Fenomeni sismici

I Terremoti, o sismi, sono vibrazioni naturali del suolo, rapide e violente, provocate dalla liberazione repentina di energia meccanica all’interno della litosfera. Essi sono la prova più evidente che la Terra non è statica. Quando si verifica un terremoto l’energia accumulata viene liberata velocemente: le rocce si fratturano e l’energia viene dissipata in parte sotto forma di calore, in parte sotto forma di onde elastiche che, arrivate in superficie generano le scosse che percepiamo.

Cause e distribuzione
In base alle cause che scatenano un terremoto possiamo distinguere 4 categorie:
*Terremoti vulcanici: accompagnano o precedono le eruzioni vulcaniche. Le zone a pericolo sismico coincidono con le zone in cui sono presenti dei vulcani, anche se attività sismica e vulcanica sono fenomeni indipendenti fra di loro. L’attività sismica che accompagna i fenomeni vulcanici è debole e si intensifica solo quando ci sono eruzioni improvvise. Nelle zone dove vi sono vulcani attivi, si registrano molti microsismi, provocati dai movimenti della massa fluida del magma nelle fasi che precedono l’eruzione. Non esiste però una correlazione esatta tra l’intensità e la frequenza dei microsismi e il momento dell’eruzione. Le scosse più violente si verificano durante le eruzioni esplosive, quando si ha una variazione della pressione all’interno della camera magmatica, dovuta all’improvviso svuotamento
*Terremoti da crollo: sono causati dal crollo della volta di una grotta o di una miniera, e sono quindi accidentali e di debole intensità. Avvengono nelle regioni carsiche, nelle quali sono comuni cavità e fiumi sotterranei
* Terremoti da esplosione: eventi artificiali che si verificano in seguito a detonazioni di dispositivi chimici o nucleari sotterranei
* Terremoti tettonici: si producono quando le masse rocciose si fratturano improvvisamente in zone della litosfera sottoposte a forti tensioni, causate da forze geologiche endogene. I fenomeni tettonici sono i più frequenti e hanno una particolarità: non sono mai episodi isolati e occasionali, perché sono conseguenti a situazioni di instabilità della litosfera, che non si esauriscono con un unico sisma. Le aree sismiche sono aree della litosfera in cui si ripetono facilmente eventi sismici di origine tettonica e ogni terremoto ha un ipocentro diverso dal precedente
Distribuzione geografica dei terremoti: i terremoti tendono a distribuirsi in zone fasce sottili e allungate che coincidono o sono disposte parallelamente alle fasce dove si localizza l’attività vulcanica.

Meccanismi dei terremoti tettonici
Teoria del rimbalzo elastico
Secondo la teoria del rimbalzo elastico, i terremoti tettonici si verificano nelle regioni della litosfera nelle quali le rocce in profondità sono sottoposte all’azione di pressioni orientate di notevole intensità, che agiscono per tempi lunghissimi. Secondo questa teoria, quando un blocco di rocce della crosta viene sottoposto a sforzo si comporta in modo elastico, cioè si deforma lentamente, in diversi modi, in base alle caratteristiche delle rocce interessate. Le rocce, deformandosi, accumulano energia e la deformazione subìta è proporzionale all’intensità e alla durata della forza applicata. Ogni massa rocciosa ha un limite di elasticità oltre il quale non può deformarsi elasticamente (limite di elasticità). Se la forza continua ad agire e la tensione accumulata supera il limite di elasticità, il blocco roccioso si spacca improvvisamente nel punto più debole, producendo una faglia. quando si forma una faglia, le rocce slittano lungo i margini della frattura e liberano l’energia, che si era accumulata per anni, sotto forma di calore e vibrazioni che si propagano in tutte le direzioni. Il punto di rottura diventa l’ipocentro del terremoto, la cui intensità e durata dipendono dall’energia accumulata. Le masse rocciose, scorrendo lungo i piani della faglia, riacquistano il loro volume e la loro forma e si stabilisce una nuova condizione di equilibrio. Il rimbalzo elastico delle rocce causa la deformazione delle rocce circostanti e lo slittamento si propaga lungo la faglia, finché l’energia dissipata e l’attrito non esauriscono il fenomeno. L’energia accumulata si scarica con una scossa principale, che può essere preceduta da scosse premonitrici di debole intensità. Nei giorni successivi, per ristabilire una situazione di equilibrio ci sono scosse di assestamento di debole intensità. Gli ipocentri dei terremoti sono collocati sul piano di scorrimento di una faglia. Finché la faglia resta attiva (cioè si mantengono le tensioni che deformano i blocchi rocciosi ai due lati della frattura) può generare nuovi eventi sismici. Se le forze che hanno causato un terremoto agiscono anche dopo l’evento sismico, le rocce ai lati della faglia iniziano ad accumulare energia e a deformarsi. Quando viene superato il limite di elasticità delle rocce, si verificherà una nuova rottura e un nuovo terremoto. I blocchi rocciosi lungo la faglia si muovono a scatti: si deformano nei periodi di quiete e subiscono uno slittamento quando si verifica un sisma. Se gli eventi sismici lungo la faglia sono frequenti, le scosse non saranno violente; se l’intervallo tra un sisma e l’altro si prolunga, le rocce potranno accumulare una maggiore quantità di energia elastica. Un esempio di faglia attiva dal punto di vista sismico è la faglia di San Andrea, in California.

Onde sismiche
L’energia liberata dal sisma, quando le rocce superano il limite di elasticità, si trasmette ai materiali circostanti sia sotto forma di calore sia sotto forma di onde elastiche che si propagano dall’ipocentro in tutte le direzioni dello spazio. La sismologia è lo studio delle onde elastiche, dette onde sismiche, generate dai terremoti. Le onde sismiche sono considerate onde elastiche, perché provocano una deformazione dinamica dei materiali che attraversano, ma dopo il loro passaggio, ogni volume di roccia riacquista la sua conformazione originaria. Le onde sismiche si propagano obbedendo ai principi del moto ondulatorio. Esse non causano un vero spostamento dei materiali che attraversano, ma solo vibrazioni delle particelle, che pur oscillando, mantengono una posizione media costante. La vibrazione si propaga perché le particelle che compongono le rocce, oscillando, trasmettono alle particelle vicine l’impulso ricevuto. Una parte dell’energia viene dissipata per vincere l’attrito e si forma calore. L’attrito, allontanandosi dall’ipocentro, smorza l’impulso e il movimento delle particelle si attenua fino ad annullarsi. La vibrazione si può trasmettere in diversi modi e generare diversi tipi di onde sismiche.
Due tipi di onde sismiche:
Onde P (onde primarie): si propagano con velocità superiore a quella delle onde S (onde secondarie), per cui sono le prime che vengono registrate dai sismografi. Sono chiamate onde di compressione, oppure onde longitudinali, perché deformano i materiali nello stesso senso della loro propagazione, causando una variazione di volume del mezzo attraversato. Immaginiamo che la litosfera sia costituita di singoli blocchetti rocciosi vicini gli uni agli altri. Al passaggio delle onde P, ogni cubetto ideale subisce una compressione seguita da una dilatazione che trasmette il movimento al cubetto contiguo. Le particelle di materia investite oscillano avanti e indietro rispetto alla loro posizione media, nella stesa direzione di propagazione dell’onda, e si avvicinano e allontanano tra loro. Le onde P si propagano nei solidi, nei liquidi e nei gas, ma la loro velocità varia in relazione allo stato fisico e alla natura litologica dei materiali attraversati. Esse modificano la loro direzione quando, all’interno della Terra, passano da uno strato di rocce a un altro con caratteristiche fisiche e chimiche diverse. Nella crosta terrestre le onde P si muovono ad una velocità che varia da 4 a 8 km/s.
Onde S (onde secondarie): scuotono i materiali che attraversano in senso trasversale rispetto alla direzione di propagazione e producono una variazione di forma dei materiali attraversati. Per queste caratteristiche sono dette onde di distorsione o onde trasversali. Al loro passaggio, ogni singolo blocchetto di materia viene distorto e trasformato momentaneamente in un solido non regolare, che poi torna alla forma originaria, mentre le particelle di materia oscillano in direzione perpendicolare alla direzione di propagazione dell’onda sismica. Le onde S non si propagano nei materiali fluidi, perché questi modificano la loro forma senza rispondere elasticamente. Nei fluidi infatti, le forze di coesione tra particelle sono deboli e instabili, e le deformazioni o vibrazioni non si trasmetterebbero alle altre, per mancanza di coesione. La velocità delle onde S cambia in relazione alle caratteristiche fisiche alla composizione dei blocchi rocciosi attraversati, ma è comunque inferiore alla velocità delle onde P. Come le onde P, le onde S possono subire variazioni di direzione.
Onde L (onde superficiali): quando le onde P e le onde S raggiungono la superficie terrestre, si formano le onde L, che si propagano lungo la superficie terrestre muovendosi dal punto di origine. Esse sono più lente delle onde P e S (velocità costante pari a 3.5 km/s), ma possono superare distanze molto lunghe. L’energia trasportata dalle onde L si disperde più lentamente con la distanza.

Onde simili alle onde L si generano all’interno della Terra quando le onde P e S passano da uno strato ad un altro con caratteristiche meccaniche diverse. Analoghe alle onde L sono anche le onde che si formano nelle acque degli oceani quando avviene un maremoto. Un maremoto è un’onda improvvisa, provocata da sismi con ipocentro sul fondale marino o da eruzioni vulcaniche. Durante un maremoto si verifica o uno sprofondamento per depressione delle onde, al centro della perturbazione, oppure un sollevamento delle onde che esplodono. La scossa provoca un’onda che si muove a grande velocità e che raggiunge vicino alle coste 4m di altezza.

Sismografi e sismogrammi
I sismografi registrano le onde sismiche. Funzionamento: una massa inerte viene sospesa con una molla o con un pendolo a un supporto solidale con il sole. La massa ha una punta scrivente che lascia una traccia sul cilindro di carta fissato al suolo, che ruota continuamente con un movimento regolare e preciso. In condizioni normali la traccia del sismografo è una linea spezzata; se c è una scossa le vibrazioni del terreno provocano il movimento del supporto, ma la massa resta ferma e il pennino registra le oscillazioni de suolo sul cilindro, accentuando la lunghezza dei segmenti che costituiscono la linea spezzata. In ogni stazione di rilevamento sono in funzione contemporaneamente 3 sismografi: uno registra la componente del movimento secondo la verticale, gli altri sul piano orizzontale, tra loro perpendicolari. Sismogramma: un sismogramma è il tracciato che registra le onde sismiche. Su di esso le onde sismiche corrispondono a oscillazioni di ampiezza e frequenza più o meno elevate. Su ogni tracciato si identificano 3 gruppi di oscillazioni che corrispondono ai tre tipi di onde: P (le prime ad essere registrate e sono rappresentate da oscillazioni regolari, di piccola ampiezza e con un breve periodo), S ( seguono le onde P, sono meno veloci, sono rappresentate da oscillazioni meno regolari, di maggiore ampiezza e con un periodo più lungo) L ( lente, irregolari e dotate di ampiezza ancora più elevata e di più lunga durata). I sismogrammi raccolti nelle aree vicino all’epicentro sono confusi, perché tutte le onde arrivano contemporaneamente e lasciano tracce che si sovrappongono. La distanza è troppo breve per evidenziare le differenze di velocità o i percorsi seguiti dalle onde. Più le stazioni sono lontane dall’epicentro, più l’intervallo tra un gruppo di onde e l’altro aumenta e si riconoscono quindi le diverse onde. Con l’aumentare della distanza vengono però registrate anche le onde che non hanno seguito un percorso diretto, ma hanno attraversato gli strati profondi della crosta subendo deviazioni e in più l’aumento della distanza dall’epicentro porta a uno smorzamento delle oscillazioni.

Intensità e magnitudo
La forza di un terremoto può essere rilevata con due metodi versi:
* scala delle intensità: la più adottata è la scala MCS ( Mercalli, Cancani, Sieberg), che utilizza un metodo di valutazione messo a punto da Mercalli nel 1902 e successivamente lievemente modificato. La scala delle intensità assegna ad ogni sisma un valore numerico, un grado di intensità, determinato in base agli effetti delle scosse sismiche sul territorio e al grado di distruzione che provocano nelle regioni in cui il sisma è rilevato. Il grado di intensità rappresenta una valutazione, in parte soggettiva, del modo in cui il sisma si è manifestato e i danni che ha provocato. La raccolta delle informazioni viene effettuata utilizzando 4 indicatori: lesioni a costruzioni, danni a persone e animali, modifiche di elementi dell’ambiente naturale, effetti singoli sugli oggetti in uso. L’intensità di un sisma diminuisce allontanandosi dall’epicentro e dipende dalla distanza da esso, quindi si indica come intensità di un sisma il massimo valore registrato.
* scala delle magnitudo: principio su cui si basa maggiore è l’energia liberata da un sisma, più ampie saranno le oscillazioni che produce l’ago del sismografo. Si usa come metodo di valutazione della forza di un terremoto l’ampiezza delle onde sismiche registrate da un sismografo in qualsiasi stazione di rilevamento. L’unità di misura è un sismogramma di riferimento. Per effettuare una corretta misura di devono tenere conto la distanza dall’epicentro e il conseguente indebolimento delle onde a mano a mano che ci si allontana da esso. La prima scala magnitudo è stata introdotta da Richter nel 1935. Secondo la scala Richter, la magnitudo di un terremoto si ottiene confrontando l’ampiezza massima delle oscillazioni registrate in una stazione di rilevamento con l’ampiezza massima delle oscillazioni di un sismogramma di riferimento. La scala delle magnitudo proposta da Richter è una scala logaritmica, dove:
M = 〖log〗_10⁡〖A/Ao+Q〗
A = ampiezza massima delle oscillazioni del terremoto che si sta osservando;
A_0= ampiezza massima delle oscillazioni causate da un terremoto di riferimento,
Q= fattore di correzione che tiene conto della distanza dall’epicentro della stazione di rilevamento.

Il terremoto di riferimento A_0 viene scelto in modo che provochi un’oscillazione massima di 0.001 mm, su un sismografo posto alla distanza di 100 km dall’epicentro, ma le stazioni di rilevamento sono sempre ad una distanza maggiore o inferiore di 100 km e quindi il valore〖 A〗_0viene di volta in volta adattato, utilizzando il fattore Q, che tiene conto della distanza dall’epicentro. La magnitudo è un numero e il suo valore non dipende dalla distanza dall’epicentro della stazione di rilevamento. La scala Richter è logaritmica, quindi aumentando di unità di magnitudo si ha un valore dell’ampiezza delle onde sismiche 10 volte maggiore. La scala delle magnitudo non ha un valore massimo e sono possibili valori inferiori a 1 o negativi, corrispondenti alle registrazioni delle scosse più deboli, ottenute dagli strumenti più sofisticati e moderni. La magnitudo di un terremoto dipende dall’energia liberata nell’ipocentro, sotto forma di onde sismiche e altri fattori come la profondità dell’ipocentro e la natura geologica del territorio, possono determinare variazioni da un caso all’altro. Sismi di magnitudo inferiori a 3 provocano scosse quasi non percepibili, tra 3 e 5 le scosse sono evidenti e causano danni non rilevanti, superiore a 5 le scosse sono disastrose.