Terremoti e onde sismiche

I terremoti

I terremoti sono delle vibrazioni del suolo provocate dalla liberazione di energia meccanica all'interno della litosfera. Come già sappiamo, alcune regioni della litosfera, sono profondamente instabili, e questo è causato dall'accumularsi di grandi quantità di energia.
Il luogo in cui questa energia viene sprigionata è chiamato IPOCENTRO; da qui, partono e si diffondono, in tutte le direzioni, le vibrazioni elastiche.
L'EPICENTRO, invece, è il punto della superficie terrestre situato verticalmente sopra l'ipocentro, e che quindi viene raggiunto per primo dalle vibrazioni.

Le cause dei terremoti
Annualmente, in tutto il mondo, si verificano circa 1 milione di terremoti di piccola entità, mentre quelli di grande portata ( con cause disastrose) sono circa 20. Le cause che scatenano i terremoti, permettono di poterli classificare in quattro categorie:
1) terremoti da crollo: per esempio in seguito al crollo della volta di una grotta;
2) terremoti da esplosione: in seguito a detonazioni di esplosivi nel sottosuolo;
3) terremoti vulcanici: provocati dai movimenti del magma nel sottosuolo ( accompagnano molto spesso le stesse eruzioni vulcaniche);
4) Terremoti tettonici: avvengono quando delle masse rocciose si frantumano improvvisamente in zone della litosfera sottoposte a forti tensioni, per opera di forze endogene.

La teoria del rimbalzo elastico
Viene utilizzata dai geologi per spiegare come si generano i terremoti tettonici; secondo questa teoria, i terremoti tettonici, si originano in quelle regioni della litosfera dove le rocce in profondità sono sottoposte per tempi lunghissimi a pressioni orientate.
Ogni massa rocciosa ha un limite entro il quale non può deformarsi elasticamente; se, raggiunto questo limite, la forza continua ad agire, il blocco roccioso si spacca producendo una faglia. Nel momento in cui questa si forma, le rocce slittano lungo i margini della frattura e liberano l'energia accumulata; essa si libera con una forte scossa principale, preceduta da alcune scosse premonitrici, generalmente di lieve intensità. Il punto di rottura diventa quindi l'ipocentro del terremoto.
Molto spesso la scossa principale è seguita da scosse successive (repliche), che possono verificarsi nei mesi seguenti ed hanno un'intensità via via decrescente.

Le onde sismiche
L'energia liberata da un sisma, provoca due tipi di effetti:
deformazioni statiche e permanenti che accompagnano il movimento lungo la faglia
deformazioni dinamiche, cioè onde elastiche, che si propagano in tutte le direzioni.
Le onde elastiche, generate dai terremoti, sono dette onde sismiche e provocano una deformazione dinamica dei materiali che attraversano.
Esistono tre tipi di onde sismiche: P (primarie), S (secondarie), L (superficiali);

Le onde P
Le onde P sono le più veloci (4-8 km/h) e quindi le prime ad essere registrate dai sismogrammi; prendono anche il nome di onde di compressione o longitudinali, in quanto deformano i materiali attraversati, causando in loro delle variazioni di volume. Queste onde si propagano nei solidi, nei liquidi e nei gas ma la loro velocità varia in base alla caratteristiche dei materiali attraversati. La loro direzione viene modificata bruscamente quando incontrano una superficie di discontinuità, ovvero passano da uno strato di rocce ad un altro.
Le onde S
Queste onde producono nei materiali attraversati una variazione di forma ma non di volume, per questo sono definite anche onde di distorsione o trasversali. Queste onde a differenza delle prime si propagano solo nei solidi e non nei liquidi. La loro velocità varia in base alle caratteristiche fisiche dei materiali attraversati; nella crosta terrestre la loro velocità varia da 2-3 a 4-6 km/h. Come le onde P subiscono brusche deviazioni in caso di discontinuità.

Le onde L
Anche definite come onde superficiali, si generano quando le onde P e le onde S incontrano una superficie di discontinuità e si muovono dal punto di origine come le onde prodotte da un sasso gettato nell'acqua. Queste onde si generano quindi sempre quando le onde P e quelle S raggiungono la superficie terrestre, dove provocano oscillazioni di varia forma.
Queste si propagano con una velocità costante di 3,5 km/h e percorrono lunghissime distanze. Durante i terremoti sono le onde che provocano più danni e si formano persino negli oceani durante il maremoto.

Il rilevamento delle onde sismiche
La registrazione delle onde sismiche viene effettuata con strumenti detti sismografi. Al fine di ottenere un'analisi approfondita e complessiva, questi vengono solitamente azionati nell'ordine di tre alla volta: uno registra la componente del movimento secondo la verticale, mentre gli altri due registrano le due componenti del movimento sul piano orizzontale. Il tracciato delle onde sismiche che vengono rilevate da un sismografo prende il nome di sismogramma. In ogni tracciato è possibile identificare tre gruppi di oscillazioni, che ovviamente corrispondono alle onde S, P ed L. Le prime ad essere registrate sono le onde P (oscillazioni regolari di piccola ampiezza), seguite dalle onde S (oscillazioni meno regolari e di maggiore ampiezza) ed infine le onde L ( totalmente irregolari e di ampiezza ancora maggiore). La lettura di un sismogramma è un'operazione abbastanza complessa, sopratutto se questo è frutto di una rilevazione avvenuta nel pressi dell'epicentro di un terremoto; quindi, più la stazione di rilevamento risulta essere lontana dall'epicentro, più sarà facile riconoscere le diverse onde S, P ed L. Una lettura corretta è fondamentale in quanto consente di stabilire la posizione dell'epicentro, la sua profondità e quindi la potenza del terremoto stesso. Per comprendere il procedimento adottato nell'analisi di un sismogramma, bisogna innanzitutto notare due aspetti fondamentali del comportamento delle onde sismiche: esse, come già spiegato, si muovono con velocità differenti, quindi giungeranno alla stazione in momenti differenti ( solo all'epicentro le onde P ed S giungono molto vicine le une alle altre); Il ritardo delle onde S rispetto alle onde P cresce con la distanza dalla stazione di rilevamento dall'epicentro.
Per determinare la posizione dell'ipocentro è necessario disporre di un alto numero di sismogrammi relativi allo stesso sisma; tuttavia l'operazione è molto complessa e non sempre porta a dei risultati attendibili. In base alla profondità dell'ipocentro, i terremoti possono essere distinti in:
- Terremoti superficiali (ipocentro 0-70 km di profondità)
- Terremoti intermedi (ipocentro 70-300 km di profondità)
- Terremoti profondi (ipocentro 300-700 km di profondità).

Intensità e magnitudo dei terremoti
La forza di un terremoto può essere rilevata con due diversi metodi che consentono di costruire due diverse scale sismiche: La scala delle intensità e la scala delle magnitudo.

La scala delle intensità
La scala delle intensità più adottata è la scala Mercalli, risalente al 1902; questo assegna ad ogni sisma un grado di intensità, espresso sotto forma di valore numerico, il quale viene determinato in base agli effetti delle scosse sismiche sul territorio. Questa raccolta di informazioni viene effettuata utilizzando quattro indicatori: lesioni a costruzioni, danni a persone e animali, modifiche sugli elementi naturali ed effetti sugli oggetti in uso (mobili, lavastoviglie, televisori ecc.)
Nello studio di uno stesso terremoto, in ogni località interessata viene registrato un particolare valore d' intensità. Se questi valori di intensità vengono riportati su una carta geografica, congiungendo tutti ti punti in cui il terremoto ha la stessa intensità, si ottengono una serie di linee curve dette isosisme che separano zone in cui il terremoto si è manifestato con intensità differenti. La più interna di queste è l'area che comprende l'epicentro ed è la più colpita. La scala delle intensità presenta alcuni evidenti limiti dal punto di vista scientifico; innanzitutto l'intensità non è una misura dell'energia sprigionata dal terremoto ma bensì una descrizione dei danni che ha provocato. Ciò sta a significare che terremoti con egual forza possono avere diversi grado d'intensità per le diverse circostanze in cui avvengono.

La scala delle magnitudo
Per misurare in modo più rigoroso la forza di un terremoto, gli scienziati utilizzano solitamente la scala delle magnitudo, la quale si basa su un principio tanto semplice quanto efficace: tanto maggiore è l'energia sprigionata da un sisma, tanto più sono ampie le oscillazioni registrate dal sismografo. L'ampiezza delle onde sismiche registrate si può quindi utilizzare come elemento di valutazione della forza di un terremoto. Per costruire una scala di valore scientifico si deve quindi stabilire un'unità di misura, che in questo casa è un sismogramma di riferimento. Secondo la scala Richter, la prima ad essere introdotta nel 1935, la magnitudo di un terremoto si ottiene confrontando l'ampiezza massima delle oscillazioni registrate in una stazione di rilevamento con quella delle oscillazioni di un sismogramma di riferimento. La scala Richter è una scala logaritmica , dove la M è data dalla relazione log10xA/A0+Q. in cui A=ampiezza massima oscillazioni, A0=ampiezza massima delle oscillazioni causate dal terremoto di riferimento, Q=fattore di correzione che tiene conto della distanza reale dell'epicentro dalla stazione di rilevamento e della profondità dell'ipocentro. La magnitudo è un numero ed il suo valore non dipende dalla distanza dell'epicentro dalla stazione di rilevamento. Essendo questa scala di tipo logaritmico -->> log10 (in base 10), aumentando di un'unità di magnitudo si ha un valore dell'ampiezza delle onde sismiche 10 volte maggiore. La stessa scala non ha un valore massimo predefinito e sono possibili valori di magnitudo inferiori a 0. Scopriamo quindi che la magnitudo non è strettamente correlata all'intensità di un sisma e non esiste un metodo per effettuare una qualsiasi equivalenza tra i due parametri.