Utente:Antonov/prove

Un terremoto (dal latino terrae motus), detto anche sisma o scossa sismica, è una vibrazione (un fenomeno ondulatorio) che si propaga all'interno o sulla superficie della crosta terrestre. Questo fenomeno ha origine dal brusco rilascio di energia meccanica accumulata nel tempo.

● Per effetto di complesse dinamiche relative all'attività geologica del pianeta, si producono all'interno delle rocce degli stati di sforzo che aumentano nel tempo.

● La roccia, sotto l'effetto di questi sforzi, subisce una deformazione che aumenta proporzionalmente all'energia accumulata, fino al raggiungimento del limite di rottura.

● A questo punto, si ha la rottura della massa rocciosa in due parti mediante una frattura (faglia) lungo la quale si ha un movimento relativo dei due blocchi con liberazione improvvisa di energia. Questa energia viene in parte dissipata come lavoro per compiere lo spostamento, in parte sotto forma di calore e in parte si propaga sotto forma di onde sismiche.

Curva della relazione sforzo-deformazione di un materiale. Nella prima parte della curva si ha un rapporto di proporzionalità diretta, e la deformazione è reversibile (comportamento elastico); nella seconda parte il materiale ha notevoli deformazioni, non reversibili, per piccoli incrementi dello sforzo (comportamento plastico). Per ulteriore incremento dello sforzo si ha rottura.
La pressione litostatica agisce in tutte le direzioni e determina una riduzione di volume ma non deformazione.

Questa sequenza di eventi costituisce la teoria del rimbalzo elastico (elastic rebound). Questa teoria spiega i terremoti mediante un modello che considera la massa rocciosa interessata dalla deformazione come un corpo solido elastico (allo stesso modo di una molla sotto l'effetto di una sollecitazione).]]

In fisica, l'elasticità è la proprietà che permette ad un corpo di deformarsi sotto l'azione di una forza esterna e di riacquisire, se le deformazioni non risultano eccessive, la sua forma originale al venir meno della causa sollecitante. Se il corpo, cessata la sollecitazione, riassume esattamente la configurazione iniziale è detto perfettamente elastico. La sollecitazione massima che garantisce il comportamento elastico del materiale è detta limite di elasticità e, nel caso venga superata, si entra nel campo di comportamento plastico, nel quale il corpo subisce una deformazione irreversibile (cioè conserva la deformazione anche una volta cessata la sollecitazione). Per un ulteriore incremento della sollecitazione si ha rottura del materiale. L'estensione dei campi elastico e plastico dipende dal tipo di materiale, dalle condizioni di pressione e temperatura, e anche dalla modalità di applicazione della sollecitazione.
Per diversi tipi di rocce alle condizioni della superficie terrestre (come ad esempio calcari, dolomie, rocce detritiche cementate come le arenarie, la maggior parte delle rocce cristalline come i graniti e i basalti) il comportamento si può definire come prevalentemente elastico. Altre, come le rocce argillose o le rocce saline, possono avere un comportamento plastico. Il comportamento dipende anche da diverse variabili, per la maggior parte collegate tra loro:

  • Profondità. In superficie le rocce tendono a fratturarsi, mentre nel sottosuolo tendono a deformarsi. Questo dipende dalla temperatura e dalla pressione, che aumentano con la profondità.
  • Pressione. Un certo volume di roccia posto in profondità è sottoposto ad una pressione dovuta al peso delle rocce sovrastanti. Questa pressione agisce sia verticalmente (e in condizioni normali questa è la componente dominante), sia orizzontalmente in tutte le direzioni (e questa è la pressione "confinante", che impedisce che la roccia si fratturi o si deformi laterlmente sotto il peso della colonna di roccia soprastante). Questa pressione (definita pressione litostatica), agendo in tutte le direzioni determina una diminuzione di volume della roccia, senza deformazione. Pertanto, l'aumento della pressione con la profondità si oppone alla rottura della roccia e favorisce un comportamento plastico.
  • Temperatura. L'aumento del calore in profondità fa aumentare il moto delle particelle e determina il rilascio di acqua, favorendo quindi il comportamento plastico.
  • Acqua. La presenza di acqua aumenta la mobilità delle molecole che compongono le rocce, e inoltre agisce come "lubrificante" attenuando gli attriti tra le particelle, favorendo in tal modo un comportamento plastico.
  • Tempo. Uno sforzo applicato in tempi molto lunghi può portare ad un comportamento plastico anche in rocce che sono normalmente fragili, mentre sollecitazioni rapide e improvvise portano a rottura.

Quando l'entità della sollecitazione supera quella delle forze di coesione della roccia, si ha la rottura lungo un piano di taglio (faglia) e una deformazione irreversibile, con spostamento delle masse rocciose ai due lati del piano di faglia. L'energia elastica si libera quindi improvvisamente come calore (causato dall'attrito lungo la superficie di faglia) e come movimento oscillatorio violento delle masse rocciose, che si propaga in tutte le direzioni sotto forma di onde elastiche concentriche a partire dal punto di rottura.

Dopo l'evento sismico, il sistema raggiunge un nuovo stato di equilibrio corrispondente ad un livello di energia minore, dal quale eventualmente ricomincerà un nuovo accumulo di energia.

il terremoto si origina in un punto all'interno della crosta detto ipocentro; la sua proiezione sulla superficie è detta epicentro.

Le onde sismicheModifica

Le onde sismiche sono onde elastiche. In fisica un'onda elastica è un particolare tipo di onda meccanica (che si propaga cioè in un mezzo materiale) in cui le caratteristiche fisiche del mezzo sono di tipo elastico, ovvero si ha proporzionalità diretta tra la deformazione lo sforzo applicato (legge di Hooke). La propagazione di un'onda elastica implica una propagazione di energia, mentre non si ha trasporto di materia.
Un'onda può quindi essere definita come una perturbazione elastica che si propaga da punto a punto attraverso un materiale, o sulla sua superficie. Le molecole del materiale si spostano sotto l'effetto della perturbazione ma una una volta passata la perturbazione ritornano nella posizione di partenza. Non si ha quindi uno spostamento definitivo, se non nel punto di rottura in cui ha avuto origine la perturbazione (nel caso delle rocce si tratta generalmente di una faglia). Le onde sismiche naturali si dividono principalmente in due grandi categorie, in funzione di come percorrono il materiale su cui si esercita la perturbazione. Si originano nell'ipocentro (onde profonde), si propagano in tutte le direzioni come fronti d'onda sferici e quando raggiungono la superficie terrestre nell'epicentro, danno origine a onde superficiali.

Onde profondeModifica

Sono le onde che si originano nell'ipocentro. Sono anche definite onde di volume, perché si propagano in tutte le direzioni e quindi interessano un volume di roccia. Si tratta delle onde P (primarie) ed S (secondarie).

  • Onde P (primarie): sono le più veloci. Sono onde compressionali, definibili anche come onde longitudinali. Sono simili alle onde acustiche. La loro modalità di propagazione corrisponde a successive compressioni e rarefazioni del mezzo in cui viaggiano: al loro passaggio le particelle del materiale attraversato compiono un moto oscillatorio nella direzione di propagazione dell'onda. Sono le più veloci fra le onde generate da un terremoto e, dunque, le prime che vengono avvertite da una stazione sismica, da cui il nome onde primarie. Possono propagarsi sia nei mezzi solidi che nei fluidi (entrambi dotati di resistenza alla compressione).
  • Onde S (secondarie): sono meno veloci delle onde P (raggiungono velocità che si aggirano solitamente intorno al 60-70% della velocità delle Onde P), quindi vengono avvertite o registrate dopo queste ultime. Si tratta di onde trasversali che provocano nel materiale attraversato oscillazioni perpendicolari alla loro direzione di propagazione. Si possono immaginare come le onde che si propagano lungo una corda di lunghezza finita, che viene fatta oscillare muovendone le due estremità. Un'importante caratteristica di queste onde è che non possono propagarsi in mezzi fluidi (che non sono dotati di rigidità e non hanno alcuna resistenza elastica a sforzi di taglio). Non è possibile dunque riscontrarle ad esempio entro il magma presente nel serbatoio magmatico di un vulcano o nel nucleo esterno della terra. Questa caratteristica è stata storicamente molto importante per gli studi geofisici riguardanti la composizione in profondità della terra.

Ogni tipo di materiale (quindi anche di roccia) ha un valore di velocità (o un intervallo di valori) caratteristico per le Onde P e le Onde S.

 
Esempio di sismogramma derivato da un terremoto, con gli arrivi successivi dei vari tipi di onde sismiche nel tempo. Alla stazione di misura arrivano prima le Onde P, poi le Onde S e infine le onde superficiali, caratterizzate dalla maggiore ampiezza ed energia e che causano lo spostamento maggiore del suolo.

Onde superficialiModifica

Quando le onde di volume intersecano una superficie che separa due mezzi con caratteristiche di densità e velocità sismica diverse, in parte vengono riflesse e in parte generano altri tipi di onde noti come onde superficiali (o onde di superficie). Queste onde si propagano prevalentemente lungo la superficie di separazione tra i due mezzi, e la loro energia decade rapidamente allontanandosi dalla superficie stessa.
La superficie che ci interessa principalmente per quanto riguarda gli eventi sismici è ovviamente la superficie terrestre, che separa le rocce crostali dall'atmosfera. L'ampiezza e l'energia delle onde superficiali decade molto rapidamente con la profondità (secondo una legge esponenziale). Quindi i loro fronti d'onda non sono più sferici (come nel caso delle onde di volume) ma si possono considerare cilindrici (con un'altezza molto ridotta). La velocità delle onde di superficie è inferiore alla velocità delle onde di volume, per cui (specialmente se l'evento è distante) il loro arrivo è successivo all'arrivo delle Onde P ed S. D'altro canto, l'ampiezza e quindi l'energia associata, di queste onde è notevolmente maggiore di quella delle onde di volume.
Le onde di superficie che si generano nell' epicentro a causa dell'arrivo delle onde P ed S. Sono le onde più pericolose, quelle che causano la maggior parte dei danni nei terremoti. Sono di due tipi:

Onde di Rayleigh. Le onde di Rayleigh sono generate dall'interazione delle onde P e onde S sulla superficie della terra, e viaggiano con una velocità che è più bassa della velocità delle onde P e S. Sotto l'azione di queste onde le particelle della superficie si muovono in ellissi in piani normali alla superficie e paralleli alla direzione di propagazione. Le onde di Rayleigh causano movimenti sussultori.

Onde di Love. le Onde di Love sono onde di taglio orizzontali; la loro massima ampiezza si evidenzia in superficie e decade rapidamente con la profondità. Sono onde sismiche superficiali che causano uno spostamento orizzontale della terra durante un terremoto. Le onde di Love viaggiano con una velocità minore delle onde P o S, ma sono più veloci delle onde di Rayleigh.

Le cause dei terremotiModifica

 
Mappa globale degli eventi sismici dal 1900 al 2017. I simboli sono differenziati per magnitudine degli eventi.
 
Mappa globale dei centri vulcanici attivi (punti in rosso). sono riportati anche i limiti delle placche tettoniche.

Terremoti di origine tettonicaModifica

questi terremoti sono di gran lunga i più frequenti e intensi, e si originano nei punti della crosta terrestre ove si accumula energia meccanica. Guardando una mappa degli epicentri dei terremoti a scala globale, si vede immediatamente che i sismi non sono distribuiti uniformemente sulla superficie terrestre, ma si localizzano in fasce ristrette e allungate, nelle quali sono anche localizzati la maggior parte dei vulcani attivi. Secondo la teoria della tettonica delle placche (che verrà esaminata in dettaglio nel prossimo capitolo) queste fasce costituiscono i limiti di placche tettoniche rigide nelle quali è suddivisa la litosfera terrestre e che giacciono su un substrato più denso, viscoso e semifluido (il mantello superiore terrestre).
L'interazione tra le placche tettoniche, che avviene in corrispondenza dei loro margini, è all'origine della maggior parte dei terremoti. Questa interazione avviene con diverse modalità, a seconda del tipo di movimento relativo delle placche. In estrema sintesi:

  • Margini convergenti. Quando due placche premono l'una contro l'altra. In questo caso, si ha generalmente l'incuneamento di una delle placche sotto l'altra e la sua consumazione all'interno del mantello. Gli sforzi in gioco sono di tipo compressivo. Lungo questi margini si generano terremoti a varie profondità (anche molto profondi, fino ad alcune centinaia di chilometri) e ad alto contenuto di energia. Il margine occidentale dell'America Meridionale, con la catena andina, oppure il margine costiero adriatico appenninico, sono esempi di questo tipo di interazione.
  • Margini divergenti. Quando i margini di due placche tendono ad allontanarsi reciprocamente, muovendosi in direzioni opposte, sotto la spinta di nuova crosta che si aggiunge lungo i margini da eruzioni di magma originate direttamente del mantello. In questo caso gli sforzi sono di tipo distensivo. Lungo questo tipo di margini si generano terremoti superficiali e a basso contenuto di energia. La "dorsale" presente nella fascia centrale dell'Oceano Atlantico (dorsale medio-atlantica) è un classico esempio di questo tipo di margine.
  • Margini trasformi. Quando le placche scorrono orizzontalmente "strisciando" l'una contro l'altra, quindi non si genera né si distrugge crosta terrestre, ma si ha deformazione lungo il margine per attrito. Il movimento può essere in direzioni opposte oppure nella stessa direzione (ma con velocità diverse). In questi casi gli sforzi sono soprattutto tangenziali ai margini, anche se localmente possiamo avere componenti compressive o distensive. In corrispondenza di questi margini si generano terremoti superficiali ma con contenuto energetico anche molto elevato. La famosa Faglia di S. Andrea che decorre nella fascia costiera della California, altamente sismica, è un margine di questo tipo.
 
I tre tipi di faglie principali.

Come già riportato, i terremoti sono generalmente connessi all'attività di faglie (fratture della crosta terrestre con movimento relativo delle masse rocciose). Si distinguono tre tipi di faglie, a seconda della direzione di movimento relativo.

  • Faglia trascorrente. In questo tipo di faglia i margini dei due blocchi scorrono orizzontalmente. Il piano di faglia è spesso subverticale. Le faglie di questo tipo si distinguono in trascorrenti destre e trascorrenti sinistre. Il criterio di distinzione è semplice: se ponendoci da uno qualunque dei due della linea di faglia il lato opposto risulta dislocato verso destra, sarà una trascorrente destra; viceversa nel caso di una trascorrente sinistra. Queste faglie sono legate a sforzi di traslazione che agiscono sui due blocchi, e a margini trascorrenti.
  • Faglia diretta (o faglia normale). In questo caso, uno dei due blocchi si porta in posizione ribassata rispetto all'altro. Generalmente in questo tipo di faglie il piano di faglia è inclinato, quindi si può distinguere il blocco sottostante il piano di faglia (muro) dal blocco soprastante il piano di faglia (tetto). In questo caso quindi il tetto scende rispetto al muro. Si tratta di faglie tipiche di un regime tettonico distensivo e di margini divergenti. Queste faglie sono nella maggior parte dei casi in serie a "gradinata" (cioè ribassano gradualmente, per piani successivi, una parte di territorio rispetto ad un'altra), oppure definiscono un andamento ad "alti" strutturali (horst) alternati a "bassi" strutturali o fosse (graben).
  • Faglia inversa. In questo caso il "tetto" risale lungo il "muro". Sono faglie tipiche di un regime tettonico compressivo e di margini convergenti. Molto frequentemente queste faglie sono associate a pieghe tettoniche, e ne interessano, dislocandoli, i fianchi.

E' opportuno sottolineare che in realtà nella maggior parte dei casi si trovano faglie di tipo "misto" in cui prevale di volta in volta una delle tre componenti descritte. Ovvero: in una faglia trascorrente vi possono essere componenti di movimento di tipo compressivo o viceversa distensivo, o anche entrambi in diversi settori della linea di faglia (in questo caso si avrà un movimento "rotazionale" lungo il piano di faglia). O ancora: in faglie di tipo normale o inverso possono esservi componenti di traslazione (in questi casi si avrà un movimento "obliquo" del tetto rispetto al muro).
Inoltre, anche in un regime compressivo localmente si possono avere faglie normali, e viceversa in un regime distensivo potremmo avere localmente faglie con componente prevalentemente inversa. Per comprendere a fondo lo stile strutturale di un territorio occorrono studi molto accurati di tipo statistico basati su misure quantitative dei piani di faglia e dei movimenti relativi, sia su dati di campagna sia su dati indiretti (pozzi e prospezioni sismiche).

Terremoti di origine vulcanicaModifica

Ove sono centri vulcanici attivi, è molto frequente registrare terremoti a bassa intensità, dovuti a spostamenti delle masse di magma presenti in profondità in conseguenza di movimenti tettonici. Terremoti di megnitudine più elevata possono essere invece la conseguenza di attività vulcanica parossistica (eruttiva). Le eruzioni vulcaniche sono spesso precedute da una fitta sequenza di eventi sismici locali, la cui frequenza e intensità si accentua progressivamente prima del manifestarsi del fenomeno eruttivo.

Il processo di penetrazione e risalita del magma si realizza quando la pressione magmatica diviene maggiore della resistenza opposta dalle rocce incassanti. In questo caso, il magma risale progressivamente dalla camera magmatica nel condotto vulcanico determinando un rigonfiamento della struttura vulcanica e un accumulo di tensione, con aumento dell'attività sismica mano a mano che il magma risale verso la superficie facendosi strada attraverso le rocce[N 1]. La fase finale di risalita del magma è spesso quella che dà origine ai terremoti di magnitudine maggiore. I sismi indotti dall'attività magmatica in quest'ultima fase possono indurre frane e crolli locali, che talora possono coinvolgere anche intere sezioni dell'edificio vulcanico. Questo processo culmina nell'eruzione a giorno del magma. In seguito all'evento eruttivo, l'apparato vulcanico ritrova un equilibrio ad un livello di tensione inferiore.

 
Sequenza eruttiva del M. St. Helens, che va dall'accumulo di corpi magmatici a bassa profondità, alle prime esplosioni che determinarono la frana del fianco del vulcano, all'eruzione finale che causò il flusso piroclastico successivo.

L'eruzione del Mount Saint Helens del 1980 è un evento che esemplifica bene il comportamento sismico visto sopra. E' un apparato vulcanico recente, che ha cominciato a crescere nel Pleistocene (37600 anni). Esso è noto in particolare per la sua catastrofica eruzione del 18 maggio 1980, avvenuta alle 8:32 ora locale, l'evento vulcanico più mortale ed economicamente più distruttivo nella storia degli Stati Uniti. Questo vulcano si trova nella parte nord-occidentale degli Stati Uniti, nello Stato di Washington, e fa parte della Catena delle Cascate (Cascade Range). Si tratta di uno strato-vulcano che alterna ad intense fasi eruttive periodi di quiescenza variabili da alcune centinaia di anni a circa 5000 anni. Nel marzo del 1980, a 180 anni dall'ultima eruzione iniziò a dare segni di risveglio.

Dal 20 marzo di quell'anno si susseguirono scosse sismiche con frequenza crescente, fino al 27-29 marzo, in cui si ebbero le prime eruzioni esplosive di tipo freato-magmatico (con fuoriuscita di colonne di vapore) e creazione di due nuovi crateri sommitali, poi confluiti in un cratere unico. In questa fase il picco della frequenza dei terremoti era leggermente antecedente alla prima fase eruttiva, mentre il rilascio di energia ebbe il suo massimo alcuni giorni dopo.
In seguito, la frequenza delle scosse decrebbe, ma l'energia sprigionata rimase alta, per culminare con l'eruzione catastrofica del 18 maggio, alla quale fece seguito una rapida tendenza quiescente. L'apparente diminuzione di frequenza dei sismi in questa fase corrispondeva in realtà ad un accumulo di energia sul fianco nord dell'apparato vulcanico, dove si stava formando un rigonfiamento fino a oltre un centinaio di metri per la pressione del magma, giunto a bassa profondità.

Il 16 maggio le eruzioni, che si erano susseguite fino ad allora con continuità, cessarono di manifestarsi. Il 18 maggio, la pressione del magma accumulatosi entro il fianco nord del vulcano si liberò improvvisamente. Alle 8:32 del mattino un terremoto di magnitudo 5.1 scosse la base del fianco nord, che iniziò a scivolare in basso in una enorme frana ad una velocità compresa tra 175 e 250 Km/ora, dando luogo ad un accumulo di detriti di circa 27 Km di lunghezza e 47 m di spessore medio. La frana fu seguita immediatamente da un flusso piroclastico causato dall'eruzione vera e propria. Nell'eruzione morirono 57 persone rimaste nelle vicinanze del vulcano. Migliaia di alberi furono abbattuti dall'onda d'urto, dalla frana e dal flusso piroclastico che seguiva e morirono migliaia di animali.

Le scosse sismiche possono essere considerate come eventi precursori di fenomeni eruttivi, e nelle aree con attività vulcanica sono attentamente monitorate insieme ad altri parametri potenzialmente indicativi (deformazioni del suolo, variazioni della temperatura, del chimismo delle emissioni gassose, variazioni gravimetriche). E' opportuno però sottolineare che le eruzioni non sono necessariamente precedute da eventi sismici significativi (dipende da molti fattori, come la tipologia e il chimismo dell'attività vulcanica e l'attività tettonica correlata), e che va considerato il quadro d'insieme dei parametri per una previsione attendibile. Inoltre, non è ancora possibile sostanzialmente determinare con precisione il momento di un evento eruttivo. La previsione per questo tipo di eventi è probabilistica, e le ricerche in questo campo sono volte a fornire elementi per la rilevazione precoce della probabilità di eruzione. Questo approccio prevede la definizione di fasce di territorio a rischio crescente e di diversi gradi di allertamento, fino all'eventuale sgombero della popolazione.

Terremoti di origine gravitativa (crollo)Modifica

Frane (soprattutto frane di crollo), se di notevole entità, possono dare origine a sismi avvertibili. La frana del Monte Toc, che il 9 ottobre 1963 causò il disastro del Vajont (Val Piave, Veneto) diede origine ad un evento sismico che venne registrato da diversi sismografi nel nord Italia. Scosse furono avvertite anche nei mesi precedenti il disastro, causate dal movimento della massa di roccia. Eventi simili possono anche essere la conseguenza di crolli di cavità sotterranee (grotte naturali o anche gallerie e vani sotterranei artificiali). Questi terremoti sono molto superficiali, localizzati e di bassa magnitudine.
In questo caso, le scosse sismiche possono essere considerate potenzialmente come eventi precursori del fenomeno franoso, e la loro rilevazione fa parte del monitoraggio della stabilità dei versanti e dei corpi di frana.

Terremoti di origine artificialeModifica

Vi possono essere anche terremoti attribuibili a cause artificiali. Le esplosioni dovute a test nucleari (sia in atmosfera che sotterranee) danno origine ad eventi sismici potenzialmente riconoscibili in base alle caratteristiche del loro segnale; i criteri distintivi rispetto a terremoti naturali sono studiati allo scopo di rilevare eventuali violazioni dei trattati internazionali attualmente in vigore sugli esperimenti nucleari, o test condotti da paesi non aderenti (oppure da compagini di natura terroristica).
Molto più comuni sono le esplosioni eseguite scopi minerari (in cave o miniere) o per l'escavazione di gallerie artificiali, o ancora per l'esecuzione di prospezioni sismiche di sottosuolo a scopo di ricerca o per l'industria estrattiva degli idrocarburi (per quest'ultimo scopo però negli ultimi decenni si tende ad evitare l'uso di esplosivi e ad utilizzare "vibroseis": grandi vibratori a piastra montati su autocarri). In tutti questi casi si producono generalmente scosse sismiche indotte lievi, il più delle volte avvertibili come leggere vibrazioni del suolo (a meno che non si sia molto vicini alla sorgente dell'energia sismica, ovvero all'esplosione).
La coltivazione di alcuni tipi di giacimenti di idrocarburi (in rocce a bassa permeabilità) richiede la fratturazione delle rocce serbatoio che contengono il petrolio o il gas allo scopo di incrementarne la permeabilità per ottenere una produzione sufficientemente economica. La fratturazione delle rocce avviene per iniezione di fluidi ad alta pressione (fratturazione idraulica). Questa attività può indurre terremoti di lieve entità (microsismi), la cui magnitudine aumenta quanto più il giacimento è superficiale, e che in alcuni casi sono avvertibili dalla popolazione.

Strumenti per registrare i terremotiModifica

Per comprendere le caratteristiche di un terremoto gli scienziati registrano le oscillazioni delle onde sismiche utilizzando uno strumento chiamato sismografo. Un sismografo (in greco σεισμος - seismós , 'vibrazione' e γράφω - grapho 'scrivo') è un dispositivo utilizzato in sismologia che può registrare le vibrazioni del suolo. Fondamentalmente consiste in una massa montata su una sospensione a molla. Il movimento del terreno viene trasferito all'alloggiamento dello strumento, mentre la massa rimane a riposo a causa della sua inerzia. Quindi viene registrato il movimento relativo del suolo. Le oscillazioni vengono registrate da un pennino su un rullo di carta rotante, permettendo quindi la registrazione del fenomeno nel tempo.

Inizialmente (1875-1904), questi dispositivi erano puramente meccanici. Successivamente, sono entrati in servizio dispositivi elettromagnetici nei quali il sensore era costituito da una bobina resa solidale al pendolo e immersa nel campo di un magnete permanente. Attualmente i sismografi elettromagnetici si sono evoluti con l'applicazione dei computer, potendo così registrare i dati in forma digitale. Questo offre la possibilità di amplificare il segnale sismico e di applicare ai segnali rilevati filtraggi che permettono di eliminare le interferenze dovute ai fenomeni locali (traffico e altre attività dell'uomo) o alle caratteristiche del sistema di rilevamento (risonanza del pendolo).

Il tracciato registrato si chiama sismogramma e la sua analisi permette di calcolare distanza e direzione dell'epicentro e l' energia sprigionata dal terremoto. I dispositivi meccanici in origine erano sensibili solo alla componente verticale di movimento del suolo. Nei dispositivi moderni è possibile registrare le componenti del segnale sismico nelle tre direzioni ortogonali (x, y, z, ovvero N-S, E-W e verticale) dello spazio, con maggiore affidabilità e precisione nell'individuazione della posizione degli epicentri e degli ipocentri.

 
Shema che illustra la procedura di determinazione della posizione dell'epicentro di un sisma in base agli intervalli tra i tempi di arrivo delle Onde P ed S.

L'ubicazione del punto d'origine di un terremoto (epicentro e ipocentro) viene determinata utilizzando i tempi di arrivo delle Onde P e delle Onde S alle stazioni di misurazione. Come abbiamo visto, le Onde P sono sensibilmente più veloci delle Onde S. In un punto molto prossimo all'origine del sisma la differenza tra i due arrivi (Δt) sarà minima, mentre allontanandosi dalla sorgente del terremoto le Onde S avranno un ritardo sempre più ampio. Osservando in ogni stazione sismografica le differenze di tempo tra gli arrivi è possibile calcolare la distanza dalla sorgente delle onde.

Per fare ciò è necessario conoscere la velocità sia delle Onde P che delle Onde S, e quindi le relazioni che legano i rispettivi tempi di propagazione e le distanze a partire dal punto di origine del terremoto. Queste relazioni possono essere espresse come curve (dromocrone) su diagrammi in cui sull'asse delle ascisse (x) è riportata la distanza dall'epicentro (in Km) e sull'asse delle ordinate (y) sono riportati i tempi di transito delle onde sismiche (in minuti o secondi). Queste relazioni sono costruite sulla base delle osservazioni delle stazioni sismografiche nel corso degli anni. Da alcuni decenni a questa parte non si utilizzano più tabelle e grafici cartacei per la determinazione di epicentri e ipocentri ma algoritmi dedicati su computer. Le onde superficiali non sono utilizzabili per la localizzazione delle sorgenti sismiche, perché non possono essere calcolate relazioni tempi-distanze generalizzabili a causa delle variazioni laterali nella struttura della crosta e del mantello terrestre, che rendono eccessivamente variabili i parametri di questo tipo di onde.

I "segmenti" (Δt1-3) che esprimono le differenze tra i tempi di arrivo delle Onde S e delle Onde P alle varie stazioni (S1-3) vengono riportati nel diagramma in modo che si inseriscano correttamente tra le curve di velocità dei due tipi di onde. La posizione dei segmenti, riportata sull'asse delle ascisse, permette quindi di leggere le distanze delle stazioni (d1-3) dall'epicentro. E' possibile in tal modo calcolare anche l’orario effettivo di inizio del terremoto leggendo sul medesimo diagramma, in corrispondenza della distanza trovata, il tempo di tragitto dell’onda P e sottraendolo all’istante di tempo in cui la fase P è giunta al sismografo: il tempo che così si ottiene è l’orario cercato.

Per determinare la posizione del punto di origine delle onde sismiche non bastano le osservazioni di una sola stazione, perché con un singolo sismogramma si ha la distanza della stazione dal punto stesso ma non la sua direzione, quindi quello che si ottiene in realtà è un raggio che definisce il perimetro lungo il quale si trova l'epicentro. Per ottenere la posizione dell'epicentro occorre quindi "incrociare" le osservazioni di diverse stazioni sismografiche (almeno tre). Ovviamente, più stazioni si incrociano più è accurata la determinazione dell'epicentro. La procedura descritta per la determinazione della distanza epicentrale è utilizzabile solo se la distanza tra epicentro e stazione sismografica, misurata sulla superficie curva terrestre, è minore di circa 11.000 km (corrispondenti a un angolo intorno ai 100°). Questo perché, come visto precedentemente, le Onde S non riescono ad attraversare la parte esterna liquida del nucleo terrestre mentre le Onde P, non essendo assorbite, possono raggiungere qualsiasi punto.

Per quanto riguarda gli ipocentri, la determinazione della posizione è più difficile e presenta maggiori incertezze, perché la relazione tra tempi e profondità varia in misura maggiore con la profondità stessa, e anche perché vi sono spesso variazioni laterali nella natura delle rocce che determinano cambiamenti di velocità delle onde sismiche. Per questo occorrono le osservazioni di più stazioni, anche distanti, per arrivare ad una localizzazione affidabile.

Scale sismicheModifica

Le scale sismiche sono usate per misurare la forza di un terremoto. Esistono due tipi di scale: quelle basate sugli effetti (conseguenze) del terremoto, e quelle basate sull'analisi del sismogramma (quindi sulle oscillazioni provocate dal sisma).

Scala MCSModifica

 
Il terremoto in Emilia del 2012 arrivò all'VIII grado MCS

La scala MCS (detta anche scala Mercalli, dallo scienziato italiano che la ideò), misura l'intensità di un sisma basandosi sugli effetti che esso provoca. In particolare si basa sulle percezioni dell'essere umano e sui danni ai manufatti dell'uomo (edifici principalmente). Per questo motivo è una scala in parte soggettiva, cioè non si basa su oggettivi dati scientifici e lo stesso sisma potrebbe essere interpretato in modo diverso a seconda dello scienziato che definisce il valore.

E' strutturata in 12 gradi, i primi si basano sulla percezione delle persone, gli altri sui danni agli edifici.

(tabella tratta da wikipedia)

Grado Scossa Descrizione
I impercettibile Avvertita solo dagli strumenti sismici.
II molto leggera Avvertita solo da qualche persona in opportune condizioni.
III leggera Avvertita da poche persone. Oscillano oggetti appesi con vibrazioni simili a quelle del passaggio di un'automobile.
IV moderata Avvertita da molte persone; tremito di infissi e cristalli, e leggere oscillazioni di oggetti appesi.
V piuttosto forte Avvertita anche da persone addormentate; caduta di oggetti.
VI forte Qualche leggera lesione negli edifici e finestre in frantumi.
VII molto forte Caduta di fumaioli, lesioni negli edifici.
VIII rovinosa Rovina parziale di qualche edificio; qualche vittima isolata.
IX distruttiva Rovina totale di alcuni edifici e gravi lesioni in molti altri; vittime umane sparse ma non numerose.
X completamente distruttiva Rovina di molti edifici; molte vittime umane; crepacci nel suolo.
XI catastrofica Distruzione di agglomerati urbani; moltissime vittime; crepacci e frane nel suolo; maremoto.
XII apocalittica Distruzione di ogni manufatto; pochi superstiti; sconvolgimento del suolo; maremoto distruttivo; fuoriuscita di lava dal terreno.


Grado Descrizione
I Oscillazioni del suolo strumentali.
II Avvertito da poche persone in condizioni di riposo.
III Oscillazioni avvertite da poche persone.
IV Terremoto avvertito da molte persone. Possibile tintinnio di stoviglie.
V Oscillazione di oggetti sospesi; risveglio di persone addormentate.
VI Leggeri danni agli edifici; sottili fessure negli intonaci.
VII Fessure negli intonaci con distacco di piccoli frammenti; piccole lesioni nelle pareti.
VIII Ampie lesioni nelle pareti, caduta di cornicioni e comignoli.
IX Collasso di qualche edificio, crollo di pareti, solai e tetti.
X Crollo di molti edifici. Fenditure ampie fino ad un metro nel terreno.
XI Numerose fratture nel suolo, frane di grandi dimensioni in montagna.
XII Notevoli variazioni della topografia.
MAGNITUDO MERCALLI MM
1.0 - 3.0 I
3.0 - 3.9 II - III
4.0 - 4.9 IV - V
5.0 - 5.9 VI - VII
6.0 - 6.9 VII - IX
≥ 7.0 ≥ VIII

Scala RichterModifica

La scala Richter è una scala oggettiva (si basa su misure oggettive del sismogramma) che misura la magnitudo (la forza del sisma). Si basa su un calcolo matematico, e la formula generale per definire la magnitudo è:

 

dove A/A0 è un valore numerico che viene preso dal sismogramma (dalla massima oscillazione che si osserva nel sismogramma). Non esiste una scala predefinita come quella Mercalli-MCS, non ha un valore minimo o massimo. Attualmente il valore massimo registrato è quello del terremoto del Cile nel 1960 con una magnitudo di 9.5.

La previsione dei terremotiModifica

Visto la pericolosità dei terremoti l'uomo cerca di prevederli per ridurre il rischio sismico. La previsione può essere effettuata con due metodi, uno statistico e uno basato sui segnali premonitori (deterministico). In ogni caso non è possibile sapere esattamente quando e dove avverrà il terremoto.

  • Previsione statistica: in una area geografica si analizza quali sono le aree interessate da eventi sismici e la frequenza con cui avvengono, basandosi sui terremoti già avvenuti. Ad esempio, secondo recenti studi basati sui terremoti avvenuti in passato, c'è circa il 60% delle probabilità che un forte terremoto colpisca S. Francisco e Los Angeles (California, USA). Non è però possibile conoscere esattamente quando e dove avverrà il sisma.
  • Previsione deterministica: si basa su fenomeni premonitori che segnalano un imminente terremoto. Anche in questo caso non si può sapere esattamente se, quando e dove avverrà il sisma. I principali segnali premonitori sono:
    • sciame sismico e piccole scosse , possono segnalare che qualcosa si sta muovendo.
    • emissione di gas Radon, un gas radioattivo che fuoriesce dalle rocce soprattutto in concomitanza di eventi sismici.
    • variazioni della velocità delle onde sismiche: si osserva che prima di un importante sisma la velocità delle onde sismiche (che precedono il terremoto vero e proprio) si modifica in modo significativo

Il rischio sismicoModifica

Il rischio sismico è uno studio complesso che cerca di capire a quali rischi può andare incontro una certa area geografica (ad esempio una regione, una provincia, una città) nel caso in cui avvenisse un terremoto. Per fare questo si cerca di capire:

  • la pericolosità sismica, ovverosia la massima forza che potrebbe avere un eventuale sisma nell'area studiata e la probabilità che ciò accada.
  • l' esposizione ovvero il numero di persone che possono essere esposte a quel pericolo, ad esempio un terremoto nel deserto non avrebbe rischio in quanto la popolazione è nulla.
  • la vulnerabilità del territorio, in base alla quantità e alla tipologia di manufatti umani costruiti. Ad esempio un vecchio centro storico è molto vulnerabile, può crollare facilmente, mentre un moderno palazzo in cemento armato può resistere anche a forti scosse.

Il rischio è un valore quantificabile mediante la formula.

Rischio = Pericolosità * Esposizione * Vulnerabilità

Alcuni terremoti significativiModifica

Località Data Magnitudo MW Intensità Vittime note
Shaanxi, Cina 1556 8 (ipotizzato) XI 830000 il terremoto con il maggiore numero di vittime conosciuto
Sumatra (Oceano indiano) 26 dicembre 2004 9.2 IX 228000 le vittime sono dovute allo tsunami provocato dal terremoto
Valdivia, Cile 22 maggio 1960 9.5 XII 1000 - 6000 Il più forte terremoto mai registrato
Sicilia orientale (Val di Noto) 11 gennaio 1693 7.7 XI > 60000 Il più forte terremoto mai registrato in Italia
Messina e Reggio Calabria 28 dicembre 1908 7.1 XI 90000 - 120000 (incertezza dovuta alla distruzione degli archivi anagrafici) Il terremoto che ha fatto più vittime in Italia
Friuli 6 maggio 1976 6.5 X 989 Il terremoto recente che ha fatto più vittime in Italia settentrionale
Irpinia (Campania) 23 novembre 1980 6.9 X 2914 Recente terremoto con molte vittime e danni
L'Aquila (Abruzzo) 6 aprile 2009 6.3 IX - X 309 Recente terremoto in Italia centrale con numerosi danni e vittime
Emilia maggio 2012 6.1 (massima della sequenza sismica) VIII (cumulativa per la sequenza sismica) 25 Il più recente terremoto significativo in Italia
Norcia, Preci e Castelsantangelo sul Nera 30 ottobre 2016 6.5 (massima della sequenza sismica) IX (cumulativa per la sequenza sismica) 2 (indirette) Terremoto avvenuto nel Centro Italia con danni ingenti nei comuni più vicini all'epicentro, diversi feriti ma solo due vittima indirette (per crisi cardiaca). In realtà questo episodio fa parte di una sequenza sismica molto lunga che ha investito il centro Italia dall'agosto 2016 al gennaio 2017. La maggior parte delle vittime (299 secondo le fonti del Dipartimento di Protezione Civile) si ebbero durante la prima scossa (24 agosto 2016) in cui i paesi di Amatrice e Accumoli subirono danni gravissimi. Durante la scossa più forte del 30 ottobre 2016 la popolazione dell'area interessata era per la maggior parte sfollata.

Come difendersi dai terremotiModifica

Difendersi dai terremoti è più difficile rispetto ai vulcani poiché le aree sismogenetiche sono più diffuse e gli eventi meno prevedibili. Come abbiamo visto il rischi sismico dipende da tre fattori:

  • la pericolosità sismica. Questo fattore dipende dalle caratteristiche geologiche del territorio, ed è al di fuori delle possibilità di intervento da parte dell'uomo. Può però essere quantificato e previsto statisticamente.
  • l'esposizione. E' un fattore sul quale, in aree già densamente abitate e costruite, vi sono possibilità di intervento limitate. E' chiaro che ove possibile, in una zona ad alta pericolosità sismica (ad esempio su strutture geologiche come faglie o aree franose) è meglio evitare di costruire ulteriormente o, se necessario, farlo con criteri antisismici.
  • la vulnerabilità delle strutture. Questo è il fattore sul quale è generalmente più facile intervenire. E' possibile diminuire la vulnerabilità ristrutturando con opportuni criteri gli edifici esistenti e progettando quelli da costruire con criteri antisismici.

I possibili danni al patrimonio edilizio possono derivare da vari fattori:

  • Gli edifici normalmente sono costruiti per resistere soprattutto a spinte verticali (devono infatti sopportare il proprio peso e quello delle persone che li abitano o li frequentano, oltre che di mobili, suppellettili, macchinari e infrastrutture interne). I terremoti sono eventi eccezionali, che per giunta agiscono con scuotimenti orizzontali del terreno.
  • Per questo motivo le scosse sismiche possono causare movimenti differenziali tra le diverse parti della struttura dell'edificio (tra piani diversi, tra il corpo principale dell'edificio e le fondazioni o la copertura, tra diverse ali di uno stesso edificio...).
  • Occorre distinguere tra danni strutturali, che interessano gli elementi portanti di un edificio (muri portanti, pilastri, travi, centine...), con potenziale compromissione della stabilità dell'edificio stesso, e danni non strutturali, che interessano ad elementi non relazionati con la stabilità dell'edificio (come ad esempio muri di tamponamento, tramezzi, infissi, balconi, cornicioni, comignoli...). Entrambi i tipi di danneggiamento possono essere fonte di pericolo per le persone all'interno e nelle vicinanze di un edificio, ma i danni strutturali possono portare al collasso dell'edificio stesso, aggravando il bilancio di danni e vittime.
  • L'entità e il tipo di danno dipende anche dal tipo di costruzione (muratura, cemento armato...) dai materiali usati, dall'età, dallo stato di conservazione e manutenzione, dalla vicinanza o contiguità con altre costruzioni.

Interventi sugli edifici già esistenti. Se gli elementi strutturali dell'edificio (fondazioni, muri portanti, solai e tetto) sono ben collegati tra loro, minimizzando quindi i movimenti differenziali tra le varie parti, l'edificio reagirà ai movimenti sismici come un corpo unico: in questo modo i possibili danni saranno meno gravi, anche in caso di terremoti violenti. Nel caso di edifici in muratura si interviene con l'inserimento di catene e tiranti per collegare tra loro pareti e solai, e in caso di punti particolarmente deboli con rinforzi locali per sostenere la struttura. Nel caso di muri già lesionati (crepe profonde), si procede con opere di consolidamento (ad esempio, iniezioni di miscele cementizie o resine, inserimento di reti o tondini metallici), o di rivestimento (intonaco armato). Le fondazioni possono essere consolidate ad esempio mediante pali o solette in cemento armato. La deformabilità dei solai può essere ridotta migliorandone il collegamento con le pareti, sempre mediante tiranti o solette di calcestruzzo alleggerito armato. Nel caso di edifici in cemento armato, gli interventi si concentrano soprattutto sugli elementi strutturali, come i pilastri, con incamiciature in acciaio, e consolidamento delle fondazioni con pali e iniezioni consolidanti, mentre i muri non portanti vengono consolidati ad esempio con intonaco armato o profilature in acciaio.


Le tecniche di costruzione antisismica più diffuse prevedono l'uso di calcestruzzo armato e/o legno.

  • Calcestruzzo armato: il cemento armato è una struttura particolarmente resistente che si ottiene colando il cemento liquido in strutture che contengono tondini, reti, gabbie di acciaio. Le costruzioni vengono rese antisismiche costruendo basamenti e piloni in cemento armato, o addirittura tutto l'edificio.
  • Legno. E' un materiale molto versatile, elastico e resistente e viene sempre più utilizzato nella bioedilizia. La sua elasticità lo rende un materiale particolarmente adatto nelle costruzioni antisismiche

Link interessantiModifica

Interessante sito interattivo con la mappa dei terremoti in tempo reale, visibili anche in 3D: IRIS Earthquake Browser

Questo sito mostra i dati dei terremoti italiani: INGV Ultimi terremoti

Previsione deterministicaModifica

Questo tipo di previsione si basa su vari fenomeni fisici che possono avvenire durante la fase di accumulo di energia e di deformazione elastica nelle rocce prima di un evento sismico e che si segnalano come possibili precursori di un terremoto. I fenomeni precursori che dalle osservazioni della comunità scientifica potrebbero costituire una base valida per le previsioni sono:

  • Precursori sismologici
    • relativa abbondanza di scosse di lieve intensità (pre-scosse o foreshocks)
  • Precursori geofisici
    • diminuzioni di velocità delle onde sismiche (soprattutto delle Onde P) nella regione focale (la regione maggiormente soggetta a deformazione).
    • variazioni della resistività elettrica nella regione focale.
    • variazioni di emissione di radon dal sottosuolo[N 2]
  • Precursori geodetici
    • variazioni di elevazione e inclinazione del terreno nell’area epicentrale.

Questi precursori sono inquadrati nella cosiddetta teoria della dilatanza, la prima teoria che, a partire dai primi anni '70 del secolo scorso, ha cercato di spiegare secondo un modello fisico le anomalie riscontrabili prima di un terremoto. Per dilatanza si intende l'aumento di volume di terreni e rocce a causa delle fratture, e quindi dei vuoti, che si creano durante l'accumulo di energia precedente un evento sismico. Quando inizia la deformazione, nelle rocce si forma un reticolo di fratture; anche nei terreni sciolti l'aumento di volume crea nuovi vuoti che si riempiono d'acqua. Questi fenomeni sono all'origine della maggior parte dei precursori. In particolare:

  • Scosse sismiche di lieve entità, possibilmente prodromiche al sisma principale, sono state osservate in numerosi casi di terremoti importanti. Non si ha però nella maggior parte dei casi un incremento graduale della frequenza degli eventi. L'unico caso storico di allarme sismico ed evacuazione in base a scosse premonitrici è quello di Haicheng (Cina, Liaoning) del 4 febbraio 1975. In questo caso le autorità ordinarono l'evacuazione della città poche ore prima del sisma in seguito ad un improvviso aumento della sismicità, dopo vari mesi in cui erano state osservate lievi scosse che avevano dato luogo precedentemente a un allerta di basso livello. L'evacuazione non riuscì a prevenire completamente le perdite (da uno a due migliaia di persone morirono, secondo le stime, e almeno 27000 ferite o infortunate), ma si è calcolato che la misura presa abbia salvato la vita ad almeno 150000 persone.
  • La velocità delle Onde P (compressionali) tende a decrescere nella regione focale. Intuitivamente: la velocità delle Onde P dipende dal materiale che attraversano ed è comunque più elevata nei soliti che nei fluidi: essendoci quindi una quota maggiore di vuoti nel volume roccioso la velocità delle onde diminuisce.
  • La resistività elettrica (che è l'inverso della conduttività) dipende dalla presenza di acqua: le acque sotterranee infatti sono generalmente ricche di sali disciolti (quindi di ioni) e sono perciò molto conduttive. L'aumento di acqua circolante nel nuovo reticolo di fratture prodotte dalla dilatanza provoca quindi un aumento della conduttività e una diminuzione significativa della resistività delle rocce.
  • Il Radon viene rilasciato da rocce e terreni: il fenomeno della dilatanza aumenta sia la quantità di acque sotterranee circolanti sia, con la generazione delle fratture, la superficie di roccia lungo la quale può avvenire l'emissione del gas e lo scambio con le acque stesse.
  • Il terreno e le rocce possono "rigonfiare" in conseguenza dell'aumento di volume, soprattutto se la sorgente sismica è a bassa profondità. Prima del terremoto di Niigata (Giappone) del 1964, ripetute misure geodetiche tra il 1898 e il 1955 hanno indicato deboli movimenti verticali, seguiti da un sollevamento più rapido (circa 5 cm) nel 1958-1959 entro la regione epicentrale. Questo fenomeno fu seguito da una stasi, con movimenti di piccola entità, fino al terremoto principale. Il sollevamento del suolo era confermato dal un corrispondente decremento relativo del livello marino (registrato da stazioni di misurazione delle maree sulla costa). L'entità del rigonfiamento decresceva con la distanza dall'epicentro, fino ad annullarsi a circa 100 Km.

La durata i questi fenomeni sembra essere relazionata con la magnitudine dei terremoti, da qualche giorno per sismi di magnitudo inferiore a 3.0, fino a intervalli dell'ordine di diversi anni per sismi di magnitudo superiore a 7.0. Dopo il terremoto principale si hanno nella maggior parte dei casi scosse secondarie (repliche o aftershocks), indicative di fenomeni tettonici di assestamento in corso, che determinano una sequenza sismica.

Nessuno di questi fenomeni precursori si è dimostrato affidabile da solo, perché nessuno si verifica sempre, regolarmente, prima di un terremoto significativo. La ricerca è quindi orientata all'osservazione di contemporanea di più fenomeni. Inoltre, nell'assoluta maggioranza dei casi questi eventi sono stati riconosciuti "a posteriori" come possibili precursori.

Comunque, considerate le incertezze in gioco tuttora nella previsione deterministica dei terremoti, lo sforzo maggiore attualmente è nella direzione dei sistemi di monitoraggio degli eventi sismici sul territorio e di allertamento rapido.

NoteModifica

  1. Un condotto vulcanico durante le fasi di quiescenza non è "aperto", in parte perché intasato da lava solidificata e in parte perché collassa rapidamente una volta che viene meno la pressione del magma alla fine di una fase eruttiva, ma esiste come zona di "debolezza" (una zona intensamente fratturata) nelle rocce crostali dalla quale si può manifestare eventualmente attività fumarolica. Quando sopravviene una nuova fase eruttiva, il magma si fa strada "allargando" le fratture crostali esistenti lungo questa linea di debolezza.
  2. Il radon è un gas radioattivo (uno dei cosiddetti gas nobili) che si forma dal decadimento α del Radio, generato a sua volta dal decadimento α dell'Uranio. Le principale fonti di questo gas risultano essere terreni e rocce, specialmente se di origine vulcanica come ad esempio tufi o graniti. In conseguenza dell'emissione da parte di rocce e terreni, si trova anche nelle acque sotterranee.