Esplosioni nucleari - Seismoatschool.ethz.ch

LaM Fisica 2010/2011 Aron Erbetta, 4F 

Esplosioni nucleari: 

interrelazioni con il suolo e 

sviluppi in sismologia 

Prof. Stefano Sposetti Liceo Cantonale Bellinzona


Sommario 

1. Introduzione 1 

2. Onde 2 

2.1 Onde trasversali 2 

2.2 Onde longitudinali 3 

2.3 Caratteristiche di un onda 4 

2.3.1 Lunghezza d'onda e periodo 4 

2.3.2 Velocità di un'onda in moto 7 

2.3.3 Velocità di un'onda su una corda tesa 10 

2.4 Energia e potenza di un'onda in moto 12 

2.4.1 Energia cinetica 12 

2.4.2 Energia potenziale elastica 13 

2.4.3 Trasporto di energia 14 

2.4.4 Potenza trasferita 15 

2.5 Riflessione 18 

2.6 Rifrazione 20 

3. I terremoti 22 

3.1 Cosa causa i terremoti 23 

3.2 Tettonica delle placche 23 

3.2.1 Margini divergenti 24 

3.2.2 Margini convergenti 24 

3.2.3 Margini conservativi 25 

3.3 Le faglie 26 

3.3.1 Faglie dirette o normali 27 

3.3.2 Faglie indirette 27 

3.3.3 Faglie trascorrenti 28 

3.4 Onde sismiche 29 

3.4.1 Onde di corpo (o di volume) 29 

3.4.1.1 Onde longitudinali o di compressione (onde P) 29 

3.4.1.2 Onde trasversali o di taglio (onde S) 30 

3.4.2 Onde superficiali 31 

3.4.2.1 Onde di Love (onde L) 32


3.4.2.2 Onde di Rayleigh (onde R) 32 

3.5 Scale utilizzate per la misurazione dei terremoti 34 

3.5.1 Scala Richter ed energia sismica 34 

3.5.2 Scala Mercalli 38 

4. Terremoti Nucleari: relazioni con il suolo e sviluppi in sismologia 41 

4.1 Era Nucleare e Trattati 41 

4.2 Rilevazione dei terremoti e localizzazione dell'epicentro 43 

4.3 Sismi indotti 49 

4.3.1 EGS - Enhanced Geothermal Systems 50 

4.3.2 Esplosioni nucleari sotterranee 51 

4.4 Struttura interna della Terra 54 

4.4.1 Scoperta e caratteristiche del nucleo interno 61 

4.5 Come distinguere i terremoti naturali da quelli nucleari? 63 

5. Conclusione 67 

6. Bibliografia 68


1. Introduzione 

Terremoto. Questa parola ha valenze diverse a dipendenza del luogo geografico. Per esempio in 

alcune parti del mondo, come in Europa centrale, è solo una parola che racchiude un evento 

naturale, mentre in altre, come in estremo oriente (vedasi il Giappone, famoso per i frequenti sismi 

anche di grande potenza) è il vocabolo che rappresenta grande paura e distruzione. 

Ma cosa si cela realmente dietro questo termine? Inizialmente si andrà ad analizzarne 

esclusivamente l'aspetto fisico e matematico (il tema delle “onde in fisica”) per poi descrivere in 

dettaglio le varie caratteristiche (placche, faglie, sistemi di misurazione, ecc.) di questo evento. 

Queste informazioni saranno indispensabili al fine di comprendere appieno il tema che si tenterà di 

sviluppare in questo lavoro: “Esplosioni nucleari: interrelazioni con il suolo e sviluppi in 

sismologia” 

Questo lavoro ha come obiettivo scoprire come la sismologia si è evoluta nel corso degli anni, quali 

siano state le scoperte più significative e come il nostro pianeta è strutturato. 

Per fare ciò verranno utilizzati eventi sismici causati da detonazioni nucleari. 

Molti risultati ottenuti sono stati scoperti diversi anni fa, quando era in voga la tecnologia nucleare e 

i più avanzati paesi del globo sfruttavano i test atomici per scoprire come poter amplificare la 

potenza distruttiva degli ordigni. Tuttavia questi test vennero sfruttati dai sismologi con scopi di 

ricerca. Infatti già a partire dai primi test atomici, si è notato che tali detonazioni causavano dei 

terremoti, con tutte le caratteristiche di quelli naturali, denominati “terremoti nucleari” a causa della 

loro origine atomica. A partire da questa osservazione, nacque una forte richiesta di test atomici da 

parte di scienziati al fine di poter progredire con le ricerche in campo sismologico, dato che per 

poter fare le ricerche era ovviamente necessario che si verificasse un terremoto, cosi da poterne 

analizzare le caratteristiche. Tuttavia il verificarsi di un sisma non era una cosa ordinaria: infatti, in 

primo luogo non si poteva prevedere quando e dove se ne sarebbe verificato uno e dunque non si 

poteva essere perennemente pronti e attrezzati a studiare un sisma, a causa degli elevati costi per le 

ricerche e l'impiego di strumenti particolari, perché si poteva restare in attesa per diversi mesi o 

addirittura anni; secondariamente si necessitava di un luogo desertico ed isolato, cosi da non avere 

interferenze esterne che potrebbero falsare i risultati ottenuti. 

1


2. Onde 1 

I movimenti tellurici sono governati dal moto delle onde. In fisica esistono tre tipi di onde, ma 

verranno prese in considerazione solamente quelle che causano e sono fondamentali nei terremoti: 

le onde meccaniche. 

Come detto, le onde meccaniche stanno alla base dei sismi, e per esistere esse richiedono un mezzo 

materiale in cui muoversi, come ad esempio l'acqua, l'aria e, la parte che interessa a noi, le rocce. 

Ora vedremo i tipi di onde meccaniche che esistono e le loro caratteristiche. 

2.1 Onde trasversali 2 

Le onde trasversali si verificano quando la direzione di propagazione dell'onda è perpendicolare allo 

spostamento degli elementi del mezzo in cui viaggia. 

Per rendere più chiara la situazione prenderemo in esame una corda tesa (Fig. 1). 

Figura 1. Rappresentazione degli spostamenti che avvengono nella corda. 

Per far si che venga trasmesso l'impulso, la corda deve avere un'estremità fissata (per semplicità) e 

una certa tensione; muovendo l'estremità libera su e giù, si ha una deformazione del profilo della 

corda, denominato impulso, che si propaga lungo essa. Questo fenomeno avviene grazie alla 

tensione esistente nella corda; infatti è composta da molteplici elementi vicini tra loro e tra i quali 

esiste una tensione. Muovendo il capo della corda verso l'alto, si ha un spostamento nella stessa 

direzione del primo elemento il quale, grazie alla tensione esistente tra essi, sposta il secondo verso 

l'alto, il quale sposta a sua volta il terzo sempre nel medesimo verso e così via. Quando infine si 

imprime alla corda uno spostamento nel senso inverso, ossia verso il basso, il primo elemento viene 

1. Il seguente capitolo è il risultato della lettura e dell'elaborazione personale delle informazioni contenute nelle seguenti fonti: 

- Halliday D., Resnick R. e Walker J.: Fondamenti di fisica – Onde, 2009, Bologna, Zanichelli Editore, pag. 356-366, 374, 384-388, 

775E-776E 

- James S. Walker, FISICA, Vol. 1, Meccanica, 2007, Bologna, Zanichelli Editore, pag. 223, 366 

- http://it.wikipedia.org/wiki/Riflessione_(fisica) 

- http://it.wikipedia.org/wiki/Rifrazione 


- Halliday D., Resnick R. e Walker J.: Fondamenti di fisica – Onde, 2009, Bologna, Zanichelli Editore, pag. 356-357 

2


“trascinato” in giù il quale, a sua volta, trascina verso il basso il secondo elemento e così via. Se alla 

corda venisse impresso un semplice movimento armonico continuo, si formerebbe un'onda 

sinusoidale che comincerebbe a viaggiare lungo essa ad una certa velocità v e dunque l'onda 

avrebbe una forma sinusoidale in ogni istante, la stessa forma di una curva seno o coseno. 

2.2 Onde longitudinali 3 

Oltre alle onde trasversali, vi sono quelle longitudinali. Queste differiscono da quelle descritte 

precedentemente in quanto lo spostamento degli elementi non è perpendicolare alla direzione di 

propagazione dell'onda, bensì parallelo. 

La situazione verrà resa più chiara prendendo come esempio un tubo pieno d'aria con un'estremità 

chiusa e l'altra fornita di un pistone (Fig. 2). 

Figura 2. Rappresentazione degli spostamenti nel tubo d'aria. 

Il pistone nel tubo viene fatto oscillare da destra verso sinistra. Questo movimento provoca delle 

compressioni e delle rarefazioni dell'aria contenuta nel tubo, ossia vi è una variazione della 

pressione locale. Il movimento verso destra del pistone fa si che gli elementi di aria si spostino 

anche essi verso destra, avvicinandosi l'uno all'altro e aumentando la pressione; il successivo 

spostamento del pistone verso sinistra porta gli elementi a tornare indietro, verso sinistra, creando 

così un calo di pressione. Questa serie di movimenti, anche ripetuta più volte, permette alla 

variazione di pressione dovuta al moto locale dell'aria di propagarsi nel tubo verso destra, sotto 

forma di impulso. Spingendo e tirando il pistone alternativamente con un moto armonico semplice, 

un'onda sinusoidale comincerà a propagarsi lungo il tubo, avente le caratteristiche di una curva seno 

o coseno. 


- Halliday D., Resnick R. e Walker J.: Fondamenti di fisica – Onde, 2009, Bologna, Zanichelli Editore, pag. 357 

3


2.3 Caratteristiche di un onda 4 

Un'onda, per essere tale, necessita di altri fattori oltre alla propagazione dell'impulso e allo 

spostamento delle particelle, caratteristiche che si andranno a spiegare in modo esaustivo nei 

capitoli seguenti servendoci della funzione trigonometrica seno . 

2.3.1 Lunghezza d'onda e periodo 5 

Come visto precedentemente, le onde hanno una forma sinusoidale, quindi le si possono pensare 

come “perturbazioni regolari e periodiche, che si propagano da un punto ad un altro e si ripetono 

nello spazio e nel tempo” 6 . Questa affermazione permette di constatare che l'onda si ripete, e lo fa 

dopo una certa quantità di tempo e dopo aver percorso una certa distanza, ripetendo pure la sua 

forma (Fig. 3). 

Figura 3. Caratteristiche di un onda rappresentata graficamente. 

Viaggiando, l'onda si trasmette attraverso gli elementi, passando dall'uno all'altro, i quali oscillano 

parallelamente all'asse y. Lo spostamento lungo l'asse y dell'elemento nel punto x e al tempo t è 

descritto dalla funzione generale: 

y(x ,t )= y m sin(kx –ωt ) (1) 

valevole per le onde trasversali e della quale spiegheremo ora le varie grandezze utilizzando sempre 

l'esempio della corda. La grandezza ym dell'onda è chiamata ampiezza, ed è il “modulo dello 

spostamento massimo dalla posizione di equilibrio che un elemento della corda raggiunge durante 





6. Citazione tratta dal libro di testo: 

- James. S Walker: FISICA, Vol. 2, Termologia, Onde, Relatività, 2007, Bologna, Zanichelli Editore, pag. O4 

4


la propagazione dell'onda ” 7 . Inoltre, dato che l'ampiezza è un valore assoluto, ne consegue che essa 

è sempre una grandezza positiva pure quando si misura il suo valore in corrispondenza di un 

ventre 8 . La grandezza sin(kx – ωt) è chiamata fattore oscillatorio e la quantità inclusa nelle 

parentesi, kx – ωt, è l'argomento del seno nell'equazione ed è chiamata fase dell'onda; essa varia 

linearmente in funzione del tempo al transitare dell'impulso attraverso un elemento in posizione x; 

ne deriva che pure il valore del seno varia in modo oscillatorio tra +1 e -1. Quando il punto 

dell'onda corrisponde al massimo spostamento verso l'alto, ossia +ym, otteniamo una cresta (il seno 

ha valore +1); al contrario, quando abbiamo il massimo spostamento verso il basso, -ym, otteniamo 

un ventre (il seno vale -1). Nel momento in cui un punto dell'onda è al massimo dello spostamento 

verticale, sia esso verso l'alto o verso il basso, e torna alla medesima altezza, ossia allo stesso valore 

y (questi due punti vengono denominati “punti omologhi”), l'onda comincia a ripetersi e possiamo 

quindi rilevare la distanza che occorre all'impulso per transitare da un punto all'altro. Prendendo in 

considerazione le creste, la distanza che vi è tra esse è la distanza percorsa dall'onda prima di 

ripassare di nuovo per tale punto, ed è denominata lunghezza d'onda λ (“lambda”). 

Ora verrà spiegato il tutto in modo più dettagliato e comprensibile. 

Ponendo nell'equazione (1) t = 0, otteniamo delle istantanee dell'onda in ogni suo punto (x, 0), con 

l'equazione che assume la seguente forma: 

y(x ,0)= ym sin(kx) (2) 

Ora, i punti omologhi presi in considerazione per trovare la lunghezza d'onda verranno definiti 

come x = x1 e x = x1 + λ, i quali posseggono la stessa ordinata y e segue, per l'equazione (2): 

y = y m sin (kx 1 )= y m sin (kx 1 +kλ) (3) 

Sapendo che la funzione seno si ripete dopo che l'argomento è aumentato di 2π rad, l'equazione (3) 

sarà vera solamente se 

oppure 

kλ = 2π 

k = 2π 

λ 

dove k è il numero d'onda angolare dell'onda e ha come unità del SI il radiante al metro (rad/m). 

k è inoltre legato al numero d'onda κ, definito come 1/λ, tramite la relazione: 

7. Citazione tratta da libro di testo: 


8. Vedremo in seguito cosa si intende con “ventre” 

5 

(4)


κ = k 

2π 

Il numero d'onda κ corrisponde al “numero di onde in un'unità di lunghezza lungo la direzione 

dell'onda” 9 , e la sua unità SI è il reciproco del metro (m -1 ). Nello stesso momento in cui avviene 

questo spostamento spaziale, ne è in corso pure uno temporale. Per renderne semplice la 

comprensione, lo spiegheremo in modo analogo a quello utilizzato per la lunghezza d'onda. 

Ponendo x = 0 nell'equazione (1), otterremo la seguente forma dell'equazione: 

y(0 , t)= y m sin (−ωt) 

la quale, tenendo conto della relazione tra funzioni trigonometriche sin(-α) = -sin(α) (dove α è un 

angolo qualunque), può essere scritta come segue: 

y(0 ,t)=− y m sin(ωt) (5) 

Ma come fare per sapere ogni quanto si ripete il moto di un elemento di una corda oscillante (in 

ogni posizione fissata x)? 

Denominiamo T il tempo necessario all'elemento di corda in movimento per passare nuovamente da 

un punto y. Con questa precisazione, possiamo chiamare i punti interessati come segue: t = t1 e t = 

t1 + T, che verranno inseriti nell'equazione (5), ottenendo in questo modo: 

y(0 , t)=− ym sin(ωt 1 )=− y m sin [(ωt 1 +ωT )] (6) 

la quale uguaglianza può dirsi vera solamente se vale l'uguaglianza ωT = 2π, e quindi 

ω= 2π 

T 

chiamata pulsazione o frequenza dell'onda e avente come unità SI il radiante al secondo (rad/s). 

Ora, possiamo constatare che in un'unità di tempo avvengono un certo numero di oscillazioni. 

Il numero di oscillazione è dato dalla frequenza ν (“nu”, lettera greca per indicare la frequenza), 

definita come 1/T ed è legata alla pulsazione ω dalla relazione: 

ν= 1 

T 

= ω 

2π 

Come detto, la frequenza ci fornisce il numero di oscillazioni che un elemento della corda compie 

in un'unità di tempo, ed è misurata in hertz (Hz). 

Abbiamo considerato un'onda che ha come equazione la numero (1) e quindi t = 0 e x = 0. Con 

questa equazione, il grafico dell'onda inizia in x = 0 e y = 0 e ha pendenza massima. Ma questa non 


- Halliday D., Resnick R. e Walker J.: Fondamenti di fisica – Onde, 2009, Bologna, Zanichelli Editore pag. 359 

6 

(7) 

(8)


è la formula generale che si possa ottenere. Infatti, possiamo voler considerare t = 0 quando esso 

non corrisponde affatto all'inizio; per fare ciò, basta aggiungere una costante di fase, o angolo di 

fase, φ (“phi”) all'equazione (1), ottenendo la funzione d'onda: 

y(x ,t )= ym sin(kx – ωt +φ) (9) 

Il valore φ può essere scelto in modo tale che all'istante t = 0 la funzione fornisca, in 

corrispondenza di x = 0, un altro valore desiderato dello spostamento o della pendenza. L'onda 

presenterà sempre gli stessi valori ym, k e ω (“omega”), quello che cambierà sarà che l'onda, per 

qualsiasi valore di φ, sarà sfasata (traslata) rispetto all'onda che ha come equazione la numero (1), 

in cui φ = 0 (come si può vedere dalla Fig. 4). 

2.3.2 Velocità di un'onda in moto 10 

Figura 4. Rappresentazione di due onde con fasi diverse. 

Come abbiamo appreso, l'onda si sposta verso la direzione in cui x aumenta e lo fa variando di una 

quantità Δx in un intervallo di tempo Δt. Ora, il rapporto Δx/Δt (dx/dt nel caso di un limite 

differenziale) è la velocità v dell'onda. 

Per trovarne il valore proseguiremo nel seguente modo. 

Durante la propagazione dell'onda, ciascun punto della forma dell'onda (ossia la sua 

rappresentazione grafica), non varia il valore y del suo spostamento (non sono gli elementi della 

corda a mantenere invariato lo spostamento, bensì i punti sulla forma dell'onda). Dunque, se questo 

punto non varia la sua posizione al transitare dell'onda, la fase dell'equazione (1) deve restare per 

forza costante: 

kx – ωt = costante (10) 

Ci rendiamo conto ora che, se la fase è costante, x e t variano continuamente: “se t aumenta 



7


nell'equazione (10), ne consegue che pure la posizione x aumenta di un certo spostamento 

trasversale” 11 . Ne deriva che l'onda si muove verso le x positive (vedi fig. 5). 

Figura 6. Rappresentazione di un'onda e relativa direzione della velocità. 

Ora calcoleremo la velocità dell'onda e per farlo cominceremo derivando rispetto al tempo t 

l'equazione (10), ottenendo così 

che equivale a: 

k ( dx 

dt ) −ω= 0 

dx ω 

= v = 

dt k 

Utilizzando le equazioni (4) e (7), otteniamo una nuova equazione per la velocità: 

(11) 

ω 

v = = λ = λ ν (12) 

k T 

la quale ci fornisce l'informazione che l'onda percorre una distanza che equivale alla lunghezza 

d'onda, e questo avviene in un periodo di oscillazione. Ora, l'equazione (1) ci dimostra che l'onda 

descritta si muove nel verso in cui x aumenta. Quindi, per trovare l'equazione di un'onda che si 

muove nel verso opposto (verso in cui x diminuisce) bisogna sostituire a t la quantità -t, che 

corrisponde a mantenere la grandezza: 

kxωt = costante 

11. Citazione tratta dal libro: 


8


la quale richiede che x deve diminuire nel tempo. Per questo motivo, l'equazione di un'onda che si 

muove in direzione delle x negative è: 

y(x ,t )= y m sin(kx+ωt) (13) 

Analizzando questa equazione nello stesso modo in cui abbiamo analizzato l'onda dell'equazione 

(1), saremo in grado di trovare la sua velocità, la quale infatti corrisponde a: 

dx ω 

=− 

dt k 

Il segno meno posto di fronte alla quantità ω/k ci dà l'informazione che l'onda si sta effettivamente 

muovendo nel verso in cui x diventa sempre più negativa e ciò rende giustificabile il cambiamento 

di segno nella variabile temporale. (Fig. 6) 

Figura 6. Rappresentazione grafica di un'onda e relativa direzione della velocità. 

Adesso che abbiamo visto i due casi, passeremo ad analizzare quello generale, che è dato 

dall'equazione: 

(14) 

y(x ,t )= h(kx± ωt) (15) 

in cui h rappresenta una funzione qualsiasi, come ad esempio la funzione seno che abbiamo 

considerato fino ad ora. Grazie alle analisi che abbiamo svolto precedentemente, siamo in grado di 

affermare che ogni equazione in cui le variabili x e t sono scritte nella forma kx ± ωt rappresenta 

un'onda in movimento ed ogni onda in movimento deve avere obbligatoriamente la forma 

dell'equazione (15). 

9


2.3.3 Velocità di un'onda su una corda tesa 12 

La velocità di un'onda è correlata alla sua lunghezza d'onda e alla sua frequenza dall'equazione 

(12), come abbiamo appena visto, ma anche le proprietà del mezzo in cui l'onda si propaga sono 

molto importanti. Se un'onda viaggia in un mezzo come ad esempio l'acqua o l'aria, l'acciaio o una 

corda, deve far oscillare le particelle di questo mezzo mentre lo attraversa. Per far si che ciò 

avvenga, il mezzo materiale deve possedere due proprietà: l'inerzia (che permette d'immagazzinare 

energia cinetica 13 ) e l'elasticità (che permette l'immagazzinamento dell'energia potenziale 14 ) che 

determinano, inoltre, la velocità con cui viaggia l'onda attraverso di esso; è quindi possibile 

stabilire la velocità con cui l'onda si propaga in un mezzo sfruttando queste due proprietà. 

Per mostrare il procedimento necessario a calcolare la velocità, utilizzeremo come sempre 

l'esempio della corda tesa e ci serviremo della seconda legge di Newton. 

Invece di analizzare l'intera onda sinusoidale, prendiamo in considerazione solamente un impulso 

simmetrico e scegliamo un sistema di riferimento in cui tale impulso resti stazionario, ossia lo 

“rincorriamo” così che ci appaia fermo (la Fig. 7 raffigura la situazione descritta). 

Figura 7. Rappresentazione del metodo utilizzato per ricavare la velocità dell'onda. 

*Prendiamo in considerazione un piccolo segmento di lunghezza Δl della corda attraverso cui passa 

l'impulso, il quale forma “un arco di circonferenza di raggio R e che sottende un angolo di 2θ” 15 . 

La tensione τ agisce tangenzialmente su questo segmento da entrambe le parti e le componenti 

orizzontali di tali forze si annullano, dato che hanno stessa intensità, stessa direzione ma verso 



13. Verrà spiegato nel capitolo 2.4 cosa sia l'energia cinetica. 

14. Verrà spiegato nel capitolo 2.4 cosa sia l'energia potenziale. 



10


opposto, mentre le componenti verticali si sommano (stessa intensità, stessa direzione e stesso 

verso), formando una nuova forza F radiale, di intensità 

F = 2τsin (θ) ≈ τ (2θ)= τ( Δl 

R ) 

In questa equazione è stata sfruttata l'approssimazione in cui sin(θ) ≈ θ per gli angoli piccoli, e 

evidenziato il fatto che 2θ = Δl/R. 

La massa del segmento, inoltre, è data da: 

(16) 

Δ m = μ Δl (17) 

dove μ indica la massa lineica (rapporto tra massa e lunghezza) della corda. 

Consideriamo l'elemento di corda Δl come se si stesse muovendo su un arco di circonferenza; ne 

consegue che possiede un'accelerazione centripeta direzionata, ovviamente, verso il centro della 

circonferenza, che definiamo 

a = v2 

R 

Queste tre equazioni, (16), (17) e (18), sono gli elementi che stanno alla base della seconda legge di 

Newton che, combinandoli nel modo seguente: 

oppure, algebricamente: 

forniscono la velocità, data dalla formula: 

Questa equazione afferma che: 

massa 

forza= 

accelerazione 

τ Δl 

R 

= μ Δl v2 

R 

v = √ τ 

μ 

“La velocità di un'onda lungo una corda tesa ideale dipende soltanto dalla sua tensione e dalla sua 

massa lineica e non dalla frequenza dell'onda” 16 , la quale dipende solamente dal modo in cui viene 

generata l'onda (per esempio da una persona o da una macchina). 

Per la velocità delle onde longitudinali vale la stessa formula finale, solamente che bisogna 

sostituire a τ (proprietà elastica) e μ (proprietà inerziale) le grandezze B e ρ, ottenendo così 

v = √ B ρ 

(18) 

(19) 

(19.1) 

dove B è, come detto precedentemente, la proprietà elastica e corrisponde alla “capacità di una 



11


sostanza di resistere ad una forza di compressione uniforme” 17 , chiamato modulo di coprimibilità 

mentre ρ è la proprietà inerziale della sostanza e corrisponde alla sua densità. 

2.4 Energia e potenza di un'onda in moto 18 

Quando un'onda viene generata in un mezzo, è fornita una certa energia per far muovere l'impulso 

nel mezzo. Muovendosi in esso, l'onda trasporta la suddetta energia in due modi; sia come energia 

cinetica sia come energia potenziale. Tratteremo separatamente i due casi e utilizzeremo come di 

consueto l'esempio della corda tesa. 

2.4.1 Energia cinetica 19 

La quantità di energia cinetica che un corpo possiede è data dalla formula: 

K = E c = 1 

m v2 

2 

Dove m è la massa dell'elemento considerato e v la sua velocità. 

Questa formula è stata riportata qui sopra al fine di comprendere come le varie grandezze 

influiscano sulla quantità di energia cinetica e per meglio capire la spiegazione riportata qui di 

seguito. 

Consideriamo un elemento di corda di lunghezza dm che oscilla trasversalmente con moto 

armonico semplice mentre viene attraversato dall'onda. Questo elemento possiede un'energia 

cinetica correlata alla sua velocità trasversale u. Quando l'elemento transita per la posizione y = 0, 

esso viaggia a velocità massima, e come ovvia conseguenza pure l'energia cinetica ha valore 

massimo. Contrariamente, quando l'elemento della corda si trova in una delle due estremità 

dell'onda, ossia quando y = ±ym, la sua velocità è nulla così come la sua energia cinetica. 







12 

(20)


2.4.2 Energia potenziale elastica 20 

Qui di seguito riportiamo la formula per calcolare l'energia potenziale elastica di un corpo: 

E p.el = 1 

k dx2 

2 

dove k indica la costante elastica del mezzo (in questo caso della corda) e dx è la variazione di 

lunghezza dell'elemento (quando l'elemento raggiunge dx massimo, la tensione è massima, quando 

dx è minimo invece non subisce tensione). 

Per far si che un'onda sinusoidale venga trasmessa lungo una corda tesa, è necessario che la 

suddetta corda venga tesa ancora di più. Quando un elemento della corda di lunghezza pari a dx 

oscilla trasversalmente, esso varia la sua lunghezza in modo periodico per potersi adattare alla 

forma sinusoidale della corda, ed è a questi cambiamenti che viene associata l'energia potenziale, 

come se si trattasse di una molla. Nel momento in cui l'elemento di corda si trova all'estremo della 

forma dell'onda, ovvero quando y = ym, esso ha una lunghezza dx normale e dunque l'energia 

potenziale immagazzinata è pari a 0. Al contrario, quando si trova in posizione y = 0, l'elemento 

viene teso al massimo, e di conseguenza possiederà un'energia potenziale massima (Fig. 7). 

Figura 7. La figura mostra il cambiamento spaziale associato alla variazione di energia elastica. 

Bisogna però fare una precisazione al fine di evitare equivoci. Tenendo conto delle spiegazioni 

appena fornite, ci si accorge che l'elemento di corda avrà un'energia totale pari a 0 quando si troverà 

all'estremità della corda (y = ym), mentre avrà un'energia totale massima quando sarà in posizione 

y = 0. Tuttavia, questa situazione contravviene alla Legge della conservazione dell'energia, in cui si 



- James S. Walker: FISICA, Vol. 1, Meccanica, 2007, Bologna, Zanichelli Editore, pag. 223 

13 

(21)


afferma: 

“In un sistema in cui operano solo forze conservative, 

l'energia meccanica E si conserva, cioè E = K + U” 21 

Questa legge ci dice che l'energia può essere trasformata da cinetica a potenziale e viceversa, ma la 

loro somma è sempre uguale, ovvero 

K f U f = K i U i 

E f = E i 

Nel nostro esempio, Ki è l'energia cinetica iniziale mentre Ui è formata da due tipi di energia: 

l'energia potenziale elastica (Uel) e l'energia potenziale (U) data dall'equazione: 

U = m g h 

Ki e Uel.i hanno il loro massimo valore, mentre Ui è nulla dato che h, la quale indica la distanza dal 

punto di riposo (y = 0) è 0; Kf e Uel.f hanno invece valore nullo, ne consegue come ovvia deduzione 

che Uf ha il suo valore massimo, che corrisponde alla somma di Ki e Uel.i. Questa precisazione non 

serviva per dare un'ulteriore spiegazione sulle onde in fisica dato che l'energia potenziale non ha un 

ruolo considerevole nelle onde, ma è stata fornita al fine di evitare che si pensi erroneamente che 

l'elemento della corda in y = ym non abbia nessun tipo di energia (Fig 8). 

Figura 9. Istantanea di un'onda in moto con relativa quantità di energia nei punti marcati. 

Si può notare che nel punto (a) vi è solo energia potenziale gravitazionale, mentre nel punto (b) 

questo tipo di energia è nullo. 

2.4.3 Trasporto di energia 22 

Nei paragrafi precedenti, abbiamo constatato che un elemento oscillante di una corda ha energia 

21. Definizione riportata dal libro di testo: 




14


cinetica e energia potenziale elastica massime in y = 0, mentre in y = ym queste due energie 

risultano nulle. Durante la propagazione, quindi, la tensione della corda svolge in continuazione un 

lavoro che permette il trasferimento di energia dai punti che hanno energia a quelli che non ne 

hanno. 

Consideriamo ora un'onda su una corda tesa che si propaga lungo l'asse x descritta dall'equazione 

(1). Questa situazione può essere ottenuta facendo oscillare armonicamente un'estremità della corda 

(generiamo quindi un'onda sinusoidale). Procedendo in questo modo, viene continuamente fornita 

energia per trasmettere il moto alla corda e per tendere la sua struttura, così che gli elementi che la 

compongono, i quali oscillano perpendicolarmente all'asse x, sono dotati di sia energia cinetica sia 

potenziale. In questo modo, quando l'onda passa da un elemento a quello successivo, che in 

precedenza era a riposo, l'energia passa a quest'ultimo. Possiamo affermare quindi che l'energia 

viene trasportata dall'onda lungo la corda. 

2.4.4 Potenza trasferita 23 

Adesso sappiamo che un'onda trasporta energia lungo una corda tesa, ma non sappiamo quanta sia 

questa energia. Passeremo quindi ora a spiegare i passaggi per ottenere l'equazione che ci fornisce il 

trasferimento della potenza. 

Prendiamo in analisi l'energia cinetica dK di un elemento della corda con massa dm: 

dK = 1 

dm u2 

2 

in cui u è la velocità trasversale dell'elemento della corda che oscilla. 

Ora, per ottenere l'espressione di u, è necessario che si derivi l'equazione (1) rispetto al tempo, 

fissando x in modo tale che risulti costante: 

(22) 

u = δy 

δt =−ω y m cos(kx –ωt ) (23) 

dove δy e δt sono rispettivamente la variazione infinitesimale lungo l'asse y e la variazione 

infinitesimale del tempo. 

Utilizzando questa relazione e considerando dm = μdx, possiamo riscrivere l'equazione (22), 

ottenendo l'equazione: 



15


dK = 1 

2 (μ dx)(−ω y m) 2 cos 2 (kx−ω t ) (24) 

Ora, se dividiamo quest'equazione per dt otterremo il rapporto temporale con il quale l'energia 

cinetica di un elemento varia e di conseguenza la velocità con cui tale energia passa all'elemento 

successivo, ossia la velocità con la quale viene trasportata dall'onda, e tale velocità è data dal 

rapporto dx/dt ottenuto a destra della formula precedente. 

Otteniamo quindi l'equazione 

il quale valore medio è: 

dK 

dt 

1 

= 

2 μv ω2 2 2 

ym cos (kx−ωt) (25) 

( dK 1 

dt ) = 

2 μv ω2 2 2 1 

ym cos (kx−ωt)= 

4 μv ω2 2 

ym Nell'equazione appena descritta è stata eseguita la media su un numero intero di lunghezze d'onda e 

sfruttata la proprietà dove “il valore medio del quadrato di una funzione coseno su un numero intero 

di lunghezze d'onda è 1/2” 24 . 

Come l'energia cinetica, pure quella potenziale elastica, trasportata dall'onda, viaggia nella corda 

con la medesima velocità media dell'energia cinetica, descritta anch'essa dall'equazione (26). 

In un sistema oscillante, l'energia cinetica e l'energia potenziale medie sono uguali, e verrà data una 

breve spiegazione per rendere comprensibile questa affermazione. 

Ricorrendo alla legge della Conservazione dell'energia, sappiamo che 

K f U f = K i U i 

E f = E i 

quindi, quando l'energia cinetica K ha valore massimo, l'energia potenziale U è nulla e al trascorrere 

del tempo l'energia cinetica viene convertita in quella potenziale, ottenendo alla fine una situazione 

completamente opposta a quella iniziale; tale variazione avviene in modo continuo, di conseguenza 

quando una sarà 1/4 dell'energia totale, l'altra sarà 3/4, quando la cinetica sarà 7/16, la potenziale 

sarà 9/16, e così via. 

Ora, considereremo i grafici dell'andamento delle due energie per meglio comprendere perché le 

loro medie in un sistema oscillante sono uguali (Fig. 10) 



16 

(26)


Figura 10. Rappresentazione grafica dell'andamento dell'energia cinetica e 

dell'energia potenziale nel tempo. 

I grafici delle due energie sono perfettamente identici, l'unica caratteristica che ne permette la 

distinzione è che sono simmetrici rispetto all'asse delle ascisse. 

La media di una delle energie corrisponde esattamente alla metà del suo valore massimo e se 

facciamo lo stesso procedimento con l'altra energia, vedremo che pure per essa il valore medio 

corrisponde alla metà quindi, dato che i grafici sono simmetrici, la loro metà giace su una stessa 

retta che li divide in due, e tale retta corrisponde al loro valore medio (nel nostro caso la retta del 

valore medio corrisponde all'asse delle ascisse). 

Spiegato questo breve concetto, ritorniamo alla dimostrazione di come trovare la potenza trasferita 

in una corda. 

Ricollegandoci all'equazione (26), la potenza media corrisponde alla rapidità media con cui sia 

l'energia cinetica sia l'energia potenziale sono trasmesse lungo la corda dall'onda, e tale potenza è 

data dalla formula 

ovvero 

P = 2( dK 

dt ) 

P = 1 

2 μ v ω2 2 

ym dove i fattori μ e v dipendono dalla sostanza (materiale di cui è composta) e dalla tensione della 

corda, mentre ω e ym derivano dal fenomeno che provoca l'onda. 

Il fatto che la potenza media dipenda dal quadrato dell'ampiezza ym e pure dal quadrato della 

pulsazione ω è generale, ossia vale per qualsiasi tipo di onda. 

17 

(27) 

(28)


2.5 Riflessione 25 

Ora sappiamo come si comporta un'onda che viaggia attraverso una corda, ma cosa dire quando 

l'onda arriva alla fine di essa? Cercheremo ora di rispondere a questo quesito in modo esausitvo 

(Fig 11). 

Figura 11. Esempio di riflessione di un raggio luminoso 

Consideriamo l'estremità della corda ancorato ad una parete. Successivamente generiamo un 

impulso all'altro capo della corda, il quale si muove in direzione dell'estremo fissato; quando 

l'impulso raggiunge la parete, esercita una forza verso l'alto che tenderebbe a sollevarla: la parete, 

però, esercita a sua volta sul capo della corda fissato una forza uguale ma opposta, che si oppone al 

movimento. 

In poche parole, la parete esercita sull'estremità fissata della corda una forza esattamente opposta a 

quella che avevamo esercitato noi per creare l'impulso. 

Quindi, se l'equazione dell'onda che viene creata da noi è descritta dall'equazione (1) 

y(x ,t )= ym sin(kx−ωt) 

l'onda “creata” dalla parete o, per meglio dire, l'onda riflessa, è data dall'equazione 

y(x ,t )=− ym sin(kx+ω t) 

che ha la stessa lunghezza d'onda, stesso numero d'onda angolare, velocità avente stessa intensità, 

stessa direzione ma verso opposto, come opposti sono pure l'ampiezza e la pulsazione, abbiamo 

quindi un'inversione dell'impulso (Fig. 12). 



- http://it.wikipedia.org/wiki/Riflessione_(fisica) 

18


Figura 12. Situazione di riflessione quando la corda ha un'estremità fissata. 

Ora vedremo il caso in cui consideriamo una corda con l'estremità non fissa ma ad esempio, legata 

ad un anellino che scivola senza attrito lungo un palo verticale. Ricordiamo che la corda ha ancora 

una tensione dato che tira l'anellino, ma è in grado di muoversi verso l'alto e verso il basso. 

Quando l'impulso che diamo all'altro capo di una corda di questo tipo raggiunge l'estremità con 

l'anello, inizialmente lo solleva verso l'alto e poi lo tira verso il basso, ossia l'impulso fornisce lo 

stesso movimento che era stato dato all'inizio per creare l'onda. Quindi, l'estremità con l'anello crea 

un nuovo impulso, perfettamente identico al primo, salvo che per la velocità, la quale ha verso 

opposto (Fig. 13). 

19


Figura 13. Situazione di riflessione quando la corda ha un'estremità flessibile. 

Dunque, a dipendenza di come avviene la riflessione, potremo avere, o non avere, l'inversione 

dell'onda. 

2.6 Rifrazione 26 

Il fenomeno della rifrazione è riscontrato quando un'onda (sia essa un'onda luminosa o sonora) si 

trova a superare la superficie di separazione tra due mezzi con proprietà diverse: l’onda non 

prosegue sul suo cammino in linea retta, ma subisce una deviazione di un angolo che dipende dalla 

sua inclinazione iniziale rispetto alla superficie di incidenza e dalle proprietà dei mezzi in cui l'onda 

si propaga. 

Per determinare come la velocità dell'onda cambi quando entra in un altro materiale, si utilizza la 

legge di Snell, in cui figura l'indice di rifrazione, un parametro, indicato con la lettera n, che indica 


- Halliday D., Resnick R. e Walker J.: Fondamenti di fisica – Onde, 2009, Bologna, Zanichelli Editore, pag. 775E-776E 

- http://it.wikipedia.org/wiki/Rifrazione 

20


il fattore numerico per il quale la velocità di propagazione dell'onda diminuisce, rispetto alla sua 

velocità nel vuoto, quando quest'ultima attraversa un materiale (Fig. 14). 

Figura 14. Rifrazione di un impulso quando attraversa la superficie tra due 

sostanze con proprietà diverse. 

Ora verrà scritta la legge di Snell, con la quale si ottiene di quanto un'onda viene deviata al 

passaggio in un materiale di indice n1 ad un materiale con indice n2 e con angoli di incidenza θ1 e di 

rifrazione θ2: 

sin(θ 1 ) 

sin (θ2) = v1 = 

v 2 

n2 n1 dove v1 e v2 indicano la velocità dell'onda nei mezzi attraversati. 

Con la rifrazione, si conclude la prima parte dell'introduzione, quella relativa alle onde in fisica e si 

passerà ora alla seconda parte, concernente le caratteristiche dei terremoti, in cui verranno spiegate 

le onde sismiche, si vedranno i vari tipi di faglie e le scale utilizzate per valutare potenza e 

distruttività di un terremoto. 

21 

(29)


3. I terremoti 27 

I terremoti sono vibrazioni rapide, violente ed imprevedibili del terreno sotto i nostri piedi. Tali 

vibrazioni non sono dannose di per se; tuttavia esse causano migliaia di morti ogni qualvolta si 

verifica un sisma di medie-grandi dimensioni. Questo alto numero di decessi è causato, purtroppo, 

dall'uomo, che con le sue costruzioni, talvolta non adatte a resistere a queste violenti scosse, 

provoca la maggior parte dei danni a cose e persone (Fig 15). 

Figura 15. Esempio delle conseguenze di un terremoto su una strada (Giappone, luglio 2011). 

Per poter evitare tutti questi decessi, negli ultimi anni gli studi relativi ai sismi si sono intensificati, 

mettendo in evidenza molte informazioni che prima si supponevano soltanto o nemmeno si 

immaginavano. Passeremo quindi ora a spiegare cosa sono i terremoti, dando inizialmente una 

breve spiegazione propedeutica. 

Come già accennato, i terremoti (terrae motus in latino) sono delle rapide e violenti scosse, di 

grande potenza o meno, della crosta terrestre e tali scosse si manifestano in seguito ad uno 


- Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag 14-28, 31-36, 41-42, 52- 

55, 67-79 

- http://it.wikipedia.org/wiki/Tettonica_delle_placche 

- http://it.wikipedia.org/wiki/Faglia 

- http://it.wikipedia.org/wiki/Magnitudo_(geologia) 

- http://it.wikipedia.org/wiki/Scala_sismica 

22


spostamento inaspettato di una grande massa di roccia e terra al di sotto della crosta. Questo 

spostamento è dovuto ai movimenti delle placche tettoniche che, così facendo, si scontrano tra loro, 

immagazzinando energia nei punti di contatto che, raggiunto il livello di rottura, liberano un grande 

quantitativo di energia. Questi punti sono denominati ipocentro e a partire da essi, una serie di onde 

comincia a propagarsi in tutta la terra, perfino al suo interno, le quali causano ciò che noi tutti 

possiamo vedere in superficie; il punto che riceve la quantità maggiore di energia in superficie è 

chiamato epicentro e si trova sulla verticale dell'ipocentro. 

3.1 Cosa causa i terremoti 28 

Ciò che causa i terremoti è la tensione accumulata dai lenti ma continui movimenti delle placche 

tettoniche, dove si accumula dell'energia che, quando si supera il punto in cui la resistenza dei 

materiali coinvolti in tali movimenti non è più in grado di immagazzinarne dell'altra, ne provoca la 

“rottura” che causerà il sisma. Questa “preparazione” concerne i sismi che avvengono lungo i 

confini tra le placche, denominati terremoti interplacca, e la maggior parte dei terremoti che 

avvengono sulla terra sono proprio di questo genere; si è concordi infatti che la Terra è composta da 

dodici placche che si muovono molto lentamente, seguendo un moto determinato dalle correnti di 

convezione 29 che avvengono nel mantello 30 in direzioni diverse. È a causa di queste diverse 

direzioni di spostamento che avviene l'accumulo di energia perché scontrandosi l'una contro l'altra, 

all'inizio si ha una resistenza delle due placche che deforma la roccia e una volta giunto al punto 

critico, le due parti che si toccano compiono un brusco slittamento nella loro direzione di 

spostamento, provocando così una grande liberazione di energia: ha così inizio un terremoto. 

3.2 Tettonica delle placche 31 

Le placche tettoniche sono dodici grandi porzioni di roccia che compongono la crosta terrestre, e si 

distinguono in placche continentali e placche oceaniche. Ad esse sono attribuiti la maggior parte dei 

fenomeni naturali legati alla Terra, come: terremoti, eruzioni vulcaniche, distribuzione geografica 


- Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag 41-42 

29. Sono movimenti che concernono solamente la parte superiore del mantello, l'astenosfera, e sono determinati dalla grande 

differenza di temperatura. 

30. È uno degli strati che compongono il nostro pianeta, solido e ad alta viscosità, spesso all'incirca 2970 km e costituisce l'84% del 

volume della terra 



- http://it.wikipedia.org/wiki/Tettonica_delle_placche 


23


della fauna e della flora e di come certe attività siano legate non all'intero globo, ma solamente ad 

alcune zone. I loro movimenti sono determinati dal nucleo terrestre il quale, essendo estremamente 

caldo, procede continuamente con la fusione delle rocce che scendono nel mantello, le quali 

successivamente risalgono e vanno a formare nuova crosta terrestre. Questo processo avviene con 

un movimento circolare (il moto convettivo visto nel capitolo precedente), ed è per questo che 

alcune placche si avvicinano, mentre altre tendono ad allontanarsi. In questo capitolo andremo a 

vedere i tipi di margini che vi possono esistere tra le varie placche, distinguendoli in divergenti, 

convergenti e conservativi. 

3.2.1 Margini divergenti 32 

Vengono definiti margini divergenti le zone in cui vi è un allontanamento di due placche oceaniche 

che formerà uno spazio tra esse. Tale spazio verrà colmato dalla fuoriuscita di magma proveniente 

dal mantello che andrà a solidificarsi e a unire le due placche. Tuttavia, a causa dei continui 

movimenti delle zolle, questa nuova crosta si tenderà sempre più fino a raggiungere il suo punto di 

rottura, dopo il quale verrà liberata l'energia elastica accumulatasi, generando così un terremoto o in 

questo caso un maremoto, in quanto sono state considerate due placche oceaniche (Fig .16). 

Figura 16. Esempio di margine divergente che vede coinvolte due placche oceaniche. 

3.2.2 Margini convergenti 33 

Sono denominati margini convergenti quelle zone di contatto tra le placche dove il movimento 

procede nella stessa direzione, ma in versi opposti, ovvero le placche si stanno muovendo l'una 

contro l'altra. Questo movimento talvolta ha come conseguenza lo scivolamento di una delle due 





24


placche sotto l'altra, dando alla zona in cui avviene tale fenomeno il nome di zona di subduzione. 

Vanno però distinti i tre tipi di subduzione: il primo consiste nello scivolamento verso il basso della 

placca oceanica rispetto a quella continentale data la sua maggior densità, il secondo vede coinvolte 

due placche oceaniche e, come prima, a scendere sarà quella con la densità maggiore, infine il terzo 

vede coinvolte due placche continentali dove, in questo caso, non avviene il fenomeno della 

subduzione, ma essendo entrambe molo leggere, si scontreranno e tenderanno a deformarsi e a 

proseguire lateralmente o verso l'alto. A causa dello sfregamento delle placche, questo movimento 

ne provoca la disgregazione di roccia sui limiti, poiché il materiale subdotto viene scaldato per 

colpa della vicinanza sempre maggiore con il mantello, si fonde e in forma liquida risale in 

superficie formando vulcani e catene montuose (Fig. 17). 

3.2.3 Margini conservativi 34 

Figura 17. Esempio di margine convergente fra due croste oceaniche. 

Si noti la formazione di una nuova catena vulcanica. 

I margini conservativi, o a scorrimento laterale, sono così chiamati perché il movimento scorrevole 

che avviene tra le placche (se ci poniamo perpendicolarmente ai margini delle zolle, vedremo che 

una procede verso sinistra mentre l'altra verso destra) non causa distruzione di crosta e neppure ne 

forma di nuova. Tuttavia, a causa dell'attrito esistente tra le due placche, esse non possono scivolare 

in modo continuo, ma procedono in modo sconnesso accumulando energia elastica la quale, 

raggiunto il punto di rottura, verrà liberata, dando così origine ad un terremoto (Fig. 18). 


- Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag 28 

25


3.3 Le faglie 35 

Figura 18. Esempio di margine a scorrimento laterale tra delle placche continentali. 

Non tutte le faglie sono causa di terremoti, e quelle che sono in grado di generarli vengono chiamate 

faglie sismogenetiche o attive. Al fine di individuare tali fenditure, si è ricorso allo studio dei luoghi 

in cui sono avvenuti i terremoti più dannosi e potenti dei nostri tempi, e si sono distinte queste 

fratture in faglie sismogenetiche primarie. Queste fratture sono punti in cui vi è contatto tra almeno 

due placche e in cui si riscontra un movimento relativo tra le placche (non si è in grado di dire quale 

placca sia in movimento rispetto all'altra), e la superficie dove avviene tale movimento prende il 

nome di piano di faglia, mentre l'entità 36 dello spostamento delle due fratture è chiamato rigetto. Se 

la faglia è verticale i due lati sono simmetrici, mentre non lo sono se la faglia è inclinata dove, in 

questo caso, la parte sopra la fenditura è denominata tetto, mentre quella inferiore muro ( Fig. 19). 

Figura 19. La faglia più famosa del mondo: la faglia di S.Andreas. 

Ora vederemo nel dettaglio le varie tipologie di faglie che si possono distinguere dal movimento 




36. Con “entità” si intendono i movimenti che compie la faglia, generalmente movimenti verticali e orizzontali, che generano dei 

moti complessi. 

- Tratto da: Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie 

26


relativo del tetto e del muro, partendo con le faglie dirette (o normali), quelle indirette e infine 

quelle trascorrenti. 

3.3.1 Faglie dirette o normali 37 

Le faglie dirette vengono individuate principalmente dal fatto che “il tetto è abbassato rispetto al 

muro” 38 , e sono causate da una distensione della roccia, ovvero il suo volume subisce un aumento a 

causa della dislocazione che subisce, e avvengono generalmente nelle zone della Terra in cui 

prevalgono i fenomeni di distensione della crosta, ad esempio nei margini divergenti descritti 

precedentemente. In questo tipo di faglia prevale essenzialmente uno spostamento verticale (Fig. 

20). 

3.3.2 Faglie indirette 39 

Figura 20. Esempio di faglia diretta in un margine divergente. 

Si individuano le faglie indirette grazie allo spostamento del tetto rispetto al muro, il quale, 

contrariamente a quello che avviene per le faglie normali, è più in alto rispetto a quest'ultimo. 

Questo genere di faglie è inoltre causato da una compressione che provoca una riduzione della 

lunghezza concernente la porzione considerata di roccia e si manifestano prevalentemente in quelle 

zone in cui il fenomeno di compressione della crosta terrestre è più marcato, come nei margini 

convergenti visti nel capitolo precedente. 

Come per il tipo di faglia normale, pure in questo si ha una prevalenza dello spostamento verticale 

(Fig. 21). 


- Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag 15 

38. Tratto da: 

- Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag. 15 


Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag 15 

27


3.3.3 Faglia trascorrente 40 

Figura 21. Esempio di faglia indiretta in un margine convergente. 

Contrariamente ai due tipi di faglia visti sino ad ora, in cui si ha una prevalenza dello spostamento 

verticale rispetto a quello orizzontale, in questo caso abbiamo un movimento orizzontale che 

prevale su quello verticale, e si procede alla distinzione di faglie destre o sinistre, con i quali termini 

si intende che un osservatore sia posto al di sopra del piano di faglia e monitora lo spostamento che 

sta avvenendo (Fig. 22). 

Figura 22. Esempio di faglia trascorrente in un margine conservativo. 


Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag 15-16 

28


3.4 Onde sismiche 41 

Ogni qualvolta che si verifica un rilascio di energia in un determinato punto, che abbiamo chiamato 

ipocentro, una serie di onde prende a viaggiare in tutto il globo, persino al suo interno. Queste onde 

sono chiamate onde sismiche, e si propagano nei corpi elastici. 

In questo capitolo vedremo quali sono queste onde, facendo distinzione tra le onde di corpo (body 

waves) e le onde superficiali (surface waves), dandone una descrizione e procedendo con 

definendone le caratteristiche. 

3.4.1 Onde di corpo (o di volume) 42 

Le onde di volume sono le onde che si propagano a partire dalla sorgente sismica all'interno della 

Terra (l'ipocentro) in tutte le direzioni, sempre all'interno di essa. Si è rilevato che esistono due tipi 

di onde di corpo: le onde P e le onde S, delle quali verrà data ora una descrizione dettagliata. 

3.4.1.1 Onde longitudinali o di compressione (onde P) 43 

Le onde di compressione (dette onde Primarie per il fatto che sono le prime a raggiungere la 

superficie e ad essere rilevate dai sismografi) sono delle perturbazioni longitudinali che viaggiano 

nella roccia e ne variano localmente il volume e, come visto nel capitolo 2.2, sono chiamate “di 

compressione” perché si muovono parallelamente rispetto alla direzione di propagazione (Fig. 23). 

Figura 23. Rappresentazione di un'onda di compressione. 







29


Tali onde sono anche le più veloci; infatti nella crosta terrestre viaggiano ad una velocità che oscilla 

tra 6.2 e 8.2 Km/s. Questa velocità dipende dalla “densità δ delle rocce e dalle costanti elastiche B 

(modulo di compressibilità) e μ (modulo di rigidità 44 )” 45 , messe in relazione dall'equazione 

√ 

( 

V P = 4 

3 )μ+K 

δ 

che, come detto, ci fornisce la velocità dell'onda a dipendenza della densità, del modulo di 

compressibilità e dal modulo di rigidità. Questo genere di onde, inoltre, viaggia sia attraverso la 

roccia sia attraverso i liquidi (come ad esempio magma o acqua). 

3.4.1.2 Onde trasversali o di taglio (onde S) 46 

Queste onde sono prodotte dallo scorrimento di parti del mezzo che subisce la perturbazione quindi, 

al contrario delle onde viste in precedenza, si ha un cambiamento della forma e non del volume e le 

particelle si muovono perpendicolarmente alla direzione di propagazione dell'onda (Fig. 24). 

Figura 24. Rappresentazione di un'onda di taglio. 

Rispetto alle onde P, le onde S sono più lente e viaggiano nella crosta terrestre ad una velocità 

compresa tra i 3.2 e 4.7 Km/s, e la loro velocità è data dall'equazione 

V S = √ μ 

δ 

44. Esprime la resistenza che oppongono i materiali alle forze che tendono a farne variare la forma. 

Tratto da: Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag. 53 

45. Tratto dal libro di testo: 

Tedesco, G.: Introduzione allo studio dei terremoti, 2005, Milano, Alpha Test, Gli spilli, Monografie, pag. 53 



30 

(30) 

(31)


dove, come prima, μ è il modulo di rigidità e δ la densità della roccia in cui viaggi l'impulso. 

Al contrario delle onde longitudinali, quelle trasversali non si propagano nei liquidi, dato che essi 

non hanno rigidità (μ = 0) e non variano la forma a causa di sforzi da taglio, ma assumono quella 

del corpo in cui sono contenute. 

Esaminando le due formule appena descritte, verrebbe naturale concludere che le rocce con densità 

maggiore siano quelle in cui le onde si propagano più lentamente, dato che in entrambe le equazioni 

compare a denominatore la densità δ, tuttavia questa supposizione è errata dato che i parametri B e 

μ crescono ancora più marcatamente della grandezza δ. Prendendo come valore del modulo di 

compressibilità: 

B = 5 

3 μ 

“valore attendibile, con buona approssimazione, per le rocce che costituiscono la litosfera” 47 . Con 

questo valore siamo ora in grado di calcolare il rapporto delle velocità in rocce con le stesse 

caratteristiche (stessa densità, modulo di compressibilità e modulo di rigidità), ottenendo 

V P 

V S 

= √3 ≈ 1.732 

Abbiamo così verificato l'affermazione iniziale in cui VP > VS. 

3.4.2 Onde superficiali 48 

Nel paragrafo precedente, abbiamo visto le onde di volume P e S. Ora analizzeremo l'altro tipo di 

onde, dette superficiali, perché la loro propagazione, al contrario delle onde di corpo, inizia 

dall'epicentro, dove giungono le onde di volume, ed è quindi strettamente legata alla “presenza di 

superfici di discontinuità o di stratificazione, siano esse profonde o superficiali” 49 e queste 

caratteristiche si riscontrano in due tipi di onde: le onde di Love (onde L) e le onde di Rayleigh 

(onde R) che andremo ora a descrivere. 

3.4.2.1 Onde di Love (onde L) 50 

Le onde L prendono il nome dal matematico che ne provò l'esistenza nel 1911, Augustus Edward 









31


Hough Love. Tali onde sono dette onde di taglio come le onde S, ma a differenza di queste, che 

imprimono alle particelle un movimento sia verticale che orizzontale, esse danno solo un 

movimento orizzontale e sono formate dalle interferenze tra le onde P ed S, e in un mezzo in cui la 

velocità di quest'ultima subisce una variazione, ovvero diminuisce (Fig. 25). 

Figura 25. Rappresentazione di un'onda di Love. 

La loro velocità inoltre, è minore di quella delle onde S dato che, come appena detto, sono 

provocate da una diminuzione di velocità delle stesse. 

3.4.2.2 Onde di Rayleigh (onde R) 

Questo genere di onde elastiche, rilevate per la prima volta da Lord Rayleigh nel 1885, si 

propagano, come visto per le onde di Love, solamente lungo la superficie, più precisamente nella 

sua parte libera (priva di oggetti), e non penetrano nella Terra. Le onde di Rayleigh, quando 

sollecitano una particella, le imprimono un moto essenzialmente verticale, e lo fanno dandole un 

impulso “ellittico e retrogrado rispetto alla direzione di propagazione” 51 (Fig. 26). 



32


Figura 26. Rappresentazione di un'onda di Rayleigh. 

Le onde R sono generalmente causate anch'esse da fenomeni di interferenza tra onde P e S, e hanno 

una velocità minore delle onde L. Queste onde sono anche prodotte da altre fonti di energia sismica, 

come ad esempio un potente impatto o un'esplosione. 

Visti i tipi di onde che sono generate, ora vedremo come esse sono relazionate in fatto di velocità di 

propagazione, e perché le onde superficiali sono le più lente e non si propagano all'interno della 

terra. 

Solitamente, le onde superficiali hanno una lunghezza d'onda che cresce con l'aumentare della 

profondità della superficie di discontinuità, ovvero maggiore è la lunghezza d'onda, maggiore sarà 

la penetrazione all'interno della terra. Come visto nel capitolo introduttivo delle onde, la velocità di 

un'onda aumenta con l'aumentare della lunghezza d'onda, e questa affermazione è verificata 

dall'equazione (12): 

v = ω 

= λ 

k T = λ ν , 

Ne segue, come ovvia conseguenza, che le onde lunghe (aventi cioè un'elevata lunghezza d'onda) 

viaggino attraverso la Terra ad una velocità maggiore e riescano a penetrare più in profondità 

rispetto alle onde corte (cioè con una minor lunghezza d'onda). Va inoltre specificato che le onde 

corte (superficiali), con l'aumentare della profondità la loro ampiezza diminuisce, fino a diventare 

nulla, e tale diminuzione è data dalla formula: 

A = 1 

√r 

dove r è la distanza radiale dal epicentro del terremoto. Tale fenomeno è chiamato dispersione e le 

33 

(32)


onde coinvolte in tale processo sono definite dispersive. Per questo motivo le onde P ed S viaggiano 

più velocemente rispetto alle onde L e R, nelle quali a loro volta le onde di Love sono più veloci di 

quelle di Rayleigh. 

3.5 Scale utilizzate per la misurazione dei terremoti 52 

Al verificarsi di un sisma, questo genera conseguenze disastrose che tuttavia sono diventate oggetto 

di studio per meglio comprendere come poter sviluppare le nuove tecnologie per le infrastrutture al 

fine di evitare effetti così devastanti. A tale scopo le ricerche sono avanzate fino a trovare il modo di 

quantificare l'energia rilasciata dal sisma e fornire la corrispondente energia in x-toni 53 . Questi dati 

sono stati riportati in tabelle in cui sono contenuti tutti i valori conosciuti fino ad ora. Descriveremo 

ora la scala della magnitudo (Richter) e la scala dell'intensità (Mercalli). 

3.5.1 Scala Richter ed energia sismica 54 

Con energia sismica si intende l'energia che viene liberata dalla perturbazione elastica che, allo 

scatenarsi di un terremoto, si propaga nel mezzo perturbato, ed è la responsabile dei danni derivanti 

dai terremoti, soprattutto alle infrastrutture. Per avere un valore dell'energia sprigionata 

dall'ipocentro, nel 1935 il fisico californiano Charles F. Richter sviluppò una scala in grado di 

fornire tale valore, dove la suddetta energia rilasciata venne denominata magnitudo (Fig. 27). 

Figura 27. Charles F. Richter (1900-1985), sismologo statunitense che ideò la scala Richter. 




53. Con “x” si intende una grandezza indicata con i termini “kilo-”, “mega-”, “giga-”, ecc. 




34


Tale scala si basa sul principio seguente: “la magnitudo rappresenta una misura assoluta dell'energia 

che si libera all'ipocentro e non dipende, pertanto, né dal tipo di strumento utilizzato per la 

registrazione né dalla collocazione della stazione di rilevazione” 55 . Quindi, la scala Richter è 

fondata sulla misurazione delle ampiezze delle onde sismiche che vengono registrate dai sismografi 

che, come vedremo, sono strettamente connesse all'energia rilasciata da un sisma. Questa scala ha 

visto una prima forma, successivamente chiamata “scala della magnitudo locale”, che però era 

valevole solo per i terremoti californiani ad una distanza massima di 600km dalla stazione di 

misurazione e con l'ipocentro ad una profondità di 16km. L'energia emessa per un terremoto con 

queste caratteristiche era fornita dall'equazione 

M = log A – log A 0 = log A 

A 0 

dove A indica un sismografo standard che registra l'ampiezza massima in millimetri delle 

oscillazioni del suolo e A0 l'ampiezza che avrebbe fatto registrare il terremoto campione 56 . 

Al fine di “rimediare all'errore” fatto nel formulare tale equazione, ne sono state descritte altre, le 

quali sono più precise e generali. La prima scala ad essere sviluppata dopo la Richter è conosciuta 

come “scala della magnitudo delle onde di volume”, la quale sfrutta le onde P, con un periodo 

prossimo ad un secondo, che viaggiano nella Terra e che giungono per prime agli strumenti di 

rilevazione, essendo le più veloci. Tale magnitudo è fornita dalla formula 

(33) 

mb = log( A 

+Q (Δ , h) (34) 

T ) 

in cui A è l'ampiezza massima tracciata dal sismografo in micrometri mentre T è il periodo in 

secondi e Q(Δ, h) è un fattore correttivo che tiene conto della distanza epicentrale Δ in gradi e h è la 

profondità focale in km e il suo valore varia a dipendenza dell'onda considerata. 

Da questa formula ne discende un'altra molto simile, ma la quale è più generale dato che tiene conto 

di altri fattori correttivi riguardanti la stazione di rilevamento (vengono chiamati per questo motivo 

“correzioni di stazione” che variano tra ±0,1 e ±0,4, a dipendenza della stazione considerata) e il 

meccanismo del terremoto (correzione regionale) 

m b = log( A 

T ) + f (Δ ,h)+C s +C r 



56. Con terremoto campione si intende un sisma che, rilevato da un sismografo standard, ovvero ad una distanza pari a 100km 

dall'epicentro, genera un'ampiezza massima delle oscillazione del suolo pari a un micrometro (A0 = 0.001mm). 

Tratto da: 


35 

(35)


dove A, T, Δ e h hanno lo stesso significato fornito precedentemente, mentre Cs e Cr sono 

rispettivamente la correzione di stazione e la correzione regionale e f(Δ, h) è una funzione che “tiene 

conto della propagazione e dell'assorbimento delle onde” 57 . 

Come detto, questa scala ci fornisce la magnitudo generata dalle onde di volume, ma per sapere la 

magnitudo delle onde di superficie bisogna aspettare ancora qualche anno affinché venga sviluppata 

un'altra scala, tutt'ora molto utilizzata: la scala della magnitudo delle onde superficiali. Questa 

nuova scala, come è espressamente detto nel nome, utilizza onde che viaggiano sulla superficie 

terrestre e che giungono alla stazione di rilevamento dopo le onde P. Vengono utilizzate 

essenzialmente onde di Rayleigh le quali hanno un periodo che varia tra 18s e 22s, e la formula per 

ricavarne la magnitudo è 

M S = log( A 

T ) +C 1 ⋅log Δ+c 2 

in cui A è l'ampiezza della componente orizzontale (o verticale) delle onde R in micron, T è il 

periodo del sismografo in secondi, Δ la distanza epicentrale in gradi e C1 e C2 sono delle costanti 58 . 

Nel caso in cui Δ ≥ 20°, le distanze epicentrali sono circa 2200km, e i terremoti siano di profondità 

focale normale (tra 70km e 300km) l'equazione appena vista diventa 

(36) 

M S = log( A 

T ) +1.66⋅log Δ+3.3 (37) 

Queste due scale di misura (mb e MS), più precise e generali della scala Richter originale, non sono 

tuttavia esatte, in quanto esse non danno il vero valore dell'energia sprigionata; per esempio la 

magnitudo delle onde di volume fornisce un valore massimo troppo basso (circa 6,5-6,8) rispetto 

alla realtà, come pure la magnitudo fornita dalla scala delle onde superficiali (8,3 – 8,7). Per ovviare 

a questi errori, sono state sviluppate nuove tecniche che permettono un'applicazione più estesa delle 

scale. Infatti la sismologia moderna ha focalizzato la propria attenzione su due parametri: il 

momento sismico e l'energia emessa, le quali forniscono altrettante scale della magnitudo. La scala 

della magnitudo di momento sismico è data dall'equazione 

M W = 2 

3 ⋅log M 0−10 ,7 (38) 

dove M0 è il momento sismico, una quantità utilizzata per misurare la quantità di energia rilasciata 

da un terremoto, ed è definita dall'equazione 



58. Il loro valore è rispettivamente: C1 = 1.66 e c2 = 3.5 

36


M 0 =μ A u 

in cui μ è il modulo di taglio delle rocce coinvolte, A la superficie di rottura lungo la faglia dove è 

avvenuto il terremoto e u lo spostamento medio lungo tale faglia. Con questa scala sono stati 

determinati i due valori più alti mai registrati, i quali si riferiscono al terremoto del Cile nel 1960, in 

cui è stata rilevata una magnitudo MW = 9,5 (mentre prima si aveva una MS = 8,5) e quello 

dell'Alaska, con una magnitudo MW = 9,2 (MS = 8.3). 

La magnitudo dell'energia emessa è invece data dalla formula 

M e = 2 

⋅log E – 2,9 (39) 

3 

Quando avviene un terremoto, esso sprigiona una certa quantità di energia. Tramite questa formula, 

si è stati in grado di dire che ad ogni incremento di un'unità della magnitudo, l'energia sismica 

associata a tale terremoto aumenta di 30 volte (ovvero, un terremoto di magnitudo 7 avrà un'energia 

30 volte maggiore rispetto ad uno con magnitudo 6, e avrà un'energia 900 volte maggiore ad un 

magnitudo 5). 

Pur essendo entrambe delle magnitudo, esse descrivono in realtà differenti proprietà fisiche del 

terremoto. MW è calcolata in base a dati sismici a bassa frequenza, ed è “una misura della superficie 

di rottura determinata dal terremoto relativa alle caratteristiche geometriche e cinematiche della 

sorgente” 59 , mentre Me, utilizzando dati sismici con frequenze elevate, misura il potenziale sismico 

distruttivo per le infrastrutture. 

Oggi giorno si è scoperto che si possono determinare le magnitudo di terremoti modesti anche 

sfruttando la durata del sismogramma, dato che maggiore è la registrazione maggiore sarà la 

magnitudo del terremoto. Questa scala è denominata “scala della magnitudo di durata” ed è fornita 

dalla formula 

M τ = C 1 +C 2 +log τ+C 3 ⋅d (40) 

in cui C1, C2 e C3 sono delle costanti dipendenti dalle caratteristiche degli strumenti di misurazione 

e dalle strutture geologiche dell'area, d è la distanza epicentrale e τ è il tempo in secondi che 

intercorre tra il primo arrivo e la fine del rilevamento da parte del sismografo. 

Viene proposta ora una tabella della scala Richter in cui vengono elencati le magnitudo, la 

corrispondente quantità di dinamite necessaria a causare una magnitudo del genere e la frequenza 

con cui un terremoto di tali proporzioni si verifica. 

59. tratto dal libro di testo: 


37


Tabella 1: Scala Richter con riportate Magnitudo, TNT equivalente e frequenza. 

Con la magnitudo di durata abbiamo descritto tutte le forme di calcolo della magnitudo. Ci 

avvieremo ora ad analizzare le scale utilizzate per determinare l'intensità di un terremoto, ovvero 

l'effetto provocato dai movimenti del suolo. 

3.5.2 Scala Mercalli 60 

Come accennato nel paragrafo precedente, l'intensità di un terremoto è l'effetto provocato da 

quest'ultimo sulle infrastrutture, e tale effetto è valutato soggettivamente comparando gli effetti 

visibili causati con “la descrizione di una delle diverse scale di misura utilizzate” 61 e generalmente 

diminuisce con l'aumentare della distanza dall'epicentro. Questa caratteristica dei terremoti viene 

calcolata utilizzando la scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS), sviluppata dal sismologo e 

vulcanologo italiano Giuseppe Mercalli, rinomato in tutto il mondo, a partire dalla scala Rossi- 

Forel, composta da 10 gradi, ma venne esposta alla comunità scientifica solamente nel 1902, dopo 

essere stata aggiornata due volte dallo stesso Mercalli e la quale comprende ben 12 gradi di 

valutazione; un'altra scala molto utilizzata è quella Medvedev-Sponheuer-Karnik (MSK) (Fig. 28). 



- http://it.wikipedia.org/wiki/Scala_sismica 

61. Tratto dal libro di teso: 


38


Figura 28. Giuseppe Mercalli (1850-1914), sviluppatore della scala dell'intensità, la scala Mercalli. 

Queste scale vengono utilizzate proprio per determinare quantitativamente i danni prodotti da un 

sisma osservando, come già detto, gli effetti su cose, persone e suolo e dato che non è una misura 

strumentale ma soggettiva, questa “misurazione” non fornisce nessun tipo di informazioni 

riguardanti l'energia sismica liberata dall'ipocentro. Infatti, è plausibile che un terremoto che 

sprigioni una grande quantità di energia non generi un'intensità considerevole come quella prodotta 

da un sisma più piccolo, e questo è dovuto per diversi fattori, ad esempio alla profondità a cui è 

avvenuto il terremoto, oppure uno è avvenuto in una zona dove non è possibile causare danni alle 

persone e alle cose (in un deserto per esempio) mentre l'altro avviene in una zona densamente 

popolata, dove i danni causati alle infrastrutture sono ingentissimi, oppure ancora la diversa 

tipologia degli edifici. Vi è inoltre un'altra scala utilizzata per la misurazione dell'intensità, la Scala 

Macrosismica Europea (EMS), inizialmente utilizzata solo in Europa ma oggi sfruttata in altri 

continenti. Nata dopo 8-10 anni di studi e ricerche, questa scala è molto simile alle due precedenti; 

difatti è un aggiornamento della scala MSK, e venne adottata a partire dal 1996. Data la sua 

discendenza dalla MSK, esporremo ora una tabella con le caratteristiche per determinare l'intensità 

di un terremoto. 

39


Tabella 2: Scala EMS con gradi, intensità ed effetti di un terremoto. 

Precedentemente è stato detto che la magnitudo e l'intensità non sono correlabili. Questo non è 

tuttavia vero, in quanto si è scoperto che è possibile fare alcuni collegamenti tra queste due 

grandezze, e sono state elaborate per sismi con la stessa profondità e dello stesso tipo, ma non è 

possibile attribuirgli un significato generale. A fini pratici, conoscendo la magnitudo di un sisma, si 

può associare ad essa un'intensità teorica, tenendo però conto di alcune determinate condizioni. Altri 

tentativi di correlazione sono considerati delle “forzature di dubbia utilità sia scientifica che 

pratica” 62 . 

Con l'intensità e la Scala Mercalli si conclude la parte generale relativa ai terremoti, e si inizierà ora 

con la parte finale e centrale di questo lavoro: “Esplosioni nucleari: interrelazioni con il suolo e 

sviluppi in sismologia”. 



40


4. Terremoti nucleari: relazioni con il suolo e sviluppi in sismologia 63 

In questo capitolo tratteremo ora il l'argomento principale di questo tema, ovvero in che modo le 

esplosioni nucleari possono essere sfruttate per scopi sismologici. Esistono quattro diverse modalità 

di test nucleare: atmosferico, sotterraneo, subacqueo ed esoatmosferico, ovvero fuori dall'atmosfera 

terrestre. Prenderemo in esame solamente i test sotterranei, in quanto sono gli unici in cui vi è 

diretto contatto con la Terra. 

Questo tema spazia in un grande ventaglio di tematiche: sismi indotti, caratteristiche di segnale, 

metodi utilizzati per svolgere test nucleari, trattati stipulati per preservare l'ambiente (PTBT, 

CTBT), analisi dei dati ottenuti, tramite sismografi, dopo la detonazione dell'ordigno per 

determinare la struttura interna della Terra. 

Vedremo una piccola parte introduttiva riguardante la tematica politica dei test nucleari, così da 

comprendere quali nazioni erano coinvolte nei test e le misure adottate per porre fine alla corsa al 

nucleare. Successivamente si passerà all'esposizione del tema concernente le esplosioni nucleari e le 

implicazioni che hanno sulla Terra e il loro sfruttamento per lo sviluppo della sismologia. 

4.1 Era Nucleare e Trattati 64 

L'Era Nucleare iniziò il 16 Luglio 1945 con il primo test nucleare americano effettuato nel deserto 

del New Mexico, denominato Trinity. L'ordigno detonato possedeva un'energia equivalente a 19.3 

megatoni 65 , e ci fu una “intensa luce che ha illuminato la montagne distanti, un'improvvisa onda di 

calore e successivamente un tremendo boato causato dall'onda d'urto che echeggiò nella valle” 66 

(Fig. 29). 


Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company, pag. 

37-63, 152-155, 159-168, 181-184, 225-248 

http://www.ctbto.org/nuclear-testing/ 

http://earthquake.usgs.gov/learn/faq/?categoryID=12&faqID=88 

ttp://en.wikipedia.org/wiki/Induced_seismicity 

64. Il seguente capitolo è il risultato della lettura, della traduzione e dell'elaborazione personali delle informazioni contenute nelle 

seguenti fonti: 


228-231 

http://www.ctbto.org/nuclear-testing/ 

65. Il megatone è un'unità di misura utilizzata per indicare l'energia liberata da un'esplosione nucleare e corrisponde ad un milione di 

tonnellate di tritolo (1Mt = 10 6 t di TNT) 

66. Libera traduzione tratta da: 

Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company 

41


Figura 29. Foto del “fungo atomico” dell'ordigno del test Trinity, scattata 9 secondi dopo la detonazione. 

Nei mesi successivi vennero fatti esplodere i due ordigni nucleari che rimarranno per sempre nella 

storia: Little Boy e Fat Man, le due bombe sganciate rispettivamente su Hiroshima e Nagasaki 

(Fig. 30). 

Figura 30. Replica delle bombe Fat Man e Little Boy realizzate al Los Alamos National Laboratory. 

A partire da quel momento, le più grandi potenze mondiali iniziarono a sviluppare i propri 

armamenti nucleari, e tutte eseguirono test per perfezionarle: gli Stati Uniti, come detto, iniziarono 

42


il 16 luglio 1945, l'URSS il 19 agosto 1949, il Regno Unito il 3 ottobre 1952, la Francia il 13 

febbraio 1960, la Cina il 16 ottobre 1964. Tutte queste nazioni effettuarono test nucleari sotterranei, 

atmosferici e alcune, come gli USA, anche subacquei. Tutte queste detonazioni rilasciavano 

un'ingente quantità di materiale radioattivo, detto fallout, il quale causava effetti devastanti su 

persone e ambiente; per tale motivo, il 5 agosto 1963 venne firmato a Mosca il Partial Test Ban 

Treaty (PTBT) il quale proibiva test nucleari atmosferici, esoatmosferici e subacquei, ma 

permetteva ancora quelli sotterranei. Il trattato venne firmato da USA, URSS e Regno Unito ma non 

da Francia e Cina. 

Come detto, il PTBT consentiva ancora i test nucleari sotterranei; questi test non vennero eseguiti al 

solo scopo di analizzare i dati e incrementare il potere dell'ordigno, ma tramite le rilevazioni fatte 

dai sismografi dopo la detonazioni di tali bombe, si sono potute fare ricerche sulla conformazione 

interna della Terra, analizzarne la struttura (a tal proposito verrà dedicato un capitolo 

successivamente), calcolare la velocità delle onde. Tuttavia, pure le esplosioni nel sottosuolo 

rilasciavano una certa quantità di fallout; per tale motivo venne deciso di proibire qualsiasi tipo di 

test nucleare. Così, il 10 settembre 1996 l'Assemblea generale delle Nazioni Unite decise di 

implementare il trattato del 1963, adottando il Comprehensive Test Ban Treaty (CTBT), il quale, 

come detto precedentemente, proibisce i test nucleari in qualsiasi ambiente. 

Purtroppo tale trattato non è ancora entrato in vigore, in quanto è necessaria la ratifica da parte dei 

44 Stati che parteciparono nel 1996 alla Conferenza sul Disarmo e che possedevano già all'epoca la 

tecnologia nucleare; di questi, però, nove non hanno ancora ratificato il trattato. 

Rimane quindi la possibilità di proseguire con i test nel sottosuolo, dato che il CTBT non è mai 

entrato in vigore, ma per fortuna il buonsenso delle nazioni, e la paura di venire aggredite dai media 

e da altri paesi, ha fermato tali test, i quali non vengono più eseguiti dal 25 maggio 2009, data 

dell'ultimo test nucleare, effettuato dalla Corea del Nord. 

4.2 Rilevazione dei terremoti e localizzazione dell'epicentro 67 

Premessa: è stato deciso di mettere la rilevazione dei terremoti in questa parte del lavoro perché per 

studiare quali metodi di rilevazione siano i migliori, era ovviamente necessario che avvenisse un 

sisma, ma attendere il verificarsi di un terremoto naturale poteva voler dire restare bloccati con le 




54-56 

http://earthquake.usgs.gov/ 

43


ricerche per un tempo indeterminato, dato che non si può sapere quando e dove esso si verificherà. 

Per tale motivo i ricercatori hanno sfruttato i test nucleari, che ricreano artificialmente un terremoto, 

per fare tutte le ricerche del caso. 

Quando si verifica un terremoto, le onde provocate vengono rilevate dai sismometri, uno strumento 

utilizzato per effettuare la misurazione dei dati provenienti dal sisma. Gli strumenti moderni sono 

ora concepiti in maniera tale da poter misurare lo spostamento, la velocità e l'accelerazione del 

terreno. Inoltre sono in grado di rilevare questi dati in più direzioni contemporaneamente 68 (Fig. 

31). 

Figura 31. Sismometro sviluppato nei laboratori di Qualificazione Materiali, Componenti e 

Sistemi della Casaccia, Italia. Questo esemplare, chiamato STASI, è un accelerometro, 

adibito quindi alla misurazione dell'accelerazione del suolo. 

Un sismografo differisce da un sismometro in quanto esso registra il fenomeno sismico, mentre 

quest'ultimo ne effettua solo la misura senza registrarla; è costruito in modo tale che al verificarsi di 

un sisma cominci a marcare le oscillazioni percepite. Per far ciò, bisogna concepire tale strumento 

in maniera molto ingegnosa: inizialmente bisogna piazzare un'intelaiatura solidale con il terreno, 

solitamente posizionata ad una certa profondità per ridurre il rumore provocato da fonti 

antropiche 69 , una massa inerziale collegata all'intelaiatura mediante un filo e un sistema di 

attenuazione per prevenire le oscillazioni a lungo termine che potrebbero avvenire dopo il 

verificarsi di un terremoto (Fig. 32). 

68. Prendendo in considerazione un sistema di riferimento cartesiano tridimensionale, il sismometro è in grado di rilevare movimenti 

lungo gli assi delle ascisse e delle ordinate, mentre per l'asse delle quote è necessario utilizzare un sismometro a parte, perché il 

massimo numero di assi che possono essere rilevati da uno stesso strumento è 2. 

69. Con rumore si intendono tutte quelle fonti di vibrazioni provocate dall'uomo (ad esempio il transitare di veicoli in prossimità 

dello strumento di rilevazione). 

44


Figura 32. Sismografo del Liceo Cantonale di Bellinzona, donato dal Schweizerischer 

Erdbebendienst (SED) del ETHZ , sviluppato dalla British Geological Survey e dalla 

Middelsex University. 

I due strumenti sopracitati si trovano nelle scuole scientifiche, università e soprattutto nelle stazioni 

sismiche (Fig. 33) 

Figura 33. Strumentazione presente in una stazione sismica. Si notino dietro 

ai monitor i rotoli per la registrazione del sismografo. 

Ora spiegheremo in che modo i dati vengono registrati da tali strumenti. 

Durante l'evento, la massa inerziale sospesa non segue il movimento del terreno come fa 

l'intelaiatura, ma resta “ferma” nel suo punto nello spazio; così facendo rileva i movimenti che 

l'intelaiatura sottostante effettua, e di conseguenza pure le oscillazioni del terreno. La registrazione 

45


dei dati viene solitamente fatta su carta che continua a scorrere ad una velocità proporzionale al 

periodo del pendolo, in modo tale da poter fornire un sismogramma qualitativamente buono. Il 

sismometro è inoltre utilizzato per localizzare l'epicentro del terremoto; per far ciò è necessario 

disporre dei dati relativi ad almeno tre sismometri distinti e sono necessari i tempi di arrivo delle 

onde P e delle onde S. Conoscendo i tempi di arrivo delle onde e la loro velocità, si traccia un 

grafico della distanza percorsa da esse rispetto al tempo, ottenendo così due curve denominate 

dromocrone (Fig. 33). 

Figura 33. Esempio di un grafico che riporta le due curve chiamate dromocrone. 

Successivamente si sovrappone a questo grafico il suo relativo sismogramma e si fanno combaciare 

i punti in cui vengono registrati gli arrivi delle prime onde P ed S alla stazione sismica (ovvero si 

sovrappone il sismogramma in modo che la distanza tra l'arrivo delle onde P ed S sia uguale alla 

distanza lungo l'asse y tra le due dromocrone), come si vede nella figura 31, in questo modo si 

riesce ad ottenere la distanza dell'epicentro dalla stazione sismica. Successivamente, bisogna 

ripetere questa operazione per altre due stazioni sismiche. Infine, si deve tracciare su di una cartina 

una circonferenza per ogni stazione, con il centro combaciante con la stazione stessa. Si procede 

quindi con la triangolazione dell'epicentro. Una volta disegnate le tre circonferenze, si noterà che 

esse sono coincidenti in un punto. Tale punto corrisponde all'epicentro. 

Un altro metodo per determinare l'epicentro sta nell'ottenere la differenza dei tempi di arrivo delle 

onde P (TP) ed S (TS) e moltiplicare questo tempo per 8Km/s, 

46


(T S –T P)⋅8 Km 

s 

ottenendo così la distanza in chilometri dall'epicentro. 

= dist. epicentrale (41) 

Successivamente si procede come visto per il metodo precedente, tracciando i cerchi con centro 

nelle stazioni sismiche e controllando il punto di intersezione (Fig. 34). 

Figura 34. Triangolazione dell'epicentro di un terremoto avvenuto a largo del 

Giappone. Si notino le stazioni di rilevamento poste al centro delle circonferenze 

(Tokyo, Pulsan, Akita). 

Per rilevare a quale profondità siano avvenuti la rottura e il rilascio d'energia, ovvero l'ipocentro, è 

necessario utilizzare l'intervallo di tempo che intercorre tra l'arrivo delle prime onde P e e le sue 

onde riflesse dalla superficie, chiamate pP. Maggiore è l'intervallo tra le onde P e pP, maggiore sarà 

la profondità del terremoto. Tuttavia determinare con precisione la profondità dell'ipocentro risulta 

molto più complicato di quanto possa sembrare. Per prima cosa, i tempi di viaggio variano da zona 

a zona, in quanto vi sono diversi tipi di roccia e di conseguenza una variazione di densità; 

secondariamente l'identificazione delle onde pP non sempre risulta chiara, in quanto gli strati di 

roccia causano la riverberazione dell'onda. 

Quando diverse stazioni di rilevazione, lontane tra loro, registrano chiaramente le onde P e pP, il 

tempo d'intervallo tra loro fornisce una profondità media a cui è avvenuto il sisma, con un margine 

di errore di 10Km. Così, se la profondità media dell'ipocentro di un evento sospetto è 20Km, con 

uno scarto di 10Km, vorrà dire che “questa sarebbe una prova diretta che tale evento non è un' 

47


esplosione” 70 , in quanto è avvenuto ad una profondità troppo grande. 

Questo metodo, come detto nell'ottobre 1971 durante il Joint U.S. Congressional Subcommittee da 

Carl Romney, “è il metodo migliore che abbiamo per differenziare terremoti ed esplosioni. In tale 

modo, siamo in grado di determinare che un'elevata percentuale di eventi si sono verificati a 

profondità maggiore di quanto non sia possibile l'installazione di dispositivi nucleari. Eventi che 

avvengono a tali profondità e che possono essere considerati terremoti in base a queste scoperte non 

vengono ritenuti sospetti, ossia non vengono considerati come causati da ordigni nucleari” 71 . 

Tuttavia, molte volte capita che il segnale delle onde pP possa venire “migliorato”. Ad esempio, 

certi tipi di filtri, basati su rilevazioni teoriche tra onde pP e P, distinguono meglio la seconda fase, 

anche se questa differisce di soli 5 secondi dal primo arrivo. Ora verrà dato un esempio per 

comprendere meglio la situazione. Venga considerato il sismogramma 1, la cui causa si presume sia 

stata un test nucleare avvenuta vicino a Bukhara, in Unione Sovietica, e registrato alla British- 

Canadian YKA, ad una distanza di 79° 72 . 

Sismogramma 1. Sismogramma relativo all'esplosione nucleare avvenuta vicino a Bukhara e registrato dall'YKA. 

La prima onda P viene registrata in modo pulito e chiaro, ma non sono evidenti eventuali onde pP 

riflesse. Il secondo sismogramma (2) è la rielaborazione del primo, e ha come obiettivo la miglior 

visualizzazione delle onde riflesse, e infatti mostra due arrivi importanti di polarità opposta separati 

da un tempo di 1.7 secondi. Questi due arrivi importanti corrispondono rispettivamente alle onde P 

70. Affermazione tratta e liberamente tradotta dal libro di testo: 

Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company, pag. 151 

71. Questa affermazione è stata tratta dal libro di testo: 

Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company, pag. 151 

72. La distanza tra l'epicentro di un evento sismico e, ad esempio, una stazione sismica, è data in gradi in quanto le onde non 

compiono il tragitto sulla superficie terrestre, bensì al suo interno, percorrendo una distanza che non è esprimibile in metri in quanto 

non si sa la profondità a cui è andata l'onda, ma solo il suo spostamento angolare. Lo spostamento superficiale viene poi ricavato 

successivamente tramite la relazione l =α ˙r dove α è l'angolo espresso in radianti, l la distanza superficiale e r il raggio della 

Terra. 

48


e pP. È risaputo che nel 1968 un ordigno da 47kt è stato fatto detonare ad una profondità di 2.45Km 

vicino a Bukhara. 

Sismogramma 2. Sismogramma relativo all'esplosione nucleare avvenuta vicino a Bukhara e registrato 

dall'YKA, ma filtrato e migliorato per rendere possibile la visualizzazione delle onde pP riflesse. 

Non vi sono dubbi che queste registrazioni corrispondano a questo evento: il tempo intercorso tra 

l'arrivo delle onde P e pP indica una profondità di circa 2.6Km, molto vicino alla realtà. 

4.3 Sismi indotti 73 

Con il termine “sisma indotto” si intendono tutti quei sismi causati dall'uomo tramite diverse 

modalità di sfruttamento della Terra; ad esempio negli scavi per costruire una galleria nelle 

montagne o per estrarre minerali dalle miniere vengono spesso utilizzati candelotti di dinamite che 

provocano, seppur di magnitudo molto bassa, dei terremoti; l'accumulo di acqua nei bacini idrici fa 

aumentare considerevolmente la pressione alla quale le rocce sottostanti devono resistere, le quali 

prima o poi cederanno e innescheranno un piccolo terremoto; altro metodo utilizzato dall'uomo che 

può causare sismi è l'EGS (Enhanced Geothermal Systems) . 

È istintivo, pensando ai terremoti indotti, che pure gli ordigni nucleari siano in grado di provocare 

terremoti quando vengono fatti detonare. 

Ci appresteremo ora a spiegare il funzionamento dell'EGS e le sue conseguenze sulla Terra; 

successivamente daremo una descrizione di come viene preparato un test nucleare sotterraneo e le 

sue conseguenze nella Terra. 



Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company, pag. 42- 

43 

http://en.wikipedia.org/wiki/Induced_seismicity 

http://www1.eere.energy.gov/geothermal/index.html 

49


4.3.1 EGS - Enhanced geothermal systems 74 

L' Enhanced Geothermal Systems, in italiano “Sistemi Geotermici Migliorati”, è un nuovo metodo 

utilizzato dall'uomo per ricavare energia geotermale dal suolo, da convertire successivamente in 

energia elettrica sfruttando i vapori naturali prodotti nel sottosuolo (Fig. 35). 

Figura 35. Impianto geotermale in Islanda. 

Questo processo si realizza nel seguente modo: viene pompata dell'acqua attraverso fenditure 

naturali nelle rocce, sfruttando la loro stessa porosità,;successivamente l'acqua viene immessa in 

serbatoi o giacimenti geotermici, ovvero quei punti della crosta terrestre in cui si registrano 

temperature elevate ad una profondità facilmente raggiungibile. Oltre a pompare acqua, si procede 

anche alla permeabilizzazione del suolo con opportuni scavi e trivellazioni, attraverso i quali viene 

pompata altra acqua, questa volta sotto pressione. In tali siti, in cui viene già prodotta energia 

elettrica sfruttando il vapore che si forma naturalmente dal riscaldamento dell'acqua piovana che 

penetra in profondità nel suolo, l'ulteriore pompaggio di acqua aumenta considerevolmente questa 

quantità di vapore, rendendo così economicamente vantaggiosi anche quei siti in cui naturalmente 

viene prodotto poco vapore per mancanza di acqua nel sottosuolo. 



http://en.wikipedia.org/wiki/Induced_seismicity 

http://www1.eere.energy.gov/geothermal/index.html 

50


4.3.2 Esplosioni nucleari sotterranee 75 

Quando avviene un test nucleare, si devono affrontare scelte difficili, come ad esempio il luogo in 

cui verrà effettuato il test, scegliendo una zona deserta così che non vi siano danni a esseri umani e 

abitazioni, anche se vi saranno moltissime persone che riporteranno le conseguenze delle radiazioni. 

Per i test atmosferici, prima che venissero messi al bando, la modalità di esecuzione poteva 

avvenire in due modi: 

– l'ordigno veniva posto all'interno di una torre con un'altezza che superava i 100 metri, 

costruita appositamente per l'evento e si procedeva alla sua detonazione; 

– la testata nucleare veniva sganciata in volo da un velivolo, e veniva fatta detonare prima che 

raggiungesse il suolo, solitamente ad una altezza arbitraria, ma non inferiore a 3000 metri (la 

Bomba Tsar 76 venne fatta detonare ad un'altezza di 4000m) 

Ovviamente con questa tipologia di test, il fallout radioattivo era estremamente elevato, come pure 

la contaminazione delle persone da parte di radiazioni. 

I test subacquei invece non richiedevano una particolare attenzione riguardante il luogo della 

detonazione, dato che il rischio di radiazioni per l'uomo è relativamente basso rispetto alle altre 

modalità, in quanto il fallout ricadeva in mare; tuttavia l'ordigno doveva essere fatto detonare ad 

una certa distanza dalla costa, al fine di evitare tsunami e danni alle infrastrutture vicine alla costa. 

Per i test effettuati nel sottosuolo, daremo ora una dettagliata spiegazione sulla modalità di 

preparazione e degli effetti provocati sulla Terra, sia al suo interno che in superficie (Fig. 36). 




46 

76. La Bomba Tsar, o Ivan, è stata la più potente bomba nucleare mai testata dall'uomo. Venne costruita nell'Unione Sovietica con 

una potenza iniziale di 100 Mt, ma poi ridotti a 50 Mt per ridurre il fallout. L'ordigno venne testato il 30 ottobre 1961. Il lampo 

generato venne visto ad una distanza di 1000 Km e ridusse completamente al suolo tutto ciò che incontrò nel raggio di 25 Km. 

Fonte: http://en.wikipedia.org/wiki/Tsar_Bomba 

51


Figura 36. Fossa per un test nucleare prima e dopo la detonazione sotterranea. 

“Quando si procede alla preparazione di un test nucleare sotterraneo, l'ordigno viene 

deposto in una buca ad una profondità di 1000 metri ed avente un diametro pari a 2 

metri, scavata attraverso strati di terra, roccia e terreno alluvionale. Il meccanismo della 

bomba e il nucleo che verrà fatto detonare, sono racchiusi in un contenitore, il quale è 

collegato al centro di controllo in superficie da un filo metallico, mentre la buca viene 

chiusa da strati di fango, rocce e sabbia. 

A questo punto viene chiuso il circuito e l'ordigno esplode. In una frazione di secondo, 

la temperatura nei pressi dell'esplosione aumenta di milioni di gradi e la pressione 

diventa migliaia di volte quella dell'atmosfera terrestre. L'incredibile energia 

concentrata vaporizza all'istante il contenitore di metallo e la roccia circostante; 

l'incandescente sfera di gas, simile al nucleo di una stella, si espande ad una velocità 

impressionante creando una cavità sferica nella roccia di diametro considerevole, in 

costante aumento. 

Intorno alla cavità, la roccia viene continuamente frantumata a causa dello shock 

provocato dall'esplosione, mentre vapori e gas radioattivi vengono compressi all'interno 

di crepacci e fessure nella terra. 

Oltre la regione devastata dall'esplosione, che si estende per un raggio di decine o 

addirittura centinaia di metri dal punto della detonazione, a dipendenza dall'esplosione 

prodotta e dal genere di rocce, il sollevamento di queste ultime, sottoposte a 

52


compressione, genera delle onde sismiche. Queste vibrazioni elastiche della roccia 

trasportano l'energia prodotta in tutte le direzioni a velocità tali che il fronte d'onda 

viaggia a diversi chilometri al secondo. 

Quando la prima onda sismica raggiunge la superficie situata al di sopra della cavità 

incandescente, il terreno si inarca verso l'alto. Se l'energia dell'esplosione è 

sufficientemente elevata, oppure se l'ordigno viene piazzato ad una distanza 

relativamente modesta, lo strato di terra soprastante viene completamente spazzato via. I 

frammenti di roccia vengono scagliati in aria a causa di un rilascio molto veloce e 

massiccio di prodotti generati dall'esplosione, che vengono espulsi dalla cavità 

formatasi. Dopo un tempo considerevole, la polvere e la roccia espulse ricadono di 

nuovo al suolo, e nel luogo in cui vi era deposta la bomba vi troviamo ora un cratere.” 

Questa descrizione dettagliata, tratta da Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil di 

Bruce A. Bolt e liberamente tradotta, ci permette di affermare che un'esplosione nucleare 

sotterranea è in grado di generare un terremoto, dato che produce onde sismiche che si irradiano 

nella Terra e in superficie, le quali trasportano l'energia rilasciata al momento della detonazione, e 

che la bomba corrisponde all'ipocentro del terremoto nucleare (Fig. 37). 

Figura 37. Cratere a Sedan, lasciato dall'esplosione di un ordigno nucleare sotterraneo avvenuta il 

6 luglio 1962. L'esplosione ha spazzato via una quantità di materiale equivalente a quattro campi di football. 

L'esplosione provoca in superficie conseguenze catastrofiche (secondo la percezione umana, e 

anche per causa sua 77 ) e visibili; ci sono danni ingentissimi alle infrastrutture, molte vittime e 

77. La catastrofe che avviene in superficie infatti non riguarda la terra o il suolo, i quali si limitano a vibrare in modo violento e nel 

peggiore dei casi si aprono voragini, ma non sono esse a determinare la morte delle persone, bensì le infrastrutture costruite 

dall'uomo le quali non sono in grado di resistere alle scosse sismiche. 

53


persone che hanno perso tutto. All'interno della Terra, invece, l'esplosione provoca danni ingenti 

sulla sua struttura e stabilità nelle zone limitrofe alla detonazione, danni che l'uomo non è in grado 

di accertare senza l'ausilio di strumenti adatti. Tali conseguenze potrebbero fare in modo che 

avvenga un sisma anche dopo un lasso di tempo considerevole successivo all'esplosione. Tuttavia 

non siamo in grado di affermare tale teoria, e tale affermazione non potrà essere fatta ancora per 

diversi anni, in quanto per il momento non si è in grado di determinare se gli effetti di un'esplosione 

possano effettivamente causare dei cambiamenti nel sottosuolo così profondi da generare terremoti 

che prima non sarebbero avvenuti, oppure se semplicemente hanno acceso la miccia ad un sisma 

che era già sul punto di verificarsi, oppure ancora se non hanno nessun effetto di lunga durata ma 

solamente istantaneo. 

4.4 Struttura interna della Terra 78 

Come è già stato detto nel capitolo 4.1, le detonazioni nucleari sotterranee erano utilizzate pure per 

determinare la struttura interna della Terra. Infatti, tramite la tecnologia nucleare, sono state fatte 

molte scoperte riguardanti il nostro globo, questo perché l'ordigno utilizzato per il test nucleare e 

per gli studi sismologici veniva posizionato in un punto ovviamente noto; ne consegue che si 

conosceva perfettamente il punto di origine del sisma. Secondariamente era conosciuto anche il 

momento esatto dell'inizio del terremoto, ancora prima che esso si verificasse. Infine, “il segnale 

delle onde P è molto meno complesso di quello generato da un onda P di un terremoto naturale” 79 . 

Uno dei primi sismologi che pensò all'utilizzo del nucleare per le ricerche sismologiche fu Keith 

Bullen, matematico e geofisico neozelandese, che cominciò a mettere in atto degli esperimenti, 

tramite i quali, nel 1955, grazie al Maralinga test avvenuto in Australia, riuscì a misurare con 

successo lo spessore della crosta australiana. 

La forma della Terra può essere paragonata a quella di un uovo, di forma sferica ma leggermente 

schiacciata ai poli, avente un raggio di 6371 Km. Le rocce in superficie possono essere studiate 

direttamente (ovvero senza l'ausilio di strumenti particolari) per alcuni chilometri semplicemente 

perforando la crosta, mentre a partire da una certa profondità è necessario utilizzare altri metodi. 

Osservando i risultati ottenuti dai test nucleari, si è visto che i sismogrammi presentavano dei 

leggeri cambiamenti nella registrazione delle onde sempre a determinate profondità. Si è dunque 




61, 231-234 

79. Tratto da: 

Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company 

54


pensato di sfruttare tali eventi e le onde sismiche prodotte per studiare la Terra. A tal proposito, per 

diversi anni l'industria petrolifera ha sfruttato questi metodi sismologici per determinare le proprietà 

della crosta superiore. Infatti, le esplosioni nucleari utilizzate per tale scopo generavano onde 

sismiche (come detto precedentemente) che venivano riflesse o rifratte da strati di roccia 

sotterranei; successivamente tali onde venivano registrate da apparecchiature portatili posizionate in 

superficie. La stessa tecnica di sondaggio è stata poi utilizzata proprio per studiare l'interno della 

Terra (Fig. 38). 

Figura 38. Riflessioni delle onde P che possono avvenire all'interno della Terra. 

Prima dell'Era atomica, i terremoti erano l'unica fonte a rifornire le onde sismiche di sufficiente 

energia per riuscire a far si che viaggiassero per l'intero globo. Lo studio dei sismi rispetto a tali 

onde ha portato alla luce una struttura interna della Terra straordinaria. 

Ora verrà data una descrizione 80 di come le onde hanno permesso la determinazione dell'interno del 

nostro pianeta, preceduta da una tabella con ciò che ci appresteremo a verificare (Tabella 3). 

80. Questa descrizione è stata tratta e liberamente tradotta dal libro: 

Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company, pag 56-61 

55


Applicazioni geofisiche delle esplosioni nucleari sotterranee. 

1. Determinazione della struttura interna della Terra tramite sfruttamento dei tempi di viaggio delle onde sismiche. 

- Struttura della crosta, spessore e velocità delle onde. 

- Superficie del mantello superiore, sua profondità e onde riflesse. 

- La struttura al di sopra del confine del nucleo è mappata grazie all'utilizzo delle onde P e S e loro riflessioni. 

- Attenuazione delle onde e struttura del nucleo esterno. 

- Raggio del nucleo interno calcolato mediante misurazione della profondità delle onde S. 

- Densità dei strati del nucleo data dall'ampiezza delle onde. 

- Struttura del nucleo interno data dallo sfruttamento delle onde P e S e loro riflessioni. 

Tabella 3. 

Consideriamo la Terra e un impulso sismico P che parte dal suo punto di origine A e viaggia fino a 

raggiungere il sismografo alla stazione B. Il tempo T impiegato dall'onda per “spostarsi” 81 da A a B 

è la misura che sta alla base della sismologia. 

Per convenzione, tuttavia, la distanza tra A e le stazioni in cui sono posizionati i sismografi è fornita 

tramite un angolo α espresso in gradi che fornirà l'arco di circonferenza d tra i punti A e B, ovvero 

la distanza. Per meglio comprendere, si pensi al cerchio. Dal centro partono due raggi che 

toccheranno la circonferenza in due punti distinti. La parte di cerchio racchiusa tra questi due punti 

è l'arco di circonferenza che sottende l'angolo α (in radianti), e la sua misura è data dalla relazione: 

d = α⋅r (42) 

dove r è il raggio del cerchio, nel nostro caso il raggio della Terra (Fig. 39). 

Figura 39. Un angolo misurato in radianti 

Le misurazioni dei tempi di viaggio dipendono ovviamente dal fatto di conoscere l'istante in cui 

l'onda viene generata nel punto A. Con i terremoti, questo istante può essere stimato indirettamente 

solo dagli arrivi delle onde, usando conoscenze già acquisite nel passato riguardo ai tempi di 

viaggio di queste nella Terra. Quando la sorgente invece è un'esplosione pianificata, l'istante in cui 

81. Non è l'onda a spostarsi, bensì l'impulso. 

56


viene generata l'onda è dato semplicemente guardando il momento in cui essa viene fatta detonare, 

ed è conosciuto ancora prima che avvenga la detonazione. 

Le osservazioni del tempo T di diverse stazioni a distanze d diverse tra loro forniscono una curva 

spazio-tempo f(T, d); un esempio di tali curve è dato dalla figura basata sulle tavole di H. Jeffreys e 

K.E. Bullen: per una distanza di 80° tra la sorgente e il sismografo, la curva PP mostra un tempo di 

arrivo di 15 minuti e 16 secondi (Fig. 40 e Fig. 41). 

Figura 40. Diagramma Bullen-Jeffreys. 

57


Figura 41. Keith Edward Bullen (1906-1976) e Sir Harold Jeffreys (1891-1989), rispettivamente 

matematico e geofisico neozelandese e matematico, astronomo e statistico inglese. 

Agli inizi del Novecento, i sismologi hanno effettuato ricerche per trovare il modo per convertire le 

curve f(T, d) in una relazione F(v, h), ossia tra velocità v all'interno della Terra e profondità h. È 

chiaro che esiste una relazione tra velocità delle onde nelle rocce e tempo di viaggio: minore è il 

tempo di viaggio di un' onda di cui si conosce la distanza percorsa maggiore sarà la sua velocità. 

Tuttavia questa rappresentazione delle curve spazio-tempo non è priva di imprecisioni, dovute al 

fatto che la Terra non è perfettamente sferica e la densità delle rocce non è costante. 

Le curve per la variazione di velocità all'interno della Terra sono mostrate nella figura 42 per 

entrambi i tipi di onde di corpo. 

Figura 42. Grafico riportante la velocità delle onde di corpo nei vari strati della Terra e la loro variazione. 

58


Queste curve sono rappresentate con uno spessore, il quale indica l'attuale incertezza nel valore di 

tali velocità alle determinate profondità. Da notare che nella parte superiore della Terra, tali curve 

sono più o meno lineari, ma a 2885 e successivamente a 5155 chilometri di profondità avvengono 

dei bruschi cambiamenti. Gli scienziati dell'epoca diedero un grandissimo contributo nel 

determinare la struttura interna della Terra, e senza loro e gli studi sismologici ci sarebbero solo 

conoscenze vaghe e approssimative riguardanti il nostro pianeta. 

La Terra possiede una crosta sottile che è più esile sotto gli oceani che sotto i continenti. Questi 

strati di crosta sono quasi interamente solidi, e per lo più fragili; sono composti generalmente da 

rocce granitiche e basaltiche. Sotto la maggior parte dei continenti, la crosta raggiunge uno spessore 

di circa 35 chilometri, mentre sotto le profondità degli oceani è spessa solo circa 5 chilometri; vi 

sono poi delle zone in cui lo spessore è compreso tra questi due valori. La crosta è separata dal 

mantello da un confine con un importante cambiamento di densità, chiamato discontinuità di 

Mohorovičić 82 dal quale le onde elastiche sono a volte riflesse (Fig.43). 

Figura 43. Andrija Mohorovičić (1857-1936), geologo croato che 

scoprì e diede il nome alla prima discontinuità all'interno della Terra. 

Al di sotto di questa discontinuità, per 40-50 chilometri, le rocce sono molto dense e dure e per tali 

motivi le onde sismiche si propagano molto bene in questo strato. Questa zona, insieme alla parte 

superiore del mantello e la zona delle rocce dure forma la litosfera (Fig. 44). 

82. In onore del sismologo croato Andrija Mohorovičić, che scoprì tale strato nel 1909. 

59


Figura 44. Esempio di riflessione e rifrazione di un onda sismica. 

Sono stati trovati sedimenti e frammenti di litosfera nell'oceano che dimostrano che sezioni di 

litosfera, chiamati placche tettoniche, sono in lento movimento intorno alla terra come un grande 

nastro trasportatore (cf. 3.2). Le rocce facenti parte di queste placche si muovono verso il basso 

lentamente fino ad arrivare ad una profondità di 700 chilometri, dove vengono inglobate nel 

mantello superiore. Fino ad oggi, non sono conosciuti terremoti con origine a tali profondità. 

Al di sotto della litosfera, il mantello superiore si estende per una profondità di 700 chilometri. 

Nella parte iniziale le rocce sono più morbide di quelle presenti nella litosfera, di conseguenza le 

onde sismiche che si propagano a tali profondità sono deboli e più difficili da registrare. In alcune 

regioni del globo, le onde sismiche subiscono un leggero calo di velocità quando raggiungono una 

profondità di approssimativamente 100-200 Km, a causa delle diverse proprietà delle rocce a quelle 

profondità. A circa 400-700 Km, si hanno invece degli aumenti considerevoli di velocità, causati per 

lo stesso motivo detto in precedenza. 

Oltre la profondità di 700 Km, vi è un ulteriore aumento di velocità, questa volta graduale dato che 

il mantello interno è molto più uniforme e omogeneo del mantello esterno. 

Quando si giunge ad una profondità di 2885 Km (discontinuità di Gutenberg), le onde P subiscono 

una diminuzione di velocità tale da renderla quasi la metà di quello che era prima di giungere al 

punto di cambio di proprietà, mentre per le onde S la velocità diventa nulla (Fig. 45). 

60


Figura 45. Beno Gutenberg (1889-1960), fisico e sismologo tedesco che 

diede il nome alla seconda discontinuità all'interno della Terra. 

Da questi risultati si è stati indotti a presumere che a questa profondità il mantello solido e roccioso 

lascia il posto ad una sfera di materiale liquido incandescente la cui superficie inferiore si trova ad 

una profondità di 5155 Km. Questo nucleo gioca un ruolo di “ostacolo”, lasciando gli strumenti di 

rilevazione dalla parte opposta dell'origine del sisma rispetto al nucleo in una zona d'ombra, che 

impedisce a tali strumenti di rilevare le onde P dirette e che oscura una porzione di Terra che 

sottende un angolo di circa 105°. 

Quando raggiungono la profondità corrispondente a 1220 Km di distanza dal centro della Terra 

(discontinuità di Lehmann), le onde P riacquistano rapidamente velocità (Fig. 46). 

Figura 46. Riassunto della struttura interna con le divisioni tra i vari settori e i relativi nomi. 

61


Questa rilevazione fornisce l'informazione che in questo punto vi è un'ulteriore divisione tra il 

nucleo (nucleo esterno e nucleo interno), il quale ha dimensioni minori di quelle della Luna e le 

prove sismologiche affermano che questo nucleo interno è solido, e vedremo come si è fatto a 

determinare questa proprietà nel prossimo capitolo. 

4.4.1 Scoperta e caratteristiche del nucleo interno 83 

Come detto nel capito precedente, si è scoperto che il nucleo interno, rispetto al nucleo esterno, è 

solido, e più precisamente esso è composto prevalentemente da nichel e ferro 84 . Questo venne 

individuato solamente dopo diversi anni che la geofisica danese Inge Lehmann (che diede il nome 

all'ultima discontinuità) espresse l'idea che il nucleo avesse esso stesso un nucleo (idea espressa nel 

1936), e tale affermazione venne provata dalla LASA 85 in Montana, USA (Fig. 47). 

Figura 47. Inge Lehmann (1888-1993), scopritrice del nucleo interno della terra. 

Questa struttura rilevò i dati necessari per determinare l'esistenza di tale nucleo interno nel 1970, a 

seguito sia di un'esplosione nucleare avvenuta in Nevada, sia di un terremoto naturale. Entrambi gli 

eventi generarono delle onde che si propagarono nella Terra, e la stazione rilevò l'eco 86 di queste 

onde che vennero riflesse dalla superficie del nucleo interno. Questi nuovi dati fornirono subito le 




240 


84. Il composto viene indicato con il termine nife, l'accostamento dei simboli chimici dei due elementi. 

85. LASA è l'acronimo utilizzato per indicare la Large Aperture Seismic Array, la quale si occupa di rilevare sismi e distinguere quali 

sono causati da eventi naturali e quali da eventi nucleari. 

86. Con eco si intende la riflessione delle onde che avviene quando queste incontrano un ostacolo e la loro ricezione da parte di un 

rilevatore con un certo ritardo rispetto all'onda originale, e questo ritardo deve essere minore di 1/10 di secondo; superato questo 

valore, si parla di riverbero. 

62


basi per due nuove conclusioni: la prima fu che la superficie del nucleo interno è definita in modo 

preciso, in quanto le onde vengono riflesse equamente su tutta la sua superficie; la seconda è che il 

nucleo ha un raggio di 1216 Km, un valore che, come abbiamo visto nel capitolo precedente, è 

molto vicino a quello fornito anni prima quando venne trovata la divisione tra nucleo esterno e 

nucleo interno, senza però esplicitamente confermare questa distinzione tra i due. Tuttavia, da 

queste due conclusioni si sono potute trarre ulteriori informazioni. Comparando la potenza delle 

onde P riflesse (PcP) 87 dal nucleo esterno e quelle riflesse dal nucleo interno (PKiKP) 88 , è possibile 

calcolare la densità delle rocce sulla superficie del nucleo interno, ma ovviamente vi è un margine 

di errore per i valori trovati. Infatti i calcoli effettuati per cercare tali risultati sono stati eseguiti 

tenendo conto che le velocità delle onde P e delle onde S sono determinate in modo esatto per tutta 

la Terra, senza tener conto invece della loro variazione quando attraversano i vari strati della Terra, 

e tenendo pure conto che le densità dei materiali da entrambi i lati del confine tra il mantello e il 

nucleo sono conosciuti. I calcoli eseguiti hanno rivelato che la densità che esiste al centro della 

Terra non è molto superiore ai 14000 Kg/m 3 ; tale valore trova riscontro con la densità del ferro che, 

quando è sottoposto a pressioni come quelle esistenti al centro del globo, raggiunge una densità 

simile. 

Il fatto che il nucleo sia solido, si è potuto affermare tramite il tipo di onde che si sono registrate; il 

nucleo esterno, come già asserito, è liquido e, ricollegandoci al capitolo 2.1, sappiamo che le onde 

trasversali, ovvero le onde S, non si propagano nei liquidi, ma solo nei solidi. Quando le onde 

sismiche raggiungono il nucleo esterno, improvvisamente non avviene più la registrazione delle 

onde S, ma solo di onde P, le quali si diffondono sia nei solidi che nei liquidi. Raggiunta la 

superficie del nucleo interno, le onde S cominciano ancora a diffondersi e la loro registrazione 

diventa ancora possibile. Da queste informazioni si è potuto affermare che il nucleo interno è 

effettivamente solido. 

La struttura della Terra gioca un ruolo fondamentale per il rilevamento di esplosioni nucleari: se la 

Terra fosse una semplice sfera omogenea, non importerebbe a quale distanza dal sito della 

detonazione sotterranea dell'ordigno vengano posti gli strumenti di rilevazione, perché le onde di 

volume raggiungerebbero ogni punto del globo in modo uniforme (escludendo la diminuzione di 

ampiezza dovuta alla diffusione geometrica). 

87. Terminologia tratta dal libro: 

Bruce A. Bolt: Nuclear Explosions and Earthquakes – The Parted Veil, 1976, San Francisco, W.H. Freeman and Company, pag 239 

88. Terminologia tratta dal libro: 


63


4.5 Come distinguere i terremoti naturali da quelli nucleari? 89 

Fino a questo punto del lavoro abbiamo visto quali sono le relazioni che sussistono tra un'esplosione 

nucleare e sismi, suolo e risultati di tale detonazione. Ma come si è risolto uno dei problemi sempre 

presenti quando si parla di terremoti naturali e terremoti nucleari, ovvero come si è proceduti per 

distinguere gli uni dagli altri? In questo capitolo proveremo a dare una spiegazione dei procedimenti 

utilizzati per capire, da una registrazione sismografica, quali siano i terremoti naturali e quali i 

terremoti causati da un'esplosione nucleare. 

Come è già stato detto nel capitolo 4.2, per la differenziazione dei due eventi si ricorre alla 

localizzazione della profondità dell'ipocentro a cui è avvenuto il sisma, e non ci ripeteremo in 

quanto la spiegazione del metodo utilizzato per tale distinzione è stato ampiamente descritto sempre 

nel capitolo 4.2. 

Un altro sistema sfruttato a tale scopo è verificare la nitidezza delle onde P che vengono registrate 

dai sismografi. Infatti è stato verificato che le onde P generate da un sisma naturale sono più 

“complesse” delle onde P di un terremoto nucleare. Tale complessità deriva dal fatto che un sisma 

avvenuto per cause naturali non libera l'energia emessa in un solo istante, ma in modo continuo per 

una certa quantità di tempo (comunque relativamente piccola) in modo tale da fare registrare 

vibrazioni anche dopo l'inizio delle scosse, fornendo così un sismogramma irregolare. Invece, la 

registrazione delle onde P emesse da un sisma generato da un ordigno nucleare, è molto più nitida 

in quanto l'energia fornita viene rilasciata in unico istante e questo genera un'onda molto più pulita e 

semplice, in quanto avendo una sola “ricarica” energetica viene generato un solo impulso d'onda e 

non una serie di impulsi dati dalla vibrazione del suolo ogni qualvolta questo riceve un'altra 

“scarica” di energia. Questi risultati vengono resi più chiari se si visualizzano i sismogrammi qui 

riportati (Fig. 48). 




155, 158-168 


64


Figura 48. Sismogrammi di un terremoto naturale (sopra) e di un terremoto atomico (sotto) 

Le prime tre registrazioni corrispondono ad un sisma naturale avvenuto in Libia il 21 febbraio 1963, 

rilevato da alcune stazioni (EKA, YKC e PMW) facenti parte dell'UKAEA 90 . I restanti tre invece, 

sono i sismogrammi che hanno rilevato le onde P di un esplosione atomica. Risulta subito evidente 

la grande complessità delle onde P “naturali” rispetto a quelle “nucleari”. 

Anche le onde R vengono analizzate per affermare se il sisma che le ha generate si tratti di un 

terremoto atomico o meno. Le onde di Rayleigh, come abbiamo visto nel capitolo 3.5.1, hanno una 

magnitudo MS fornita dall'ampiezza che l'onda possiede; quando questa magnitudo risulta minore di 

quella della magnitudo mb, si può asserire con buona sicurezza che tale evento corrisponde ad 

un'esplosione atomica. In altre parole, una detonazione nucleare genera onde P che hanno 

un'ampiezza tale da fornire come risultato per la magnitudo un valore superiore di una certa quantità 

rispetto alla magnitudo data dall'ampiezza delle onde R. Ad esempio, un terremoto verificatosi in 

Nord America con una mb = 4.5 ha all'incirca una MS = 4.5 (non è esattamente la stessa, ma sono 

valori abbastanza vicini), mentre una detonazione atomica ha lo stesso valore mb = 4.5, ma un 

valore MS = 3.75. Riassumendo, le onde R atomiche hanno un'ampiezza d'onda minore se 

paragonate con le onde R di un evento naturale. Da questa conclusione possiamo dedurre che un 

90. L'UKAEA (United Kingdom Atomic Energy Authority ) è l'autorità inglese che si occupa del monitoraggio e la ricerca 

dell'energia nucleare. 

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sisma atomico genera delle onde di corpo pressoché identiche a quelle naturali, mentre le onde di 

superficie posseggono un'ampiezza minore. Questa caratteristica degli eventi atomici è 

fondamentale, perché un qualsiasi evento naturale, sia esso debole o devastante, genererà sempre 

delle onde di Rayleigh aventi una propria ampiezza, talvolta un'ampiezza veramente bassa, ma pur 

sempre dotate di un'ampiezza, mentre come abbiamo appena visto, un terremoto atomico con la 

stessa magnitudo mb di un sisma naturale possiede una magnitudo MS minore; se prendessimo in 

analisi un evento atomico generato da un ordigno di potenza contenuta, questo potrebbe anche non 

essere in grado di generare onde R, fornendo così un sismogramma che mostra solo la rilevazione 

delle onde P. 

Tali risultati vengono riassunti nei seguenti diagrammi dove sono evidenziati i valori della 

magnitudo delle onde di volume (asse delle ordinate) e quelli delle onde di superficie (asse delle 

ascisse). 

Il secondo utilizza diversi valori per la propagazione. Si noti come la magnitudo mb delle esplosioni 

sia nettamente superiore rispetto alla MS e questa caratteristica si denota in tutti i test nucleari presi 

in esame. L, M, G ed R sono delle esplosioni conosciute. 

Questi diagrammi sono stati per alcuni anni uno dei pochi metodi validi per distinguere i terremoti 

nucleari da quelli naturali, e nei primi anni seguenti alla sua scoperta questo sistema di 

differenziazione veniva utilizzato per individuare i test nucleari che avvenivano nel sottosuolo e che 

non erano stati annunciati. Tuttavia tale metodo non è perfetto. Infatti, per poterlo applicare, è 

necessario che le onde sismiche dei terremoti, sia naturali che nucleari, non siano mascherate da 

segnali provenienti da eventi esterni da quelli considerati 91 . Difatti, se fosse in corso una rilevazione 

91. Affermazione tratta dal libro: 


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di un evento sismico, sia esso naturale o meno, e se la stazione di rilevazione fosse in prossimità di 

un cantiere, le vibrazioni prodotte in quest'ultimo (passaggio di camion pesanti, esplosioni per 

spostare una grande massa in un istante o creare un varco, ecc.) verrebbero rilevate dalla stazione e 

non permetterebbero la giusta registrazione di dati provenienti dall'evento, rendendo così inefficace 

questo metodo. Verrà ora messa una tabella con il riassunto dei dati rilevati (Tabella 4). 

Metodi di distinzione per i terremoti. 

1. Identificazioni sicure di terremoti naturali. 

- Ipocentro posizionato ad una profondità maggiore di 20 Km sfruttando onde P e pP. 

- Registrazione della magnitudo delle onde di superficie (MS) e della magnitudo delle onde di corpo (mb), anche se 

sussistono delle eccezioni. 

2. Identificazioni sicure di terremoti nucleari. 

- Registrazione della magnitudo delle onde di superficie (MS) e della magnitudo delle onde di corpo (mb). 

- Sismogrammi delle onde P e R più puliti. 

3. Identificazione sospette di terremoti nucleari (ad esempio “non naturali” ma senza sicurezza). 

- I primi rilevamenti di onde P mostrano delle compressioni. 

- Viene rilevata solo la magnitudo di corpo mb, perché: le onde di superficie sono troppo deboli per essere rilevate. 

- Registrazione di onde P non complessa come quella delle onde naturali. 

Tabella 4. 

Con questo capitolo si conclude il lavoro che mi sono preposto di fare, seguirà ora la conclusione 

con ciò che è stato fatto in questo scritto, come sono state affrontate le tematiche e i metodi 

utilizzati per giungere ai risultati. 

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5. Conclusione 

Nella prima parte di questo lavoro ho optato per un'introduzione al tema principale concernente un 

discorso prettamente matematico, in cui si sono potute apprendere le conoscenze base indispensabili 

per poter affrontare questo scritto in modo sicuro e chiaro, fornendo la terminologia appropriata, 

cercando di dissipare eventuali dubbi che sarebbero potuti sorgere dalle spiegazioni fornite, per poi 

passare ad una seconda parte interessante solo le basi della sismologia, cercando di dare le 

informazioni basilari di terminologia (magnitudo, faglie, ecc.) e fornire un'idea di cosa siano i 

terremoti e come essi si verificano, il modo con cui vengono rilevati e l'evoluzione della sismologia. 

La parte principale del tema invece si è occupata di scoprire quali sono le relazioni che sussistono 

tra un'esplosione nucleare e il suolo, dato che molti test atomici erano eseguiti nel sottosuolo e 

dunque agivano direttamente su di esso, provocando una serie di conseguenze inizialmente 

imprevedibili che tuttavia, con l'avanzare della tecnologia, sono state sfruttate per progredire con le 

conoscenze in ambito sismico. Ho deciso anche di trattare, in modo breve, le implicazioni politiche 

che questo tema ha scatenato nei tempi del suo massimo sfruttamento. A tal proposito si è visto che 

le nazioni che eseguivano test nucleari di ogni tipo si sono rese conto del danno che stavano 

causando all'ambiente e alle persone e come hanno dunque pensato di stilare un trattato che 

permettesse solo i test nucleari sotterranei, i quali vennero successivamente proibiti da un ulteriore 

trattato, mai entrato in vigore. A mio parere lo sfruttamento della tecnologia nucleare fu di grande 

importanza per lo sviluppo della sismologia in quanto, come abbiamo potuto constatare, essa venne 

utilizzata in svariati modi: sviluppare i metodi di rilevazione grazie alla preconoscenza dei risultati 

in quanto era tutto pianificato (la profondità dell'ordigno, la potenza, il punto d'origine, ecc.); 

determinazione della stratificazione interna del nostro pianeta, sfruttando le onde provocate dal 

sisma nucleare e la loro rifrazione, riflessione e capacità di passare attraverso solidi e liquidi alcune, 

solo solidi altre; infine come si è proceduti per la distinzione tra terremoti naturali e terremoti 

nucleari, sfruttando le onde, la loro riflessione e la magnitudo, così da poter identificare dei test 

nucleari che non erano stati annunciati dalla nazione. 

Devo però dire che inizialmente il tema da me scelto non corrispondeva completamente a quello 

esposto in questo lavoro, ma bensì era più incentrato sulle possibilità che una detonazione nucleare 

potesse causare terremoti non solamente al momento dell'esplosione ma anche ad una certa distanza 

temporale. Purtroppo non mi è stato possibile sviluppare tale argomento in quanto mi sono trovato 

in difficoltà nel reperire sufficienti informazioni e soprattutto non ho trovato fonti attendibili, ma 

solamente fatte da gente comune su illazioni personali e generate da una certa isteria di massa e 

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convinzioni che tutto ciò che abbia a che fare con il nucleare sia parte di un complotto mondiale. 

Per tale motivo non me la sono sentita di sviluppare questo tema, se pure mi coinvolgeva 

particolarmente in quanto lo trovo interessante e l'idea di svilupparlo mi era sorta immediatamente. 

Resto comunque soddisfatto del tema da me scelto successivamente, il quale comunque ha delle 

affinità con quello scelto in origine, in quanto ho appreso nuove nozioni e visto come la sismologia 

sia progredita negli ultimi 40 anni. 

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6. Bibliografia 

Testo: 

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Halliday D., Resnick R. e Walker J.: Fondamenti di fisica – Onde, 2009, Bologna, Zanichelli 

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Immagini: 

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Esplosioni nucleari - Seismoatschool.ethz.ch

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