Cosa sono i Terremoti?

Come è fatta la terra

Al fine di capire conme nasce e si diffonde un terremoto è necessario sapere com’è fatta la terra e da cosa è composta. I terremoti possono svilupparsi a tutte le profondità, anche se solitamente si aggirano attorno ai 30 km, lo spessore della crosta terrestre.

Mappa mondiale delle placche tettoniche

I confini delle placche sono i punti di maggior densità di eventi sismici, a causa del movimento delle stesse. La placca dell’Oceano Pacifico è in movimento verso nord-ovest. Da qui tutti i terremoti che si sviluppano nelle isole Kuril, in Russia, e nelle isole ad est dell’Australia.

Sviluppo di un terremoto

Durante il verificarsi di un terremoto, dall’ipocentro (epicentro se riportato in superficie) si sviluppa una grande quantità di energia. Questa energia produce un vero e proprio spostamento di materia sotto forma di onde. Queste onde si propagano in tutte le direzioni (così come un sasso lanciato in uno stagno) e sono di vari tipi.

Il nucleo della terra blocca il diffondersi solo di alcuni tipi di onda, creando una zona ‘buia’, non invasa da energia, dalla parte opposta dell’ evento nell’emisfero terrestre.

La zona azzurra nel disegno è la zona non raggiunta dalle onde secondarie, la zona rossa la parte non raggiunta dalle onde primarie.

Possono poi registrarsi anche molte riflessioni delle onde principali (da parte del nucleo o della crosta terrestre) e che sono avvertite in momenti differenti.

Il fenomeno del boato sismico in concomitanza di un terremoto è del tutto normale. Esso è causato dalle onde P (Primarie) che vengono a contatto con l’aria e l’atmosfera. Tra i 4 tipi di onde che compongono il sisma, le onde P sono le più veloci e si propagano a 7.20 km/s.

QUANTE E QUALI SONO LE ONDE SISMICHE DI UN TERREMOTO?

Come ben sappiamo i terremoti provocano e propagano onde sismiche. Ma quante e quali sono queste onde?

Le onde sismiche di un terremoto sono principalmente due:

Le Onde P (o Primarie) sono le più veloci (mediamente 7.20 km/s) e dunque sono anche le prime ad essere avvertite sia dai sismografi che dalla popolazione nelle immediate vicinanze all’epicentro. Queste onde sono anche chiamate longitudinali o compressionali: ovvero si propagano parallelamente alla direzione in cui oscilla il campione di roccia attraversato, che viene compresso e dilatato come una fisarmonica. Un’altra caratteristica è ce sono onde che si propagano sia attraverso materiali solidi e sia attraverso i fluidi. Sono anche responsabili del caratteristico boato sismico che viene avvertito nei pressi dell’epicentro. Ciò avviene quando le onde sismiche entrano in contatto con l’atmosfera producendo onde acustiche.

Le Onde S (o Secondarie) viaggiano più lentamente delle onde P (mediamente 4.15 km/s) di conseguenza sono anche quelle che vengono avvertite più tardi. Queste onde sono anche chiamate di taglio o trasversali: ovvero si muovono perpendicolarmente alla direzione in cui oscilla il campione di roccia attraversato, con un effetto molto simile alle ole che i tifosi creano negli stadi. A differenza di quelle primarie, le onde S non si propagano attraversi i fluidi, il che rende possibile soprattutto nelle zone vulcaniche, la creazione di una “mappa” del magma sotterraneo dopo lo studio sulle differenze di propagazione delle onde P e delle onde S.

Quando le onde P ed S (dette entrambe di volume) raggiungono la superficie terrestre, ne entrano in gioco altre due, le più lente (mediamente 3 km/s) ma allo stesso tempo le più distruttive: le onde superficiali.

Le Onde di Rayleigh si muovono secondo un moto retogrado: oscillano perpendicolarmente al terreno, come le onde marine, dando una sensazione di tornare indietro.

Le Onde di Love fanno vibrare il terreno orizzontalmente. Il movimento dei materiali attraversati da queste onde è trasversale e orizzontale rispetto alla direzione in cui oscilla il campione di roccia attraversato.

Le onde superficiali (di Love e di Rayleigh) possono inoltre percorrere lunghe distanze fino a fare più volte il giro della Terra in caso di forti sismi.

La velocità di propagazione cambia in ogni caso in base al materiale attraversato: terreni rigidi e compatti come quelli composti da rocce, vengono attraversati dalle onde con velocità più alte e minor ampiezza. Al contrario terreni poco compatti come terreni alluvionati, tufi e frane, vengono attraversati dalle onde con velocità molto ridotte e oscillazioni più amplificate e prolungate. Sui terreni poco compatti infatti, si ha il maggior rischio di danni gravi a seguito di forti terremoti.

Tutto ciò è chiamato “amplificazione sismica”.

Le onde P o primarie

Sono onde molto veloci e create dalla compressione della materia. Sono le prime a raggiungere un rilevatore (sismografo) e attraversano corpi solidi o fluidi:

Le onde S o secondarie

Sono onde più lente e create dalle rocce colpite di taglio; producono un’ondulazione e non attraversano i fluidi:

Le onde Love

Sono onde di superficie, più lente anche delle secondarie, scuotono il suolo in senso orizzontale e sono estremamente dannose per i fabbricati.

Le onde Rayleigh

Onde di superficie anch’esse, sono paragonabili alle onde del mare. L’oscillazione prodotta è un movimento rotatorio.

Animazioni sugli effetti delle onde sugli edifici

Onda Primaria:

Onda Secondaria:
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Onde di superficie (Love e Rayleigh):

Rappresentazione delle onde in un sismogramma

Come distinguere un terremoto di origine tettonica da una esplosione?

Semplice, analizzandone il sismogramma!
Ogni onda sismica ha una sua particolare “firma” ed ovviamente uno scivolamento lungo un piano di faglia di due blocchi a contatto o una forte esplosione

ci danno prodotti grafici diversi ed ovviamente quello di origine tettonica è più ricco e completo !

Guardate i due sismogrammi.
Un’esplosione si riconosce facilmente perche’ mancano le componenti di taglio (le onde S) delle onde.
In pratica, sono presenti le sole componenti di compressione, mentre le onde superficiali (onde Love e Rayleigh) sono quasi inesistenti!

Che cosa sono i DRUM?

Fesn

Esempio di sismogramma di un evento registrato dalla stazione di Olmeto: sono evidenziati i vari tipi di onde. L’epicentro del sisma si trovava a circa 11.8 km dal sismografo con una magnitudo (MI) di 2.7 .

Rilevazione dell’epicentro

Ogni sismografo registra un sismogramma che evidenzia una differenza di arrivo tra la onda primaria e la secondaria, diversa, a seconda della lontananza del sismografo dall’epicentro del sisma. Ogni stazione quindi sa a quale distanza si verificato il sisma, ma non ne conosce la direzione di provenienza. Sono necessarie almeno tre stazioni di rilevamento, che formano tre cerchi che combaceranno in un solo punto, al fine di conoscere il luogo esatto dell’evento e quindi la direzione di provenienza delle onde. La figura rappresenta la rilevazione di un terremoto da parte di tre simografi dislocati in posti distanti tra loro.

Meccanismo Focale

Meccanismo focale: le forme d’onda registrate dalle stazioni sismiche possono essere utilizzate,oltre che nella determinazione dell’ipocentro del terremoto e della sua magnitudo, anche per ricavare il tipo di faglia che ha originato il terremoto (diretta, inversa, trascorrente) e l’orientamento del piano di faglia, ovvero della superficie lungo la quale è avvenuta la frattura che ha causato il terremoto. I risultati di questo tipo di analisi sono detti soluzione del meccanismo focale o soluzione del piano di faglia. In particolare viene utilizzato il primo impulso registrato nel sismogramma, dovuto all’arrivo delle onde P che si propagano direttamente dall’ipocentro: se il primo impulso che arriva alla stazione di registrazione è rivolto verso l’alto significa che le onde generate all’ipocentro del terremoto spingono verso l’alto il terreno e cioè lo comprimono; al contrario se il primo impulso è rivolto verso il basso, le onde esercitano sul terreno un’azione di trazione e cioè lo dilatano. Dall’analisi della distribuzione dei punti in cui si è avuta compressione o dilatazione, ottenibile disponendo di un numero sufficientemente ampio di stazioni disposte in maniera uniforme attorno alla sorgente, è possibile ricavare l’orientamento degli sforzi che hanno generato il terremoto.

Il risultato finale, in forma semplificata, apparirà come nella figura seguente:

Come si può notare i primi impulsi compressivi e distensivi sono distribuiti in quadranti. Le linee che li separano vengono definite piani nodali: uno di essi corrisponde al piano lungo cui scorre la faglia (piano di faglia), l’altro è invece definito piano ausiliario. Nella realtà la rappresentazione grafica dei meccanismi focali è realizzata tramite la cosiddetta sfera focale, ovvero una sfera con centro nella sorgente del terremoto su cui vengono riportate le polarità degli impulsi osservate nelle varie stazioni sismiche distribuite sulla superficie terrestre.

Esempio di Meccanismo Focale di una Faglia Trascorrente dove la

T e P
indicano i punti di massimo sforzo tensore dell’estensione e della compressione

Alcuni semplici esempi di meccanismi focali sono riportati nella figura successiva:

Orientamento del piano di faglia

L’orientamento del piano di faglia è in genere definito dai seguenti parametri:

strike, ovvero l’angolo misurato in senso orario tra la direzione del nord geografico e l’intersezione del piano di faglia con la superficie terrestre

dip, ovvero l’angolo tra la superficie terrestre ed il piano di faglia, che ne misura dunque l’immersione

rake, ovvero l’angolo che indica la direzione di scorrimento di una parte della faglia (definita tetto della faglia e rappresentata nella figura precedente dalla parte destra in movimento) rispetto all’altra (chiamata letto, la parte sinistra in figura), ossia il tipo di faglia.

Durante un rilevamento geologico la misurare dell’assetto delle strutture geologiche, viene eseguita utilizzando una bussola da geologo.

Le caratteristiche misurabili sono di due tipi:

Planari: superfici stratigrafiche, superfici di faglia e di frattura, foliazioni, piani assiali di pieghe);
Lineari: lineazioni, linee di cerniera di pieghe, strie sui piani di faglia, allineamenti di strutture sedimentarie).

Misura delle strutture planari:

La misura delle strutture planari si esegue attraverso i seguenti parametri:

Strike: è l’angolo tra il Nord magnetico che viene indicato dall’ago della bussola e la linea di direzione definita come l’intersezione tra la superficie che vogliamo misurare e un piano orizzontale. Tale angolo si misura in senso orario da 0° a 360°.
Dip-direction: è perpendicolare allo strike e indica la direzione in cui la superficie immerge. Viene definita secondo la regola della mano destra (con indice e pollice aperti a formare una L, il dito indice definisce lo Strike mentre il pollice definisce la dip-direction). Tale angolo si misura in senso orario da 0° a 360°.
Dip: è l’angolo che la superficie da misurare forma con il piano orizzontale misurato lungo la direzione di massima pendenza. Tale angolo si misura da 0° a 90°. Per descrivere l’assetto di un piano basta misurare due delle variabili precedenti:

Strike / Dip oppure Dip-direction / Dip

Misura delle strutture lineari:
La misura delle strutture lineari si esegue attraverso i seguenti parametri:

Beta = trend; p = plunge; Rc = Pitch (Rake)

Trend: (come lo strike) è l’angolo (beta) misurato sul piano orizzontale tra il Nord magnetico indicato dall’ago della bussola e la proiezione della lineazione sul piano orizontale. Tale angolo si misura in senso orario da 0° a 360° ;
Plunge: è l’angolo (p) misurato sul piano verticale tra la lineazione e la linea di trend che giace sul piano orizzontale. Tale anglo si misura da 0° a 90°.
Pitch: l’angolo (Rc) misurato sul piano in cui giace la lineazione, tra la linea di direzione e la direzione della lineazione. Tale angolo si misura da 0° a 90° sul piano in cui giace la lineazione.

Per descrivere l’assetto di una lineazione basta misurare:

Trend/ Plunge oppure Strike/ Dip e Pitch oppure Dip-direction /Dip e Pitch

Horst & Graben

(detti anche fosse tettoniche), ovvero zone in cui una porzione di crosta terrestre risulta sprofondata (graben) e relativamente rialzata (horst) a causa di un sistema di faglie dirette in regime tettonico distensivo.

Scale macrosismiche

Le scale macrosismiche sono state introdotte fin da quando non esistevano strumenti di misura, e quindi era possibile basarsi solamente sulla valutazione degli effetti prodotti dai terremoti stessi.
Di conseguenza sono state introdotte le scale Mercalli-Cancani-Sieberg (in sigla MCS), la Mercalli Modificata (MM), la Medvedev-Kàrnìk-Sponheuer (MSK), atte a sintetizzare la severità degli effetti di un terremoto zona per zona tramite un valore numerico: l’intensità macrosismica.

In Italia in passato la scala più diffusa era senz’altro la scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS), chiamata semplicemente scala Mercalli, che – come accennato sopra – indica l’intensità del sisma in rapporto agli effetti osservabili sui manufatti e sull’ambiente naturale attorno all’epicentro, che è il punto della superficie terrestre situato sulla verticale della zona dove di èverificato il sisma (detto ipocentro).

Le due scale vengono sovente confuse e mal interpretate. La Richter misura l’energia sviluppata nell’ipocentro di un sisma. La scala Mercalli rileva i danni causati dall’evento. E’ chiaro che i danni prodotti non dipendono solo dall’intensità del terremoto, ma dalla conformazione del terreno, dalla profondità dell’ipocentro, dalla struttura degli edifici, dalla popolosità della zona ecc. Per questo motivo gli studiosi utilizzano pressoché

solo la scala Richter definendo così la ‘Magnitudo’ di un evento.

Ad ogni evento sismico in realtà sono associati più valori di magnitudo:

ML – magnitudo Richter locale, valore comunemente usato per magnitudo fino a 5.0
MLV- magnitudo calcolata nella componente verticale con una correzione per adattarla allo standard ML(Richter)
MLH- magnitudo calcolata nella componente orizzontale con una correzione per adattarla allo standard ML(Richter)
Mw – magnitudo momento, disponibile per eventi con magnitudo da 5.0 in su.
MwP- magnitudo momento calcolata mediante l’ampiezza delle ondeP
MD – stima di ML da durata del segnale sismico attraverso scale di calibrazione locali.
MS – magnitudo da onde di superficie.
Mb – magnitudo da onde di volume telesismiche.

Per gli eventi più forti con magnitudo superiore a 5.0 i cataloghi internazionali riportano almeno Mw, MS e Mb. I metodi di stima di magnitudo locale (ML) possono essere dipendenti dall’evoluzione nel tempo della strumentazione del un sistema di acquisizione.

Ecco di seguito le scale Richter e la scala Mercalli confrontate secondo parametri standard:

Magnitudo ed intensità

La magnitudo si definisce come il rapporto tra la grandezza in esame e una grandezza campione ad essa omogenea, misurato su scala logaritmica. Si noti come, essendo le grandezze in questione omogenee, la loro unità di misura si elida e perda quindi importanza ai fini della misurazione stessa. Essa non va dunque confusa con l’intensità, ovvero il rapporto tra potenza e superficie di applicazione, in quanto si tratta in unnumero puro (adimensionale), che non ha dunque nessuna unità di misura.

La magnitudo di un fenomeno risulta dunque molto più comoda da misurare rispetto al fenomeno stesso ed è perciò preferibile nei casi in cui quest’ultimo sia impossibile o comunque sconveniente da misurare in maniera diretta; sarebbe infatti impraticabile misurare un fenomeno sismico in termini delle sue grandezze fisiche.

(Per una trattazione più approfondita al riguardo si rimanda alla trattazione sul Decibel.)

Le scale come la Rossi-Forel e la Mercalli sono usate invece per descrivere gli effetti del terremoto, i quali dipendono dalle condizioni locali (presenza e tipo di costruzioni, distanza dall’epicentro, etc.). Per esempio, un terremoto di uguale magnitudo può avere effetti diversi se avviene in pieno deserto (dove nessuno può avvertirlo), oppure in un centro abitato (dove può provocare danni e vittime).

L’energia rilasciata da un terremoto, a cui è strettamente correlato il suo potere distruttivo, è proporzionale all’ampiezza di oscillazione elevata a 3/2 . Quindi, in termini di energia rilasciata, una differenza di magnitudo pari a 1,0 è equivalente ad un fattore 31.6 ( $=({10^{1,0}})^{(3/2)}$ ), mentre una differenza di magnitudo pari a 2,0 è equivalente ad un fattore 1000 ( $=({10^{2,0}})^{(3/2)}$ ). ^[1] Una magnitudo 4,0 è quindi pari a 1000 volte quella di una magnitudo 2,0. Per inciso, una magnitudo 4,0 è analoga all’esplosione nel raggio di 100 km di una piccola bomba atomica (1000 tonnellate di tritolo), inferiore a quella della bomba diHiroshima (pari a circa 13000 tonnellate di tritolo, ovvero 55 terajoule). Un raddoppio dell’energia rilasciata è rappresentato da un aumento di magnitudo pari a 0,2.

Eventi con magnitudo di 4,5 o più grande sono abbastanza forti da essere registrati dai sismografi di tutto il mondo. I terremoti più grandi registrati sono di magnitudo 8 o 9 ed avvengono con frequenza di circa uno all’anno. Il più grande mai registrato si verificò il 22 maggio 1960 in Cile, ed ebbe una magnitudo M_W di 9,5.

Sulla carta non esisterebbe un limite massimo al valore della magnitudo di un sisma, tuttavia è ragionevole supporre un limite teorico massimo in virtù del massimo carico di rottura sopportabile dalle rocce che compongono la crosta terrestre e il mantello.

Per concludere….

I valori della magnitudo sono riportati nella Scala Richter, una scala logaritmica in cui tra un grado e il successivo c’è una differenza di 10 volte dell’ampiezza del movimento del terreno e di circa 30 volte dell’energia liberata. Questa scala non ha un limite superiore, ma finora i più grandi sismi registrati non hanno superato il valore di M 9.5 (Valdivia, Chile 1960)