TERREMOTI
Il meccanismo dei terremoti
• Definizione
Un terremoto è una vibrazione della Terra generata dalla rapida liberazione di energia
meccanica da uno specifico punto, l'ipocentro del terremoto, che si propaga sotto forma di
onde elastiche. La zona superficiale posta sulla verticale dell'ipocentro è detta epicentro del
terremoto.
• Funzionamento (modello del rimbalzo elastico)
Il funzionamento dei terremoti è spiegato attraverso il modello del rimbalzo elastico
(elaborato da Reid a seguito del terremoto che colpì San Francisco nel 1906):
1. due blocchi rocciosi contigui, inizialmente a riposo, vengono sottoposti a sforzo e si
deformano elasticamente;
2. viene raggiunto il punto di rottura: si forma una faglia lungo la quale i blocchi
rocciosi possono scivolare;
3. le masse rocciose riacquistano bruscamente il loro volume e raggiungono una nuova
posizione di equilibrio, liberando energia elastica sotto forma di calore e vibrazioni.
• Ciclo sismico
Le forze tettoniche continuano ad agire deformando le rocce, fino a che non si raggiunge
un'altra volta il punto di rottura provocando una nuova crisi sismica. Si parla perciò di ciclo
sismico, così strutturato:
1. fase pre-sismica: deformazione elastica che agisce
2. crisi sismica: raggiunto il punto di rottura si forma una faglia => masse rocciose
riacquistano la loro forma ed il loro volume => vibrazioni
3. fase post-sismica: l'area colpita raggiunge, attraverso le scosse successive (o
d'assestamento), un nuovo equilibrio.
Il concetto di ciclo sismico è il presupposto teorico che giustifica e sostiene le ricerche sulla
previsione dei terremoti.
• Distribuzione geografica dei terremoti e aree sismiche
I terremoti si manifestano quasi esclusivamente entro determinate zone della Terra, dette
aree sismiche: esse coincidono con le zone occupate dalle catene montuose, dalle dorsali
oceaniche e dalle fosse abissali (zone che presentano, inoltre, una più o meno intensa attività
vulcanica), ossia in prossimità dei margini delle placche.
Le onde sismiche
• Tipi di onde sismiche
Un terremoto genera vari tipi di onde, così suddivisibili:
◦ Onde interne: si propagano dall'ipocentro verso la superficie terrestre; a loro volta si
suddividono così:
Onde primarie (P) o longitudinali Onde secondarie (S) o trasversali
Oscillazioni delle particelle nella
stessa direzione di propagazione
dell'onda.
Oscillazioni delle particelle in
direzione perpendicolare a quella di
propagazione dell'onda.
Variazioni sia di forme che di volume
nelle rocce.
Variazioni di forma, ma non di
volume, nelle rocce.
Più veloci: 4-8 km/s.
Più lente: 2-4 km/s.
Si propagano in ogni mezzo.
Non possono propagarsi nei fluidi.
◦ Onde superficiali: si propagano dall'epicentro lungo la superficie terrestre; fra le onde
superficiali ricordiamo le onde di Rayleigh (R) e le onde di Love (L).
Le onde superficiali sono più lente delle onde interne, ma si propagano più a lungo.
•
•
Sismografi
Gli strumenti che registrano le onde sismiche sono detti sismografi: essi sono generalmente
costituiti da una massa sospesa a cui è legato un pennino. Durante un sisma tale massa
sospesa resta immobile per inerzia, mentre il supporto si muove assieme al suolo.
Sismogrammi e desunzione di informazioni sul fenomeno sismico
I grafici ottenuti per mezzo dei sismografi sono detti sismogrammi; in essi si distinguono,
in ordine, tre parti:
1. inizio delle oscillazioni: onde P;
2. arrivo delle onde S;
3. arrivo delle onde superficiali.
I dati di un solo sismografo ci permettono di ricavare la distanza della stazione
dall'epicentro. Per ricavarne la posizione è necessario invece incrociare i dati di tre stazioni
(l'epicentro si troverà all'incrocio fra le tre circonferenze con centro nelle stazioni prese in
considerazione e con raggio pari alla distanza ricavata dal sismogramma).
Per conoscere la profondità dell'ipocentro servono invece i dati di almeno dieci stazioni. In
base alla profondità dell'ipocentro, distinguiamo:
1. terremoti superficiali (0-70 km di profondità)
2. terremoti intermedi (70-300 km di profondità)
3. terremoti profondi (più di 300 km di profondità).
La “forza” di un terremoto
• Intensità
L'intensità di un terremoto è stabilita in base agli effetti del sisma su persone, manufatti e
terreno (ossia in base all'osservazione dei dati macrosismici). In Europa ed in America è
misurata secondo la scala MCS (Mercalli – Cancani – Sieberg).
L'intensità, in pratica, misura il grado in cui il sisma è percepito nelle varie zone.
• Magnitudo
La misura della magnitudo si basa sul presupposto per cui, a parità di distanza dalla
sorgente, un terremoto più “forte” fa registrare sul sismogramma oscillazioni più
ampie.
Indicata con A l'ampiezza massima registrata per il terremoto da misurare e con A0
l'ampiezza di un terremoto scelto come riferimento (terremoto standard: produce
un'oscillazione massima di 0.001 mm su un sismogramma posto a 100km dall'epicentro), la
magnitudo (M) sarà M=log10 (A/A0).
Il logaritmo evita valori troppo grandi di magnitudo, ma comporta che fra due gradi di
magnitudo la “forza” aumenti di 100 volte.
La misura della magnitudo fu proposta dal sismologo Charles F. Richter.
Gli effetti del terremoto
• Danni agli edifici
Provocati principalmente dai movimenti orizzontali del suolo. La loro intensità dipende,
oltre che dalla durata delle oscillazioni, dal tipo di costruzioni e dalla natura geologica del
terreno sul quale poggiano.
• Tsunami (o maremoto)
Conseguenza di un sisma verificatosi sotto il fondo del mare. Si manifesta come un'onda
d'acqua che si muove a grande velocità percorrendo spazi molto vasti prima di investire la
costa.
Lo studio dell'interno della Terra attraverso i fenomeni sismici
• La “zona d'ombra” e il nucleo
Sappiamo che le onde P sono capaci di attraversare ogni mezzo, ma sono soggette (come le
altre onde) al fenomeno della rifrazione quando passano da un materiale all'altro.
•
In particolare, per ogni terremoto esiste una zona d'ombra (compresa fra 103° ed i 143°
dall'epicentro), in cui non arrivano onde P dirette: essa ha rivelato l'esistenza, nella zona più
interna della Terra, di un nucleo di materiale molto diverso da quello che l'avvolge (nella
parte più esterna è fluido, poiché le onde S non riescono a penetrarvi).
Le discontinuità
Proprio attraverso lo studio delle traiettorie delle onde sismiche è stata ricostruita la struttura
interna delle Terra e sono state individuate le discontinuità, ossia le superfici che dividono
due zone costituite da materiali nettamente diversi.
Sono state individuate:
◦ la discontinuità di Mohorovicic (o Moho): la prima ad essere scoperta, posta fra i 10 ed
i 35 km di profondità, segna la separazione fra crosta terrestre e mantello litosferico;
◦ la discontinuità di Gutemberg: posta a 2900 km di profondità, segna la divisione fra
mantello e nucleo esterno;
◦ la discontinuità di Lehmann, posta a 5170 km di profondità, segna la divisione fra
nucleo esterno e nucleo interno.
La difesa dai terremoti
• Previsione
◦ deterministica: studio dei fenomeni precursori (dilatanza, ossia dilatazione della
massa rocciosa, che provoca variazione della velocità delle onde P, sollevamenti di
alcune aree, concentrazione maggiore di gas radon nelle zone interessate);
◦ statistica: effettuata attraverso i cataloghi sismici, permette l'identificazione delle zone
che statisticamente sono a maggiore rischio sismico.
• Prevenzione
Si effettua partendo da tre parametri:
1. pericolosità sismica: probabilità che una certa area risenta degli effetti di un sisma;
2. vulnerabilità: valutazione della debolezza di una certa area, inclusi gli edifici e gli
abitanti, di fronte ad un sisma;
3. costi: in termini di vite umane e danni alle infrastrutture ed agli edifici.
Appare chiaro che la diminuzione dei costi consegue da una diminuzione della vulnerabilità.
Quest'ultima può avvenire attraverso:
1. zonazione (e microzonazione) sismica;
2. edilizia antisismica;
3. educazione della popolazione.
