Effetti di sito e Microzonazione Sismica

Effetti di sito e Microzonazione Sismica

A cura del Dott. Geol. Pietro Riccobono

 

RISPOSTA SISMICA LOCALE

Determinare il valore di rischio che caratterizza un dato territorio o una porzione dello stesso, risulta fondamentale per intraprendere un percorso di analisi e studio che porti alla mitigazione del rischio stesso.

L’equazione generica di riferimento è la seguente:

R = P x V x E

dove P = Pericolosità: la probabilità che un fenomeno di una determinata intensità si verifichi in un certo intervallo di tempo, in una data area.

V = Vulnerabilità: la vulnerabilità di un elemento (persone, edifici, infrastrutture, attività economiche..) è la propensione a subire un danneggiamento in conseguenza delle sollecitazioni indotte da un evento di una certa intensità.

E = Esposizione o valore esposto: è il numero di unità (o valore) di ognuno degli elementi a rischio presenti in una data area, come le vite umane o gli insediamenti.

Il valore del rischio, così come il valore dei fattori presenti nell’equazione, assume un particolare significato in funzione della fenomenologia che è oggetto di studio; la valutazione e il calcolo del valore di R, per una porzione limitata di territorio con oggetto di studio un movimento franoso, sarà diverso dal valore di R calcolato per un evento sismico, poiché cambiano le caratteristiche e le dinamiche dell’evento calamitoso, nonché i metodi di valutazione di P, V ed E. In altre parole, la valutazione del rischio dipende dal tipo di evento e dal contesto in cui avviene.

Attraverso attente valutazioni teoriche e misure sperimentali il mondo scientifico ha scoperto che i parametri del moto sismico (in genere i valori di ampiezza e contenuto in frequenza) sono soggetti a delle significative variazioni nel tratto finale del loro percorso verso la superficie libera o piano campagna.

Le onde meccaniche che si generano in seguito ad un evento sismico, a causa dell’interazione con gli orizzonti stratigrafici e/o terreni sciolti più superficiali, possono subire una notevole alterazione con possibili effetti di amplificazione o attenuazioni delle vibrazioni. Queste variazioni, secondo Ben-Menahem e Singh (1981) e Yuncha e Luzon (2000), assumono valori particolarmente grandi a frequenze prossime alle principali frequenze di vibrazione degli strati di copertura.L’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (I.N.G.V.) ha prodotto un video di divulgazione scientifica in merito, raggiungibile al link: https://www.youtube.com/watch?v=YSQVfqny4Rg.

Al fine di mitigare il rischio sismico, risulta quindi di estrema importanza, la conoscenza degli aspetti geologici, geomorfologici e geotecnici che caratterizzano un dato territorio, poiché il moto sismico che ne deriva è in grado influenzare, anche in maniera determinante, il livello di danneggiamento dei beni antropici presenti. Questo tipo di interazione, nota come risposta sismica locale, ha una distribuzione spaziale legata sia alle caratteristiche geologiche, sia alle geometrie che assume il sottosuolo (figura 1).

Figura 1 – Quadro generale sugli effetti di sito che posso interessare un dato territorio  – Crespellani, T. (1999)

Le differenti casistiche riportate nella precedente figura derivano prevalentemente da osservazioni sul differente grado di danneggiamento che possono subire aree diverse di singoli centri urbani (Gruppo di lavoro MS, 2008).

Il caso più emblematico sull’importanza degli effetti locali è forse rappresentato dal terremoto del Michoacan (magnitudo Mw = 8.1) del 1985 che ha causato danni relativamente limitati nella zona epicentrale, ma che ha provocato molti crolli in alcuni quartieri di Città del Messico, posta a circa 400 km di distanza dall’epicentro (si veda ad esempio Dobry & Vucetic, 1987).

Figura 2 -Schema amplificazione di sito Michoan; a Città del Messico i sedimenti lagunari presenti hanno fatto registrare  accelerazioni molto maggiori di quelle previste da qualsiasi legge di attenuazione d’intensità.

Oggi lo studio del moto sismico che caratterizza un territorio, prende il nome di zonazione sismica, dove in funzione del fattore scala, possiamo distinguere una macro, meso e microzonazione sismica alla quale corrisponde un diverso approccio di studio, man mano che il fattore scala diminuisce.

Quest’ultimo ambito di studio è effettivamente il livello che trova un applicazione locale, più o meno articolata, in funzione del livello di dettaglio che si intende raggiungere in sinergia con le diverse figure tecniche professionali che operano sul territorio.

Il termine zonazione sismica è da intendere come l’insieme dei criteri geologici, geofisici ed ingegneristici atti ad individuare e a delimitare aree a risposta sismica omogenea, ovvero aree aventi analoghi livelli di scuotibilità del terreno, intendendo con tale termine il moto in corrispondenza della cosiddetta formazione rigida di base o bedrock.

In funzione dei diversi contesti e dei diversi obiettivi, gli studi di microzonazione possono essere effettuati a vari livelli di approfondimento, passando dal livello 1 fino al livello 3 ( tabella 1), dove il passaggio da un livello di analisi ad uno superiore avviene man mano che si manifesta la necessità di ulteriori approfondimenti.

Lo studio di microzonazione sismica fornisce una base conoscitiva sulla pericolosità sismica locale delle diverse zone e consente di stabilire gerarchie di pericolosità utili per la programmazione di interventi di riduzione del rischio sismico.

Livello 1

È un livello propedeutico ai veri e propri studi di Microzonazione Sismica , in quanto consiste in una raccolta di dati preesistenti ed elaborati utili per suddividere il territorio in microzone qualitativamente omogenee rispetto alle fenomenologie indicate in figura 1;

Restituisce una Carta delle microzone omogenee in prospettiva sismica.

Livello 2

Introduce l’elemento quantitativo associato alle zone omogenee, utilizzando allo scopo ulteriori e mirate indagini, ove necessarie, e definisce la Carta di microzonazione sismica;
 Livello 3
             

Restituisce una Carta di microzonazione sismica con approfondimenti su tematiche o aree particolari.

Tabella 1 – I livelli di studio della Microzonazione Sismica (Gruppo di lavoro MS, 2008).

Caratteristiche fisiche di uno Tsunami

Caratteristiche fisiche di uno Tsunami

A cura del Dott. Geol. Pietro Riccobono

 

Le onde di Tsunami vengono considerate e studiate come onde gravitazionali di superficie, o meglio come “Shallow Water Wave” con una grande lunghezza d’onda L e piccola ampiezza in mare aperto (Ward, 2002).

Nel classico moto ondoso le onde sono caratterizzate da periodi T che solitamente vanno dai 5 ai 20 secondi, fino ad un al massimo 50, e da lunghezze d’onda dell’ordine del centinaio di metri; le onde di uno tsunami, invece hanno un periodo dell’ordine di qualche ora ed una lunghezza d’onda che può raggiungere anche il valore di alcune centinaia di km. In figura 1 viene riportato uno schema esemplificativo che mette in relazione i suddetti periodi d’onda e la forma teorica che descrivono le orbite delle particelle d’acqua coinvolte nella perturbazione in mare aperto:

Figura 1 –  Periodi e orbite delle particelle d’acqua di un’onda di tsunami (Ward, 2002)

  • I periodi d’onda  < 50 secondi rappresentano le onde “ordinarie”, con orbite circolari che si estinguono progressivamente con la profondità;
  • I periodi d’onda compresi tra i 50 e i 150 secondi sono rappresentativi delle cosiddette “onde di mare morto” o onde lunghe (Swell wave e Forerunners), con orbite quasi circolari nelle zone superficiali che tendono a divenire ellissoidali con la profondità;
  • I periodi intorno ai 1500 secondi sono quelli tipici dell’onda di tsunami, in cui le orbite risultano fortemente ellissoidali e interessano il fondo del mare.

Un altro fattore che contraddistingue gli tsunami dalle normali onde marine generate dal vento è lunghezza d’onda L: infatti per gli tsunami essa è molto maggiore e può superare anche i 200 km. Man mano che la profondità del mare diminuisce, anche la lunghezza d’onda diminuisce e contemporaneamente l’altezza dell’onda di tsunami aumenta. Tale fenomeno e prende il nome di “Shoaling Effect” (figura 2).

Figura 2 – Comportamento ed evoluzione di un’onda di tsunami (Tsunami – Glossary, 2013 – Paris, UNESCO. ioc Technical Series, 85).

Un’ulteriore considerazione va fatta sul parametro “velocità dell’onda di tsunami”.  Come già accennato l’onda di tsunami è considerata come un’onda superficiale poiché il valore del rapporto h/L è molto basso (Ward, 2010), dove h indica la profondità della colonna d’acqua. Dunque la condizione che si verifica è h<<L, ovvero acque che risultano poco profonde se paragonate alla grande lunghezza d’onda L di uno tsunami:

Dove C è la velocità di fase, l’accelerazione di gravità e h la profondità della colonna d’acqua.

Un semplice calcolo impiegando questa formula ci permette di verificare che, per esempio in un oceano caratterizzato da una profondità di 4000 metri (quale può essere l’Oceano Pacifico) un’onda di tsunami si propaga alla velocità di oltre 700 km/h.

Nota:

Va precisato che nello studio del moto ondoso spesso si fa riferimento alla velocità di fase che rappresenta la velocità con cui si propaga ciascuna componente armonica del moto e non alla velocità lineare a noi tutti più familiare. Nel caso delle onde di superficie le singole onde o il gruppo di onde si muovono insieme, alla stessa velocità. In alcuni casi la velocità di fase dipende dalla lunghezza d’onda L della perturbazione. Se questo avviene si dice che il mezzo di propagazione è dispersivo e il rapporto tra pulsazione e numero d’onda non è più costante, ovvero la dipendenza tra questi due parametri non è più espressa tramite una semplice legge lineare.

Si riporta di seguito lo schema di sintesi proposto da Ward (2010) in merito alle velocità di fase:

Figura 3 – Finestra tsunami Vs onde ordinarie – Nel pannello superiore vengono riportate le velocità di fase C (linee continue), velocità di gruppo C0 (linee tratteggiate) e le profondità oceaniche; nel pannello inferiore: lunghezze d’onda L associate ai rispettivi periodi T.

Calcolo per la costruzione di una antenna verticale caricata per qualsiasi frequenza

antenna autocostruita

Calcolo per la costruzione di una antenna verticale caricata per qualsiasi frequenza

Elaborazione tecnica di Gioacchino IW9DQW

Ecco ciò che occorre per conoscere il valore della reattanza “XL” per poi risalire alla induttanza “L” e di conseguenza calcolare il numero delle spire da avvolgere per realizzare una BOBINA di CARICO.
Stabiliamo secondo il nostro progetto, quanto è lungo lo stilo che vogliamo realizzare ed a che distanza dalla base dello stilo desideriamo inserire la bobina. 
(Per comodità esemplificativa stabiliamo che il nostro progetto prevede la realizzazione di un’antenna lunga 200 cm, che monteremo la bobina a partire da 20 cm dalla base dello stilo, e che l’antenna da noi realizzata dovrà risuonare alla frequenza di 18 Mhz).
Calcoliamo adesso il rapporto in percentuale che intercorre tra lo stilo che vogliamo realizzare e la lunghezza del ¼ d’onda della verticale “ideale” sulla frequenza nella quale vogliamo trasmettere.
Calcoliamo inoltre il rapporto in percentuale che intercorre tra la lunghezza dello stilo e la distanza che intercorre tra la base dello stilo e la posizione della bobina di carico che andremo a montare sullo stilo stesso esempio: se la lunghezza dello stilo è 200 cm e la bobina desideriamo posizionarla a 200 cm dalla base il rapporto sarà 10%)
Fase 1
Innanzi tutto è necessario individuare sul GRAFICO 1 la curva corrispondente alla lunghezza di progetto dello stilo che si desidera realizzare, considerando che la lunghezza accorciata dello stilo è espressa in % (percentuale di accorciamento) rispetto alla classica lunghezza calcolata a ¼ d’onda di una verticale (o di un solo
braccio del dipolo). Bisogna individuare la curva ascendente leggendo da sinistra verso destra, e la curva
corrispondente è quella che è in basso al valore numerico in %. Il grafico che segue è tratto da Antenna Handbook.
Grafico Dimensione antenna - Lunghezza bobina
Fase 2
Stabiliamo sull’asse delle x a che punto vogliamo inserire la bobina: questo valore è sempre espresso in % rispetto alla lunghezza raccorciata del progetto. Dall’intersezione di questo punto e della curva selezionata si ricava, sull’asse delle yla reattanza della bobina occorrente. Una piccola considerazione: dal grafico n.1 si evince che la reattanza è indipendente dalla frequenza, ossia ha sempre lo stesso valore. Quello che invece cambia è il valore dell’induttanza, perché questo dipende dalla frequenza.
E’ noto che:
XL = 2π f L (1)
e quindi l’induttanza della bobina (in microHenry) è data da:
L = XL/ 2πf ( con f in MHz ). (2)
A questo punto essendo noto L e con l’aiuto di una seconda formuletta (tra le più attendibili suggerita da Nerio Neri) calcoleremo il numero delle spire.
Formula Calcolo Numero di Spire  (3)
dove:
N è il numero delle spire
D è il diametro ( in centimetri) della bobina
L l’induttanza
k è un parametro che dipende dal rapporto tra la lunghezza della bobina e il diametro
della stessa.
Torniamo all’esempio pratico iniziale per chiarire meglio i concetti.
Progetto. Si vuole realizzare uno stilo lungo 2 metri in tutto per la frequenza di 18 MHz con la bobina posta a 20 cm dello stesso.
La lunghezza d’onda intera sarà 300/18= 16,66 metri.
Calcolando un quarto d’onda si avrà 16,66/4 = 4,16*095 = 3,96 metriIl fattore d’accorciamento risulterà quindi del 50% (3.96 metri del quarto d’onda rapportato alla lunghezza dello stilo che abbiamo stabilito sarà 2 metri) e la posizione della bobina sarà posta dalla base al 10% della lunghezza del progetto (10% della lunghezza dello stilo = 20 cm) ovvero a 20 cm dalla base
Dall’intersezione dei due punti (vedi grafico 1) ricaviamo una reattanza del valore circa 550.
Grafico reattanza
Ora abbiamo tutti i valori per poter calcolare l’induttanza ovvero:
L = X/ 2πf e sostituendo i valori si ha:
L = 550 / 6,28*18 = 4,86 (μH)
Fase 3
Per calcolare il numero delle spire si deve conoscere il diametro del supporto e la lunghezza che si vuole attribuire alla bobina stessa.
Supponiamo di avere un supporto di plastica del diametro di 4 centimetri e la lunghezza della bobina deve essere 6 centimetri.
Mettendo a rapporto la lunghezza e il diametro del supporto si ottiene un valore di 1,5.
Ora consultiamo il grafico n.2
Dall’intersezione della curva con il valore 1,5 troviamo che K corrisponde a 5.
Adesso è possibile calcolare il numero delle spire da avvolgere tramite la (3).
E’ consigliabile però fare un paio di spire in più e poi magari toglierle, piuttosto che il contrario. L’aggiustamento finale richiede comunque qualche prova in quanto le variabili in gioco sono molte (diametro filo, spaziatura delle spire, tolleranze varie). Per avere un valore di K elevato occorre che il rapporto l/D sia più basso possibile.
Ricordiamo che lo spessore del filo inserisce una certa resistenza elettrica, quindi sarebbe opportuno per minimizzare questa resistenza impiegare un conduttore di almeno 3 mm di diametro e aumentare quanto possibile il diametro della bobina stessa. Questo è quanto basta per poter calcolare il valore delle induttanze da posizionare
lungo lo stilo a qualsiasi distanza dalla base e per poter realizzare antenne verticali caricate per le HF.
Ciao e buon divertimento!!!!
‘73 da Gioacchino IW9DQW

Ondazioni eccezionali: i Meteotsunami

Ondazioni eccezionali: i Meteotsunami

A cura del Dott. Geol. Pietro Riccobono

 

Generalmente gli Tsunami sono originati da forti terremoti o grandi frane che si sviluppano in prossimità della linea di costa o in ambiente sottomarino, talora da attività vulcaniche e raramente perfino dall’impatto  meteoriti. In più di un’occasione, tali fenomeni interagiscono tra loro amplificando l’effetto distruttivo degli eventi calamitosi come nello stretto di Messina nel 1908 in Sicilia.

Recenti studi scientifici hanno dimostrato che esistono altre onde anomale, analoghe agli Tsunami, prodotte dall’improvvisa insorgenza di intensi fenomeni atmosferici. Tali fenomeni, non comunemente conosciuti dalla popolazione, sono noti in letteratura con il nome di “Meteotsunami” o “Tsunami-like” e si verificano con una certa frequenza sia negli oceani che nei mari confinati come il Mar Mediterraneo. Risulta particolarmente interessante come secondo S. Monserrat et. al. (2006), l’ampiezza al largo dell’onda di Tsunami risulta paragonabile a quella dei Meteotsunami (figura 1) ed inoltre, in alcuni casi, la pericolosità dei meteotsunami supera quella dei “Teletsunami” (figura 2).

Figura 1 – (a) Oscillazione del livello del mare registrato in occasione dell’evento di tsunami a “Sant Antoni” (Ibiza, Spagna) dopo il terremoto del 21 maggio 2003 in Algeria; e (b) L’evento di Meteotsunami registrato al porto di Ploće (Croazia) il 27 giugno 2003 (S. Monserrat et. al. 2006)

Figura 2 – Oscillazione del livello del mare registrato a Beaufort (North Carolina, USA) nel periodo tra il 23 e il 28 dicembre 2004; “MT” indica l’intensità di un evento di Meteotsunami verificatosi lungo tale costa; “T” indica il segnale arrivato su tale costa dello tsunami associato all’evento sismico di Sumatra 2004 (Rabinovich et al., 2006)

Origine dei Meteotsunami e Pericolosità

Trattasi di un fenomeno fisico “ibrido” tra un’onda di Tsunami e un’onda di tempesta la cui formazione è strettamente legata ad una complessa serie di fattori tra cui, i più importanti sono:

  • Onde gravitazionali atmosferiche (Atmospheric gravity wawes)
  • Repentini cambio di pressione atmosferica (Pressure Jumps)
  • Passaggio di fronti estesi fronti freddi e sistemi convettivi (Frontal passage – Squall line)

Questi repentini sbalzi di pressione spesso riescono a generare delle cosiddette “onde barotropiche” le quali, attraverso complessi meccanismi di risonanza, riescono a trasmettere efficacemente l’energia dall’atmosfera al mare (figura 3). In termini di pericolosità, queste fluttuazioni atmosferiche estreme sono in grado di generare una perturbazione del livello del mare significativa (onde lunghe) solo quando si verificano dei fenomeni di risonanza tra oceano e atmosfera (Atmospheral forcing).

Figura 3 – Schema illustrativo sui meccanismi fisici responsabili della formazione dei Catastrofici eventi di Meteotsunami; In particolare tale schema fa riferimento all’evento verificatosi a “Nagasaki Bay”. Un salto di pressione di 3 hPa (1 hPa = 1 mbar) combinato a diversi fattori di amplificazione ha trasformato un’onda alta circa 3 cm in una alta almeno 5m all’interno della baia. (S. Monserrat et. al. 2006, modificato)

Gli effetti di risonanza più importanti, secondo Rabinovich (1993), completano la descrizione della figura precedente e possono essere riassunti come segue:

  • “Proudman resonance” (Proudman, 1929), quando U = C, dove U = velocità della perturbazione atmosferica lungo una direzione; C = velocità dell’onda oceanica
  • “Greenspan resonance” (Greenspan, 1956), quando le velocità di fase della perturbazione e dell’onda oceanica si equivalgono
  • “Shelf resonance”, quando la perturbazione atmosferica e oceanica hanno periodi “T” e/o lunghezza d’onda “L” risonanti con quelli della piattaforma continentale (S. Monserrat et. al. 2006).

Tuttavia, anche la batimetria dei fondali antistanti le coste e la morfologia costiera ricopre un importante ruolo per lo sviluppo di queste particolari onde: laddove i fondali marini sono caratterizzati dalla presenza di un improvviso salto morfologico ed il litorale è costituito da baie strette e lunghe (alto valore del fattore Q), si ha ulteriore fenomeno di risonanza che  amplifica il potere distruttivo di tali onde. Effetti ancora più dannosi si esplicano quando la direzione di propagazione della perturbazione atmosferica è coincidente con la direzione di allungamento della baia: più le due direzioni sono equivalenti, più forte è il fenomeno.

Quando queste ondazioni eccezionali quando raggiungono l’imbocco di bacini semichiusi come baie, fiordi e strutture portuali, producono delle pericolose oscillazioni del livello del mare all’interno del bacino stesso, note come “Harbour resonance” (Risonanza da porto) che sono in grado di generare ingenti danni . In particolare, il  fattore di amplificazione per le onde lunghe provenienti dal mare aperto e incidenti su una struttura portuale o un bacino interno semi-chiuso può essere approssimata come segue:

Dove f è la frequenza delle onde lunghe incidenti, f0 è la frequenza di risonanza del porto o del bacino chiuso e Q è il fattore che tiene in considerazione lo smorzamento dell’energia del sistema (Miles e Munk, 1961; Raichlen, 1966). Alla risonanza, si verifica la condizione in cui  f = f0, e il fattore di amplificazione raggiunge il valore Q^2  (S. Monserrat et. al. 2006).

In generale le onde di Meteotsunami vengono considerate e studiate come particolari “onde lughe”, dotate di un significativo Periodo di oscillazione dell’onda. Analogamente alle onde di Tsunami, quando si verifica un Meteotsunami, si assiste a un considerevole ritiro del livello del mare da baie o porti prima del loro arrivo violento sulla costa. Da questo si evince come, pur differenziandosi per l’origine con i maremoti più tipici, meritino l’appellativo di Meteotsunami.

I Meteotsunami nel mondo

Numerosi sono gli eventi di Meteotsunami documentati e studiati nel mondo. In genere tali fenomeni sono presenti in letteratura scientifica con il nome locale attribuitogli dalle popolazioni che risiedono in quei luoghi in cui queste particolare ondazioni sono più frequenti (tabella 1).

Luogo Nome Locale
Isole Baleari (Spagna) Rissaga
Malta Milghuba
Baia di Nagasaki (Giappone) Abiki
Mar Baltico Seebär
Mar Giallo (Cina) Meteotsunami
Mar Adriatico (Italia) Meteotsunami
Sicilia (Italia) Marrobbio
Mar Egeo Meteotsunami
Canale della Manica Meteotsunami
Grandi Laghi Americani Meteotsunami
Coste Atlantiche (N/O) Meteotsunami
Coste Argentine Meteotsunami
Coste Nuova Zelanda Meteotsunami

Tabella 1– Meteotsunami nel mondo e nomi locali

Meteotsunami distruttivi recenti

Il luogo dove i meteotsunami sono più noti e studiati è Ciutadella, nell’isola di Minorca, nelle Baleari (Spagna) (Fontserè, 1934; Ramis and Jans`a, 1983; Tintorè et al., 1988; Monserrat et al., 1991a; Gomis et al., 1993; Garcies et al., 1996; Rabinovich and Monserrat, 1996, 1998; Marcos et al., 2004 e altri autori). La configurazione di questo tratto costiero e la baia, riportati in figura 4, rappresentano un laboratorio naturale per tale tipo di fenomeno, poiché sono presenti tutti i tipi di risonanza citati pocanzi. La baia è lunga 1 km e larga 100 m con una profondità di 5 m circa.

Figura 4 – Isole Baleari in Spagna, in evidenza l’imbocco e la baia della Ciutadella (TG) (S. Monserrat et. al. 2006)

Il 15 giugno 2006 a Ciutadella una forte perturbazione atmosferica che si spostò con direzione E-W (la stessa in cui è allungata la baia) diede luogo ad un “Rissaga” molto violento che provocò ingenti danni all’interno della baia, stimati in 10 milioni di euro (S. Monserrat et. al. 2006). Analogamente a quanto visto per gli Tsunami ordinari, l’evento di “Rissaga” venne preceduto da un ritiro delle acque che lasciò il porto praticamente a secco, l’altezza della violenta onda di ritorno fu stimata in almeno 4 m (S. Monserrat et. al. 2006 – figura 5). Eventi analoghi si sono verificati anche nel 1984, nel 1989 e nel 1998.

Figura 5 – Evento di “Rissaga” del 15 giugno 2006 al porto di Ciutadella (a) Ritiro delle acque con diverse imbarcazioni adagiate sul fondodel porto prosciugato. (b) Pochi minuti si assiste all’arrivo della violenta onda di circa 5 m. (c) e (d) imbarcazioni alla deriva (40 unità), parzialmente affondate che danneggiano anche le strutture presenti e coinvolte nell’evento (S. Monserrat et. al. 2006) (https://www.youtube.com/watch?v=I1nL548dp84).

Ad oggi l’ultimo Meteotsunami accertato, di cui si ha notizia, risale al 27 giugno 2011. Esso si verificò tra il canale della manica e l’Inghilterra, in particolare lungo la costa tra Penzance e Portsmouth, circa 200 km di litorale. Dopo un breve ritiro, il mare torna sulla costa, ma non con grande violenza e con altezze non superiori al metro comunque ben osservabile dalla popolazione e dalle autorità locali. Il fenomeno ha causato solo lievi danni alle imbarcazioni ormeggiate e danni marginali alle strutture antropiche presenti lungo tale tratto di costa. Fortunatamente, il fenomeno non si è verificato in associazione a maree di grandi dimensioni diversamente avrebbe potuto provocare conseguenze più gravi.

Meteotsunami recenti in Italia

Nel Mar Adriatico i Meteotsunami si esplicano con una certa “regolarità” e violenza. In particolare sulla costa dalmata, in Croazia in cui il fenomeno è ben noto e studiato (Hodžić, 1979/1980; Orlić, 1980; Vilibić et al., 2004, 2005).

Nel 1978 nella baia di Vela Luka sull’isola di korćula (Croazia – Medio Adriatico) si verificò un evento di ondazione eccezionale con onde alte fino a 6 m che interessarono anche le coste italiane da Giulianova a Bari, sia pure con un’intensità decisamente minore (Hodžić, 1979/1980).

Il Meteotsunami in Crozia causò il severo danneggiamento delle strutture portuali e delle imbarcazioni ormeggiate lungo i pontili, quasi del tutto affondate. Numerose aree in prossimità della costa vennero inondate: complessi residenziali e infrastrutture (figura 6).

Figura 6 –  Foto in località “Vela Luka Bay” (Croazia) del 21 giugno 1978 (S. Monserrat et. al. 2006)

Il 27 giugno 2003 invece tocca a Stari Grad e Mali Ston (figura 7), due cittadine dalmate poste alla fine di una baia allungata in direzione NordOvest-SudEst, con onde che raggiungono i 3 metri di altezza: si segnalano danni a diversi negozi ed infrastrutture sul litorale. Il 22 agosto 2007 analogo fenomeno si registra a Siroka Bay, sull’isola di Ist, con onde di 4 metri e numerosi danni, sopratutto alle imbarcazioni ormeggiate: da segnalare che anche in questo evento il mare dapprima si ritirò, lasciando praticamente asciutto il porto. Il 15 agosto 2008, in piena stagione turistica, a Mali Losinj, con onde alte fino a 2 metri. Infine l’ultimo episodio registrato è del 19 febbraio 2010, ancora a Stari Grad, viene allagato il viale a mare, con alcune auto e container trascinati dalla furia delle acque. Dunque il litorale della Dalmazia sembra particolarmente soggetto a questi fenomeni che, se violenti come nel 1978, possono coinvolgere anche le coste italiane del settore medio e nord Adriatico, sia pure in maniera più contenuta.

Figura 7 – Rappresentazione del tratto costiero est Adriatico ed in particolare le baie di “Stari Grad” e “Mali Ston bays” (Vilibić et al., 2004)

Il caso del Marrobbio in Sicilia

Il fenomeno del Meteotsunami in Sicilia prende il nome di “Marrobbio” o “Marrùbbio” (dal dialetto trapanese) e interessa tutto il settore costiero a sud ovest della Sicilia, in particolare nella zona portuale di Mazara del Vallo (Tp). Quest’ultima, associata al fiume Mazzaro, possiede un alto “fattore Q” e dunque si innescano i complessi fattori di risonanza che permettono all’onda di crescere in altezza. Il fronte d’onda cosi generato è in grado di risalire il corso d’acqua verso l’entroterra, tale fenomeno prende il nome di “Effetto Mascaretto” o “Mascaret” (termine inglese – figura 8 e 9). Questo è proprio il caso del litorale su cui è ubicata la cittadina siciliana, sede tra l’altro, di una della più importanti flotte di pescherecci italiane. Questo fenomeno può assumere considerevoli proporzioni (sono stati registrati movimenti di almeno 1,50 m) soprattutto in primavera ed in autunno, mentre diviene più raro in estate.

Ormeggiate sulle sponde del tratto terminale del fiume Mazzaro vi sostano numerose imbarcazioni di piccola e media stazza che al verificarsi improvviso dell’evento in genere, subiscono numerosi danni. Inoltre entrambe le sponde del fiume vengono regolarmente invase dall’acqua provocando non pochi disaggi alla popolazione e più raramente danni alle infrastrutture presenti. L’ultimo evento di Marrobbio documentato si è verificato il 25 giugno 2014. Quest’evento, preceduto dal ritiro del mare per una distanza di diversi metri provocando solo lievi danni.

Figura 8 – Effetto Mascaretto sul fiume Màzaro a Mazzara del Vallo (Tp) (Video – https://www.youtube.com/watch?v=7jSY1yyIPlI)

 

Figura 9 – Imbarcazioni di piccola e media stazza ormeggiate sulle sponde del corso d’acqua, in evidenza un’onda di Marrobbio di piccola intensità ( Video – https://www.youtube.com/watch?v=nZ4mZ0x9saw)

 

 

 

Altre fonti Bibliografiche consultate:

Defant, 1961; Hibiya and Kajiura,1982; Orli´c, 1980; Rabinovich e Monserrat, 1996, 1998, Raichlen, 1966; Mei, 1992

Tsunami: Ambienti Tettonici e Genesi del Fenomeno

Tsunami: Ambienti Tettonici e Genesi del Fenomeno

A cura del Dott. Geol. Pietro Riccobono

Il termine tsunami (津波) ha origine dal giapponese “Tsu” = porto e “Nami” = onda (onda di porto); Questa parola fu coniata e usata per la prima volta nel 1611 in Giappone nella descrizione del terremoto del Sanriku, avvenuto nello stesso anno; non a caso questo nome ha un’origine orientale, dato che questa nazione, cosi come tutti i paesi che si affacciano nell’oceano Pacifico, sono particolarmente soggetti a questo tipo di fenomeno. In prima approssimazione il fenomeno fisico dello tsunami può essere considerato come un’onda, una perturbazione che si propaga nel tempo e nello spazio in mare in seguito ad un input energetico.

È importante porre l’accento sul fatto che quando si parla di tsunami non si fa mai riferimento a una sola onda, ma in realtà ad un treno di onde.

1.1 La Genesi del fenomeno

In linea generale, possiamo identificare come processo genetico un qualsiasi evento naturale o antropico in grado di far mutare in modo rapido e significativo, direttamente o indirettamente, il profilo morfobatimentrico del fondo mare. La variazione improvvisa del profilo, interferisce cosi, con il naturale equilibrio gravitativo presente normalmente tra la superficie degli oceani e la forza di gravità, coinvolgendo dunque l’intera colonna d’acqua. In letteratura scientifica, questo processo prende il nome di “Waterberg Formation” ed è responsabile della propagazione della perturbazione, dal punto sorgente verso le coste.

La genesi del fenomeno è strettamente legata al contesto geodinamico dell’area in esame ed in ordine di frequenza sono:

  • Sismo-tettonica
  • Movimenti in massa
  • Attività vulcaniche
  • Impatto meteorico

 

1.2 Sismo-tettonica

Da diversi anni ormai, gli istituti di ricerca nazionali ed internazionali di molti stati mondiali sono impegnati nel cosiddetto “Monitoraggio sismico”, ovvero nella raccolta ed elaborazione dei record sismici registrati sia al livello globale che locale; Uno degli obbiettivi principali è quello di creare e condividere al livello globale le informazioni acquisite con l’intera comunità scientifica. In genere tale condivisione viene realizzata attraverso la costruzione di database tematici, spesso consultabili online (ex – http://earthquake.usgs.gov/).

Dall’analisi dei dati sulla distribuzione dei terremoti a scala globale, resi disponibili dall’istituto di ricerca americano United States Geological Survey (U.S.G.S.) e riportati in figura 1, si può osservare che, in linea generale, i terremoti non sono distribuiti in misura uniforme sulla superficie terrestre, ma si manifestano quasi esclusivamente in alcune fasce del pianeta. Osservando la distribuzione degli epicentri, si nota che quasi tutti sono localizzati in alcune fasce, strette e allungate, note nella teoria della tettonica a placche come “margini di placca”, ovvero aree lungo le quali vi è un’interazione tra due o più placche tettoniche attigue, vi è inoltre un’attività sismica significativa lungo le fosse oceaniche, le catene montuose recenti, fosse tettoniche continentali (Rift Valley) e dorsali oceaniche.

Distribuzione dei terremoti nel mondo: epicentri e profondità (U.S.G.S.)

Tuttavia non tutti i terremoti sono in grado di generare treni d’onde distruttive; occorre che il terremoto abbia un alto valore di magnitudo, e quindi un’energia molto elevata, che si verifichi in mare o in prossimità della linea di costa (anche nell’entroterra) e che si sviluppi con una profondità focale superficiale, in genere entro i 50 km. Uno schema generale è riportato nella seguente figura:

 Fagliazione in prossimità della line di costa – (Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia – Sez. Roma2)

Dal punto di vista geostrutturale questi meccanismi prendono il nome di “strutture tsunamigeniche” e sono costituite da faglie sismogenetiche o capaci, di notevole estensione, che hanno un rigetto prevalentemente verticale e che interessano il fondo mare; gli tsunami più distruttivi si sviluppano in ambienti caratterizzati principalmente da un regime tettonico di tipo compressivo e/o distensivo; faglie trascorrenti pure, raramente sono in grado di perturbare significativamente il naturale equilibrio gravitativo tra il fondo mare e la superficie dell’acqua, in altre parole, hanno un basso potenziale tsunamigenico.

Secondo i dati riportati dal National Oceanic and Atmospheric Administration – World Data Center (N.O.A.A. – W.D.C.), presenti anche in letteratura scientifica su Mastronuzzi et al. (2013), le aree in cui il fenomeno dello Tsunami ha una maggior incidenza, ovvero dove si concentra la maggior parte degli eventi al livello globale, rientrano nella cosiddetta “Cintura Circumpacifica” con il 63% tra eventi registrati e catalogati, seguono il Mar Mediterraneo con il 21%, l’Oceano Indiano al 6% e l’Oceano Atlantico 5% .

 Panoramica delle coste interessate direttamente o indirettamente da eventi di Tsunami (Catalogo NOAA/WDC)

 

1.2.1 Geodinamica dei margini convergenti quali cause principali d’innesco

La conoscenza degli ambienti geodinamici, sia a scala globale che nel dettaglio, la modellizzazione dei processi che avvengono e come essi interagiscono tra loro, è una componente essenziale sugli studi di Pericolosità legata al fenomeno dello tsunami.

Sulla base dei movimenti relativi delle zolle litosferiche o placche, sono stati riconosciuti tre tipologie di margine, ovvero margini conservativi, divergenti e convergenti, ma in genere, solo quest’ultimo presenta le caratteristiche fisiche idonee per un innesco diretto di fenomeni di tsunami distruttivi.

I margini convergenti, noti anche con il nome di margini attivi, sono caratterizzati da un’interazione di tipo distruttiva, dovuta alla convergenza tra due o più placche litosferiche verso la loro interfaccia a cui si associa un’elevata attività sismica e un’intensa attività vulcanica.

Distribuzione globale delle placche tettoniche e velocità relative di movimento (I.N.G.V. – Web)

I margini convergenti vengono formalmente classificati in “Margini di Subduzione” e “Margini Collisionali” in funzione del tipo di litosfera coinvolta nel processo di subduzione, dove con tale termine si intende il sottoscorrimento di una placca litosferica sotto un’altra placca; di seguito una tabella riassuntiva:

Tipo di margine

Movimento Relativo

Tipo Litosfera

Tipo di Subduzione

Margine di subduzione di tipo Marianne

Convergenza

Oceanica/Oceanica

Oceanica

Margine di subduzione di tipo Ande

Convergenza

Continentale/Oceanica

Oceanica

Margine collisionale di tipo Alpino-Himalayano

Convergenza

Continentale/Continentale

Continentale

Margine collisionale di tipo Taiwan

Convergenza

Oceanica/Continentale

Continentale*

Tabella riassuntiva sui tipi di margine; * margine particolare

La crosta oceanica ha uno spessore medio di circa 7 km ed ha una densità media di circa 3 g/cm3; La crosta continentale, invece è costituita principalmente da rocce a composizione granitoide, ricche in alluminio e silicio, con una densità media di circa 2,7 g/cm3 e uno spessore che può raggiungere e superare i 50 km. Il contrasto di densità insieme ad una significativa velocità di convergenza permette la subduzione delle placche (Tettonica delle placche, Doglioni C.); fa eccezione il margine di placca detto “Taiwan” in cui è la crosta continentale a sottoscorrere su quella oceanica.

Quando la placca litosferica sprofonda nella sottostante astenosfera, si determinano grandi tensioni e deformazioni, soprattutto nella porzione di placca subdotta. Gli eventi sismici in quest’area sono molto frequenti e avvengono a diverse profondità; si registrano terremoti superficiali con ipocentri entro i 70 km, terremoti intermedi con ipocentri entro i 70- 300 km e profondi con ipocentri che vanno da i 300 a oltre i 700 km.  La distribuzione spaziale di questi ipocentri descrivono la geometria del piano subdotto, in letteratura, questi allineamenti sismici sono noti come “Piani di Wadati-Benioff”.

Ipocentri dei terremoti e “Wadati–Benioff zone” in Giappone (Giancarlo Scalera, 2007 – I.N.G.V.)

Un altro fattore importate da tenere in considerazione è l’angolo di subduzione, ovvero l’angolo che una zolla in subduzione forma con la superficie della terra. Esso oltre ad influenzare l’estensione dell’arco vulcanico (con l’aumentare di quest’angolo diminuisce l’ampiezza dell’arco vulcanico, nonché l’intervallo arco-fossa e viceversa , vedi figura sopra sx), influenza anche la distanza della fossa oceanica dalla linea di costa.  Vanno tuttavia ricordati alcuni dei parametri fondamentali che determinano il valore del suddetto angolo, ossia lo stato termico della crosta oceanica in subduzione, la velocità relativa e la velocità assoluta di convergenza tra le placche. In funzione dell’angolo di subduzione si distinguono i margini di subduzione di tipo “Marianne” e i margini di subduzioni di tipo “Andino”.

Nei margini di subduzione ad alto angolo, tipo Marianne, la fossa oceanica si trova molto più al largo ed assume un’elevata profondità, mentre i margini di subduzione di tipo Andino sono caratterizzati da un basso angolo di subduzione e la presenza a poche centinaia di km dalla costa di una fossa oceanica “poco” profonda. La conoscenza sulla distribuzione ed estensione delle fosse oceaniche, nonché la loro profondità e distanza dalla linea di costa, è molto rilevante poiché, vi è una relazione di proporzionalità diretta tra l’energia trasportata da uno Tsunami e la batimetria del fondo oceanico.

Il complesso di subduzione sprofondando per effetto della gravità va a giustapporsi alle rocce dell’astenosfera caratterizzate da temperatura notevolmente più alta; tale zolla si riscalda ad una velocità che è funzione della propria conduttività termica. Sulla base di relazioni, definite empiricamente, si osserva che l’aumento di temperatura determina, dopo circa 10 milioni di anni, un comportamento della zolla diverso da quello di un corpo fragile. Studi sull’arrivo del primo impulso d’onda, ovvero sulla fase “P” dei terremoti indicano una distribuzione sistematica nello spazio dei meccanismi distensivi e compressivi. La presenza di zone di distensione è stata interpretata come una variazione locale degli sforzi dovuto all’aumento di temperatura e alla variazione verso il basso (Trazione) della porzione subdotta (Isacks et al., 1968).

Il complesso di subduzione e regimi degli sforzi da Isacks et al. (1968)

Nei margini di subduzione di tipo Ande la placca che sovrasta il sistema è di tipo continentale e la placca che subduce e invece costituita da crosta oceanica. In linea generale, le considerazioni effettuate in precedenza sul “complesso di subduzione” e sul “sistema arco fossa” restano valide comunque. Il sottoscorrimento, visto il netto contrasto di densità tra le porzioni litosferiche coinvolte nel processo risulta in questo caso, più “agevolato”.  La risalita del materiale roccioso in subduzione, parzialmente fuso dal calore astenosferico, genera sul margine di placca continentale una morfostruttura denominata “arco magmatico”, un’imponente catena montuosa che si dispone parallelamente al margine di placca continentale attivo. Le cordigliere andine e nordamericane sono l’esempio migliore di questo tipo di catene, esse si contraddistinguono dalla formazione, verso la fossa, di prismi embricati di rocce oceaniche, Flysch e mélanges in facies scisti blu (metamorfismo di alta pressione bassa temperatura, derivante da Protoliti a composizione basica/ultrabasica come basalti, peridotiti..ecc; condizioni termobariche: 200-500°C e 0.6 – 1.6 Gpa)  (Ernst, 1971), alimentati anche dal materiale terrigeno proveniente dall’erosione della cordigliera stessa.  Di seguito si riporta uno schema esemplificativo di tale margine e l’identificazione dei “Piani di Wadati- Benioff”.

Ipocentri dei terremoti e “Wadati–Benioff zone” in America del Sud (Giancarlo Scalera, 2007 – I.N.G.V.)

In conclusione, i processi geodinamici e gli ambienti fin qui descritti, secondo Press e Siever (2001), presentano tutte le caratteristiche ideali per la formazione di eventi di Tsunami distruttivi; Un’ulteriore considerazione, non secondaria, è inerente alla magnitudo degli eventi sismici che frequentemente si verificano in questi ambienti tettonici.

Da un consulto dei database di istituti nazionali ed internazionali di ricerca sulla distribuzione globale dei terremoti in un arco temporale che va dal 1900 al dicembre 2012 in cui sono riportati anche i valori di magnitudo momento (Mw, stimati o registrati), si mette in evidenza che i terremoti con i più alti valori di Mw sono avvenuti nelle aree di subduzione:

I terremoti più forti mai “registrati” sulla terra, estratti da U.S.G.S. – Earthquake Hazards Program – Largest Earthquakes in the World Since 1900 Top Mw

La quasi totalità degli eventi riportati nella precedente tabella ha generato tsunami molto violenti, ad alto contenuto energetico, che si sono abbattuti sulle coste limitrofe provocando numerose vittime e danni per milioni di dollari, inoltre, in seguito alla propagazione del fenomeno in aperto oceano, sono stati registrati vittime e ingenti danni anche a migliaia di chilometri di distanza dal punto sorgente (Teletsunami).

Le Istituzioni e i giovani nel “Saper comunicare l’emergenza”

Medaglia

Le Istituzioni e i giovani nel “Saper comunicare l’emergenza”

 

L’Associazione di Volontariato e Protezione Civile Radioamatori Uniti del Mediterraneo (IQ9UM) in collaborazione con il Centro Servizi del Volontariato di Palermo (Ce.S.Vo.P.) e la partecipazione dell’Università degli Studi di Palermo, attraverso la Facoltà di Ingegneria (referente il prof. Liguori), Facoltà di Scienze della Formazione (referente la prof.ssa Lendinara) e la Facoltà di Scienze Matematiche Fisiche e Naturali (referente il prof. Abate), ha organizzato il 14 Giugno 2011, il primo Convegno Nazionale sul «Saper comunicare l’emergenza», svoltosi presso l’Aula del Consiglio della Facoltà di Ingegneria in Viale delle Scienze (edificio 7).

Gestire bene la comunicazione nei momenti critici è fondamentale. Non solo nelle fasi di intervento per le grandi catastrofi, ma anche nelle situazioni di bisogno che caratterizzano la vita quotidiana.

Infatti ogni giorno arrivano centinaia di telefonate alle sale operative degli enti istituzionali preposti alla salvaguardia dei cittadini.

Spesso la concitazione e la rapidità della richiesta d’aiuto rendono la comunicazione incompleta e priva dei dati salienti. Ciò mette a dura prova la valutazione degli operatori e non rende possibile l’ottimizzazione di uomini e mezzi di soccorso.

A questi aspetti della problematica, legata alla comunicazione dei dati salienti di una emergenza, si deve valutare anche una connotazione sociale. Nonostante la grande quantità di connessioni a disposizione (telefonino, internet..), frequentemente i giovani assumono un atteggiamento di indifferenza; sembra infatti che in molte circostanze si tenda a non voler “vedere” le situazioni in cui sono necessari un pronto soccorso o un intervento delle autorità.

Alla luce di queste considerazioni, l’Associazione Radioamatori Uniti del Mediterraneo ha proposto questo incontro avvalendosi anche della collaborazione dell’Ateneo palermitano per un coinvolgimento attivo degli studenti universitari.

L’intento è quello di creare un anello di collegamento tra le Istituzioni e i giovani, evidenziando l’alto valore sociale del saper comunicare un’emergenza e l’importanza di una corretta richiesta di intervento/soccorso. Per questo, ogni singolo relatore ha puntato ad illustrare ai destinatari le tematiche riguardanti le fondamentali “regole della comunicazione in emergenza”, la complessità per le strutture operative delle Istituzioni nel vagliare le migliaia di richieste telefoniche, l’importanza della creazione di una rete di fattiva collaborazione e vicendevole fiducia tra le componenti della società civile.

Le istituzioni che operano ogni giorno sul territorio siciliano hanno tutte partecipato attivamente e con  entusiasmo all’iniziativa, affrontando durante il convegno le tematiche e gli argomenti con i quali convivono  ogni giorno durante lo svolgimento del loro lavoro, sia sulla terraferma, che in alto mare, come ci hanno ricordato gli uomini della Capitaneria di Porto di Palermo con  “Liberi”, un  video-salvataggio di un barcone diretto a Lampedusa, presentato in anteprima per l’Italia e molto apprezzato in sala.

Gli interventi susseguitisi a ritmo sostenuto, hanno messo in luce i nuovi aspetti e le metodologie comunicative (ma non solo),  adoperate  dai vari enti istituzionali, per far fronte ai numerosi interventi che si susseguono sia sul campo che all’interno delle stesse Sale Operative (Centro strategico – decisionale), come enfatizzato dal Corpo Forestale della Regione Sicilia quando, con “Le comunicazioni d’emergenza del Corpo Forestale della Regione Sicilia”,  pone la luce del riflettore sulla natura degli incendi e i tempi d’intervento, nonchè sulla cooperazione e l’impiego ottimizzato delle risorse da utilizzare.

Ai lavori hanno contribuito  gli uomini della Sala Operativa del S.U.E.S.S. 118 con “Gestione della comunicazione nella Centrale Operativa del 118”  e il Comando Provinciale dei Vigili del Fuoco di Palermo con “Interventi di Sala Operativa in caso di incidenti coinvolgenti sostanze pericolose”, che hanno  illustrato le tecniche d’intervento sia sul campo delle telecomunicazioni, che sul campo della gestione dei singoli  eventi. Sono intervenuti, inoltre, per quanto riguarda la protezione civile, il Dipartimento Regionale di Protezione Civile, (Servizio Sismico) che ha  affrontato le tematiche della “gestione dell’emergenza”, mettendo in relazione i tempi d’intervento con il “danno“  provocato da un evento calamitoso per la diverse tipologie di rischio (Sismico, vulcanico…)  e la rappresentante del Dipartimento di Protezione civile (nazionale) con sede a Roma giunta a Palermo per l’evento. Oltre alle figure istituzionali, a cui è stato fatto cenno, hanno partecipato gli studenti dell’Ateneo di Palermo, attraverso la realizzazione di due laboratori in linea con le tematiche affrontate nel convegno.

In particolar modo il  gruppo di studenti di Scienze Geologiche per la protezione civile  con “Criticità del sistema GSM a supporto della rete dei sistemi di allertamento della popolazione di Giampilieri (Me)”  ha posto la sua attenzione sul  fenomeno franoso del “Debris Flow”, che ha interessato il territorio del messinese nell’ ottobre del 2009, ponendo in relazione la Vulnerabilità del territorio (dovuta all’elevata franosità) con il sistema di allertamento della popolazione, attualmente in uso per un’ampia area della fascia ionica siciliana, con un’analisi del sistema GSM locale (Global System for Mobile Communications) e l’eventuale supporto alternativo in caso di malfunzionamento dello stesso, al fine di evitare, o quantomeno ridurre, il valore Esposto della popolazione al verificarsi di nuove catastrofi naturali.

Il gruppo di studenti di Scienze della Comunicazione con il laboratorio “Comunicando l’emergenza” ha esposto gli aspetti tecnici della comunicazione, tutte le attività svolte nell’analizzare i comportamenti pre-allarme ed il valore della prevenzione, attraverso l’acquisizione da parte della cittadinanza di messaggi chiari, precisi e coerenti in caso di emergenza.

Inoltre ha partecipato al convegno il Fotoreporter ed Editor Dino Sturiale, con “Comunicare oltre la paura e l’indifferenza: da Giampilieri all’impegno nel sociale”, il quale ha mostrato l’aspetto socio-culturale legato ai disastri naturali attraverso le fotografie realizzate sul luogo a pochissime ore dall’evento; fotografie particolarmente ricche di significato che “parlavano da sole”.

L’evento si è svolto sotto l’Alto Patronato della Presidenza della Repubblica.

L’intera attività ha ricevuto la Medaglia Premio di Rappresentanza del Presidente della Repubblica.

 

 

Pietro Riccobono

IT9BVE

Dott. in Geologia per la Protezione Civile.

Antenna Verticale RX-TX 70/80 e 144/146 Mhz di Enzo IT9UMH

PROGETTO ANTENNA VERTICALE VHF 70‐80 Mhz / 144‐146 Mhz

Elaborazione di Enzo Bisconti IT9UMH

Se ti capita di essere a casa magari bloccato dal maltempo, e dialoghi con un collega radioamatore via telefono o radio o Skype, inevitabilmente arrivi ad affrontare l’argomento dell’autocostruzione di apparecchiature ed accessori.
Io che mi onoro di essere un estimatore del self made dell’amico e collega Gioacchino IW9DQW, quando abbiamo modo di sentirci, ascolto con religioso silenzio l’enorme patrimonio di cultura che proviene dalla sua ormai ultradecennale esperienza nel settore del radiantistico autocostruito. Tenuto conto che ormai gli apparecchi radio costano relativamente poco, rispetto ai costi che si dovrebbero assumere per auto costruire un ricetrasmettitore di pari capacità e caratteristiche, abbiamo rivolto la nostra attenzione sulle antenne e accordatori, ritrovandoci a condividere alcuni concetti sull’autocostruzione che si possono riassumere in pochissimi principi base:
• sperimentazione
• rispetto delle leggi che regolano la fisica e l’elettronica (la sicurezza
innanzi tutto)
• economia nelle spese
• riciclaggio del materiale che è inutilizzato (e conseguente risparmio)
• divertimento e soddisfazione per il risultato ottenuto sempre e
comunque perfettibile.
Ed ecco che, avuto termine la conversazione con l’amico Gioacchino IW9DQW, il mio tarlo (clone di tutti quelli che si annidano ognuno in ogni radioamatore), ancora ebro delle nozioni e delle considerazioni tecniche ascoltate ed espresse, si mette in moto ponendosi subito una domanda: “Vuoi vedere che se cerco qualcosa da trasformare in un’antenna, rendo meno grigia questa giornata dove il maltempo mi ha reso ostaggio in casa ?

Bene, la mia necessità attuale è quella di creare un’antenna verticale che copra la 70‐80 Mhz ossia la gamma dei 4 metri, antenna che mi manca per eseguire piccole sperimentazioni in questa nuova finestra di frequenza recentemente assegnata ai radioamatori. Per realizzare un’antenna che sia almeno ¼ di lambda, basta quindi uno stilo lungo 1 metro, e facendo così non c’è nemmeno bisogno di realizzare una bobina di carico alla base della stessa antenna. Sicuro che il surplus vive attorno a noi e che, da bravi radioamatori, quando facciamo acquisti non compriamo MAI ciò che ci serve ma molto molto di più, mi do subito alla ricerca del materiale occorrente che nel
tempo da qualche parte in casa, sicuramente ho conservato nei vari cassetti e scaffali. Materiale:
• Filo elettrico sezione 4 mmq lunghezza cm. 110
• Filo elettrico sezione 1,5 mmq giallo/verde cm. 15
• Canalina a tubo di plastica rigida uso elettricista forma cilindrica
diam. 17mm lungo cm. 110
• Scatola stagna impianti elettrici esterni 10x10x5
• Connettore SO239 con viti
• Staffa per il montaggio delle antenne TV con dadi a farfalla
• Tappino di gomma
Strumenti:
• Trapano elettrico
• Saldatore
• Pistola colla a caldo
• Nastro isolante
• Cacciavite a croce
• Tester
Fasi dell’assemblaggio:
Ho praticato un foro in un lato della scatola stagna ed ho montato il connettore SO239 (vedi figura);

Scatola SO239

Ho fatto passare il filo elettrico (che farà da radiatore) dentro la canalina provvedendo a incollare il filo ad uno dei vertici con la colla a caldo per non farlo muovere ed ho chiuso il vertice con il tappino; Ho praticato un foro nel lato antagonista a quello dove è montato il connettore SO239 e ho innestato il tubo dentro la stessa scatola, fissandolo con la colla; Ho collegato il filo elettrico lungo 110 cm (100 come radiatore e 10 come curva per raggiungere il polo caldo) che fuoriesce dall’altro lato della canalina (dopo aver praticato un piccolo varco) al centrale del connettore SO239 saldandolo e avendo cura di isolarlo con del nastro isolante; Ho montato la staffa dell’ancoraggio TV dall’interno della scatola stagna verso l’esterno così da essere solidale con la scatola stessa e sostenere la canalina per evitare oscillazioni indesiderate; ho collegato 15 cm di filo giallo/verde tra la massa dell’SO239 e la staffetta di ancoraggio.

Ho chiuso accuratamente la scatola dopo aver controllato l’assenza di indesiderati contatti a massa. Ho montato l’antenna sulla ringhiera metallica così che la messa a terra sia garantita dal metallo della stessa.

Risultato:
RX a 70/80 Mhz ascolto perfetto con FT‐857D/I e senza eccessivo rumore. Ma la sperimentazione non è finita qui:
Considerando che l’antenna così costruita è ¼ di lambda per i 4 metri, conseguentemente risulta essere ½ lambda sui 2 metri (quindi in VHF da 144 a 145.999). Collego quindi l’apparato al mio ROSmetro (che non deve mancare MAI in una stazione radio) e inizio a trasmettere dapprima con soli 5W e poi con step successivi fino alla massima potenza di 50W. Risultato:
RX a 144/146 Mhz ascolto perfetto e senza rumore di fondo con FT‐8800 TX a 144/146:
• 5W ROS massimo 1:1.1
• 10W ROS massimo 1:1.2
• 25W ROS massimo 1:1.3
• 50 w ROS massimo 1:1.4

antenna autocostruita

A conti fatti, il costo dei materiali impiegati a prodotto finito non supera i 7 (SETTE) euro, con tempi di realizzazione (senza avere fretta) calcolati in 1 ora e mezzo circa. Ovviamente chi non ha voglia di fare fori nella cassetta stagna con il trapano, può trovare comodo usare le cassette stagne preforate e gli adattatori di plastica per l’aggancio dello stilo; anche questa è una soluzione ottimale. Adesso provate a trascorrere un pomeriggio uggioso divertendovi con soli 7 euro, creando qualcosa che poi con estremo orgoglio resterà di utilità per le future sperimentazioni radioamatoriali.
Un saluto
Enzo Bisconti IT9UMH

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