Terremoti: cosa avviene quando la terra trema

Il terremoto è una vibrazione del terreno prodotta dalla rottura di grosse masse di roccia situate nel sottosuolo: analisi del fenomeno tettonico

di Barbara Leone 23 luglio 2010
La sismologia è la branca della geofisica che si occupa dei terremoti o sismi e della struttura interna della terra. Il terremoto è una vibrazione del terreno che viene prodotta dalla rottura di grosse masse di roccia che si trovano nel sottosuolo. Lo studio delle deformazioni e delle dislocazioni che le rocce subiscono per opera di forze che agiscono dall’interno del pianeta si chiama tettonica. Il terremoto è quindi un fenomeno tettonico. Lo studio dei terremoti e dell’interno della terra si basa sulle onde sismiche che vengono generate dai terremoti stessi. Nella maggior parte dei casi il terremoto è provocato dallo scorrimento di masse rocciose in corrispondenza di una faglia. In geologia si chiama faglia una frattura scomposta della crosta terrestre.

sismografoIn corrispondenza della faglia i due blocchi rocciosi separati hanno un movimento reciproco. Quando un materiale solido viene compresso o stirato, si deforma con modalità che dipendono dalle caratteristiche del solido stesso. Il comportamento di un materiale si definisce plastico se, all’applicazione di una forza, subisce una deformazione permanente, che si mantiene anche quando la forza cessa di essere applicata. Il comportamento di un materiale si definisce elastico se, all’applicazione di una forza, subisce una deformazione proporzionale alla forza applicata e se, finita l’applicazione della forza, recupera la forma originaria.

Nel 1906 un disastroso terremoto ha distrutto San Francisco. Il terremoto è stato accompagnato da uno spostamento dei terreni ai due lati della faglia di San Andreas. Il sismologo americano H. F. Reid è partito da questa osservazione per formulare le teoria del rimbalzo elastico. Quando un blocco crostale è sottoposto a sforzi, si comporta elasticamente: non si frattura subito, ma si deforma lentamente e contemporaneamente accumula energia elastica. Continuando lo sforzo, l’energia accumulata supera un punto critico, chiamato carico di rottura, e le rocce si spaccano all'improvviso. L’energia elastica, che si era accumulata per anni, si libera sotto forma di intense vibrazioni che si propagano in tutte le direzioni.

Ciclicità statistica dei fenomeni sismici

Il luogo nel sottosuolo dove si origina un terremoto è chiamato ipocentro o fuoco, mentre la sua proiezione sulla superficie terrestre è chiamata epicentro. Una volta finito il sisma, inizia ad accumularsi nuova energia. La faglia, a causa dell’enorme attrito delle rocce, si rimette in movimento soltanto quando lo sforzo applicato avrà superato un certo limite. Le faglie si muovono per scatti ricorrenti: lungo tali faglie ci si devono aspettare quindi terremoti altrettanto ricorrenti. I terremoti sono fenomeni ciclici, caratterizzati da un periodo che dipende dalle caratteristiche geologiche del suolo e dalle forze che agiscono all’interno del pianeta.

Per una data ragione si può prevedere quindi un approssimativo periodo di ritorno dei fenomeni sismici, cioè il periodo di tempo che in media intercorre tra due eventi di una certa intensità. Più ravvicinati sono i terremoti, minore è l’energia elastica accumulata e minore è l’entità delle scosse. Più lungo è l’intervallo di tempo tra due eventi sismici, più violento e disastroso è il sisma, perché è maggiore l’energia accumulata nel frattempo.

Onde sismiche


L’energia che si libera durante un terremoto viene diffusa attraverso le rocce circostanti mediante onde sismiche. In ogni corpo solido possono propagarsi due tipi di onde indipendenti tra loro, onde longitudinali e onde trasversali. Le prime si propagano per compressioni e dilatazioni successive e provocano variazioni di volume. Le particelle che compongono il corpo vibrano nella direzione della propagazione. Nelle onde trasversali invece le vibrazioni delle particelle hanno luogo in piani perpendicolari alla direzione di propagazione.

La velocità delle onde sismiche dipende dalla densità del materiale attraversato dai coefficienti di elasticità del materiale, diversi per ciascuno dei due tipi di onde. Le onde longitudinali sono più veloci e, pur partendo dall’ipocentro del sisma insieme a quelle trasversali, arrivano per prime agli strumenti che le rilevano. Sono registrate come onde prime o onde P. Dopo un certo tempo, proporzionale alla distanza percorsa, arrivano le onde trasversali, dette onde seconde o onde S. Un terzo gruppo di onde, che hanno la massima ampiezza, arrivano per ultime al sismografo. Queste onde, relativamente lente, si propagano soltanto sulla superficie terrestre, allo stesso modo delle onde del mare, e sono chiamate onde lunghe o onde L. Esse si originano all’epicentro e si propagano radicalmente con velocità costante di 3,5 Km/s.

Quando l’epicentro del terremoto si trova in mare, le onde sismiche si propagano nel liquido e interessano l’intero spessore delle acque. In prossimità della costa, le onde toccano il fondo e la loro altezza aumenta. Si generano colossali ondate di acqua, alte più di venti metri. Il fenomeno, detto maremoto, può apportare distruzione a regioni costiere molto vaste.

Misura delle vibrazioni sismiche

Le onde provenienti da lontano arrivano molto attenuate e i nostri sensi non sono in grado di percepirle. Per questo motivo i geofisici utilizzano strumenti chiamati sismografi, sensibili alle più lievi vibrazioni del terreno. Il sismografo rileva il passaggio delle onde sismiche, le registra e produce un grafico del movimento del terreno. Dalla lettura del grafico, che prende il nome di sismogramma, si possono ricavare le caratteristiche del terremoto: energia, distanza dell’epicentro, profondità dell’epicentro. Il sismografo funziona in base al principio di inerzia. Nel sismografo è presente un corpo di massa elevate, non vincolata al terreno. Questo corpo, per inerzia, tende a mantenere il proprio stato di quiete. Al corpo è collegato un pennino che scrive su un rullo di carta solidale al terreno, che scorre con velocità costante. Al passaggio delle onde sismiche la massa pesante tende a rimanere immobile e registra lo spostamento del terreno che vibra.

Determinazione della posizione dell'epicentro di un terremoto

Al passare del tempo e all’aumentare della distanza dall’epicentro la maggiore velocità di propagazione delle onde P rispetto alle onde S determina un aumento del ritardo di queste ultime rispetto alle P. Dalla entità del ritardo delle onde S è possibile calcolare la distanza tra epicentro e stazione registrante. Il metodo si basa sull’utilizzo di curve dette dromocrone. Queste curve sono tracciate su un piano spazio-tempo in base a una serie di dati sulla velocità delle onde sismiche ricavati da terremoti naturali e da esplosioni nucleari effettuate in località note. Nel primo spazio-tempo l’origine degli assi coincide con l’epicentro.

La dromocrona delle onde P e la dromocroma delle onde S iniziano dall’epicentro e divergono sempre più man mano che si allontanano dall’origine. Il metodo delle dromocrone permette ai sismologi, conoscendo i dati di tre o più stazioni, di localizzare l’epicentro stesso. Il calcolo della profondità dell’epicentro è più complesso e richiede un numero maggiore di sismogrammi e una buona conoscenza della geologia della regione colpita dal sisma. Gli ipocentri dei terremoti registrati dagli strumenti moderni non hanno mai superato i 720 Km di profondità.

Energia dei terremoti

Per determinare l’energia rilasciata da un terremoto, i sismologi usano la cosiddetta scala Richter, messa a punto nel 1935 dal sismologo statunitense Charles Francis Richter. L’energia non si può misurare direttamente: si ricorre perciò alla magnitudo (M), grandezza indirettamente legata all’energia, basata su osservazioni strumentali. La scala Richter è una scala logaritmica in base 10. Dalla magnitudo è possibile ricavare l’energia di un terremoto attraverso relazioni empiriche, cioè basate sull’esperienza.

Intensità dei terremoti

L’intensità (I) di un terremoto è la misura degli effetti del sisma, cioè dell’intensità dello scuotimento del terreno. L’idea di creare una scala di intensità fu del vulcanologo e sismologo italiano Giuseppe Mercalli. La scala è stata in seguito modificata più volte. Attualmente la versione più usata è la nota scala M.C.S. (Mercalli, Cancani, Sieberg). Questa scala è una delle varie scale empiriche con cui si misura l’intensità di un terremoto. Può accadere che un terremoto di elevata magnitudo, verificatosi a grande profondità, faccia registrare in una data località una intensità inferiore a quella di un terremoto di magnitudo più piccola, il cui ipocentro è però situato in prossimità delle superficie terrestre.

A differenza della magnitudo, ottenuta da dati strumenti, l’intensità è ricavata da dati in parte soggettivi, come la valutazione degli effetti del sisma, ed è per questo motivo una grandezza meno attendibile. Inoltre il grado di intensità di uno stesso terremoto varia da zona a zona, poiché a distanze diverse si riproducono effetti diversi. La rilevazione dell’intensità di un terremoto, che spesso avviene anche tramite questionari distribuiti alla popolazione, consente di individuare le isosisme, linee che delimitano aree in cui il sisma si è manifestato con uguale intensità. Le isosisme contornano in genere aree dalla forma irregolare, che riflettono la struttura geologica dell’area interessata.
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