Le attuali teorie sui terremoti
Il rimbalzo elastico
Epicentro, ipocentro e piano di Benioff
Le onde sismiche
Il sismografo
I limiti del sismografo
Dagli studi e le teorie sviluppate nel ventesimo secolo, oggi la genesi di un terremoto è spiegata
dalla teoria del rimbalzo elastico.
Si è notato che i terremoti tendono ad avvenire in zone dove è presente una frattura della crosta
terrestre, detta faglia. Secondo la teoria delle placche, le forze che generano queste fratture sono in
relazione con i movimenti delle placche litosferiche. In questi movimenti possono generarsi tre tipi
di forze:
forze di compressione, che agiscono in direzioni contrapposte e quindi spingono gli ammassi
rocciosi gli uni sugli altri
forse di distensione, che invece li allontanano
forze di taglio, che tendono a fare scorrere parti diverse di un ammasso roccioso
e sono dette forze endogene.
Le forze di taglio sono le più comuni ed è a queste che sono associati la maggior parte dei terremoti.
Mentre le forze endogene agiscono, le rocce possono reagire in maniera plastica (modificandosi
permanentemente), o con deformazione elastica. Quando le forze endogene agenti su di un blocco
di roccia rigida raggiungono una determinata intensità, detto carico di rottura, le rocce si fratturano
e, libere di muoversi, scorrono lungo il piano di faglia.
Il rimbalzo elastico
Da qui la teoria del rimbalzo elastico, che indica come origine delle onde sismiche il ritorno delle
rocce che si erano deformate elasticamente alla loro forma originaria.
I terremoti si originano quando le rocce in cui sono presenti faglie sono sottoposte a tensioni che
tendono a farle muovere. Le rocce non possono, però, scorrere l'una sull'altra, a causa delle asperità
che le caratterizzano e quindi dei grandi attriti che ci sono fra un blocco e l'altro. In alcuni casi lo
scorrimento avviene costantemente, con piccoli microsismi, ma la maggior parte delle volte è
necessario che si accumulino grandi tensioni prima che i due blocchi possano scorrere.
L'intero processo può essere schematizzato nel CICLO SISMICO, diviso in 4 stadi:
Stadio intersismico - inizia l'accumulo di energia dovuto alle forze endogene, e varia a seconda
della natura delle rocce
Stadio presismico - la deformazione delle rocce si accentua progressivamente, avvicinandosi al
momento del terremoto.
Stadio cosismico - l'energia potenziale elastica si libera sotto forma di calore e di movimento:
avviene il sisma, i due blocchi di roccia scorrono e, se non ancora presente, si genera la faglia.
Stadio postsismico - i due blocchi di roccia 'rimbalzano', alla ricerca di un nuovo equilibrio,
attraverso una serie di scosse successive; le rocce riacquistano la loro forma precedente alle
deformazioni dovute alle forze endogene.
Epicentro, Ipocentro e piano di Benioff
Si dice ipocentro il punto, nella crosta terrestre, dove avviene lo scorrimento; epicentro la sua
proiezione sulla superficie terrestre.
Gli epicentri dei terremoti sono localizzati su dorsali medio-oceaniche, archi insulari del pacifico
occidentale (Giappone), Crosta occidentale delle Americhe e Sistema alpino-himalayano
Gli ipocentri poco profondi sono situati principalmente sulle dorsali medio oceaniche, quelli
mediamente profondi e molto profondi sui bordi del pacifico.
Inoltre si è notato che terremoti medio-profondi e profondi tendono a essere localizzati su di un
piano di inclinazione variabile fra i 15 e i 75 gradi, detto Piano di Benioff. Secondo la teoria della
tettonica, i terremoti di questo genere si dovrebbero generare in una zona di subduzione tra due
placche: due parti della crosta terrestre si scontrano, una sprofonda (subduce) sotto l'altra; il piano
di Benioff viene visto come prova di questa teoria, a rappresentazione del piano sul quale si
muovono i margini a contatto delle due placche in questione.
Le onde sismiche
Un terremoto genera onde sismiche, che sono da noi percepite come vibrazioni, oscillazioni,
scuotimenti o sussulti del terreno. Di fatto, i movimenti rapidi ed improvvisi del terreno SONO
quello che l'essere umano ha sempre chiamato 'terremoto'.
Come detto prima, già ai tempi dell'Antica Roma Posidonio aveva trovato due tipi diversi di onde
sismiche, una sussultoria ed una ondulatoria.
Oggi gli studi di geologia e geofisica, sulle teorie della tettonica e del rimbalzo elastico, hanno
dichiarato che un terremoto genera necessariamente due tipi di onde principali:
l'onda P - poichè la più veloce (dai 5 agli 11 km/s) è la prima a raggiungere il suolo ed è detta onda
primaria. E' prodotta dalla compressione dei materiali della crosta e quindi si trasmette nella stessa
direzione in cui avviene il movimento ondulatorio, ragion per cui viene anche detta onda
longitudinale. E' un'onda di tipo sussultorio.
l'onda S - detta secondaria, si propaga con minore velocità ( 2 - 4 km/s ), e fa compiere alle
particelle della roccia onde perpendicolari alla direzione di propagazione, per cui vengono anche
chiamate onde trasversali. Sono generate dalle forze di taglio e hanno la particolarità di NON
propagarsi nei fluidi. E' un'onda di tipo ondulatorio.
Dall'interazione delle onde principali P ed S, sulla superficie terrestre si generano le onde
superficiali: queste sono molto ampie, ragion per cui vengono dette onde lunghe o L. Si dividono in
onde di Love (simili alle onde S ma senza componente verticale) e onde di Rayleigh ( simili ad
un'onda marina ).
Il sismografo
Il sismografo è il primo strumento usato per la rivelazione, lo studio e successivamente la
misurazione delle onde sismiche, il cui progenitore risale alla cina del primo secolo dopo cristo.
Esso è fondamentalmente costituito da una massa collegata ad un supporto solidale con il terreno, in
modo che questa rimanga ferma nello spazio, mentre il supporto si muove assieme al suolo.
Questo sistema sfrutta il principio di inerzia della massa, e quindi la massa in questione è anche
detta massa inerziale.
Fissando alla massa inerziale un pennino scrivente, questo potrà registrare su di un rotolo di carta
che scorre a velocità fissa tutti i movimenti che compie il terreno.
Il grafico prodotto da un sismografo si chiama sismogramma, ed è uno dei dati fondamentali nello
studio dei terremoti.
Normalmente una stazione sismografica possiede più gruppi di tre sismografi: ogni sismografo del
gruppo si muove lungo una delle tre direzioni dello spazio, e quindi registrerà i movimenti del
terreno lungo quella direzione; ogni gruppo ha una sensibilità diversa, così da poter registrare ogni
dato possibile.
In un sismogramma registrato durante un terremoto si nota facilmente la differenza di ampiezza e di
velocità di propagazione fra un'onda P e un'onda S.
Avendo più sismografi sulla superficie terrestre è possibile calcolare sia epicentro che ipocentro di
un terremoto.
L'epicentro si ottiene con una semplice triangolazione, quindi sono sufficienti tre stazioni
sismografiche per determinarlo. Per ogni stazione si misura la sua distanza dall'epicentro, calcolo
che viene fatto attraverso delle curve sperimentali ( dette domocrome ) che descrivono il ritardo
dell'onda S sull'onda P al variare della distanza.
L'ipocentro, invece, si ottiene valutando da vari sismogrammi le onde giunte direttamente al
sismografo e quelle che invece sono onde riflesse. Questo procedimento è complicato, e richiede un
minimo di 10 stazioni sismografiche per poter essere applicato.
I limiti del sismografo
Il primo problema che si riscontra nella scrittura di un sismogramma è il rumore di fondo: questo è
dato dalle vibrazioni del terreno dovute al traffico, alle vibrazioni delle zone industriali, o alle
semplici onde del mare.
E' possibile ridurre questo rumore, posizionando in profondità i sismografi o elaborando a dovere i
dati del sismografo.
Il secondo e problema è il rischio che un sismografo vada fuori scala, specialmente se il terremoto è
vicino e molto forte. I sismogrammi registrati in stazioni molto prossime all'epicentro sono confusi,
il grafico traborda dal rotolo di carta su cui si sta scrivendo e non è raro che l'impeto del terremoto
sia tale da rompere l'intera apparecchiatura.
In ultimo, è importantissimo scegliere con cura i luoghi in cui costruire un centro sismografico:
bisogna ridurre il rumore di fondo al minimo possibile e essere in una zona in cui il terreno è
strutturato in maniera da non modificare eccessivamente l'andamento delle onde sismiche. Di
conseguenza la rete sismografica è abbastanza ridotta, poco densa, e quindi non è possibile avere
dati diretti per ogni punto della superficie terrestre.
