Tano Cavattoni, Fabio Fantini, Simona Monesi, Stefano Piazzini …michelesegreto.altervista.org/09_i_fenomeni_sismici2_ppt... · 2018-12-02 · T. Cavattoni, F. Fantini, S. Monesi,

T. Cavattoni, F. Fantini, S. Monesi, S. Piazzini - dall’Universo al Pianeta azzurro - © Italo Bovolenta editore

2010

Tano Cavattoni, Fabio Fantini, Simona Monesi, Stefano Piazzini

Dall’Universo al Pianeta azzurro


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Ma era troppo tardi. In quel preciso istante la roccia vibrò e

tremò sotto i loro piedi. Il possente rombo, più forte che mai,

rillò sotto terra echeggiando nelle montagne. […] Punte di

roccia e creste come lame scalfite proiettarono il loro

inviolabile nero nella fiammata prorompente da Gorgoroth.

Poi si udì il rombo di un tuono.

JOHN RONALD REUL TOLKIEN

Il signore degli anelli

Capitolo 8 I fenomeni sismici


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Lezione 19 Origine dei terremoti

§8.1 Il terremoto

§8.2 Periodicità dei terremoti

Lezione 20 Le onde sismiche

§8.3 Sismografi, sismogrammi, onde sismiche

§8.4 Calcolo della distanza dell’epicentro di un

terremoto

§8.5 Localizzazione dell’epicentro di un terremoto


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Lezione 21 I terremoti e i loro effetti

§8.6 Intensità dei fenomeni sismici

§8.7 Magnitudo dei fenomeni sismici

§8.8 Distribuzione geografica dei terremoti

§8.9 Maremoti


Lezione 22 Come difendersi dai terremoti

§8.10 Rischio sismico

§8.11 Prevenzione dei danni sismici

§8.12 Rischio sismico in Italia


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I terremoti sono fenomeni tettonici che consistono in

improvvise vibrazioni del terreno.

Il 10 agosto 1906 la città di Valparaiso in Cile fu colpita da un evento sismico di spaventosa potenza.

§8.1 I terremoti


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Il primo passo per lo studio dei fenomeni sismici è

capire dove e come si sia accumulata l’energia che

durante un terremoto si libera con effetti tanto

distruttivi.

Quando una massa rocciosa è sottoposta a sforzi, si

comporta in modo elastico: anziché fratturarsi subito,

si deforma lentamente e in questo modo accumula

energia elastica.



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Continuando lo sforzo,

viene superato il limite

di deformazione e la

massa rocciosa si

frattura

improvvisamente in

blocchi, che slittano

l’uno rispetto all’altro.

Si forma così una

faglia.



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L’energia elastica, che

si era accumulata nel

tempo, si libera come

energia meccanica e si

propaga in tutte le

direzioni sotto forma di

onde sismiche.

Questo modello dei

fenomeni sismici è

chiamato teoria del

rimbalzo elastico.



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Il sismologo americano

Harry Fielding Reid

enunciò la teoria del

rimbalzo elastico dopo il

grande terremoto di

San Francisco del

1906, grazie a misure

degli spostamenti del

terreno causati dal

terremoto. Lo spostamento laterale di circa 3 m

attraverso questa staccionata si produsse

durante il terremoto di San Francisco, in

California, nel 1906.


Lo spostamento laterale di circa 3 m

attraverso questa staccionata si produsse

durante il terremoto di San Francisco, in

California, nel 1906.


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I terremoti sono fenomeni ciclici, il cui periodo

dipende dalle caratteristiche geologiche del territorio

e dalle forze che agiscono dall’interno del pianeta.


Per una data regione può essere previsto un

periodo di ritorno dei terremoti, cioè il periodo di

tempo che mediamente intercorre tra due eventi

sismici.


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In generale, più ravvicinati nel tempo sono i

terremoti, minore è l’energia accumulata nelle rocce

e minore è l’entità delle scosse.

Viceversa, più lungo è l’intervallo di tempo tra

due eventi sismici, più violento e disastroso è il

sisma che si produce.


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Lo strumento usato per studiare le onde sismiche

è il sismografo.

Nella versione più semplice, il sismografo è costituito

da un corpo sospeso di massa elevata, collegato a

un pennino che lascia una traccia su un rullo di

carta.

Quando il terreno è scosso da un terremoto, il

corpo tende a rimanere immobile per inerzia e non

risente delle oscillazioni provocate dalle onde

sismiche. Il rullo segue i movimenti del terreno, mentre il

pennino immobile lascia una traccia sulla carta.

§8.3 Sismografi, sismogrammi e onde sismiche


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Le stazioni sismologiche sono dotate di sismografi che

registrano le tre componenti del movimento del suolo:

verticale, orizzontale nord-sud, orizzontale est-ovest.


Schema

semplificato della

struttura e del

funzionamento di

un sismografo per

la rilevazione delle

oscillazioni

verticali (A) e

orizzontali (B) del

terreno al

passaggio delle

onde sismiche.


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Il tracciato del sismografo è chiamato sismogramma.

In esso si succedono oscillazioni di diversa ampiezza,

corrispondenti all’arrivo delle onde sismiche.

Sono rilevate onde

di tre tipi che, in

ordine di arrivo,

sono indicate come

onde P, onde S e

onde superficiali.


Rappresentazione semplificata di un sismogramma.


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Le onde sismiche sono onde meccaniche, cioè si

trasmettono grazie alla oscillazione delle particelle

della roccia in cui si propagano.

Il movimento di oscillazione può avvenire

longitudinalmente, rispetto alla direzione di

propagazione dell’onda, oppure trasversalmente.

Le onde P sono registrate per prime, sono onde

longitudinali, dette anche onde di compressione.

Le onde S sono registrate per seconde, sono onde

trasversali, dette anche onde di taglio.



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Le oscillazioni

longitudinali fanno

muovere le particelle

come il soffietto di una

fisarmonica, le fanno

cioè avvicinare e

allontanare

alternativamente.



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Le oscillazioni trasversali

fanno muovere le particelle

perpendicolarmente alla

direzione di propagazione

dell’onda, sollevandole e

abbassandole

alternativamente.



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Le onde superficiali sono di due tipi: onde L o onde

di Love e onde R o onde di Rayleigh.

Le onde L producono uno scuotimento orizzontale del

terreno.

Le onde R producono oscillazioni ellittiche simili a

quelle delle onde marine.


È proprio il moto orizzontale e verticale dovuto alle

onde superficiali quello maggiormente percepito e

più devastante nel corso dei terremoti.


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Le onde L scuotono il

terreno lateralmente

senza moti verticali.

Le onde R producono

movimenti ellittici che

determinano un

movimento di rollio della

superficie del terreno.


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La velocità di propagazione delle

onde sismiche

dipende dalle caratteristiche delle

rocce attraversate.

Maggiori sono la rigidità e

l’elasticità delle rocce, maggiore è

la velocità.

A parità di condizioni, la

propagazione delle onde

longitudinali P è più veloce di quella

delle onde trasversali S.


http://www.google.it/url?sa=i&rct=j&q=velocit%C3%A0+onde+sismiche&source=images&cd=&cad=rja&docid=rU-RH5eLgB8qxM&tbnid=2-As768qNxNuNM:&ved=0CAUQjRw&url=http%3A%2F%2Fwww.itiscurie.it%2Fwebcurienew%2Fmateriale_did%2F&ei=bcdKUa7lJIGrPN-2gcgJ&bvm=bv.44158598,d.ZWU&psig=AFQjCNF2az0Tf7wniKcehWnCQX-kHmQf4A&ust=1363941351423227


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Le onde di volume, P e

S, si liberano

dall’ipocentro, il punto in

cui ha avuto origine la

frattura delle rocce.

Le onde superficiali, L e

R, partono invece

dall’epicentro, il primo

punto della superficie

raggiunto dalle onde di

volume, punto che si

trova sulla verticale

dell’ipocentro.



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• terremoti profondi, con ipocentro oltre i 300 km;

sono circa il 3% del totale.

• terremoti intermedi, con ipocentro tra 70 e 300

km; rappresentano circa il 12% del totale;

• terremoti superficiali, con ipocentro tra 0 e 70

km; rappresentano circa l’85% dei terremoti

registrati ogni anno;

In base alla profondità dell’ipocentro i terremoti si

possono dividere in:



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Una delle principali informazioni ricavabili dalla

lettura di un sismogramma è la distanza dalla quale

provengono le onde sismiche.

I tempi di propagazione delle onde in funzione della

distanza dall’epicentro sono descritti da curve

chiamate dromòcrone.

Le dromòcrone riportano i momenti di arrivo delle

onde ai sismografi, in funzione della distanza

percorsa.

§8.4 Calcolo della distanza dell’epicentro di un terremoto


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I sismogrammi

vanno fatti

scorrere sul

grafico delle

dromocrone

fino a fare

coincidere i

momenti di

arrivo delle onde

P e delle onde S

con le rispettive

dromocrone.

Il valore in

ascissa che si

ricava indica

la distanza

dell’epicentro.

§8.4 Calcolo della distanza dell’epicentro di un terremoto


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1. Dal grafico dei tempi di propagazione delle onde

sismiche si calcola la distanza dell’epicentro da

una data stazione sismografica (ad esempio A).

2. Si traccia su una carta geografica una

circonferenza di raggio uguale alla distanza

calcolata, individuando così tutti possibili punti di

origine delle onde sismiche.



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3. Per localizzare in modo più preciso l’origine del

terremoto, dobbiamo integrare i nostri dati con

quelli raccolti in altre due località (B e C).

4. Le tre circonferenze che si intersecano hanno un

solo punto in comune, che corrisponde

all’epicentro del terremoto.



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I sismogrammi

dello stesso

sisma registrati

in tre stazioni

sismologiche

diverse

consentono

di determinare

la posizione

dell’epicentro.

Il ritardo delle

onde S rispetto

alle onde P ci

consente di

calcolare la

distanza

dall’epicentro.



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L’intensità è un parametro che consente di

classificare i terremoti sulla base dell’entità dei

danni che essi provocano.

I danni provocati dai fenomeni sismici dipendono in

primo luogo dalla quantità di energia liberata e da

altri fattori, come la densità di popolazione, le

caratteristiche del terreno, il grado di usura degli

edifici, le tecniche costruttive impiegate.

Sismi di uguale energia possono provocare

conseguenze diverse in aree con caratteristiche

differenti.



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L’intensità è attribuita grazie a una scala empirica, i

cui gradi corrispondono a diverse percezioni del

terremoto da parte delle persone e a diversa entità

dei danni apportati alle opere umane.

La più diffusa scala per la misura dell’intensità è la

scala Mercalli, costituita da 12 gradi.

Per attribuire a un terremoto l’appropriato grado

della scala Mercalli, si fa ricorso a rilievi dei danni

causati a infrastrutture ed edifici, oltre che a indagini

effettuate mediante questionari distribuiti alla

popolazione colpita dal sisma.



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Scala MCS. La scala proposta da Mercalli fu ampliata e modificata da Cancani e Sieberg.


Grado Descrizione

I Non è percepito dall’uomo, è registrato solo dai sismografi

II E’ percepito da persone sensibili ai piani alti delle case che oscillano più dei piani a terra.

III E’ percepito da più persone e provoca oscillazione di oggetti appesi e vibrazioni.

IV Provoca oscillazioni e vibrazioni anche di automezzi, tintinnio di vetri, vibrazioni di vasellame, scricchiolio di

pareti.

V Sveglia chi dorme; provoca scricchiolii, tintinnii, spavento; cadono calcinacci.

VI Fa fuggire le persone all’aperto, produce boati, fa cadere oggetti pesanti, provoca qualche lesione agli edifici.

VII Provoca panico, caduta di intonaci, camini e tegole, rottura di vetri, danni di scarsa entità ai muri, piccole frane

in materiali sciolti, suono di campane, onde sugli specchi d’acqua.

VIII Si sente anche guidando automezzi, danneggia murature anche buone, ma non di cemento armato; provoca la

caduta di torri, palizzate, alberi e l’apertura di crepacci nel suolo.

IX Distrugge edifici non particolarmente resistenti, rompe tubazioni sotterranee, provoca ampi crepacci nel

terreno, apre crateri con espulsione di sabbia e di fango.

X Distrugge buona parte degli edifici, danneggia dighe ed argini, devia fiumi e rotaie, provoca grandi frane,

sposta orizzontalmente i terreni che si sono fessurati.

XI Rovina completamente gli edifici, rompe ogni tubazione, tronca le comunicazioni, provoca molte vittime.

XII Distrugge ogni opera umana, sposta grandi masse rocciose o vasti tratti di terreno in cui si aprono larghi

crepacci, lancia in aria oggetti, provoca grandi frane e può causare migliaia di vittime.


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In base ai diversi valori di intensità attribuiti, si

possono costruire le carte isosismiche.

In queste carte sono riportate le isosisme, linee che

delimitano le aree in cui il terremoto è stato

percepito con la stessa intensità.



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Nella carta sono

rappresentate le

aree isosismiche

del terremoto

dell’Irpinia del 23

novembre 1980.

L’intensità

massima è stata

del X grado della

scala Mercalli in

prossimità del

centro di Laviano.



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Dallo studio dei sismogrammi può essere ricavata la

magnitudo dei terremoti, una grandezza che

consente di valutare l’energia liberata.

Usando lo stesso tipo di sismografo in tutte le

stazioni sismologiche, si ottengono registrazioni

comparabili: maggiore è l’ampiezza della traccia,

maggiore è la quantità di energia liberata dal sisma.

La magnitudo dei terremoti è descritta mediante la

scala Richter, dal nome del sismologo che la

propose intorno al 1930.



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Per definizione, il valore 0 della scala Richter

corrisponde a un sisma che, registrato su un sismografo

standard alla distanza di 100 km dall’epicentro, produce

un sismogramma in cui l’altezza massima della traccia

è 0,001 mm.

La magnitudo della scala Richter è espressione

dell’energia liberata dal terremoto.



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Per definizione, il valore 0

della scala Richter

corrisponde a un sisma che,

registrato su un sismografo

standard alla distanza di 100

km dall’epicentro, produce un

sismogramma in cui l’altezza

massima della traccia è 0,001

mm.

La magnitudo della scala

Richter è espressione

dell’energia liberata dal

terremoto.


Magnitudo Energia liberata (in joule) ovvero … Frequenza

0 2.000 Circa 8.000 al giorno

1 70.000 Circa 4.000 al giorno

1,5 400.000 Circa 2.000 al giorno

2 2.200.000 Circa 1.000 al giorno

2,5 12 milioni Circa 400 al giorno

3 70 milioni Una grande mina Circa 130 al giorno

3,5 400 milioni Una piccola bomba atomica Circa 50 al giorno

4 2 miliardi Circa 15 al giorno

4,5 12 miliardi Circa 6 al giorno

5 70 miliardi 2÷3 al giorno

5,5 400 miliardi Una grande bomba atomica 1 al giorno

6 2.000 miliardi Una piccola bomba H Circa 120 all’anno

6,5 12.000 miliardi Circa 50 all’anno

7 70.000 miliardi Maggiori test nucleari effettuati 18 all’anno

7,5 400.000 miliardi 6 all’anno

8 2 milioni di miliardi 1 all’anno

8,5 12 milioni di miliardi 1 ogni 8 anni

9 70 milioni di miliardi Energia totale consumata nel mondo in 10

giorni 1 ogni 20 anni

10 2 miliardi di miliardi Evento sconosciuto


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Con una scala grafica di questo tipo è

possibile ricavare la magnitudo di un

terremoto.

È sufficiente conoscere la distanza

dall’epicentro (in questo caso 300 km),

misurare sul sismogramma l’ampiezza

massima delle onde registrate (in questo

caso 10 mm) e congiungere sulla scala i

due punti.

L’intersezione con il segmento

intermedio dà il valore della magnitudo.



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Ogni anno in media si verificano oltre un milione di

terremoti sul nostro pianeta.

Per la maggior parte si tratta di fenomeni rilevati solo

attraverso gli strumenti e soltanto pochi terremoti

hanno effetti dannosi.

Tutti questi fenomeni non sono distribuiti in modo

casuale sulla superficie terrestre.



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Esistono aree, in genere fasce allungate, nelle quali

i fenomeni sismici sono particolarmente frequenti,

mentre in altre estese aree i fenomeni sismici sono

praticamente sconosciuti.

Le fasce sismiche corrispondono a regioni in cui si

concentrano e poi si liberano forze che provengono

dall’interno della Terra.



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39

Le aree sismiche possono interessare la superficie

continentale, ma anche i fondali oceanici.

In generale, le

aree

sismicamente più

attive sono anche

quelle

geologicamente

più giovani.



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40

Quando l’epicentro di un terremoto è situato su un

fondale marino, può verificarsi un fenomeno che

prende il nome di maremoto.

Il maremoto è caratterizzato da onde che, quando il

fondale si abbassa, possono raggiungere altezze di

alcuni metri e abbattersi rovinosamente sulla costa.

Il repentino innalzamento o abbassamento del livello

delle acque, con la formazione di un’onda che si

propaga in tutte le direzioni, dà luogo al fenomeno

che prende il nome anche di tsunami.

§8.9 Maremoti


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§8.9 Maremoti

Le onde di maremoto hanno caratteristiche molto

diverse dalle onde provocate dal vento.

Le onde di maremoto sono

molto veloci, con una

velocità che aumenta con

la profondità del fondale

marino.

La massa d’acqua

interessata dall’onda di

maremoto è l’intero

spessore marino, non solo

lo strato superficiale.

Si tratta di onde molto

lunghe, spesso 100 km o

più. Perché l’onda di maremoto abbia conseguenze rilevanti,

deve essere causata da un sisma di magnitudo ≥6.


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Le oscillazioni del suolo dovute ai terremoti possono

lesionare le costruzioni, interrompere le vie di

comunicazione, provocare incendi, mettere in

movimento frane e causare maremoti nelle zone

costiere.

Il rischio sismico è una grandezza che permette di

valutare le conseguenze dei fenomeni sismici:


RISCHIO = PERICOLOSITÀ × VULNERABILITÀ × VALORE ESPOSTO


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Quando le

statistiche fanno

presupporre

l’imminenza di

una forte scossa,

i sismologi fanno

particolare

attenzione a

eventuali segni

premonitori. Principali segni premonitori delle scosse sismiche.

1 Deformazioni e sollevamenti del terreno dovuti alle

spinte a cui sono sottoposte le rocce.

2

Variazione della velocità delle onde P in prossimità del

futuro ipocentro, dovuta al cambiamento delle

caratteristiche di elasticità delle rocce.

3

Aumento di radon, gas presente nel sottosuolo, nelle

acque di falda o liberato in superficie a causa

dell’aumento delle microfessure nelle rocce.

4 Aumento della frequenza delle microscosse sismiche.

5 Comportamento anomalo degli animali.


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44

Nel caso dei terremoti, la prevenzione è più praticabile

ed efficace della previsione.

La prevenzione antisismica si attua essenzialmente

con una oculata scelta dei terreni su cui edificare.

Un’altra misura preventiva è l’applicazione di criteri

antisismici nella progettazione e nella costruzione

degli edifici.

Le carte della pericolosità sismica sono elaborate

tenendo conto delle caratteristiche geologiche e

tettoniche della regione studiata.



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La carta della pericolosità

sismica è elaborata tenendo

conto delle caratteristiche

sismiche di una regione

e dei dati statistici

riguardanti il numero e

l’intensità dei terremoti del

passato.

In questa carta della

pericolosità sismica in Italia,

l’intensità del colore è

proporzionale alla pericolosità

sismica e al conseguente

grado di protezione

antisismica richiesto

nell’edilizia.



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In Giappone è molto

diffusa l’informazione

per cautelarsi dai

rischi sismici.

Nella foto una

dimostrazione

pubblica di

comportamenti di

sicurezza da tenere

durante un terremoto.



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L’Italia è una regione altamente sismica.

Ad eccezione della Sardegna, di parte della Puglia,

di parte della Val Padana e delle Alpi centro-

occidentali, l’intero territorio nazionale è soggetto a

fenomeni di sismicità.

Per individuare il rischio sismico delle diverse aree

si effettua quella che si chiama zonazione del

rischio sismico.



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Classificazione dei Comuni

della Toscana in base alla

probabilità che in 50 anni, a

partire dal 1981, si verifichi

almeno un evento di

intensità dell’VIII grado della

scala Mercalli, tale da

provocare danni a un

edificio di assegnata

vulnerabilità.


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