzzo armato con tamponature deboli;
•
telai in calcestruzzo armato con tamponature consistenti.
L’osservazione dei danni causati da terremoti in occasione di eventi sismici recenti indica
che la presenza di
TAMPONATURE
influisce in maniera significativa sul comportamento
degli edifici a telaio in calcestruzzo armato.
Le strutture in c.a. progettate in diversi periodi e in diverse zone del territorio italiano
posseggono caratteristiche estremamente diverse, sia in termini di resistenza che di
duttilità. Inoltre, frequentemente accade che i telai vengano progettati senza nessuna
esplicita considerazione delle caratteristiche e della disposizione, in pianta e in elevazione,
dei pannelli di muratura di tamponamento. A giustificazione di ciò spesso si adduce la
considerazione che le tamponature siano costituite da elementi non strutturali, e che
pertanto trascurare il loro contributo si traduca in una progettazione in favore di sicurezza.
Infatti, la presenza di tamponatura viene ritenuta vantaggiosa dal momento che essa
fornisce sia un aumento nella resistenza laterale dell’edificio, sia un supplemento di
capacità di dissipare energia. Tuttavia, i principi della dinamica delle strutture indicano che
tale asserzione può rivelarsi non sempre vera. In effetti, la massa aggiuntiva dovuta alla
presenza della muratura e la diminuzione del periodo fondamentale di vibrazione della
struttura, determinato dall’aumento di rigidezza, può causare un forte incremento delle
forze d’inerzia orizzontali indotte dal terremoto. Inoltre la disposizione non regolare in
pianta ed in elevazione dei pannelli di tamponatura, inducendo effetti torsionali o
concentrazioni di sforzi, può comportare un peggioramento del comportamento sismico
dell’edificio.
Studi su telai nudi e tamponati mostrano che l’omessa considerazione del contributo della
tamponatura, scelta questa adottata per consuetudine nella progettazione, costituisce una
misura prudenziale nel caso di telai regolari, e in particolar modo quando i pannelli in
muratura siano ben costruiti, resistenti e realizzati in mattoni pieni e malta di buona qualità.
Tuttavia, tale pratica può risultare non sempre conservativa nei casi in cui i pannelli in
138
muratura siano molto deboli, quali quelli costituiti da mattoni forati e malta di cattiva
qualità.
Mattoni fessurati posso innescare un collasso improvviso in uno spigolo così come una
leggera curvatura del piano genera spesso sbandamenti ed espulsioni. Queste incertezze
sono particolarmente rilevanti nel caso dei pannelli di forati poiché questi sono
generalmente prodotti senza procedimenti che possano garantire l’omogeneità delle
geometrie e delle caratteristiche meccaniche. Come evidenziato da prove eseguite su
pannelli di semipieni la regolarità dei blocchi e la loro geometria compatta favorisce di
molto una realizzazione di muri piani, con ricorsi allineati e privi di imperfezioni. Ne
conseguono dunque resistenze più omogenee e meccanismi di collasso non difformi.
E’ noto che il calcestruzzo presenta caratteristiche meccaniche e di resistenza variabili nel
tempo a causa dei PROCESSI DI DEGRADO di diversa natura (chimica, fisica, ambientale, etc.)
cui è sottoposto. Molte strutture di calcestruzzo armato presenti nel territorio italiano,
anche non particolarmente datate, mostrano infatti segni evidenti di degrado, soprattutto se
ubicate in ambienti particolarmente aggressivi (atmosfera marina, industriale, etc.) o se
realizzate con calcestruzzi scadenti ovvero messe in opera con modalità non controllate.
Tra gli attacchi ambientali più frequenti per le strutture in c.a. si possono citare l’effetto dei
cloruri e la carbonatazione del conglomerato; entrambi fenomeni che possono portare alla
corrosione delle armature, probabilmente la più importante causa di degrado delle strutture
in c.a. Prove sperimentali su travi inflesse (Berto, 2007) hanno dimostrato come, al
progredire del livello di corrosione, si abbia non soltanto la diminuzione della capacità
portante, ma si possa modificare sostanzialmente la modalità di rottura, passando da una
rottura di tipo duttile ad una via via più fragile.
4.3.
COSTRUZIONI MONUMENTALI IN MURATURA
La storia dell’area vesuviana è condizionata in ogni sua fase dall’incombente mole di lava
e fuoco gettata dal Vesuvio. La storia delle eruzioni si intreccia da sempre a quella dei
centri più importanti, a partire dall’eruzione del 79 d.C. che distrusse Pompei, Ercolano ed
Oplonti.
139
Durante il XIII secolo, il periodo di relativa quiete dell’attività vulcanica indusse a
costruire alcuni casali nei pressi della zona vulcanica.
Nel Cinquecento a prevalere furono i palazzotti rustici, destinati alla gestione dei fondi
agricoli, nel corso del Seicento, invece, si assistette alla edificazione di nuove dimore
costruite ex novo o completamente ristrutturate, destinate ad una villeggiatura dispendiosa
e per questo poste lungo la costa, da San Giovanni a Teduccio quasi ai confini di Torre
Annunziata, che prenderà il nome di Miglio d’oro (Figura 4.14). In esse compaiono ampie
logge, corti per l’accesso delle carrozze e piani nobili caratterizzati da un arredo raffinato e
da decorazioni estranee alle severe residenze cinquecentesche.
Figura 4. 14: Il Miglio d’oro
Questa tendenza fu spezzata dalle terribile eruzione del 1631, che si diresse sia verso il
versante settentrionale del monte che verso quello meridionale del mare. Tuttavia la
popolazione tornò a risiedere in quella zona, che si popolò nuovamente di numerose ville.
Con la costruzione della Reggia di Portici, per volere di Carlo di Borbone e della moglie
Maria Amalia Cristina, inizia nel Settecento una nuova era che vede aumentare il numero
delle ville restaurate o costruite ex novo da autentici talenti, che vanno da Goffredo a
Sanfelice, da Vaccaio a Fuga fino a Vanvitelli.
In questi edifici compare una forte attenzione al particolare. Cornici e cimase, che
svolgono un’efficace funzione protettiva nei confronti dell’infisso (Figura 3.8), sono
realizzate in pietra che può essere piperno o pietrarsa. La parte superiore delle cimase è
140
generalmente protetta da una sottile lastra di ardesia leggermente inclinata per
l’allontanamento dell’acqua piovana. I davanzali delle finestre sono costituiti da una tavola
unica di piperno (Figura 4.15) Il legno usato per la realizzazione degli infissi esterni è
quello di castagno o di pino, ambedue sempre coperti da uno strato protettivo di vernice.
L’intonaco è composto di calce e sabbia che essendo, talvolta, di origine marina produce
caratteristiche efflorescenze chiare sulla superficie per la presenza di cloruro di sodio. Lo
spessore è quasi sempre notevole per ovviare alle irregolarità delle muratura, ciò facilita
fenomeni di distacco e caduta. La colorazione è ottenuta, in molti casi, immettendo
direttamente nell’impasto terre colorate come il giallo di Napoli o il rosso di Pozzuoli ma
più frequente è l’uso di attintare con pittura a calce.
Figura 4. 15: Sezione tipo di edifici di pregio in muratura.
141
Il Settecento costituisce l’ultimo grande momento di rigoglio della stagione del barocco e
del rococò europeo; nel corso dell’Ottocento infatti le nuove ville assumono un carattere
ripetitivo ed un repertorio stilistico privo di qualità.
Nel 1839 la costruzione della ferrovia che da Napoli portava alla Reggia di Portici, la
prima d’Italia, tagliò come una ferita la continuità del paesaggio che da dalle pendici del
Vesuvio si estendeva con terrazze degradanti fino al mare. Il guasto di quella prima ferita
fu continuato nel tempo e infine completato, e superato, dall’urbanizzazione intensiva dei
nostri giorni. Una utilizzazione improvvida e irrispettosa del territorio, che non si sarebbe
fermata dinanzi a quel che resta delle 120 ville del Miglio d’oro, senza l’operato dell’Ente
per le Ville Vesuviane che, dal 1997, a seguito di un accurato inventario, sta tentando di
tutelare il patrimonio pervenutoci in pessime condizioni.
Oggi, numerose costruzioni monumentali (in muratura) sono presenti nell’area vesuviana.
Particolarmente pregevoli risultano quelle di seguito elencate.
VILLA DI OPLONTIS, Torre Annunziata (Figura 4.16). A 2,5 km a Nord di Pompei sono stati
scavati a partire dal 1964 i ruderi di una grande villa per la quale è stata proposta
l’identificazione con un sito menzionato nella Tabula Peutingeriana (antica carta con
indicazione delle vie militari dell’Impero Romano) col nome di Oplontis e collocato tra
Pompei ed Ercolano. La villa apparteneva alla famiglia di Poppea Sabina, la seconda
moglie di Nerone. Tutto il complesso condivise naturalmente il destino di Pompei ed
Ercolano e venne inghiottito dalle ceneri dell’eruzione del Vesuvio del 79 d.C. A
quell’epoca la villa aveva poco meno di un centinaio d’anni: il nucleo originario della
struttura risale alla metà del I sec. a.C., e ciò risulta incontrovertibilmente dalla tecnica
edilizia in opus incertum e opus quasi reticulatum, e soprattutto dagli affreschi di pieno II
stile. Peraltro proprio un centinaio d’anni avevano i cinque platani e i tre oleandri che
adornavano i lati del vialetto di uno dei giardini: di essi, a chiudere il cerchio della
completa condivisione del destino della più nota Pompei, rimangono i calchi ad impronta
presi nella cenere. Quella di Oplontis è una delle tante ville romane dell’area
circumvesuviana sepolte dall’eruzione del vulcano; ed è stata dichiarata dall’UNESCO
Patrimonio dell’Umanità insieme a Pompei ed Ercolano (Ministero per i Beni e le Attività
Culturali). L’edificio si strutturava in una struttura compatta articolata tra portici, terrazze,
ambienti residenziali; ed un notevole impianto termale; il giardino era organizzato a vialetti
142
e aiuole con siepi di bosso adornati di statue pregevoli, due delle quali raffiguravano forse
la stessa Poppea e Nerone fanciullo. Sul giardino, che era illusionisticamente dilatato
mediante pitture di alberi e fontane, si apriva un porticato con una grande piscina dai bordi
adornati anch’essi di statue. E proprio le raffinate e fastose pitture parietali costituiscono la
caratteristica più pregevole della villa: tra tutti gli affreschi non può non essere menzionato
quello celeberrimo del salone nella parte più ad Ovest conservata, che offre una splendida
visione di un santuario di Apollo.
Figura 4. 16: Villa di Oplontis, Torre Annunziata
BASILICA
DI
SANTA CROCE, Torre del Greco (Figura 4.17a). Ricostruita sulle rovine
dell’antica chiesa che fu completamente distrutta dall’eruzione del Vesuvio del 1794. Di
stile neoclassico, la facciata presenta due ordini, quello inferiore è scandito da sei colonne
con capitelli corinzi e due nicchie all’interno delle quali sono posizionate le statue di San
Gennaro e Sant’Elena risalenti al 1858. A sinistra è visibile il campanile barocco che
rimase indenne dopo l'eruzione del 1794. Di notevole interesse sono le lapidi (custodite
nella basilica) che ricordano le visite dei Papi Pio IX (1849) e Giovanni Paolo II (1990).
a)
b)
Figura 4. 17: a)Basilica di Santa Croce, Torre del Greco; b) Chiesa di San Ciro, Portici
143
CHIESA
DI
SAN CIRO, Portici (Figura 4.17b). Costruzione iniziata nel 1633, la chiesa fu
aperta al pubblico nel 1642. I due campanili e la cupola sono stati realizzati nel ‘700 da
Domenico Vaccaro.
PALAZZO REALE, Portici (Figura 4.18a). Dimora storica fatta costruire dal sovrano Carlo III,
come palazzo reale per la dinastia dei Borbone di Napoli, prima della costruzione della più
imponente Reggia di Caserta. E’ situata all’interno di un ampio parco dotato di un giardino
all’inglese e di un anfiteatro.
Sembra che il sovrano Carlo III di Borbone e la sua consorte Maria Amalia Cristina di
Sassonia, in visita presso il palazzo di un aristocratico locale, fossero rimasti così
favorevolmente impressionati dall’amenità del luogo, che decisero di farvi costruire, di lì a
poco, un palazzo che potesse ospitarli come dimora ufficiale. Il via ai lavori fu dato nel
1738 con un progetto architettonico commissionato a Antonio Canevari, richiamato in
Italia proprio da Carlo di Borbone per dare seguito, assieme ad altri architetti di fama
dell’epoca, al suo ambizioso programma di opere pubbliche e di rappresentanza nel Regno
di Napoli. Nel 1799 avvenne la spoliazione del palazzo ad opera di Ferdinando IV di
Borbone, in fuga verso Palermo per sfuggire ai Francesi. Fu Gioacchino Murat ad arredare
ex-novo la reggia con mobilio francese e con gusto improntato ad un notevole lusso
mentre, sotto Ferdinando II di Borbone, la reggia ospitò anche il pontefice Pio IX, per
divenire progressivamente un sito sempre meno frequentato col passare dei decenni. Oggi
la reggia ospita la sede della Facoltà di Agraria dell’Università degli Studi di Napoli
Federico II.
La reggia presenta una ampia e maestosa facciata terrazzata e munita di balaustre, a pianta
quadrangolare e l’atrio è sostenuto da nove volte a pilastri. Il cortile del palazzo, che in
pratica è simile ad una vero e proprio piazzale, presenta sul lato sinistro la Caserma delle
Guardie Reali e la Cappella Palatina del 1749, mentre un maestoso scalone del 1741
(Figura 4.18b) conduce dal vestibolo al primo piano, dove si trova l’appartamento di
Carolina Bonaparte.
Da rilevare anche il riccamente decorato salottino Luigi XIV e il boudoir (Figura 4.18c)
della regina Maria Amalia di Sassonia, con le pareti decorate in porcellana di
Capodimonte, di cui la sovrana era estimatrice (I Borboni delle due Sicilie).
144
a)
b)
Figura 4. 18: Reggia di Portici
c)
VILLA CAMPOLIETO, Ercolano (Figura 4.19a, b, c). La villa, restaurata dall’Ente Ville
Vesuviane ed inaugurata nel 1984, è situata lungo il “Miglio d’Oro”, limitrofa alla Villa
Favorita.
Sorta in una posizione fra le più felici e suggestive, non lontano dalla reggia di Portici e
contigua alla Villa Favorita, Villa Campolieto venne edificata per volontà del Principe
Luzio di Sangro, Duca di Casacalenda, che nel 1755, affidò il progetto e l’esecuzione dei
lavori a Mario Gioffredo. Questi impostò l’edificio a pianta quadrata, articolandolo in
quattro blocchi separati dai bracci di una galleria centrale a croce greca; sulla facciata
posteriore innestò un portico circolare - belvedere coperto verso il mare - e sistemò la
scuderia e la rimessa delle carrozze.
Intorno al 1760, quando i lavori erano già in fase avanzata di esecuzione, Gioffredo fu
costretto ad abbandonare l’opera in seguito ai contrasti insorti con i Casacalenda e fu
dapprima sostituito da Michelangelo Giustiniani e successivamente da Luigi Vanvitelli
che, dal 1763 al 1773 ( anno della sua morte ) diresse i lavori completati nel 1775 dal figlio
Carlo.
Se l’intervento di Giustiniani fu limitato alla prosecuzione dell’opera di Gioffredo, non
così fu quello di Vanvitelli che apportò sostanziali modifiche al progetto originario.
Vanvitelli, infatti, trasformò lo scalone principale portandolo oltre il volume originario
della fabbrica; modificò il disegno della rotonda interrompendone il perimetro in
corrispondenza degli estremi della facciata posteriore, lungo la quale aveva disposto un
portico rettilineo. Divaricando le testate così ottenute, mutò in forma ellittica lo spazio
originariamente circolare. Egli realizzò ancora importanti modifiche agli spazi interni
sovrintendendo successivamente, a tutti i lavori di decorazione che furono realizzati da
pittori dell’epoca (Ente per le Ville Vesuviane).
145
La Villa Campolieto, completata nel 1775, ebbe un periodo di splendore limitato nel
tempo, infatti alla morte del Duca di Sangro nel 1792, i beni della famiglia passarono al
figlio primogenito Scipione che morì nel 1805 senza eredi diretti. Pertanto, già ai primi
dell’800, la proprietà veniva divisa tra i vari nipoti del duca avviandosi verso il declino,
culminato dopo l’occupazione militare negli anni dell’ultimo conflitto, nell’abbandono
dell’edificio ormai pericolante. La Villa Campolieto, acquistata nel 1977 dall’Ente per le
Ville Vesuviane, è stata riportata al suo primitivo splendore con l’esecuzione di lavori di
consolidamento statico e restauro conservativo ai fini di restituire all’uso integrato con le
esigenze della collettività internazionale l’insieme monumentale.
a)
b)
c)
Figura 4. 19: Villa Campolieto, Ercolano
VILLA PETTI RUGGIERO, Ercolano (Figura 4.20a, b, c). La villa sorge non lontano da Villa
Campolieto. Il posizionamento di tale fabbrica, alle falde del Vesuvio, quindi un’area
collinare piuttosto lontana dal mare, la fa appartenere ad una categoria di dimore rustiche
legate un tempo soprattutto ad attività produttive di tipo agricolo priva di quelle pretese di
eleganza tipiche delle ville della fascia costiera.
Fu costruita per volere del barone Petti verso la metà del ‘700 ed appartenne a questa
famiglia fino al 1863, anno in cui passò ai Ruggiero.
La villa presenta lungo la strada una facciata di modeste dimensioni le cui proporzioni
originarie risultano oggi alterate per l’aggiunta di un piano sopraelevato. Nella
composizione della facciata, domina un bel portale, girato a tutto sesto, in piperno e marmo
bianco con ai lati lesene bugnate e capitelli ionici sormontato da un balcone mistilineo. La
decorazione della facciata è costituita da timpani in stucco che incorniciano le aperture del
piano rialzato e del piano nobile. L’impianto planimetrico è tra i più consueti: il profondo
corpo prospiciente la strada si prolunga in due brevi ali che, collegate da un’esedra,
determinano lo spazio del cortile ellittico. Il vestibolo, posto in asse con il varco
146
dell’esedra, è articolato nella successione di tre spazi coperti da volte a crociera che si
dilatano nella parte centrale determinando due esedre dove trovano posto i sedili marmorei
che seguono l’andamento delle parti laterali incurvate. Il prospetto sul cortile è sicuramente
la parte peculiare della fabbrica: articolato da una serliana, che sorregge una terrazza, con
spiccato gusto rococò (Figura 4.20a, b). Presenta, infatti, nell’ordine inferiore, una
partitura di lesene lisce che si ripete anche sulle brevi ali laterali che inquadrano i tre varchi
del porticato aperto sul cortile. Sulla facciata del piano superiore, arretrata per dar luogo
alla terrazza, si aprono i balconi incorniciati da cartigli e volute in stucco e nella parte
centrale è disposta una nicchia che ospita il busto di S. Gennaro nel consueto gesto di
fermare la lava del vulcano. La terrazza, la cui balaustra alterna alle ringhiere panciute
poggi in piperno a sostegno di busti scultorei, secondo un motivo ricorrente nella cultura
settecentesca napoletana, costituisce l’episodio decorativo più ricco di tutto il complesso.
Da qui si può scorgere l’ombroso viale del giardino chiuso sul fondo da una nicchia (Ente
per le Ville Vesuviane).
a)
b)
c)
Figura 4. 20: Villa Petti Ruggiero, Ercolano
VILLA FAVORITA, Ercolano (Figura 4.21a, b, c). L’imponente edificio, opera di Ferdinando
Fuga, denominato la Favorita dal re Carlo di Borbone in omaggio alla regina Maria
Carolina d’Austria, presenta un impianto planimetrico piuttosto inconsueto che si discosta
dagli
schemi
ricorrenti
tipici
delle
ville
settecentesche
del
Miglio
d’Oro.
La facciata, che si sviluppa lungo la strada non presenta infatti, lungo l’asse centrale
aperture che consentano una diretta comunicazione dalla strada verso il parco. I due cortili
d’accesso, asimmetrici, sono collocati lateralmente e il corpo centrale si dilata verso una
direttrice posta in asse con il mare, concludendosi al piano rialzato, con un terrazzo posto
in cima ad uno scalone semicircolare. Le scale di collegamento tra i piani sono poste alle
147
estremità delle ali. La novità della composizione architettonica della villa va attribuita non
solo alla particolare impostazione planimetrica, ma anche per l’articolazione degli spazi,
per il gioco dei livelli sfalsati tra il piano rialzato, il salone ellittico ed il giardino, spunti
questi tratti dalla produzione tardo barocca locale (Ente per le Ville Vesuviane).
a)
b)
c)
Figura 4. 21: Villa Favorita, Ercolano
La grande area del parco della Villa Favorita ricca di essenze mediterranee e esotiche
alquanto rare, interrotto nella sua continuità dalla linea ferroviaria e da un asse viario, si
conclude verso il mare con l’approdo borbonico.
L’Ente per le Ville Vesuviane, nell’intento di ricucire il tessuto territoriale del
comprensorio di Ercolano, dopo il restauro della Villa Campolieto (1984) e Ruggiero
(1991) e delle aree annesse, ha intrapreso l’opera di recupero della zona a sud del Parco
della Villa Favorita, area nella quale sorgono alcune costruzioni di mirabile pregio quali la
Palazzina del Mosaico (Figura 4.21b), dependance della più sontuosa villa, ed i suoi due
coffée house posti in prossimità della costa. L’intervento di recupero è stato finalizzato,
mediante la piantumazione di alcune essenze ormai irrimediabilmente deteriorate ed il
restauro arboreo effettuato per altre, alla sistemazione delle aree verdi nonché dei percorsi
di penetrazione al fine di offrire una gradevole passeggiata fino al mare.
VILLA BRUNO, San Giorgio a Cremano (Figura 4.22). E’ una delle più belle ville vesuviane
settecentesce, della duchessa Pignatelli di Monteleone, conserva oggi la configurazione
planimetrica originaria. Fu comprata da Francesco Rigetti che vi realizzò una famosa
fonderia. La facciata è rivolta verso il parco e tutta la struttura, disposta su due piani, è
arretrata rispetto alla strada perché preceduta da un cortile.
148
Figura 4. 22: Villa Bruno, San Giorgio a Cremano
4.4.
COSTRUZIONI INDUSTRIALI
4.4.1. COSTRUZIONI
PREFABBRICATE IN C.A. E C.A.P.
Figura 4. 23: Esempi di edifici industriali in c.a.p. dell’area vesuviana:
a) Ditta Muroli , via Somigliano, Sant’Anastasia; b) Sicur Tec, Torre Annunziata, via Piombera
Una buona parte delle costruzioni per l’edilizia ad uso industriale, commerciale e per il
terziario sono costituite da manufatti prefabbricati in calcestruzzo normale e precompresso,
in grado di risolvere problemi realizzativi di opere ed edifici mono (Figura 4.24a) e
pluripiano (Figura 4.24b) relativi alle principali tipologie funzionali.
Le tipologie costruttive si dividono in sistemi: con copertura a doppia falda; con copertura
piana; con copertura pseudopiana; per strutture pluripiano.
149
Nella Tabella 3.1 sono sinteticamente indicate le valenze d’impiego prevalenti delle
diverse tipologie (Carotti, 2004).
Figura 4. 24: a)Edifici monopiano. b) Edifici pluripiano
STRUTTURE MONOPIANO
STRUTTURE
COPERTURE A
COPERTURE
COPERTURE
PLURIPIANO
DOPPIA FALDA
PIANE
PSEUDOPIANE
Industriale
•
•
•
o
Commerciale
•
•
•
o
Terziario
•
•
•
o
Sociale
•
•
•
o
Polifunzionale
•
•
•
o
• VALENZA PRIMARIA
o VALENZA GENERICA
Tabella 4. 1: Valenze funzionali dei sistemi costruttivi
TIPOLOGIE
FUNZIONALI
I modelli costruttivi che derivano dall’aggregazione di elementi monodimensionali
ripropongono sia pure con specifiche modalità di calcolo e d’impiego, il telaio in c.a. che
permette una grande flessibilità progettuale, limitata soltanto dai limiti statici di ciascun
componente.
Le componenti principali degli edifici prefabbricati sono: plinti di fondazione; pilastri;
travi di bordo ad altezza variabile; solai; tegole; gronde, converse, shed, elementi
accessori; pannelli di tamponamento.
I sistemi, classificati in relazione alla tipologia strutturale dei componenti di copertura,
comprendono coperture con tegoli Π (Figura 4.25a ) e coperture con solai alveolari (Figura
4.25b).
Per i sistemi costruttivi monopiano, accanto ai tradizionali e consolidati edifici con trave a
doppia pendenza e solai di vario tipo, sono presenti sistemi con coperture pseudopiane
realizzate con tegoli in c.a.p.
150
a)
b)
Figura 4. 25: Esempi di sistemi monopiano con: a)tegoli di copertura; b)solai alveolari
I pilastri, in c.a. normale, hanno sezione quadrata o rettangolare con dimensioni dei lati
variabili in funzione dell’impiego e dei carichi previsti. Le tipologie normalizzate hanno
sezioni quadrate 50x50 e 60x60cm, rettangolari con lato minore di 50 o 60 cm e maggiore
da 60 a 120 cm.
Figura 4. 26: Trave con sezione ad I in c.a.p.
151
Le travi primarie, in cemento armato precompresso, appartengono a tre tipologie
fondamentali: travi con sezione ad I (Figura 4.26); travi con sezione a T rovescio; travi con
sezione ad L.
I sistemi costruttivi pluripiano (Figura 4.27) prevedono l’impiego di pilastri monolitici su
più piani, posti ad interasse variabile, in funzione delle esigenze specifiche; impalcati
realizzati con tegoloni a doppio T o solai in c.a.p. alveolari.
Figura 4. 27: Struttura pluripiano
Particolare attenzione va posta nei riguardi degli edifici industriali realizzati negli anni
Sessanta e Settanta, periodo di maggiore diffusione della prefabbricazione
I sistemi prodotti durante questo periodo possono essere classificati in relazione alla
tipologia della capriata (Fabbrocino, 2004).
•
trave piena, per luci minori di 30m (per la maggior semplicità e rapidità di
progettazione e produzione);
•
trave reticolare, per luci maggiori di 30m (perché la trave ad anima piena diventa
troppo pesante);
•
arco, per luci superiori ai 40m.
Nel primo caso, durante gli anni dello sviluppo costruttivo le forme della sezione
trasversale sono state perfezionate e dalla sezione rettangolare si è passati a quella ad I, a
Y, ad Ω o a T al fine di alleggerire la struttura portante. La conformazione della sezione
trasversale delle travi a parete piena risultava influenzata dalla luce da coprire, dalla scelta
152
del sistema portante, dal tipo di armatura (lenta o tesa) e dal sistema di copertura; sezioni
ad I venivano generalmente utilizzate per le travi ad altezza variabile.
La diffusione delle travi reticolari in c.a. si ebbe con l’affermazione della prefabbricazione;
infatti, la trave reticolare gettata in opera avrebbe presentato difficoltà di ordine esecutivo:
un cassero costoso e complicati lavori di betonaggio a causa delle dimensioni
relativamente ridotte delle aste; inoltre, talvolta, per evitare la fessurazione nel corrente
inferiore delle travi reticolari, che veniva precompresso.
Tre erano gli schemi statici più comuni con cui venivano realizzate le strutture ad arco: 1)
arco a spinta eliminata mediante tiranti in acciaio, incernierato ai pilastri, i quali sono
incastrati alla base; 2) telaio rigido con trave ad arco; 3) arco privo di tiranti, incastrato
all’imposta alle fondazioni.
Le tipologie costruttive adottate negli anni Sessanta e Settanta per la realizzazione di
capannoni industriali prefabbricati intelaiati possono essere suddivise in quelle
caratterizzate o da elementi monodimensionali quali travi e pilastri o da parti di telaio o da
telai eseguiti in un sol pezzo.
Con i capannoni alti e di luci ridotte, vale a dire di circa 12 metri, non era economicamente
conveniente realizzare e montare pilastri e capriate separatamente; si preferiva, quindi,
ricorrere alla tipologia con elementi di telaio prefabbricati. Relativamente ad essa, le
soluzioni che si affermarono maggiormente furono i telai a cerniera (due in corrispondenza
del collegamento telaio-fondazione, un’altra in sommità) ed il sistema “lambda”. I telai
rigidi gettati in un sol pezzo venivano, invece, impiegati per luci inferiori ai 12 metri. Per
quanto riguarda i materiali, ovviamente l’acciaio ed il calcestruzzo utilizzati per gli
elementi precompressi erano caratterizzati dalle migliori prestazioni disponibili nel periodo
di riferimento. L’armatura per la precompressione era costituita da trefoli o barre ad alta
resistenza (tensione di snervamento maggiore di 700MPa); il calcestruzzo raramente
presentava una resistenza a compressione inferiore a 35MPa. Invece, valori tipici di
tensione di snervamento per l’armatura dolce e di resistenza a compressione del
calcestruzzo nel caso di cemento armato normale erano rispettivamente 320 e 25MPa. Le
barre lisce arano utilizzate in maniera diffusa, sebbene nelle strutture prefabbricate quelle
ad aderenza migliorata erano maggiormente adottate rispetto alle strutture ordinarie. Di
seguito si presenta una breve panoramica dei dispositivi, più diffusi nel periodo di studio
153
per la realizzazione di collegamenti tra pilastro e fondazione, tra pilastro e trave e tra trave
e copertura.
Per quanto riguarda il collegamento tra il pilastro e la fondazione, vale la pena di ricordare
alcuni schemi proposti per ricreare, tra questi due elementi strutturali, un vincolo cerniera.
Molti di essi si rifanno palesemente a soluzioni già adottate ed affermate nel campo delle
costruzioni in acciaio e richiedono che il collegamento sia realizzato mediante saldature e/o
bullonature. In tutti il contatto tra le superfici degli elementi prefabbricati non è mai
diretto, perché si vuole evitare che, a causa di imperfezioni di dette superfici, si possa avere
una trasmissione della sollecitazione di compressione non uniforme, condizione che
potrebbe provocare danneggiamenti del calcestruzzo. Tra le superfici degli elementi da
collegare vengono, quindi, interposte una o due piastre metalliche annegate nel
calcestruzzo
con
superfici
di
contatto
da
ritenersi
perfettamente
rettificate;
alternativamente si realizza un cuscinetto con malta cementizia o con altri materiali. Altra
soluzione consiste nell’utilizzare plinti a pozzetto o a bicchiere prefabbricati, che
consentono di ottenere un incastro praticamente perfetto; tale unione è quella che, grazie
alla semplicità di esecuzione ed alla sua funzionalità, si è affermata e viene attualmente
correntemente utilizzata (Figura 4.28). Condizioni esattamente opposte sono quelle relative
al collegamento trave pilastro, per il quale negli anni di riferimento sono adottate sia
soluzioni ad incastro che a cerniera; le prime, però, a causa della eccessiva laboriosità di
realizzazione sono successivamente abbandonate in favore delle seconde. Il tipo più
comune di collegamento viene realizzato appoggiando la trave sul pilastro (la cui testa può
essere eventualmente sagomata a forchetta) o su mensole sporgenti da esso. Anche in
questo caso, fra gli elementi collegati, si interpone un dispositivo d’appoggio, in modo da
ripartire adeguatamente le pressioni ed evitare eventuali lesioni nel calcestruzzo; talvolta,
nel caso di piccole strutture, tale precauzione non viene presa.
L’elemento d’appoggio, quando presente, è costituito da: 1) un cuscinetto di malta con uno
spessore almeno pari ad 1.5÷2.0 cm; 2) un cuscinetto in gomma o in resina sintetica; 3) due
piastre metalliche ancorate nel calcestruzzo; 4) una piastra di piombo duro compresa tra
due lamierini metallici a protezione del calcestruzzo; il piombo, deformandosi sotto carico,
fornisce un funzionamento a cerniera. Gli appoggi in gomma costituiscono la soluzione
migliore tra quelle esaminate: tali dispositivi, infatti, oltre a permettere con una buona
approssimazione la creazione di un vincolo a cerniera, garantiscono un effetto smorzante
154
delle azioni sismiche. Nel corso degli anni, migliorando le tecniche di prefabbricazione e,
conseguentemente, allungandosi le luci delle travi, sono aumentati i carichi che devono
trasferirsi mediante il cuscinetto in gomma; si è passati, quindi, dal cuscinetto in sola
gomma a quello in gomma armata mediante reti ondulate fatte penetrare sotto carico, per
arrivare alla soluzione, tutt’oggi utilizzata, del pacchetto costituito da fogli di gomma con
interposti lamierini metallici, rigidamente fissati tramite vulcanizzazione. Al fine di
limitare la rigidezza flessionale del pacchetto e migliorare, così, il suo comportamento a
cerniera, si ricorreva, come del resto si fa anche oggi, ad un aumento della sua altezza.
Figura 4. 28:Esempio di pilastro intermedio.
La eccessiva deformabilità a compressione e a taglio che si crea in tal modo, viene
eliminata incapsulando il pacchetto in una scatola metallica. Infine, il metodo di
collegamento tra la trave e gli elementi di copertura dipende fortemente dal tipo di
155
copertura adottata. Per coperture piane o a doppia pendenza, realizzate generalmente con
tegoli a Π, si bullonano gli zoccoli del tegolo alla sommità della trave, mediante
l’apposizione di piastre metalliche a L. I tegoli vengono resi tra loro solidali, attraverso la
saldatura di piastre localizzate al loro estradosso. Più particolari sono i collegamenti
relativi a coperture a shed. In tal caso, lo shed viene vincolato alla trave mediante perni,
successivamente sigillati con malta, che vengono lasciati sporgere dalla capriata.
Maggiormente laboriosa e sofisticata risultava essere l’unione che sfrutta le linguette
fuoriuscenti dall’angolare dello shed e che vanno ad alloggiarsi nelle apposite scanalature
presenti sulla trave. Una particolare attenzione veniva rivolta al collegamento tra
l’estremità della trave e le catene in acciaio nelle strutture ad arco.
4.4.2. EDIFICI MONOPIANO IN ACCIAIO
Figura 4. 29: Esempio di capannone in acciaio, Somma Vesuviana
Sono fabbricati in cui la copertura ha la prevalente funzione di protezione nei riguardi degli
eventi atmosferici, generalmente destinati ad attività industriali, espositive, ecc. Sono
impostati su due o più file di colonne, che individuano navate anche di altezze differenti tra
loro, e che possono fornire sostegno a vie di corsa per carroponti anche in più ordini
sovrapposti (Strata, 2006).
Per gli schemi strutturali delle membrature verticali si ricorre generalmente a una delle
seguenti tipologie correnti:
•
telai in ambedue le direzioni (Figura 4.30a);
•
struttura pendolare controventata nelle due direzioni (Figura 4.30b);
156
•
telai in direzione trasversale e controventi con struttura pendolare in direzione
longitudinale (Figura 4.30c).
Nelle varianti: colonne incastrate alla base e non vincolate in sommità; colonne incastrate
alla base e collegate in sommità da capriate- bielle; portale incastrato o incernierato alla
base (soluzione più frequentemente usata).
Figura 4. 30: Schemi strutturali delle membrature verticali. a) Telai nelle due direzioni.
b) Controventi in una direzione telai nell’altra. c) Controventi nelle due direzioni
I telai trasversali hanno tipologie assai diverse a seconda della presenza o meno delle vie di
corsa (Figura 4.31). Nel caso di capannoni con carroponte impegnativi, le colonne sono
formate da un tronco inferiore composto ad anima piena o reticolare e tronco superiore a
inerzia ridotta (baionetta) disposto fra il piano delle vie di corsa e la copertura.
Le vie di corsa sono travi presso-inflesse dalle azioni verticali e orizzontali (trasversali e
longitudinali) dei carriponte. La loro sezione assume forme diverse a seconda della
importanza del carroponte stesso.
Nei fabbricati monopiano, per la loro grandissima eterogeneità di destinazione e forme,
possono essere presenti svariati complessi resistenti, ciascuno con una specifica funzione.
Qui vengono nominati i principali.
•
Arcarecci: elementi inflessi che riportano il carico verticale agente in copertura alle
travi principali (luce generalmente
6,00m).
•
Capriate di copertura: strutture prevalentemente inflesse, generalmente reticolari.
•
Colonne: elementi compressi dal peso proprio, dai carichi verticali della copertura,
della facciata e degli eventuali carriponte, e inflessi dalle forze orizzontali dovute al
vento e ai carriponte.
•
Travi di bordo: accolgono le reazioni delle capriate che non cadono in corrispondenza
delle colonne, se il passo delle stesse è maggiore dell’interasse delle capriate.
157
Figura 4. 31:Colonne per capannoni industriali. a) Tipiche soluzioni senza carriponte
o con carriponte di limitata portata. b) Capannoni con carriponte impegnativi
Un’attenzione particolare va posta nei riguardi dei dispositivi di controvento, che svolgono
un ruolo determinante nella stabilità delle strutture in acciaio e in particolare in quelle
monoplano. Si distinguono i tipi seguenti:
•
controventi verticali longitudinali e trasversali: generalmente reticolari, disposti nelle
campate centrali delle file longitudinali e trasversali di colonne, destinati ad accogliere
le forze orizzontali del vento e degli eventuali carriponte (spunto, frenatura,
serpeggiamento, urto);
•
controventi di falda longitudinali e trasversali: strutture reticolari leggere, disposte nel
piano delle falde, con funzione stabilizzante per gli arcarecci e le capriate;
•
controventi delle capriate di copertura (crociere): stabilizzano la briglia inferiore delle
capriate di copertura reticolari quando esse sono rigidamente connesse (“a telaio”) con
le colonne e, pertanto, sede di azioni di compressione nei campi prossimi agli appoggi
per effetto delle azioni orizzontali.
Le pareti di chiusura (tamponamenti o baraccamenti) sono spesso in lamiera grecata,
sostenute da graticci di montanti e listelli orizzontali che, talvolta, possono anche
partecipare alla struttura resistente complessiva del fabbricato.
158
4.5.
PONTI E VIADOTTI
Un ponte è una costruzione che consente il superamento di una depressione del terreno
(l’alveo di un fiume, una valle, ecc.), oppure di un’altra infrastruttura o di qualsiasi
ostacolo naturale.
In un ponte si distingue innanzitutto tra impalcato e sostegni. L’impalcato è l’insieme delle
strutture orizzontali che realizzano il piano d’appoggio della sovrastruttura stradale o del
binario ferroviario. I sostegni sono le strutture, di norma verticali, che attraverso le
fondazioni trasferiscono al terreno i carichi trasmessi dall’impalcato. I sostegni intermedi si
chiamano pile o piedritti, quelli di estremità spalle. La campata è il tratto di ponte
compreso tra due pile successive, la cui lunghezza è detta luce della campata.
I calcoli costruttivi dei ponti devono tener conto dei carichi permanenti (peso proprio della
struttura portante e dei completamenti) e accidentali (veicoli transitanti, folla, azioni
dinamiche per veicoli in movimento, forze centrifughe se il ponte forma una curva, azione
del vento, sollecitazioni sismiche).
I ponti possono essere classificati con riferimento alla funzione svolta (ponti stradali, ponti
ferroviari, ponte-canale, passerelle pedonali, cavalcavia, sottovia), con riferimento al
materiale costituente l’impalcato (ponte in muratura, in cemento armato, in legno,
metallici), con riferimento alla posizione della via rispetto alle travi portanti (ponte a via
superiore, intermedia o inferiore). Una classificazione che permette di ricondurre a soli tre
tipi tutte le varietà strutturali dei ponti è quella basata sul funzionamento statico della
struttura portante che distingue fra ponti a travata, ponti ad arco, ponti sospesi e ponti
strallati.
a)
b)
c)
Figura 4. 32: Esempi di ponti e viadotti dell’area vesuviana: a) Asse Mediano;
b) Stazione di Pompei; c) Autostrada Napoli – Pompei - Salerno
159
Nell’area vesuviana (Figura 4.32) sono diffusi i ponti a travata e i viadotti, anche se non
mancano esempi di ponti ad arco.
PONTI
A TRAVATA.
La struttura portante è costituita da travi ad andamento rettilineo,
appoggiate direttamente sulle spalle e sulle pile; in questa tipologia si distinguono, quando
le campate sono più di una, i ponti a travi semplicemente appoggiate e i ponti a travi
continue su più appoggi che consentono economie costruttive ma sono irrimediabilmente
danneggiati da cedimenti anche modesti delle fondazioni.
Figura 4. 33: Schema statico di un ponte a travata con vincoli alternati cerniera-appoggio
I materiali impiegati sono il legno, per opere modeste e carichi ridotti, l’acciaio e il
calcestruzzo armato o precompresso. Le maggiori luci (500÷600m) sono state raggiunte
con travate continue d’acciaio; nelle strutture in calcestruzzo, le travi orizzontali possono
essere collegate rigidamente ai sostegni, realizzando telai o sbalzi uniti da cerniera centrale
o da travi di accoppiamento, che consentono di raggiungere luci notevoli (250÷300 m).
Con l’impiego del calcestruzzo armato precompresso si sono diffusi molto la
prefabbricazione e il sistema di costruzione a sbalzo per conci successivi in avanzamento.
Lo schema di travi appoggiate- appoggiate è particolarmente adatto per strutture
prefabbricate o quando si temano cedimenti differenziali delle fondazioni. In generale, le
160
forze orizzontali, dovute al vento, alle forze di frenatura ed al sisma, si trasmettono agli
elementi di sostegno verticali (pile e spalle) attraverso gli appoggi fissi, pertanto,
disponendo questi opportunamente, è possibile distribuire le azioni orizzontali in modo che
le pile siano ugualmente sollecitate posizionando su ciascuna di esse sia un appoggio fisso
che uno scorrevole (Dipartimento Ingegneria Civile. Università di Salerno).
In caso di evento sismico le pile possono oscillare in controfase, pertanto nello schema con
vincoli alternati cerniera- appoggio, si possono generare crolli a catena (effetti go down)
conseguenti il collasso iniziale di una campata (Figura 4.33).
Per evitare questi pericolosi fenomeni di collasso occorre assicurare un determinato
“franco” agli apparecchi d’appoggio, valutando attentamente la distanza dell’asse del
dispositivo dall’estremità della pila, e inserire battite di fine corsa oppure dei restrainers,
ovvero dei dispositivi che limitano gli spostamenti tra le travate (Figura 4.34).
Figura 4. 34: Restrainers che limitano gli spostamenti delle travate
Lo schema statico con travi continue è adottato soprattutto negli impalcati d’acciaio, o in
quelli in c.a.p. nel caso di getto in opera per campate successive e di costruzioni per conci
successivi, o nel caso di travi inizialmente isostatiche e rese continue in opera attraverso
l’impiego di cavi di precompressione disposti nella soletta o in appositi fori disposti nelle
travi.
Rispetto allo schema statico di travi appoggiate- appoggiate, lo schema di trave continua
consente di ridurre l’entità del momento flettente agente, ed inoltre di trasferire tutte le
azioni orizzontali ad un elemento molto rigido (spalla) disimpegnando le pile (Figura
4.35).
161
Figura 4. 35: Schema statico di ponte a travata continua.
Per evitare di sovraccaricare le spalle in corrispondenza di forze sismiche, è possibile
utilizzare dei dispositivi di vincolo dinamico (scock trasmitter) che creano vincoli
temporanei, attivi solo in presenza di azioni sismiche. Nel caso di movimenti lenti, ad
esempio dovuti a variazioni termiche, ritiro e viscosità, consentono liberamente gli
spostamenti, nel caso di movimenti improvvisi, ad esempio eventi sismici, i dispositivi
diventano rigidi, trasformando temporaneamente appoggi mobili in fissi. La presenza dei
scock trasmitters consente di ripartire le forze sismiche tra le spalle e le pile, le quali, per la
presenza degli appoggi scorrevoli, senza tali dispositivi non sarebbero sollecitati da azioni
orizzontali.
Figura 4. 36: Elementi costitutivi di un viadotto.
162
VIADOTTI. Quando un ponte presenta un notevole sviluppo in lunghezza e più appoggi sul
terreno, si chiama più comunemente viadotto, ma per gli aspetti costruttivi la distinzione
tra ponte e viadotto non ha rilevanza.
I classici viadotti autostradali (Figura 4.36) sono costituiti da un impalcato, realizzato con
una soletta in c.a. e travi longitudinali e traversi in c.a.p. o acciaio e da elementi di
sostegno centrali (pile) e laterali (spalle).
PONTI AD ARCO. La struttura portante è l’arco , al quale l’impalcato trasmette i carichi e che
a sua volta scarica sulle spalle o sulle pile forze verticali e orizzontali. Anche qui i
materiali impiegati sono i più diversi: si va dai massicci ponti in muratura, ai ponti
reticolari metallici, ai moderni ponti in cemento armato che consentono grandi luci e
minori curvature dell’arco.
a)
b)
Figura 4. 37: Ponti ad arco a via superiore (a) ed a via inferiore (b).
Se il piano viabile corre al di sopra dell’arco il ponte è detto a via superiore (Figura 4.38a).
In questo caso l’impalcato è sostenuto dall’arco mediante una serie di elementi verticali o
subverticali sollecitati a compressione e chiamati piedritti; l’arco trasferisce al terreno
consistenti forze orizzontali, dette spinte ed il sistema viene chiamato ad arco spingente.
Se l’arco sovrasta il piano viabile il ponte è detto a via inferiore (Figura 4.38b)
e
l’impalcato è sospeso all’arco mediante elementi verticali o inclinati sollecitati a trazione e
chiamati pendini o tiranti. In questo caso la travata d’impalcato può essere resa solidale
con le estremità dell’arco ed in tal caso può equilibrare in toto o parzialmente le
componenti orizzontali delle azioni trasmesse dall’arco. Questo tipo di struttura prende il
nome di arco a spinta eliminata e consente di trasferire sul terreno azioni orizzontali
minime o nulle.
163
5.
IL RISCHIO VULCANICO
5.1.
PROCEDURA DI ANALISI DEL RISCHIO VULCANICO
5.1.1. PREMESSA
Fin dai tempi preistorici la vita umana è stata influenzata dalle catastrofi naturali. Uragani,
alluvioni, terremoti ed eruzioni vulcaniche sono stati responsabili di milioni di morti ed i
loro effetti hanno spesso messo in pericolo la sopravvivenza di intere civiltà. Talvolta le
popolazioni erano state attirate verso zone particolarmente esposte alle catastrofi
geologiche dalla fertilità agricola, dalla posizione strategica dei luoghi o da altri fattori di
carattere culturale.
Il numero di vite umane perse in conseguenza dei disastri naturali rende l’idea della
relativa importanza dei vari fenomeni (Scandone, D’Andrea, 1994). A partire dal 1600 le
eruzioni hanno causato approssimativamente 260.000 vittime, di cui circa l’80% in soli sei
eventi, mentre durante lo stesso periodo di tempo si stima che almeno cinque milioni di
persone abbiano perso la vita a seguito di terremoti. La peggiore catastrofe vulcanica di cui
si ha conoscenza (quella del Tambora nel 1815) ha causato circa 92.000 morti, mentre il
maggior numero di vittime causato da un uragano è stato di 500.000. Nel disastroso
terremoto del 1976, a Tang Shan in Cina, persero la vita 830.000 persone. Negli Stati
Uniti, fra il 1963 ed il 1983 le vittime da inondazioni sono state 200 all’anno, quelle
causate da frane 25, 12 causate da terromoti, 6 per tsunami, mentre solo 3 per anno sono
state causate da eruzioni.
Nonostante gli eventi vulcanici sollevino talvolta più impressione di altri fenomeni
naturali, da queste cifre appare evidente che in realtà essi pongono meno problemi rispetto
ad altre catastrofi più frequenti e in molti casi anche più prevedibili. Questo non toglie
nulla alla capacità di distruzione di un evento eruttivo, ma mette in risalto come le
conseguenze siano particolarmente legate alla presenza di insediamenti umani in
164
prossimità di apparati vulcanici le cui aree risultano comunque relativamente piccole se
confrontate con quelle esposte alla possibilità di inondazioni, frane e terremoti.
La maggiore o minore pericolosità dei vulcani dipende dalle caratteristiche della loro
attività. Tra i meno pericolosi sono da considerarsi i vulcani che manifestano
esclusivamente un’attività di tipo effusivo, come i grandi vulcani a scudo hawaiani o, in
Italia, l’Etna. Al contrario i vulcani a carattere prevalentemente esplosivo possono
provocare immense catastrofi naturali, soprattutto se si tratta di vulcani che erano ritenuti
ormai definitivamente spenti e che riprendono improvvisamente la loro attività.
Quasi mezzo miliardo di persone, nel mondo, vive nei pressi di vulcani attivi, o considerati
a rischio di eruzione. In Europa ci sono diversi esempi di questo tipo, come il vulcano La
Soufriere, nell’Isola di Guadeloupe (Francia), il vulcano Teide, nell’Isola di Tenerife
(Spagna), o il vulcano Sete Citades, nelle portoghesi Azzorre, con i 75.000 abitanti che
vivono ai suoi piedi.
La regione europea più esposta al rischio vulcanico, però, è la Campania, più precisamente
l’area del Vesuvio, per l’alta densità abitativa della zona circostante (più di mezzo milione
di persone vive oggi nel raggio di 8km dal cratere) e per il carattere prevalentemente
esplosivo del vulcano (Cavazzoni).
A differenza del rischio sismico, per il rischio vulcanico si conosce con notevole precisione
l’area potenzialmente interessata all’eruzione e questo permette di programmare gli
interventi con maggiori probabilità di successo. Per definire il rischio vulcanico bisogna
tenere conto di numerosi fattori e in particolare della precedente attività.
E’ necessario ricostruire nei particolari il comportamento di ogni vulcano durante le
precedenti fasi eruttive, prevedere l’eventuale «periodo di ritorno» dell’attività vulcanica,
studiare la morfologia del vulcano stesso per individuare le aree in cui probabilmente
fluiranno le colate laviche, analizzare i venti prevalenti nell’area in cui esso sorge per
determinare la direzione probabile di caduta dei materiali piroclastici più fini e, infine,
delimitare l’area che è stata interessata dagli episodi eruttivi precedenti, anche quelli
verificatisi in epoche molto antiche.
I risultati di questi studi vengono poi condensati nella carta del rischio vulcanico,
attraverso cui l’area in prossimità del vulcano viene suddivisa in un certo numero di zone,
165
ciascuna delle quali ha una certa probabilità di essere colpita da una particolare
conseguenza dell’eruzione.
5.1.2. IL RISCHIO VULCANICO
Che cos’è il
RISCHIO?
Le domande da farsi in proposito sono tre: “Cosa può accadere?”,
“Quanto è probabile che ciò accada?”, “Quali sono le conseguenze?”.
Quantitativamente, il rischio si misura in relazione a tutti i possibili scenari Si, alla
probabilità Li di verificarsi di ogni scenario, e alle conseguenze Xi dello scenario di i-esimo
(Dobran), cioè:
R = (Si, Li, Xi)
(5.1)
Si può pensare a R come una traiettoria tridimensionale individuata da triadi Si, Li, Xi , con
i=1,...,n.
Per l’area del Vesuvio, i possibili scenari includono quelli che non sono associati
necessariamente al vulcano (terremoti, frane, fughe chimiche, attività terroristiche) e quelli
che lo sono. Tra questi ultimi: precipitazioni di tephra, flussi piroclastici, lava, e lahars.
Per le stime di rischio vulcanico dell’area napoletana è stato adottato, quale definizione di
rischio, il seguente prodotto (Scandone, D’Andrea, 1994):
Rischio = (Valore) x (Vulnerabilità) x (Hazard)
(5.2)
dove: il Valore è dato dal numero di vite umane, oppure dal valore in beni immobili, a
rischio; la Vulnerabilità è il valore percentuale delle vite umane (o beni) a rischio in
conseguenza di un dato evento, e l’Hazard è la probabilità che una data area sia soggetta
ad un determinato evento distruttivo (Figura 5.1).
Con questa definizione di rischio si cerca di tener conto del fenomeno naturale e della
probabilità con cui si ripete nonché degli effetti che esso può determinare sull’ambiente
umano.
Nelle valutazioni di Hazard, per quanto possa sembrare strano, l’elemento di maggiore
difficoltà nella stima del rischio, è la valutazione della probabilità di eruzione del vulcano.
166
Figura 5. 1: Definizione di Rischio
Questa stima è ancora più complessa quando il vulcano ha lunghi periodi di quiescenza e
presenta poche eruzioni in epoca storica. Di conseguenza, diventa anche più difficile la
ricostruzione della sua storia eruttiva, la cui accuratezza rappresenta la base per un lavoro
di previsione. La vita di un vulcano abbraccia periodi di tempo dell’ordine delle decine o
centinaia di migliaia di anni e, per ricostruire la sua storia eruttiva, bisogna ricorrere a
metodologie differenti che siano in grado di coprire spazi temporali vasti rispetto alla
durata della vita umana. I documenti storici permettono uno studio accurato solo per quello
che riguarda le ultime centinaia di anni. La lunghezza del periodo storico ricoperto da
testimonianze è però variabile a seconda delle aree geografiche. L’area italiana è
particolarmente “fortunata” in quanto sede delle più antiche civiltà testimoni di buona parte
degli eventi vulcanici negli ultimi 2500 anni. In altre aree del mondo, come ad esempio gli
Stati Uniti, si dispone di testimonianze dirette dell’attività vulcanica solo per gli ultimi 100
anni. Gli studi geologici sono utilizzati per ricostruire la storia vulcanologica di un
particolare vulcano soprattutto dove non si hanno altri tipi di informazioni. Con le
datazioni assolute si possono stimare, partendo dai prodotti, le età delle varie eruzioni.
167
Malgrado da molti anni la comunità vulcanologica internazionale stia lavorando allo scopo
di ridurre gli effetti delle eruzioni, a tutt’oggi si dispone di carte di Hazard solo per un
numero limitato di vulcani, mentre le stime di Rischio sono disponibili solo per l’area
napoletana.
5.1.3. STIME DI RISCHIO PER L’AREA NAPOLETANA
Le carte di Rischio per l’area napoletana sono state redatte sulla base dell’indice VEI,
secondo lo schema di classificazione semiquantitativo delle eruzioni proposto da Newhall
e Self e adottato dalla Smithsonian Institution nella compilazione del catalogo mondiale
delle eruzioni.
L’indice prende il nome di
INDICE DI ESPLOSIVITÀ VULCANICA
(VEI: Volcanic Explosivity
Index) e si basa su una serie di parametri osservabili nel corso di un’eruzione, combinati in
maniera tale da fornire una scala di relativa grandezza fra i vari eventi. Lo schema è stato
pensato in particolare per formulare una classificazione dell’esplosività di un’eruzione e
quindi non permette un’adeguata classificazione degli eventi puramente effusivi.
VEI
Descrizione
Log volume
[m3]
Altezza colonna
Descrizione
qualitativa
Classificazione
Durata [ore di
emissione
continua]
Iniezione
troposferica
Iniezione
Stratosferica
0
1
non esplosiva
2
3
piccola
4
5
moderata
6
grande
7
8
molto grande
4
4÷6
6÷7
7÷8
8÷9
9÷10
10÷11
11÷12
>12
<0,1
0,1÷1
1÷5
3÷15
10÷25
>25
….
….
….
effusiva
esplosiva
stromboliana
Effusiva
esplos.
cataclism.
parossistica
pliniana
cataclism.
colossale
hawaiiana
parossist.
colossale
grave
vulcaniana
grave
notevole
notevole
terrificante
ultrapliniana
terrificante
Figura 5. 2: Schema di classificazione delle eruzioni basato
sull’indice di esplosività (VEI). (Newhall e Self, 1982)
Sebbene lo schema di valutazione dell’indice VEI (Figura 5.2) sia largamente qualitativo,
ha tuttavia il pregio di permettere una stima della “grandezza” delle eruzioni anche
basandosi su una semplice descrizione dell’evento. Questo dato è molto importante in
168
quanto consente di attribuire un ordine di grandezza anche ad eruzioni avvenute nel
passato.
Analizzando la storia vulcanologica del Vesuvio è stato possibile stimare la probabilità di
eruzione per ciascuna classe di esplosività.
Le classi di VEI considerate come capaci di produrre rischio per l’area Vesuviana sono tre:
I.
VEI=3. E’ il caso di eruzioni moderate o a “piccola scala”, analoghe a quelle
avvenute nel 1906 e nel 1944, definibili, secondo lo schema di Walker,
stromboliane.
II.
VEI=4. Si tratta di eruzioni a “scala intermedia”, riferibile come esempio alle
eruzioni sub-pliniane del 472 d.C. e del 1631.
III.
VEI=5. Sono eruzioni a “grande scala”, analoghe all’eruzione del 79 d.C. che
distrusse Ercolano e Pompei. Si tratta di eruzioni catastrofiche con alti valori di
esplosività, definite pliniane.
I valori di probabilità di ciascuna classe, cioè la probabilità di osservare almeno una
eruzione di determinato VEI nei prossimi dieci anni, sono, rispettivamente:
P(3) = 0.0989
P(4) = 0.0175
P(5) = 0.0030
Il prodotto tra la probabilità assoluta di eruzione e la probabilità relativa che un’area
intorno al vulcano sia interessata da una certa fenomenologia dà l’Hazard. I criteri
utilizzati per il calcolo delle probabilità relative sono diversi a seconda dell’intensità delle
eruzioni e delle loro caratteristiche. In particolare la probabilità relativa che un’area intorno
al vulcano sia interessata da lave, da flussi piroclastici e lahar è stata stimata in base alla
morfologia dell’area, alla passata storia eruttiva ed all’entità dell’eruzione in oggetto.
Come valori di vulnerabilità per vite umane sono stati attribuiti valori molto bassi per
quanto riguarda le lave e valori più elevati, decrescenti con la distanza, per le
fenomenologie di flussi piroclastici e lahar (Scandone, D’Andrea, 1994).
Come parametro di Valore è stato considerato il numero di abitanti residenti in ciascun
comune (Tabella 5.1).
169
I valori di Rischio per ciascun comune sono riportati in Figura 5.3. La suddivisione in
quattro classi di rischio è fatta su base logaritmica, cioè il passaggio da una classe all’altra
comporta una variazione di Rischio di un ordine di grandezza. Per i comuni che ricadono
nelle prime due classi è ipotizzabile che, in caso di emergenza vulcanica, vengano adottate
misure di evacuazione o quanto meno di riduzione del numero di abitanti esposti
(evacuazione di ospedali, persone inabili, ecc). In base a questa suddivisione si nota che i
sei comuni con rischio ALTISSIMO sono i comuni di Torre Annunziata, Torre del Greco, San
Giorgio a Cremano, Portici, Ercolano e Napoli (zona orientale). Per questi comuni si
impongono delle scelte drastiche per la riduzione del rischio ed è ovvio che devono essere
quelli sui quali si devono concentrare i principali interventi della Protezione Civile in caso
di imminenza di attività vulcanica.
POPOLAZIONE
POPOLAZIONE
1998
2001
Boscoreale
29.411
27.381
Boscotrecase
11.255
10.638
Cercola
19.356
18.572
Ercolano
58.254
54.699
Massa di Somma
6.036
5.902
Ottaviano
23.307
22.549
Pollena Trocchia
13.134
13.326
Pompei
26.143
25.751
Portici
62.106
58.905
San Giorgio a Cremano
60.357
52.807
San Giuseppe Vesuviano
26.838
23.152
San Sebastiano al Vesuvio
10.323
9.851
Sant’Anastasia
28.908
27.472
Somma Vesuviana
32.429
32.838
Terzino
15.789
15.831
Torre Annunziata
47.659
48.720
Torre del Greco
95.665
90.255
Trecase
9.886
9.179
TOTALE
576.856
547.828
Tabella 5. 1: Dati ISTAT dei comuni della zona rossa
COMUNE
Per i comuni che ricadono nella categoria ad
ALTO
rischio il discorso è simile. Tuttavia
questi si trovano in una zona abbastanza ampia attorno al vulcano e quindi gli interventi in
caso di imminenza di attività vulcanica devono essere valutati caso per caso.
Per i comuni che ricadono nelle altre due classi sarebbe opportuno prevedere delle misure
tecniche da adottare in caso di eruzione vulcanica, senza tuttavia ricorrere a misure
drastiche di evacuazione.
170
Figura 5. 3:Classificazione di Rischio vulcanico dei comuni vesuviani
in base allo schema proposto da Scandone e altri (1993)
Nel quadro generale della mappa di rischio schematica mostrata in Figura 5.4, risulta
evidente che l’area esposta a maggior rischio è quella costiera e ciò sia per l’altissima
densità di abitanti, sia per la morfologia e relativa vicinanza dei centri abitati al vulcano.
171
In questo quadro va sottolineata la particolare situazione di Napoli, la quale deve il suo
elevatissimo coefficiente di rischio prevalentemente ad eventi con VEI=4 (60%) e VEI=5
(40%). Nonostante la distanza, la morfologia e una probabilità relativamente bassa che
questi eventi si verifichino nel corso del prossimo decennio, lo “straordinario” numero di
persone residenti nelle zone orientali della città fa rientrare quest’area fra quelle con
maggior coefficiente di rischio.
Figura 5. 4:Mappa di Rischio vulcanico dell’area vesuviana
5.2.
PREVISIONE SCENARI
5.2.1. PREMESSA
Sulla base della (5.1), risulta determinante, nella valutazione del rischio vulcanico,
l’individuazione dei possibili scenari, siano essi associati o meno al vulcano.
172
Lo studio delle eruzioni del Vesuvio ha permesso di costruire modelli, elaborati da
calcolatori, per mezzo dei quali è possibile simulare il comportamento del Vesuvio in un
certo intervallo di tempo, e tracciare carte come quelle riportate in Figura 5.5. e Figura
5.6.
Figura 5. 5: Carta delle probabilità di caduta di materiali piroclastici.
A: accumulazioni di spessore smax=4m; B: accumulazioni con smax<4m;
C: flussi piroclastici o da colate di fango; D: centri abitati
Nella carta delle probabilità di caduta di materiali piroclastici (Figura 5.5), si
distinguono:
•
il settore A, che indica le zone nelle quali le accumulazioni possono raggiungere i 4m
di spessore;
•
il settore B, relativo a spessori prevedibili minori;
•
la zona C che indica le aree che possono essere interessate da flussi piroclastici o da
colate di fango;
•
Le zone D indicano i centri abitati.
La carta delle probabilità di lahar (Figura 5.6) si riferisce al versante settentrionale del
Vesuvio. I numeri crescono con l’aumentare del rischio. L’area 5 è quella dove le colate si
possono accumulare.
173
Figura 5. 6: Carta delle probabilità di lahar.
I numeri crescono all’aumentare del rischio.
Di seguito si riporta una breve descrizione di modelli per la previsione di:
•
eruzioni (scenario associato al vulcano): è il caso del SIMULATORE
VULCANICO GLOBALE e del PROGETTO EXPLORIS.
•
terremoti (scenario non necessariamente associato al vulcano): metodo LURR.
5.2.2. SIMULATORE VULCANICO GLOBALE
Nell’ambito del progetto VESUVIUS 2000, la GVES sta sviluppando il Simulatore
Vulcanico Globale del Vesuvio.
Si tratta di un modello fisico- matematico-computerizzato dell’intero sistema vulcanico, e
come tale è utile per produrre scenari di eruzione diversi per l’analisi di rischio. Il
simulatore incorpora modelli fisici e chimici di tutti i processi magmatici concepibili
all’interno del vulcano e nell’atmosfera sopra di esso. Incorpora i dati geologici e geofisici
che concernono l’origine e la composizione di depositi vulcanici, le falde acquifere, le
pietre e i suoli, e la forza, l’elasticità e la plasticità di magma e lava. Questi dati sono
utilizzati per produrre i modelli matematici (equazioni costitutive) di comportamento di
materiale in microscale e macroscale a differenti pressioni e temperature. Le equazioni
costitutive sono usate poi nelle leggi fisiche di base della conservazione di massa,
momento, ed energia per produrre un modello fisico-matematico complessivo appropriato.
174
Il modello della camera magmatica rende conto dei cambiamenti di volume, di temperatura
e di pressione, dei tassi di entrata e uscita di magma dalla camera, e delle caratteristiche
fisiche delle rocce intorno alla camera. Diversi tipi di modelli di ascesa del magma
schematizzano i cambiamenti del regime del flusso magmatico e della fusione delle pareti
del condotto. Una combinazione di tali modelli consente la previsione a lungo termine di
eruzioni, della loro durata, e delle caratteristiche del magma (velocità, temperatura,
pressione, tasso di eruzione) nell’uscita dal condotto. Queste condizioni sono poi utilizzate
in un modello della colonna vulcanica dal simulatore per produrre la distribuzione
temporale e spaziale dei prodotti vulcanici nell’atmosfera e lungo le pendici del vulcano
(Dobran).
E’ impossibile prevedere le future eruzioni del Vesuvio con grande precisione per la
difficoltà di elaborare un modello fisico-matematico accurato del complesso vulcanico e
per la incompletezza della storia eruttiva che è stocastica in natura. Nonostante ciò, è
possibile stabilire le probabilità di eruzioni future e così valutare l’incertezza nel predire le
eruzioni.
In base al Simulatore e utilizzando vari parametri del sistema Vesuvio (ubicazione ed
estensione della camera magmatica, proprietà strutturali delle rocce intorno alla camera), le
eruzioni sub-pliniane e pliniane si verificheranno con uguale probabilità nei prossimi 100
anni, con un’incertezza di più o meno 100 anni (Dobran & Mascolo, 1998). Questa
incertezza è dovuta alla incompleta conoscenza del sottosuolo del sistema vulcanico e nel
prossimo futuro la scienza non sarà in grado di migliorare tale conoscenza.
La storia eruttiva del Vesuvio degli ultimi 300.000 anni insegna che i periodi tra le eruzioni
e le loro grandezze sono stocastici in natura e seguono le leggi probabilistiche che sono più
precise per le eruzioni più grandi che per le quelle più piccole. I risultati di questa
informazione, estrapolati nel futuro, dimostrano che le probabilità di grandi (pliniane e sub
pliniane) eruzioni esplosive sono quelle riportate in Tabella 5.1. Da esse si evince che è
quasi certo (Probabilità = 1) che una grande eruzione esplosiva avverrà ogni 500 anni,
mentre è molto improbabile che questa si verifichi in tempi più brevi (meno di qualche
centinaio di anni). Dall’ultima grande eruzione esplosiva del 1631 (367 anni fa) esiste
dunque un’alta probabilità di un’eruzione simile o più grande nell’immediato futuro, e
specialmente nel XXI secolo, come è stato determinato indipendentemente anche dal
Simulatore Vulcanico Globale.
175
Probabilità (500 anni)
Probabilità (1 anno)
0,99
0,90
0,75
0,30
0,04
Tabella 5. 2: Probabilità di grandi eruzioni esplosive
(Dobran & Mascolo, 1998)
Quando questa informazione probabilistica è unita alla teoria della decisione, che
coinvolge vari tipi di eruzione, si può dimostrare che il rapporto di verosimiglianza (RV)
della nostra capacità di prevedere future eruzioni è quello in Tabella 5.2.
RV(1 settimana per l’evacuazione)
RV(1 mese per l’allarme)
RV(100 anni per la prevenzione)
1000
100
0,1
Tabella 5. 3:Rapporto di verosimiglianza
(Dobran & Mascolo, 1998)
Il significato di questi numeri è che è quasi certo che non è possibile prevedere l’eruzione
per un’evacuazione in una settimana o per l’allarme in un mese, ma che la fattibile
direzione è di operare per la prevenzione nel territorio a lungo termine. Per esempio, la
nostra capacità di prevedere il tempo metereologico con 24 ore in anticipo si aggira intorno
a RV=5 e nessun precursore di terremoto si è mai verificato con RV più grande di uno.
Dovrebbe essere dunque chiaro che è estremamente improbabile prevedere l’eruzione in
breve tempo o alcune settimane prima, come previsto dai vulcanologi, che hanno stilato il
Piano di Emergenza dell’Area Vesuviana, e che l’unico modo di proteggere la popolazione
è quello di una strategia di prevenzione a lungo termine, per la quale il rapporto di
verosimiglianza si abbassa notevolmente.
5.2.3. PROGETTO EXPLORIS
Valutare scientificamente il rischio vulcanico in zone densamente popolate è sicuramente
un impegno importante per i ricercatori, ma anche per le regioni e le nazioni interessate.
Poter calcolare il rischio per la popolazione, prevedere in tempo le eruzioni, saper
176
fronteggiare eventuali emergenze, è divenuta una priorità per tutelare la sicurezza dei
cittadini e dell’ambiente circostante.
A questo fine, nove partner Europei, che includono Istituti di Ricerca, Università,
Osservatori Vulcanologici e Imprese di cinque Paesi Europei (Italia, Gran Bretagna,
Spagna, Francia e Portogallo), hanno dato vita al Consorzio EXPLORIS, un progetto
triennale finanziato dalla Comunità Europea - nell’ambito del V Framework Programme,
Programma Enviroment and Sustainable Development e coordinato dalla sezione di Pisa
dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia.
EXPLORIS è l’acronimo del titolo del Progetto, EXPLOsive Eruption RISk and Decision
Support for EU Populations Threatened by Volcanoes. Esperti di Geologia, Fisica,
Matematica, Informatica, Ingegneria, Architettura, Medicina e Analisi del Rischio si sono
riuniti in questo progetto, che rappresenta un’opportunità unica per accrescere le capacità
Europee di valutazione del rischio vulcanico.
Il Consorzio CINECA è stato coinvolto nelle attività di sviluppo dei modelli numerici,
nell’attività computazionale e nell’integrazione e visualizzazione dei dati collegati alle
attività del progetto.
Riguardo ai modelli matematici, il progetto si è focalizzato sulle eruzioni esplosive e la
dispersione di ceneri vulcaniche. Nell’ambito di EXPLORIS sono state realizzate le prime
simulazioni tridimensionali e transitorie dei processi di dispersione delle ceneri
nell’atmosfera, del collasso della colonna vulcanica e della formazione di colate
piroclastiche lungo le pendici del vulcano. Tali modelli, utilizzando la potenza di calcolo
dei supercomputer del CINECA, permettono di rappresentare i fenomeni vulcanici con
un’accuratezza superiore al passato nonché di quantificare meglio le azioni pericolose ad
essi associate. Assieme alla temperatura, le simulazioni permettono di studiare anche molte
altre grandezze che caratterizzano l’eruzione, come la densità dei piroclasti e dei gas, la
pressione, la velocità e la direzione del flusso piroclastico.
Le simulazioni più accurate hanno avuto come soggetto l’eruzione esplosiva più probabile
per il Vesuvio, per la quale è stato utilizzato un dominio di simulazione comprendente
un’area di 12Km di lato (Vesuvio più territorio circostante) e che si estende fino alla quota
di 8Km; il dominio è stato discretizzato su una griglia cartesiana di dimensione
200x200x200 a risoluzione variabile (dai 20 metri in prossimità del cratere a 100 metri per
177
le celle più lontane). L’eruzione è stata seguita per 30 minuti di tempo reale utilizzando un
time step (discretizzazione temporale) di 0,1 secondi (Cavazzoni).
Per portare a compimento questa simulazione sono stati utilizzati 450 processori del
sistema IBM SP5 del CINECA per un totale di 180 ore (80000 ore/cpu), equivalenti a 10
anni calcolo utilizzando un solo processore.
Le simulazioni su grande scala, come quelle sopra citate, producono una enorme mole di
dati che devono essere analizzati e visualizzati per essere comprensibili agli esperti. A
questo scopo sono stati realizzati due strumenti: uno dedicato all’analisi quantitativa del
dato (denominato EXPLORIS-A, dove A sta per Analyser) e l’altro alla analisi qualitativa
ed alla integrazione con altre tipologie di dati provenienti da altre sorgenti (EXPLORIS-V,
dove V sta per Visualiser).
La principale caratteristica di EXPLORIS-A è quella di potersi interfacciare direttamente
con i dati grezzi della simulazione, costituiti dai campi scalari e vettoriali relativi alle
grandezze simulate (Pressione, Temperatura, Concentrazione e Velocità delle particelle e
dei Gas), salvati dalla simulazione ad intervalli regolari (2 secondi di tempo simulato).
EXPLORIS-V invece è uno strumento a più alto livello e consente di integrare in un’unica
visualizzazione: i dati sui flussi piroclastici provenienti dalla simulazione; un modello
fotorealistico del suolo (orthofoto) e il suo profilo topografico (DGM - Digital Elevation
Model); e le informazioni geografico-urbanistiche (GIS). Grazie a questa integrazione è
possibile, ad esempio, visualizzare contemporaneamente il dato della densità abitativa o la
rete viaria, e la temperatura del flusso piroclastico in un dato istante.
È anche possibile visualizzare lo scenario in 4D ovvero al variare del tempo, ed interagire
real-time col dato stesso.
Sono stati ricostruiti i primi 25 minuti dell’eruzione di potenza pari a quella del 1631
(Sartini).
In Figura 5.6 sono riportate le immagini del Vesuvio pochi minuti dopo l’inizio
dell’eruzione virtuale simulata: le diverse gradazioni di rosso (Figura 5.7a) evidenziano le
isosuperfici della temperatura, a 100 (superficie esterna) e 350 (superficie interna) gradi
Celsius; le isosuperfici grigie (Figura 5.7b), invece, rappresentano due diversi livelli di
concentrazione del materiale eruttivo.
178
a)
b)
Figura 5. 7: a)Isosuperfici di temperatura. b)Isosuperfici di concentrazione (Progetto Exploris)
Le immagini (Figura 5.8) e il video che illustrano visivamente il Progetto Exploris si
riferiscono alla visualizzazione del terreno con edifici e strade (dati GIS) del comune di
Ercolano.
179
Nella cartina sono indicati con il colore rosso gli edifici residenziali, in verde gli edifici
socio-amministrativi, in giallo gli edifici industriali e in blu gli edifici di culto. Le vie di
comunicazione sono invece evidenziare in bianco. Al territorio è stata sovrapposta la
simulazione dell’eruzione esplosiva del Vesuvio (Figura 5.7).
a)
b)
Figura 5. 8: a) Il Vesuvio a 5 minuti dall’esplosione. b) Il Vesuvio a 25 minuti dall’esplosione.
In marrone la colate piroclastica a maggior temperatura. (Foto INGV- Cineca)
5.2.4. METODO LURR
Un terremoto si genera a seguito del collasso o dell’instabilità dei focal media,
accompagnata da un rapido rilascio di energia. Dunque, il processo preparatorio di un
sisma consiste nella deformazione e nel danno dei focal media.
180
Una curva costitutiva tipica per focal media (roccia) è quella in Figura 5.9.
Figura 5. 9: Curva costitutiva della zona focale
In ordinata è riportato il generico carico P (in luogo della tensione σ ), in ascissa la risposta
R al carico P (in luogo della deformazione ε).
In campo elastico, il materiale gode della proprietà di invertibilità: le risposte al carico ed
allo scarico sono le stesse. Al di là del regime elastico, invece, le due risposte differiscono
sensibilmente ed il danno, che non è più irreversibile, causa il deterioramento del
materiale.
Per misurare quantitativamente la differenza di cui sopra sono stati definiti due parametri:
la risposta percentuale X ed il LURR (Load-Unload Response Ratio) Y:
X = lim
ΔP → 0
Y=
ΔR
ΔP
X+
X−
(5.3)
(5.4)
Avendo indicato con: ΔP la variazione del carico/scarico P che produce la variazione ΔR
della risposta R; e con X+ e X- le risposte percentuali relative al carico (+) ed allo scarico (), definite dal limite (5.3).
181
In regime elastico, X+=X- e Y=1, oltre X+>X- e Y>1. Al crescere del danneggiamento
del materiale, cresce il valore di Y, così che Y (LURR) potrebbe misurare la prossimità al
collasso.
La teoria del LURR (X. C. Yin, 2000), atta alla previsione di terremoti, si basa su questa
osservazione: quando un sistema è stabile, la sua risposta a carico e scarico è pressoché la
stessa e, dunque Y=1, mentre la risposta a carico e scarico è piuttosto diversa e Y>1
quando il sistema sta avvicinandosi ad un stato critico.
Valori di LURR alti indicano che una regione si sta preparando ad un terremoto
importante. Negli anni precedenti, forti terremoti in Cina e negli altri paesi che usano il
parametro LURR sono stati previsti nel medio termine.
Ad esempio, il terremoto di Northridge del 17/01/1994, di magnitudo M=6.6 è stato
previsto da X.C.Yin e dal suo gruppo al 28/10/1993, con M=6÷6.5.
Di norma, il LURR è definito dalla seguente espressione:
⎛ N+ m ⎞
⎜ ∑ Ei ⎟
⎝ i =1
⎠+
Ym = N −
⎛
⎞
⎜ ∑ Eim ⎟
⎝ i =1
⎠−
(5.5)
dove: E indica l’energia sismica rilasciata; i pedici + e – le fasi di carico e scarico; e
l’esponente m assume i valori 0, 1/3, 1/2, 2/3 o 1.
Per m=1, Em è l’energia stessa; per m=1/2, Em è lo sforzo di Benioff ; per m=1/3 e 2/3, Em
rappresenta, rispettivamente, la scala lineare e la scala di area della zona focale; per m=0,
Y=N+/N-, dove N+ e N- rappresentano il numero di terremoti verificatisi durante il
periodo di carico e scarico.
In Figura 5.10 è riportata una tipica curva Y-t: il LURR raggiunge valori elevati molti mesi
o anni prima del verificarsi di terremoti importanti, alla vigilia dei quali il LURR decresce
a livelli bassi.
Secondo l’esperienza dei ricercatori che hanno messo a punto questo metodo:
•
Se per una regione il valore di Y è basso, si è completamente fiduciosi che nessun
terremoto violento si verifichi nell’immediato futuro (dell’ordine di parecchi mesi)
nella suddetta regione.
182
•
Se per una regione il valore di Y è abbastanza alto, le possibilità sono molteplici:
1)
nella maggioranza dei casi, un terremoto più o meno forte si verifica nella finestra
di tempo di approssimativamente 1 anno e nella finestra spaziale di
approssimativamente 100km;
2)
in alcuni casi, terremoti più o meno forti non si verificano nella finestra predetta,
ma non lontano da essa;
3)
in casi rari, nessun evento violento si verifica per un tempo prolungato (circa 1
anno o più).
Figura 5. 10: Anomalia del LURR negli anni precedenti i terremoti di Kobe e Tottori
5.3.
ANALISI DEI DANNI TIPICI SULLE STRUTTURE IN MURATURA E IN C.A.
5.3.1. PREMESSA
Ogni indicatore di rischio è proporzionale al
DANNO
atteso, il quale è in relazione alla sua
probabilità di accadimento, per tale ragione una lettura dei quadri fessurativi per tipologie
di costruzione risulta fondamentale.
183
Nell’area vesuviana a prevalere sono i complessi edilizi in muratura ed in cemento armato:
è ad essi che ci si riferisce nel seguito.
La Tabella 5.4 raggruppa i dati rilevati dall’INGV (Istituto Nazionale di Geofisica e
Vulcanologia): nella provincia di Napoli l’88,5% dei complessi edilizi presenta una
struttura in muratura o in c.a., con un numero di piani da uno a quattro (Tabella 5.5).
EPOCA
STRUTTURA
MURATURA
C.A.
ACCIAIO
MISTA
N.I.
TOTALE
<1919
648
8
1
23
16
696
19-45
245
20
2
36
1
304
46-62
196
200
2
71
3
472
63-82
124
826
25
94
8
1077
>1982
11
509
19
15
5
559
N.I.
81
52
4
21
32
190
TOTALE
1305
1615
53
260
65
3298
[%]
39,5
49,0
1,6
7,9
2,0
100
Tabella 5. 4: Complessi edilizi per epoca costruttiva e struttura verticale prevalente
della provincia di Napoli (dati regionali INGV)
PIANI
C.A.
412
525
329
149
58
90
ACCIAIO
23
11
13
1
3
STRUTTURA
MISTA
66
90
53
23
4
8
TOTALE
958
1016
630
286
104
127
TOTALE
3121
Tabella 5. 5: Complessi edilizi per numero di piani e struttura verticale prevalente
della provincia di Napoli (dati regionali INGV)
1
2
3
4
5
>5
MURATURA
444
380
233
113
40
25
N.I.
13
10
2
1
1
1
[%]
21,1
9,2
14,3
32,7
16,9
5,8
100
[%]
30,7
32,6
20,2
9,2
3,3
4,0
100
5.3.2. QUADRI FESSURATIVI DEGLI EDIFICI IN MURATURA
L’analisi del quadro fessurativo degli edifici con murature portanti consente di ottenere
alcuni degli elementi necessari a formulare un giudizio sulle condizioni statiche strutturali
o di risalire alle cause determinanti i dissesti.
Le lesioni tipiche riportate in letteratura sono le seguenti (Gangemi):
-
Muratura portante senza aperture con lesioni ad andamento variabile da orizzontale alla
base a verticale in sommità, localizzate su un fascia verticale (Figura 5.11a).
Causa: cedimento dell’estremità della fondazione posta oltre la zona in cui sono
concentrate le lesioni.
184
-
Muratura portante con lesioni inclinate localizzate su un fascia verticale in
corrispondenza delle zone da minore resistenza (Figura 5.11b).
Causa: cedimento dell’estremità della fondazione posta oltre la zona in cui sono
concentrate le lesioni.
Figura 5. 11:Quadro fessurativo delle strutture in muratura
-
Muratura portante con lesioni inclinate localizzate su due fasce verticali in
corrispondenza delle zone da minore resistenza (Figura 5.11c).
Causa: cedimento verticale di un tratto intermedio della fondazione.
-
Lesioni verticali situate in corrispondenza delle zone di muratura portante posta a
livello delle aperture (zone di minore resistenza) (Figura 5.11d).
Causa: schiacciamento della muratura.
-
Lesioni verticali localizzate su una fascia verticale, ad una estremità della facciata
(Figura 5.11e).
Causa: rotazione nel muro trasversale attorno alla base con perdita dell’ammorsamento
fra i due muri.
-
Lesioni ad andamento verticale con caratteristica forma ad imbuto. Il distacco fra i
bordi delle lesioni è maggiore alla base della muratura (Figura 5.11f).
Causa: allontanamento di masse di terreno senza che si verifichi cedimento verticale,
causate da dilatazioni e contrazioni del terreno, movimenti franosi, eventi sismici.
185
Figura 5. 12: Danni ad edifici in muratura per effetto del sisma
Per effetto del sisma, invece, le lesioni registrate sono quelle in Figura 5.12:
1: Lesioni ad andamento pressoché verticale sulle architravi di aperture.
2: Lesioni ad andamento diagonale nelle fasce di piano (parapetti di finestre, architravi).
3: Lesioni ad andamento diagonale in elementi verticali (maschi murari).
4: Schiacciamento locale della muratura con o senza espulsione di materiale.
5: Lesioni ad andamento pressoché orizzontale in testa e/o al piede di maschi murari.
6: Lesioni ad andamento pressoché verticale in corrispondenza di incroci fra muri.
7: Come 6 ma passanti.
8:
Espulsione di materiale in corrispondenza degli appoggi di travi dovuta a
martellamento.
9: Formazione di cuneo dislocato in corrispondenza della intersezione fra due pareti ad
angolo.
10: Rottura di catene o sfilamento dell’ancoraggio.
11: Lesioni ad andamento orizzontale in corrispondenza dei solai o sottotetto.
12: Distacco di uno dei paramenti di un muro a doppio paramento.
5.3.3. QUADRI FESSURATIVI DEGLI EDIFICI IN C.A.
Le lesioni tipiche degli edifici in c.a. sono le seguenti:
186
-
Trave in c.a. con lesioni verticali ravvicinate disposte all’intradosso in mezzeria e
all’estradosso agli incastri (Figura 5.13a).
Cause: plasticizzazione delle sezioni maggiormente sollecitate da momento flettente.
-
Trave in c.a. con lesioni inclinate di 45° in vicinanza alle zone di vincolo (Figura
5.13b).
Causa: rottura per sforzi di taglio o torsione eccessivi.
Figura 5. 13: Quadri fessurativi degli edifici in c.a.
-
Lesioni nelle pareti con andamento di parabole convergenti verso il pilastro che ha
subito cedimento (Figura 5.13c).
Causa: cedimento verticale di pilastro.
-
Lesioni di forma curva concave verso l’elemento spingente ( solaio) dell’edificio
vicino con cui si condivide un muro portante o un pilastro (Figura 5.13d).
Causa: variazioni di temperatura, ritiro e eventi sismici.
-
Apertura delle staffe di un pilastro con espulsione del copriferro.
Causa: schiacciamento di un pilastro.
-
Espulsione del copriferro in corrispondenza di spigoli di travi e pilastri.
Causa: ossidazione delle armature metalliche.
-
Lesioni verticali ed orizzontali in corrispondenza delle giunzioni.
Causa: ritiro della malta.
-
Rottura delle pareti con andamento delle lesioni a 45°.
Causa: eccessiva deformazione dell’elemento strutturale sottostante (trave o solaio).
187
a)
c)
e)
b)
d)
f)
Figura 5. 14: Lesioni da sisma in edifici in c.a.
Durante eventi sismici, le lesioni che possono osservarsi sono diverse. Tra queste:
-
Lesione di rottura a presso flessione e taglio di un pilastro tozzo (Figura 5.14a).
-
Espulsione di copriferro in testa al pilastro (Figura 5.14b).
-
Danno al nodo e all’attacco del pilastro con espulsione del materiale (Figura 5.14c).
-
Fuori piombo e formazione di cerniere plastiche in testa e al piede dei pilastri del piano
terra (Figura 5.1d).
-
Lesioni gravi in tamponature deboli (Figura 5.14e).
-
Collasso per cedimento del piano terra soffice (Figura 5.14f).
188
6.
ANALISI DI VULNERABILITÀ: STATO DELL’ARTE
6.1.
METODOLOGIA SAVE
6.1.1. PREMESSA
Il progetto SAVE del GNDT (Gruppo Nazionale Difesa dai Terremoti) nasce nel 2000 con
lo scopo di valutare la vulnerabilità sismica, su scala nazionale, del patrimonio edilizio
privato e pubblico, degli edifici monumentali (in particolare le chiese), delle infrastrutture
e dei sistemi urbani, sulla base di database esistenti.
La metodologia SAVE (Strumenti Aggiornati per la Vulnerabilità sismica del patrimonio
Edilizio e dei sistemi urbani) consente l’attribuzione ad una classe di vulnerabilità in
funzione di una serie di parametri, il cui peso sul comportamento sismico d’insieme è
tarato su elaborazioni statistiche del danno rilevato su classi tipologico-strutturali in
occasione di precedenti eventi sismici in Italia negli ultimi 25 anni (Albanese, 2007).
La procedura, che lavora sulla base di dati “poveri” facilmente ricavabili, lungi dal fornire
valutazioni definitive sulla resistenza degli edifici, consente tuttavia di definire con buona
precisione le situazioni strutturali maggiormente vulnerabili e di stilare delle “graduatorie”
di riferimento.
I risultati offerti, insieme all’analisi di aspetti inerenti l’esposizione delle vite umane e
delle attività produttive, danno la possibilità di redigere le mappe di rischio.
6.1.2. SCHEDA DI RILIEVO
La prima attività prevista dalla metodologia SAVE è quella su campo. Essa consiste in un
programma di rilievi che porta alla compilazione di schede di rilievo.
Obiettivo della scheda è quello di acquisire informazioni sulla funzionalità generale delle
costruzioni, sul loro livello di vulnerabilità sismica, sulle caratteristiche morfologiche del
terreno di fondazione e delle aree circostanti, sui collegamenti terrestri, marini ed aerei
disponibili, sui percorsi di accesso e sulle vie di fuga, sulle principali infrastrutture presenti
189
nell’intorno e, sia pure a livello generale, sul livello di vulnerabilità del costruito
immediatamente circostante.
Figura 6. 1: Sezione B. Paragrafo relativo a: muratura, c.a. e acciaio
Figura 6. 2: Sezione B. Paragrafo relativo al quadro fessurativo
190
Naturalmente la rilevazione non pretende di essere esaustiva rispetto alle problematiche
presenti nelle costruzioni esaminati e nel loro intorno, ma costituisce uno strumento in
grado di segnalare, sulla base dei risultati e delle conclusioni dei rilievi, la necessità di una
più approfondita valutazione.
Nel caso della valutazione di vulnerabilità sismica nell’ambito del rilievo degli elementi
strutturali e funzionali delle sedi COM (Centri Operativi Misti) in Italia (Albanese, 2007),
la scheda si compone di 6 sezioni, ciascuna delle quali è ulteriormente articolata in
paragrafi:
•
Sezione A- Dati Generali;
•
Sezione B- Vulnerabilità strutturale dell’edificio (Figure 6.1 e 6.2);
•
Sezione C- Caratteristiche morfologiche;
•
Sezione D- Collegamenti principali;
•
Sezione E- Vulnerabilità circostante l’edificio;
•
Sezione F- Sintesi di rilievo.
6.1.3. TIPOLOGIE STRUTTURALI VERTICALI E INDICE SINTETICO DI DANNO
Secondo la scala macrosismica europea EMS 98 (Figura 6.4), l’assegnazione di un edificio
ad una delle sei classi di vulnerabilità (A÷F) previste dipende prevalentemente dalla
tipologia strutturale verticale (in numero pari a 15, di cui ben 7 relative ad edifici in
muratura e 6 ad edifici di c.a.).
Figura 6. 3: Parametro sintetico di danno
191
Per effettuare agevolmente il confronto fra diverse distribuzioni di danno si è reso
necessario un valore che esprimesse in maniera sintetica il danneggiamento complessivo.
Questo valore, definito come INDICE SINTETICO
DI
DANNO MEDIO (SPDV) è indicato come
l’ascissa baricentrica della distribuzione di danno (Figura 6.3)
Figura 6. 4: Correlazione fra classi di vulnerabilità e tipologie secondo la EMS-98
Su questa base, si è assegnata in via preliminare ogni tipologia ad una classe di
vulnerabilità EMS verticale (Figura 6.5).
Figura 6. 5: Classificazione degli edifici secondo la tipologia della struttura verticale
192
6.1.4. PESO DEI PARAMETRI
In quasi tutti i casi, la correlazione fra classi di vulnerabilità e tipologie secondo la EMS-98
non è una relazione deterministica, ma una implicita relazione probabilistica della quale è
esplicita una classe “modale” più probabile (most likely vulnerability class) affiancata da
due gruppi di classi giudicate probabili (probable) e meno probabili (less probable o
exceptional). La percentuale di incertezza espressa dal probable range può essere piuttosto
ampia e quindi tale da influenzare anche pesantemente le analisi di rischio. Pertanto, risulta
opportuno considerare in aggiunta altre caratteristiche strutturali che possano meglio
qualificare l’assegnazione ad una classe di vulnerabilità.
Tali parametri sono: età di costruzione, altezza media di piano, numero di piani, tipologia
verticale, orizzontamenti, tipologia della copertura, presenza di catene orizzontali,
regolarità in elevazione e/o in pianta, regolarità delle tamponature esterne, presenza di
piano debole, posizione dell’edificio.
Al fine di valutare l’influenza di tali parametri sulla risposta strutturale sotto sisma di una
assegnata tipologia verticale, si sono interpretati statisticamente i dati sul danneggiamento
raccolti in occasione degli eventi sismici del passato. In particolare sono state costruite
differenti distribuzioni di danno per categorie di edifici, con medesima struttura verticale,
raggruppati in funzione dei parametri di cui si intendeva analizzare l’influenza.
La formula finale di valutazione della vulnerabilità combina fra loro tutti i parametri,
sommando le influenze dei singoli parametri indipendenti e quelle della media dei
parametri dipendenti presi proporzionalmente ai coefficienti di correlazione fra i vari
parametri:
SPDEMS
m m
⎛
δ i , j ( p j + pi )cij
⎜
∑∑
n
j =1 i =1
⎜
= SPDVEMS ⎜1 + ∑ q s +
m −1
s =1
⎜⎜
⎝
⎞
⎟
⎟
⎟
⎟⎟
⎠
(6.1)
Dove: q= valore del parametro indipendente, p= valore del parametro dipendente, n=
numero dei parametri indipendenti, m=numero dei parametri dipendenti, cij= coefficiente di
correlazione; δij= operatore di Kronecker (δij=0 se i=j, δij=1 se i≠j).
193
6.2.
INDICI
DI DANNO E
DI
VULNERABILITÀ
NELL’INDAGINE POST-TERREMOTO NELLE
CHIESE
Il problema della vulnerabilità sismica assume particolare rilevanza per costruzioni di
interesse storico – artistico, in virtù della loro importanza architettonica e dei beni di valore
in esse contenute, quali affreschi, altari di pregio, ecc.
Da un sistematico esame dei danni causati dal terremoto in Friuli , si evince che la risposta
sismica delle chiese può essere descritta secondo una fenomenologia ricorrente, ascrivibile
a danni o meccanismi di collasso di macroelementi indipendenti dal resto della struttura.
Esempi tipici di macroelementi sono la facciata, il campanile, l’abside e le cappelle laterali.
Questo approccio, che mal si adatta all’analisi di edifici complessi, molteplicemente
connessi
come palazzi o conventi, permette un’interpretazione qualitativa del
comportamento delle chiese.
Questa stessa metodologia fu successivamente applicata ai danni causati dal terremoto del
1987 nelle province di Modena e Reggio Emilia e nelle chiese toscane di Lunigiana e
Garfagnana, colpite dal terremoto del 10 ottobre 1995,
L’attività di accertamento del danno strutturale subito dalle chiese di Umbria e Marche
durante il terremoto del 1997 è stato affidato al GNDT (Gruppo Nazionale per Difesa da
Terremoti) su coordinamento di Francesco Doglioni (Marche) e Sergio Lagomarsino
(Umbria).
Il numero di chiese prese in esame è approssimativamente di 3000. Per ciascuna di esse è
stata compilata una scheda suddivisibile in sette sezioni:
1.
Tipologia e dati dimensionali. Questa sezione contiene informazioni sulla tipologia
e sulle dimensioni della chiesa, con indicazioni relative ai diversi elementi
architettonici (vestibolo, presbiterio, abside, cupola, cripta, facciata, sagrestia,
campanile) e agli elementi strutturali che determinano la risposta sismica
(contrafforti, catene, ecc.).
2.
Danno ad elementi di valore artistico. La presenza di beni artistici e gli eventuali
danni subiti vanno annotati, senza riferimento al valore.
194
Figura 6. 6: Abaco dei meccanismi di danno nei macroelementi delle chiese.
(Lagomarsino, 1998)
3.
Indice di danno ed indice di vulnerabilità. I possibili danni e i meccanismi di
collasso dei diversi macroelementi sono in numero pari a 16 (Figura 6.6). Per ogni
meccanismo va indicato: a) la presenza di un macroelemento; b) la misura del
danno (0: assenza di danno; 1: danno leggero; 2: meccanismo interamente
sviluppato; 3: danno severo, vicino al crollo); c) la vulnerabilità intrinseca
dell’edificio a quel meccanismo, attraverso due indicatori legati alla fragilità
dell’edificio.
195
4.
Caratteristiche della muratura. Le diverse murature dei vari macroelementi è
descritta in
riferimento alle caratteristiche degli elementi e della malta, alla
composizione delle facciate e delle sezioni trasversali.
5.
Sicurezza. In questa sezione viene chiesto di giudicare la sicurezza della struttura,
scegliendo tra quattro possibili alternative: sicuro, sicuro con interventi di primo
soccorso, parzialmente sicuro, pericoloso.
6.
Note. Questa sezione è atta a segnalare la necessità di interventi urgenti a
protezione del bene o della pubblica sicurezza e a presentare particolari situazioni
non rientranti nelle descrizioni tipologiche e di danno delle sezioni 1 e 3.
7.
Illustrazioni: piante, prospetti, sezioni e schizzi utili ad una migliore comprensione
della struttura dei particolari meccanismi di danno attivati.
L’accertamento dei meccanismi di danno per macroelementi consente di comprendere il
danno sismico, permettendo anche di escludere il terremoto come causa di danno già
esistenti e di altra natura.
L’elaborazione dei dati raccolti, porta alla valutazione di due indici.
•
L’INDICE
DI DANNO:
è un numero tra 0 ed 1, che misura il livello medio di danno. E’
definito dall’equazione:
id =
1
3N
16
∑d
i =1
k
(6.2)
dove: dk è il danno nel k-esimo meccanismo (0÷3); N è il numero dei potenziali
meccanismi attivati (N≤16).
•
L’INDICE DI VULNERABILITÀ: è un numero legato all’inclinazione della chiesa ad essere
danneggiata dal terremoto. E’ dato dall’equazione:
iV =
16
1
vk
∑
2 N − m k =1
(6.3)
dove: vk sono gli indicatori di vulnerabilità presenti nel k-esimo meccanismo (0÷2); m è
il numero di domande di vulnerabilità alle quali non è possibile rispondere (ad
esempio, alcune zone della costruzione potrebbero non essere ispezionabili durante
l’emergenza oppure potrebbero non essere disponibili elementi sufficienti ad esprimere
un giudizio).
196
Nella fase di emergenza l’indice di danno è particolarmente utile. Esso costituisce infatti
un parametro sintetico utile alla definizione di una gerarchia di serietà di danno, necessaria
nella programmazione di azioni rapide per l’utilizzabilità delle chiese.
L’indice di vulnerabilità rappresenta uno strumento utile per l’analisi di vulnerabilità delle
chiese, anche in territori non colpiti dai recenti terremoti.
6.3.
ESTENSIONE ALLA VULNERABILITÀ DA ERUZIONI VULCANICHE
I metodi sopra esposti nascono per la valutazione della vulnerabilità indotta da sisma.
Per essi il presupposto è l’individuazione di un parametro di danno, sulla base del quale
effettuare le stime, tarato sulle numerose osservazioni disponibili, relative alle condizioni
delle costruzioni soggette ad eventi tellurici passati.
Nel caso delle eruzioni questi dati sono scarsi o, comunque, riferiti a tessuti edilizi di aree
ed epoche storiche differenti e dunque, troppo eterogenei.
L’ostacolo può essere superato soltanto con l’integrazione di analisi numeriche e su
modelli: ecco dunque, la necessità di un vasto impegno scientifico.
197
7.
ESEMPIO APPLICATIVO
7.1.
PREMESSA
Con riferimento al portale in Figura 7.1 si è effettuata un’analisi push- over.
Figura 7. 1: Schema statico
Le geometrie considerate sono in totale quattro: due per il cls e due per l’acciaio.
Secondo l’Eurocodice 1 i sovraccarichi agenti sugli edifici sono quelli riportati in Tabella
7.1.
q
ψ0
ψ1
[kN/m2]
A: domestici e residenziali
2,0
0,7
0,5
B: uffici
3,0
0,7
0,5
D: aree di acquisto
5,0
0,7
0,7
E: magazzini
6,0
1,0
0,9
Tabella 7. 1: Valori dei sovraccarichi secondo l’EC1.
CATEGORIA
ψ2
0,3
0,3
0,6
0,9
Le sezioni minori sono relative a destinazione d’uso A e B, le altre a destinazioni D ed E.
Il carico verticale distribuito qV sta a schematizzare le precipitazioni da tephra, quello
orizzontale qH l’azione dei flussi piroclastici, delle colate di fango e dell’impatto del fronte
d’onda di uno tsunami e la forza concentrata F il sisma.
198
Il carico da tephra è pari a ρgh, con g=accelerazione di gravità (9,81m/s2), h=spessore
della precipitazione(m), ρ=densità (kg/m3).
La densità, in condizioni asciutte, varia da 400kg/m3 a più di 1600 kg/m3, in funzione della
compattezza; in condizioni umide, invece, va da 800kg/m3 a 2000kg/m3. Lo spessore
massimo atteso è pari a 4m.
La pressione (in kPa) prodotta dai flussi piroclastici varia con la distanza dal cratere e con
l’intensità dell’eruzione (Figura 3.5), come mostrato in Tabella 7.2.
D [km]
LARGA SCALA (79d.C.)
MEDIA SCALA (1631)
2
3
4
5
6
10
3
1
1
0,8
2
0,75
0,5
0,3
0,3
Tabella 7. 2: Pressione prodotta dai flussi piroclastici
7
0,5
0,2
8
0,3
0,1
Le colate di lahar, in riferimento alle diverse zone di rischio (Figura 5.6), producono le
pressioni idrodinamiche in Tabella 7.3.
ZONA DI RISCHIO PRESSIONE IDRODINAMICA [kN/m2]
A.
Alto
150
B.
Medio
73,5
C.
Basso
37,5
Tabella 7. 3: Pressioni idrodinamiche prodotta dalle colate di fango
L’impatto prodotto dal fronte d’onda di uno tsunami è pari a:
Fs = 4,5ρ gh 2
ove: ρ è la densità; g l’accelerazione di gravità e h l’altezza del fronte d’onda pari a 5m (il
riferimento è all’eruzione del 1631).
Il valore da attribuire all’azione da sisma è stato calcolato in relazione all’Ordinanza 3274.
Alcune delle azioni esaminate prodotte da un’eruzione vulcanica si presentano con
temperature diverse da quella ambiente, dunque si è scelto di assumere T pari 20, 150, 300
e 450°C.
7.2.
MATERIALI
Lo schema di Figura 7.1 è stato risolto con riferimento a due diversi materiali: il cemento
armato e l’acciaio. Per essi si è assunto un legame σ-ε elastico perfettamente plastico.
199
•
Cemento armato
Si è scelto di utilizzare un cls Rck250 ed un acciaio da armaura FeB38k
Le variazioni delle caratteristiche meccaniche al variare della temperatura sono quelle
suggerite dall’Eurocodice 2 (Tabella 7.4)
T
fc
fc/fc(20°C)
2
Ec
Ec/Ec(20°C)
2
fy
fy/fy(20°C)
2
Es
Es/Es(20°C)
2
[°C]
[N/mm ]
[%]
[N/mm ]
[%]
[N/mm ]
[%]
[N/mm ]
[%]
20
20
100,0
29.000
100,0
375
100,0
210.000
100,0
150
19,3
96,5
19.333
66,7
356
94,9
196.350
93,5
300
17,3
86,5
9.425
32,5
300
80,0
151.200
72,0
450
14,4
72,0
3.625
12,5
217
57,9
100.800
48,0
Tabella 7. 4:Valori, al variare della temperatura T, della resistenza a compressione fc e del modulo
elastico Ec del cls, e della tensione di snervamento fy e del modulo elastico Es dell’acciaio da armatura.
•
Acciaio
L’acciaio utilizzato è un Fe430.
Le variazioni delle caratteristiche meccaniche al variare della temperatura sono quelle
suggerite dall’Eurocodice 3 (Tabella 7.5).
T
fy
fy/fy(20°C)
Es
Es/Es(20°C)
2
2
[°C]
[N/mm ]
[%]
[N/mm ]
[%]
20
275
100,0
210.000
100,0
150
275
100,0
199.550
95,0
300
275
100,0
168.000
80,0
450
245
89,1
136.500
65,0
Tabella 7. 5: Valori, al variare della temperatura T, della resistenza
allo snervamento fy e del modulo elastico Es dell’acciaio.
•
Cerniere plastiche
Il comportamento delle cerniere plastiche è stato schematizzato a mezzo di un diagramma
momento- curvatura (M-θ) elastico perfettamente plastico, con il valore massimo di M pari
al valore al limite elastico (My).
200
Per la curvatura ultima θu si sono assunti i limiti suggeriti dalla normativa americana
FEMA 356 (Tabella 7.6).
θu [rad]
Acciaio
c.a.
Travi
Colonne
IO
0,005
0,005
0,25θy
LS
0,02
0,01
2θy
CP
0,025
0,02
3θy
Tabella 7. 6: Valori limite curvatura secondo la normativa FEMA 356
7.3.
RISULTATI ANALISI
Di seguito si riportano le curve carico spostamento risultanti dall’analisi, effettuata con
l’ausilio del programma SAP2000, Versione8 Non Linear.
Le condizioni di carico assunte sono qV, qH, qV+qH, F+qV, F+qV+qH. Le Figure 7.2-7.5
sono relative a telai in c.a., mentre le 7.6-7.9 ai telai in acciaio.
Le dimensioni delle sezioni assunte sono quelle riportate di seguito con riferimento alla
Figura 7.1
TIPOLOGIA STRUTTURA
MATERIALE
c.a.
Telaio 1
Telaio 2
Trave
Colonna
40x45
40x40
50x70
50x50
Tabella 7. 7: Sezioni utilizzate.
Acciaio
Trave
Colonna
IPE 270
HEB 160
IPE 360
HEB 180
Si osservano delle riduzioni di resistenza ed aumenti di deformabilità all’aumentare della
temperatura. Sia per il c.a. che per l’acciaio, sotto carichi verticali (Figure 7.2 e 7.6) la
struttura va in crisi per collasso della trave, la presenza del carico orizzontale, invece,
chiama in causa anche i pilastri.
201
Figura 7. 2: Analisi push-over telaio in c.a., con controllo dello spostamento vert. di mezzeria della trave
202
Figura 7. 3: Analisi push-over telaio in c.a., con controllo dello spostamento
orizzontale dell’estremità superiore del pilastro
203
Figura 7. 4: Analisi push-over telaio in c.a., con controllo dello spostamento vert. di mezzeria della trave
204
Figura 7. 5: Analisi push-over telaio in c.a., con controllo dello spostamento
205
Figura 7. 6: Analisi push-over telaio in acciaio, con controllo dello spostamento vert. di mezzeria della trave
206
Figura 7. 7: Analisi push-over telaio in acciaio, con controllo dello spostamento
207
Figura 7. 8: Analisi push-over telaio in acciaio, con controllo dello spostamento vert. di mezzeria della trave
208
Figura 7. 9: Analisi push-over telaio in acciaio, con controllo dello spostamento
209
I risultati delle analisi push- over per le sezioni studiate mostrano che la prima cerniera
plastica si forma all’estremità della trave, mentre la cerniera che determina il cinematismo
si forma in mezzeria
Con riferimento all’azione da tephra (qV) sono state eseguite analisi push- over co
riferimento alle temperature di 20 e 150°C, essendo quest’ultima quella massima
raggiungibile.
Nel caso di c.a., per il portale Tipo1, le prime cerniere plastiche si formano per uno
spessore di 85cm, in condizioni asciutte, e di 55cm in condizioni umide, mentre il collasso
si ha per spessori di 120 e 57 cm, rispettivamente.
Per il portale Tipo2, le prime cerniere plastiche si formano per uno spessore di 180cm e
128cm, mentre il collasso si ha per spessori di 240 e 170cm.
Nel caso dell’acciaio, i portali Tipo1 e Tipo 2 presentano, rispettivamente, la formazione
delle prime cerniere plastiche a 1,8e 1,28m e a 2 e 1,43m.
I flussi piroclastici (qH), invece, determinano collasso nelle immediate vicinanze del cratere
(<4km), ove le temperature attese possono ragionevolmente assumersi pari a 450°C.
210
211
GLOSSARIO
ALCALI: nome degli idrati dei metalli alcalini (metalli del primo gruppo del sistema
periodico: litio, sodio, potassio, rubidio e cesio).
ALLUMINA: ossido di alluminio, dotato di grande durezza e di alto punto di fusioe.
ANDESITE: roccia effusiva neovulcanica, di colore grigio, verde o nero, costituita
essenzialmente da plagioclasio sodico- calcico e da elementi femici.
ANELLO DI TUFO: vulcano monogenetico generato da eruzioni freatomagmatiche quando il
magma interagisce con acqua di falda; è composto da materiale piroclastico ben
stratificato, consolidato e con granulometria prevalentemente fine. E’ caratterizzato da un
cratere ampio, tipicamente tra 0,1 e 3km, fianchi interni ed esterni debolmente inclinati
(<10÷12°), giacitura quaquaversale. Il rapporto tra diametro e altezza è compreso tra 10 e
50. Il materiale piroclastico che lo costituisce è composto da juvenili (>90%) e da rocce
preesistenti frantumate dall’esplosione (litici); la messa in posto avviene per surge e in
misura minore flusso piroclastico e caduta.
BLOCCO: frammento piroclastico con dimensioni superiori a 64mm di materiale litico
emesso allo stato solido e derivante dall’edificio vulcanico o dal basamento, generalmente
è spigoloso. In alcuni casi può essere costituito da materiale juvenile (distruzione di duomi,
fratturazione di bombe). Un deposito consolidato costituito prevalentemente da blocchi e
bombe è chiamato breccia piroclastica.
BOMBA: frammento piroclastico con dimensioni superiori a 64mm di materiale juvenile
emesso allo stato fluido o semifluido che solidifica durante il tragitto in aria o appena
ricaduto a terra. Si riconoscono diverse tipologie di bombe principalmente in funzione
della tipologia di raffreddamento. BOMBA
A CROSTA DI PANE
(bread crust bomb):
caratterizzata da una superficie screpolata e fessurata per aumento di volume in seguito
212
all’espansione dei gas nel nucleo ancora fuso. BOMBA AFFUSOLATA (spindle shaped bomb):
formata da lava fluida che assume una forma fusiforme (aerodinamica) durante il lancio.
BOMBA A FOCACCIA (cowdung bomb): bomba che cade al suolo ancora calda e almeno in
parte plastica assumendo forme schiacciate. BOMBA
ARMATA:
bomba che ha un nucleo
costituito da un frammento litico (cored bomb) o che è formata da frammenti e cenere
umida (bomba composita, armoured bomb). Un deposito consolidato costituito
prevalentemente da blocchi e bombe è chiamato breccia piroclastica.
CALDERA: ampia depressione di origine vulcanica, a contorno subcircolare o ellittico, di
diametro generalmente superiore al km. È caratterizzata da pareti subverticali e risulta dal
collasso di una parte più o meno cospicua del tetto di una camera magmatica superficiale
che si è svuotata in seguito ad una grossa eruzione.
CENERE: frammenti piroclastici di dimensioni minori di 2mm. Si distinguono in cenere
grossolana (64μm÷2mm) e cenere fine (<64μm). Quando consolidati formano tufo o tufo
cineritico.
COLATA: termine generico che indica la modalità di messa in posto per flusso: colata di
lava, colata piroclastica (v. flusso piroclastico), colata di fango (v. deposito di lahar), etc.
CONDOTTO
VULCANICO:
struttura attraverso la quale il magma risale alla superficie, può
essere di forma sia cilindrica che fissurale.
CRATERE: termine generico indicante la depressione ad andamento subcircolare, posta al di
sopra del condotto e attraverso la quale è stato emesso il materiale vulcanico.
DEPOSITO
DI CADUTA:
deposito piroclastico generato dalla ricaduta dei prodotti eiettati
nell’atmosfera dalle eruzioni esplosive. Il trasporto avviene o in seguito alla sola energia
cinetica dei frammenti lanciati dal centro di emissione (frammenti balistici) o, per i clasti
più fini, ad opera del sollevamento dei gas caldi che formano la colonna eruttiva e
dell’azione dei venti. In genere i depositi di caduta mantellano la topografia, il loro
spessore e la granulometria decrescono con la distanza dal centro di emissione. Questo tipo
213
di depositi è composto da uno o più strati ed è caratterizzato da buona classazione, struttura
massiva o gradata, base non erosiva, presenza di strutture da impatto ed equivalenza
idraulica tra pomici e litici. La distribuzione areale dei depositi di caduta è influenzata
dalla direzione e dalla forza del vento al momento dell’eruzione; inoltre la topografia può
determinare un certo controllo sulla distribuzione dei prodotti, quando questi ricadono su
superfici molto inclinate e subito dopo rotolano verso valle.
DEPOSITO
DI FLUSSO PIROCLASTICO:
deposito piroclastico dovuto alla messa in posto, in
massa, di un flusso gravitativo ad alta concentrazione, costituito da un miscuglio di
particelle di varie dimensioni (juvenili e non), di gas ed eventualmente di aria intrappolata
dall’ambiente circostante. Il regime del moto è di tipo laminare e solo localmente
turbolento; la grande mobilità è dovuta alla fluidizzazione esercitata dai gas che tendono a
fuoriuscire dal mezzo e che costituiscono un supporto fluidodinamico per le particelle. In
genere i depositi di flusso piroclastico subiscono un forte controllo topografico
accumulandosi nelle depressioni vallive. Il deposito è quasi completamente massivo, anche
se è possibile riconoscere dei livelli con maggiore concentrazione di litici o pomici
rispettivamente a gradazione normale o inversa, la cernita granulometrica è scarsa o
assente, la base del deposito può essere erosiva e si può avere un certo grado di saldatura.
Sono frequenti le strutture di degassazione. È sinonimo di deposito di colata piroclastica.
Vedi anche ignimbrite.
DEPOSITO
DI LAHAR:
con il termine lahar si definisce un flusso di detrito e il relativo
deposito che si origina sui fianchi di un vulcano per imbibizione d’acqua di un materiale
vulcanoclastico poco coerente. I depositi di lahar presentano una variazione laterale di
facies cha va da quella tipica dei depositi da debris flow a quella dei flussi iperconcentrati.
I lahar si possono originare sia in seguito a eruzioni, per esempio a causa del calore che
scioglie la neve, sia indipendentemente da queste, per esempio a causa di forti piogge. Il
deposito di lahar è caratterizzato da una distribuzione fortemente controllata dalla
topografia, classazione scarsa ed eterogeneità della composizione dei clasti. Nelle zone
intermedie e distali il deposito tende a divenire più fine, stratificato e con un maggiore
grado di selezione. Talvolta è indicato come deposito da colata di fango.
214
DEPOSITO
DI SURGE:
deposito piroclastico di flusso dovuto alla messa in posto di una
corrente gravitativa a bassa concentrazione di particelle solide, altamente espansa e
turbolenta. Il flusso è composto da particelle solide sempre subordinate a gas e acqua o
vapore. Il sostegno delle particelle solide è garantito dalla elevata turbolenza che
caratterizza questi flussi. In base all’analisi dei depositi, vengono distinti tre tipi di correnti
piroclastiche a bassa densità: Base surge, ash-cloud surge e ground surge. I base surge si
originano da eruzioni freatomagmatiche; il termine ground surge viene riferito a prodotti di
surge che si trovano alla base di un deposito di flusso piroclastico; l’ash-cloud surge
consiste in una corrente che si forma per la segregazione di ceneri nella parte superiore di
un flusso piroclastico. I depositi dovuti a surge subiscono un controllo topografico limitato
essendo in grado di superare, grazie all’elevata turbolenza, anche zone abbastanza rilevate.
Questi depositi, sempre a granulometria fine, si suddividono in tre facies in funzione della
distanza dal cratere: nella zona prossimale sono presenti una fitta stratificazione parallela o
incrociata e strutture a dune o antidune; in quella intermedia gli strati sono discontinui e
massivi; infine nella zona distale il deposito è a stratificazione parallela con gradazione
inversa. Queste variazioni di facies testimoniano il variare del meccanismo di trasporto con
la diminuzione della densità del flusso dalla zona prossimale verso quella distale.
DEPOSITO PIROCLASTICO: termine generico riferito ai depositi formati dai prodotti emessi
durante le eruzioni esplosive; questi possono essere suddivisi in depositi di caduta e in
depositi di flusso in funzione dei meccanismi di trasporto e sedimentazione.
DICCO: intrusione sub-superficiale di magma con geometria planare, discordante e a
inclinazione da media a verticale. L’orientazione dei dicchi fornisce indicazioni importanti
sull’assetto strutturale di una regione. In rapporto alle strutture di un edificio vulcanico i
dicchi possono essere anulari, conici, radiali, periferici o tangenziali. Possono essere
indicati con il termine filoni quando il loro spessore è ridotto (al massimo qualche metro).
DUOMO: vulcano generalmente monogenico costituito da un accumulo di lava con forma a
bulbo e pareti ripide, che si installa sulla verticale di un condotto senza grande espansione
laterale. Si forma in seguito all’emissione di lave acide e molto viscose con un contenuto di
gas insufficiente a innescare una grande eruzione esplosiva; tipicamente la composizione
215
chimica è riolitico-riodacitica o dacitico-andesitica. Un duomo può essere isolato, può
essere un apparato satellite di un edificio vulcanico maggiore, oppure può essere associato
a parecchi altri duomi fino a formare un campo di duomi. In genere sulla base delle
modalità di crescita si tendono a distinguere due tipologie di duomo. Duomo endogeno:
quando la crescita avviene dall’interno del condotto ed è accompagnata dall’allargamento e
frantumazione della superficie esterna del duomo (CARAPACE), i prodotti più recenti si
trovano nella parte più interna dell’edificio, il duomo può avere la sommità depressa in
seguito al ritiro del magma nel condotto. Duomo esogeno: quando la lava fuoriesce dal
condotto, eventualmente perforando il carapace precedente, ma essendo molto viscosa non
dà luogo a una colata e si accumula nelle vicinanze del punto di emissione, la parte apicale
di un duomo esogeno può presentare una forma depressa che coincide con la zona di
emissione delle lave.
FALESIA: scarpata molto ripida formatasi per intensa azione erosiva del mare sulla costa
rocciosa.
FUMAROLE: emissioni naturali di miscele aeriformi a prevalenza di vapore d’acqua. La
temperatura delle fumarole che emettono vapore secco può raggiungere valori di diverse
centinaia di gradi centgradi. La temperatura delle fumarole a vapore saturo è invece
prossima alla temperatura di ebollizione dell’acqua alla quota dell’emergenza.
IGNEA: roccia magmatica.
ISOPACA: (in inglese, isopach) linea che in una carta unisce i punti di uguale spessore di
una formazione geologica.
JUVENILE: si definiscono con questo termine i componenti di un deposito piroclastico che
sono parte del magma ancora fluido al momento dell’eruzione. Juvenile si contrappone a
litico, termine che indica i clasti che fanno parte di rocce già esistenti prima dell’eruzione.
LAPILLI: frammenti piroclastici di dimensioni comprese tra 2mm e 64mm. Possono essere
di natura juvenile o litica. Quando consolidati formano il tufo a lapilli (lapillistone).
216
LAVA: è il termine utilizzato per indicare il magma, totalmente o parzialmente fuso,
quando questo giunge in superficie in seguito a una eruzione effusiva o moderatamente
esplosiva. Il termine lava è esteso anche alle rocce derivate dalla solidificazione del magma
eruttato. Nella quasi totalità dei casi la lava è composta da materiale silicatico, anche se è
noto almeno un caso di vulcano attivo che emette lava carbonatica (Oldoinjo Lengai,
Tanzania). La composizione del fuso silicatico è molto variabile e il contenuto in SiO2 è
generalmente compreso nell'intervallo 45÷75% (in peso).
LAVA
AA:
vengono chiamate con il termine hawaiiano aa quelle lave basaltiche che si
presentano con una superficie formata da blocchi di lava con spigoli vivi e con dimensioni
fino a un metro.
LAVA
A BLOCCHI:
con questo termine si indicano le colate con morfologia superficiale
caotica caratterizzata da campi di blocchi da metrici a decametrici. Queste lave vengono
anche definite autobrecciate, la frantumazione avviene a causa dell’elevata viscosità.
LAVE
A CUSCINO:
(pillow lava) lave prodotte da eruzioni basaltiche sottomarine; si
presentano come blocchi rotondeggianti, con dimensioni che variano da pochi centimetri
fino a qualche metro. I pillow sono caratterizzati da una superficie liscia e vetrosa e da
fratture concentriche e radiali; la loro frantumazione origina ialoclastiti.
LAVA PAHOEHOE: con il termine hawaiiano pahoehoe si indicano le colate basaltiche molto
fluide che presentano una superficie liscia, con strutture a corde più o meno regolari.
LITICO: si definiscono con questo termine i componenti di un deposito piroclastico che non
sono parte del magma che era fluido al momento dell’eruzione. I litici si dividono in
congeniti, accessori e accidentali. I litici congeniti sono frammenti di origine magmatica,
non vescicolati, facenti parte del magma che ha generato l’eruzione e solidificati prima
della stessa. I litici accessori sono frammenti di roccia di qualsiasi natura, già esistenti
prima dell'eruzione (rocce del basamento) ed emessi durante l’eruzione stessa. I litici
217
accidentali sono clasti ripresi dal terreno e inglobati in un flusso piroclastico o in un surge
durante lo scorrimento al suolo.
MAGMA: il magma è una sostanza naturale ad alta temperatura, che costituisce un sistema
eterogeneo contenente una prevalente fase liquida, generalmente di composizione
silicatica, una fase solida minerale e una fase gassosa in quantità variabili. Il magma si
forma quando nel mantello terrestre o nella crosta si verificano condizioni di temperatura e
pressione dei fluidi tali da determinare la fusione parziale delle rocce. Quando un magma
raggiunge la superficie terrestre viene chiamato lava. La composizione del fuso silicatico è
molto variabile e il contenuto in SiO2 è generalmente compreso nell'intervallo 45÷75% (in
peso).
NUBE ARDENTE: termine in disuso, lo stesso che deposito di flusso di blocchi e cenere.
OSCILLAZIONI
EUSTATICHE:
variazioni relative di livello tra le masse oceaniche e quelle
continentali.
OSSIDIANA: vetro vulcanico di composizione acida (usualmente riolitica), colore nero o
comunque molto scuro, caratterizzato da fratture concoidi. Talvolta si presenta bandato e
con rare microliti e sferuliti.
PAROSSISMO: complesso dei fenomeni esplosivi coi quali un vulcano entra in attività.
PIROCLASTICO: termine utilizzato in riferimento ai depositi vulcanoclastici la cui
frammentazione deriva da attività vulcanica esplosiva. I depositi piroclastici possono avere
caratteristiche diverse in funzione dei meccanismi di trasporto e sedimentazione (flusso,
surge e caduta).
POMICE: termine adimensionale usato per indicare frammenti juvenili di colore chiaro, con
bassa densità, molto vescicolati e vetrosi con eventuali cristalli. Si tratta di prodotti di
eruzioni esplosive che coinvolgono magma viscoso, acido o intermedio. La densità media
varia con l’inverso della granulometria e i clasti più grandi, quando si depositano
218
sull’acqua, possono essere in grado di galleggiare. In funzione della granulometria si usano
i termini bombe o blocchi pomicei (>64mm), lapilli pomicei (2÷64mm) e cenere (<2mm).
SOLFATARA: termine obsoleto indicante un’area di diffusa alterazione idrotermale, con
attività fumarolica che deposita zolfo.
STRATOVULCANO: con questo termine (sinonimo di vulcano composito) si indicano i
vulcani poligenetici formati da strati di prodotti sovrapposti, che derivano da alternate fasi
di attività effusiva ed esplosiva (colate di lava e depositi piroclastici). Questo tipo di
vulcani è generalmente rappresentato da un cono con diametro dell’ordine di parecchi
chilometri o decine di chilometri, fianchi acclivi ed un cratere sommitale, anche se la
forma può essere estremamente irregolare in seguito a collassi, crescita di edifici laterali,
etc.
STRUTTURE
DI
DEGASSAZIONE:
strutture sub-verticali prodotte dal fenomeno di
degassamento delle colate piroclastiche. Si distinguono le strutture prodotte dalla
fuoriuscita dei gas surriscaldati, che causano il semplice allontanamento selettivo delle
particelle fini, e le tracce di fumarolizzazione fossile, con deposizione di minerali
secondari.
TEPHRA: termine collettivo per tutti i depositi piroclastici a prescindere dal loro
meccanismo di deposizione e dal loro grado di saldatura.
TUFF- RING: vedi anelli di tufo.
TUFO: termine generale usato per indicare una roccia piroclastica saldata composta
prevalentemente da particelle con dimensione della cenere. Il passaggio da depositi
cineritici non consolidati a tufo viene favorito dalla trasformazione dei vetri vulcanici in
minerali di alterazione, quali le zeoliti.
UNITÀ
DI FLUSSO:
un’unità di flusso è costituita da una quantità finita di lava, emessa in
continuazione da un centro eruttivo, che scorre lungo i fianchi di un vulcano mantenendosi
219
fluida per tutto il suo percorso. In sezione verticale un’unità di flusso è costituita da una
porzione di lava massiva, limitata a tetto e a letto da parti scoriacee più o meno sviluppate.
Il concetto di unità di flusso si applica anche ai depositi di flusso piroclastico, quando è
possibile riconoscere, in un deposito derivato da un singolo evento eruttivo, flussi distinti
associati alle diverse fasi dell’eruzione.
VELOCITÀ DI VESCICOLAZIONE: velocità di formazione di cavità vescicolari.
VULCANO: l’insieme delle strutture dovute alla risalita del magma verso la superficie
terrestre e alla sua fuoriuscita o alla fuoriuscita di gas o fluidi ad esso collegati.
Interferenza del magma con la superficie topografica.
VULCANO
A SCUDO:
con questo termine si indicano i vulcani poligenetici costruiti in
seguito a frequenti eruzioni di lava fluida basaltica dai crateri sommitali o dai fianchi
dell’edificio. I vulcani a scudo sono dei coni con fianchi a bassa inclinazione (circa 5°),
spesso con centri eruttivi laterali ed eccentrici e con zone di effusione allungate, note come
rift vulcanici. Sulla base delle dimensioni si distinguono vulcani a scudo di tipo islandese
(diametro basale di qualche km), Galapagos (diametro di poche decine di km) e hawaiano
(diametro di decine o centinaia di km).
VULCANO
MONOGENETICO:
vulcano che si forma nell’ambito di un unico evento eruttivo
principale.
VULCANO
POLIGENETICO:
vulcano che si costruisce gradualmente in seguito a ripetute
eruzioni.
220
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