Fenomeni sismici (3)

I terremoti sono un fenomeno che si verifica con continuità nel tempo, ma quasi esclusivamente entro certe fasce della superficie terrestre: le aree sismiche. La distribuzione di queste fasce coincide con le grandi catene montuose, le dorsali oceaniche e le fosse abissali. In un area asismica non si generano terremoti, ma se ne possono risentire gli effetti, dovuti alla propagazione di vibrazioni dalle vicine zone sismiche.
Un terremoto è una vibrazione più o meno forte della Terra, prodotta da una rapida liberazione di energia meccanica in qualche punto al suo interno (ipocentro).

Da esso l’energia si propaga per onde sferiche.
Le prime ricerche teorizzarono che un terremoto consiste in una serie di onde elastiche che si propagano attraverso la Terra, causate dalla deformazione o frattura di masse rocciose nel sottosuolo.
In seguito si è giunti alla conclusione che le rocce, sottoposte a qualche sforzo, si comportano in maniera elastica e si deformano progressivamente fino a che non viene raggiunto il limite di rottura. Quindi nella massa rocciosa si innesca una lacerazione a partire dal punto più debole e si crea una faglia, lungo il cui piano le rocce scorrono le une contro le altre in direzioni opposte. Con una serie di rapide vibrazioni, le due parti dell’originaria massa rocciosa riacquistano bruscamente il loro volume e la loro posizione di equilibrio. È il modello del rimbalzo elastico: con il brusco ritorno delle masse rocciose all’equilibrio, l’energia elastica accumulata durante la deformazione si libera, in parte sotto forma di violente vibrazioni. Esse si propagano come onde sismische verso tutte le direzioni, a partire dall’ipocentro. Il fenomeno può esaurirsi in qualche secondo, ma anche prolungarsi per 4-5 minuti.
Le rocce sono sottoposte a sforzo da movimenti in atto nella crosta e nel mantello superiore.
Un zona in cui si è manifestato un terremoto dovrebbe aver poi raggiunto un nuovo equilibrio. Ma il perdurare delle forze tettoniche tornerà ad accumulare nuova energia, fino ad un successivo punto di rottura e un’altra crisi sismica. Questo processo è un ciclo sismico:
1. Stadio pre-sismico (prima della rottura): deformazione elastica delle rocce
2. Stadio post-sismico (dopo il sisma): nuovo equilibrio nell’area colpita
3. Scosse successive (repliche)

• Le onde sismiche
I movimenti all’ipocentro producono differenti tipi di deformazioni, a cui corrispondono differenti tipi di onde. La presenza di materiali diversi nella crosta causa nelle onde che la attraversano fenomeni di rifrazione e riflessione. La zona posta in superficie, sulla verticale dell’ipocentro, è l’epicentro di un terremoto. Per riconoscere i tipi di onde generati da un sisma bisogna allontanarsi da questo punto.
Si ha:
1. Onde longitudinali (di compressione): al loro passaggio le particelle di roccia oscillano avanti e indietro, nella direzione di propagazione dell’onda stessa. La roccia subisce rapide variazioni di volume. Sono quindi onde prime (onde P), le più veloci.
2. Le masse rocciose che scivolano lungo il piano di faglia provocano deformazioni che si propagano anche come onde trasversali (di taglio): sono oscillazioni perpendicolari alla direzione di propagazione, la roccia subisce variazioni di forma, ma non di volume. Sono quindi onde seconde (onde S), più lente.
Questi due tipi di onde sono onde interne, si generano nell’ipocentro.
3. Onde superficiali: le onde interne raggiungono la superficie e si propagano dall’epicentro lungo la superficie terrestre. Possono essere:
-Onde R: al loro propagarsi le particelle compiono orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione
-Onde L: al loro passaggio le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione, ma soltanto nel piano orizzontale.
Le onde superficiali sono più lunghe di quelle interne e si muovono più lentamente, ma percorrono lunghissime distanze.
Le onde vengono rilevate attraverso sismografi. Esse si propagano a velocità differenti e seguendo percorsi di diversa lunghezza. Tanto maggiore è l’intervallo di tempo che passa tra il momento in cui inizia ad arrivare le onde più velocit e quello in cui giungono le onde più lente, tanto si è più lontani dall’ipocentro. La prima parte di un sismogramma corrisponde all’inizio delle oscillazzione, cioè l’arrivo delle onde P. Nella parte centrale si sovrappone l’arrivo delle onde S. Nell’ultima parte (coda) compaiono le onde superficiali. Dalla lettura di questi grafici si ricavano potenza e durata del sisma, posizione dell’epicentro, profondità dell’ipocentro.
Mettendo a confronto i tempi di arrivo dei singoli tipi di onde cone le distanze dall’epicentro del punto di misurazione, si ottengono delle curve, le dromocrone, che indicano i tempi di propagazione di ogni tipo di onda in funzione della distanza dall’epicentro. Grazie alla dromocrona è possibile ricavare la distanza dell’epicentro di un terremoto da una stazione di rilevamento: basta misurare la differenza tra i tempi di arrivo della prima onda P e quello della prima onda S.
Per determinare invece la posizione dell’epicentro bisogna ricorrere a triangolazione. Tre stazioni sismiche utilizzano la loro distanza da esso come raggio di una ideale circonferenza che le circonda. Il punto di intersezione di queste tre circonferenze corrisponde alla posizione dell’epicentro.
Per determinare la profondità dell’ipocentro invece servono almento 10 stazioni. Si distinguono però terremoti:
-)superficiali (0-70km)
-)intermedi (70-300km)
-)profondi (oltre 300km)

• “Forza” di un terremoto
Un metodo su cui vi si basa per valutare la forza di un terremoto è la sua intensità. La scala Mercalli (o meglio la scala MCS), che si articola in 12 gradi, si basa sulla valutazione degli effetti prodotti dal terremoto su persone, costruzioni e terreno. Sono dati macrosismici di un terreno: ad ogni località viene assegnato un grado di intensità, massimo nell’area epicentrale. Si possono così determinare linee di confine in zone dove il terremoto si è manifestato con intensità diverse: una serie di curve chiuse, le isosisme. La più interna racchiude l’area dell’epicentro.

Se per due terremoti distinti, ma con lo stesso epicentro, si mettono a confronto i dati registrari in stazioni poste a diverse distanze, il rapporto tra l’ampiezza massima delle onde registrate è sempre lo stesso, indipendentemente dalla distanza dall’epicentro. Quindi, a parità di distanza dalla sorgente, un terremoto più forte fa registrare oscillazioni più ampie.
Nella scala Richter si prende quindi in considerazione la magnitudo di un terremoto: si confronta l’ampiezza massima delle onde registrate relativamente a quel terremoto (A) con l’ampiezza massima (A0) dalle onde fatte registrare da un terremoto scelto come riferimento (terremoto standard). Da risultato si comprende qunado il terremoto misurato è “più grande” di quello scelto standard. Una magnitudo uguale a zero implica A = A0 , cioè un terremoto di forza uguale a quella di quello di riferimento.
Nella scala Richter, per evitare magnitudo troppo grandi, si ricorre ai logaritmi in base dieci. Aumentando di un’unità di magnitudo, si ha un aumento di un fattore 10 nell’ampiezza del movimento del terrento, con energia liberata circa 30 volte maggiore.

• Terremoti e l’interno della Terra
La velocità di propagazione delle onde sismiche dipende dalle caratteristiche elastiche del materiale e dalla sua densità.
Le onde P si propagano verso l’interno della Terra lungo linee curve. Questo perché attraversano mezzi con caratteristiche meccaniche diverse e cambiano direzione passando da un materiale all’altro. Ogni terremoto ha poi una zona d’ombra, dove non arrivano onde P dirette. Ciò è dovuto alla presenza all’interno della Terra di un nucleo di materiale diverso dal resto, che fa deviare per rifrazione la traiettoria delle onde. Quelle P, attraversandolo, perdono velocità. Le onde S non ci riescono neppure.
Quindi il nucleo, nella parte più esterna, deve essere fluido. Tra il nucleo e il materiale che lo avvolge c’è un limite, cioè la superficie di Gutenberg. È una discontinuità, cioè una superficie che separa due materiali nettamente diversi per come influenzano la propagazione delle onde elastiche.
Il nucleo interno è solido, e ha un limite detto discontinuità di Lehmann.
Il materiale che avvolge il nucleo è il mantello. In esso, a poca distanza dalla superficie, c’è una discontinuità, cioè la superficie di Mohorovicic (Moho). È il punto di separazione tra rocce del mantello e quelle dell’involucro esterno della Terra (crosta).

Quindi si identificano tre involucri concentrici della Terra, fatti di materiale che si comportano in modo diverso nei confronti della propagazione delle onde: nucleo (liquido e poi solido), mantello, crosta.
Il mantello ha una fascia dal comportamento più plastico, l’astenosfera (materiale parzialmente fuso). È tra i 70-250km e qui la velocità delle onde diminuisce momentaneamente.
Le rocce che ricoprono l’astenosfera fino a giungere alla superficie sono un involucro rigido, la litosfera.

• Distribuzione geografica dei terremoti
Gli epicentri dei terremoti risultano allineati secondo fasce ben definite:
1. Seguendo il sistema delle dorsali oceaniche (ipocentri superficiali)
2. Seguendo il sistema delle fosse oceaniche (ipocentri superficiali, progressivamente fino a molto profondi. Sono distribuiti su una superficie che scende fino a 700km: superficie di Benioff)
3. Seguendo il sistema delle catene montuose di recente formazione (ipocentri intermedi)
4. Terremoti vulcanici (tremori): vibrazioni del suolo prodotte dal movimento del magma in risalita all’interno della crosta e nel camino vulcanico.