TERREMOTI RICERCA

I TERREMOTI si manifestano entro fasce della superficie terrestre, le aree sismiche mentre mancano nelle aree asismiche. Le aree scismatiche coincidono con le dorsali oceaniche, le catene montuose e altre tipiche figure della superficie terrestre. 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. Il punto in cui l’energia si libera è detto ipocentro.: da esso si propagano onde sferiche che attraversano tutta la terra.

Mallet diceva che un terremoto consiste in una serie di onde elastiche che si propagano attraverso la Terra. Reid invece giunse 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: in quel momento si innesca una lacerazione a partire dal punto più debole e si crea una faglia, lungo il cui piano le rocce possono scorrere le une contro le altre in direzioni opposte. Le due parti dell’originaria massa rocciosa riacquistano bruscamente il loro volume e la loro posizione di equilibrio con una serie di rapide vibrazioni che si trasmettono alle masse rocciose circostanti. Se nella massa rocciosa esiste già una faglia è il forte attrito tra le due estremità della faglia a impedire all’inizio ogni movimento, per cui le rocce si deformano elasticamente. Quando la tensione supera la resistenza la faglia si riattiva e si muove. Questa è la teoria del rimbalzo elastico di Reid: con il brusco ritorno delle masse rocciose all’equilibrio l’energia elastica accumulata durante la deformazione si libera in parte sotto forma di calore e in parte sotto forma di violente vibrazioni che si propagano a partire dell’ipocentro.

Essi sono movimenti in atto nella crosta terrestre e nel mantello superiore che sottopongono a sforzo volumi di rocce, nelle quali si va accumulando energia come deformazione elastica finche essa si libera provocando il terremoto.

In base alla teoria del rimbalzo elastico dopo un terremoto ci sarebbe un periodo di tranquillità sismica, ma le forze tettoniche continueranno a deformare la crosta fino ad un’altra crisi sismica. Esso è il ciclo sismico. Nello stadio pre sismico la deformazione elastica provoca variazioni in alcune caratteristiche delle rocce; in quello post sismico, l’area colpita va verso un nuovo equilibrio con delle scosse successive.

I movimenti all’ipocentro producono differenti tipi di deformazioni, cui corrispondono diversi tipi di onde; inoltre la struttura della Terra, con l’alternarsi di materiali diversi provoca nelle onde fenomeni di rifrazione e riflessione. Nella zona posta in superficie sulla verticale dell’ipodentro, l’epicentro, arriva un groviglio di onde di ogni frequenza e velocità e il terreno vibra più a lungo e più velocemente.

Onde longitudinali: le particelle di roccia oscillano avanti e indietro nella direzione di propagazione dell’onda stessa: la roccia subisce rapide variazioni di volume, comprimendosi e dilatandosi. Sono le onde più veloci dette P, si propagano in ogni mezzo e sono la causa del rumore cupo che accompagna il terremoto perché provocano lo spostamento d’aria.
Onde trasversali: le particelle di roccia compiono delle oscillazioni perpendicolari alla direzione di propagazione; la roccia subisce variazioni di forma e non di volume. Sono più lente delle onde P e sono dette S e non si propagano tra i fluidi. Le onde P e S sono dette onde interne o di volume
Onde superificiali: sono le onde che arrivano in superficie e si propagano dall’epicentro. Esse si dividono in onde R, dove le particelle compiono movimenti lungo un orbita ellittica in un piano verticale lungo la direzione di propagazione come avviene per le onde in acqua, e in onde L dove le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione come le onde S.

La registrazione del movimento sismico si chiama sismogramma. Nell’area prossima all’epicentro il sismogramma appare complicato e confuso, per l’ampiezza delle oscillazioni e perché le onde arrivano quasi contemporaneamente. Lontano dall’epicentro si riconosce la struttura fondamentale. Prima arrivano le onde P, poi alle P si sovrappongono le S e nell’ultima parte appaiono le onde superficiali, più lente e ampie. L’esame di un sismogramma può fornire anche indicazioni sulla profondità dell’epicentro.

La scala di intensità più usata in Europa e in America è la scala MCS (Mercalli) divisa in 12 gradi. L’intensità viene stabilità in base alla valutazione degli effetti prodotti dal terremoto su persone, manufatti e terreno. Ad ogni località viene assegnato un grado di intensità fino alle zone in cui non si sono rilevati effetti. Dopo aver riportato i dati su una cartina si individuano le linee di confine tra le zone e si tracciano una serie di linee chiuse dette isosisme. Le isosisme forniscono informazioni sulla struttura geologica dell’area in esame.

A parità di distanza dalla sorgente, un terremoto più forte di un altro fa registrare sul sismogramma oscillazioni più ampie. L’ampiezza massima indicata con A è usata come misura della grandezza di un terremoto e se viene messa a confronto con l’ampiezza massima A0 di un terremoto standard si può misurare la magnitudo di un terremoto come fece Richter. Come terremoto standard egli scelse uno che produce su un sismografo posto a 100km dall’epicentro un sismogramma un oscillazione massima di 0,001 mm.

Per poter confrontare il valore di A con quello di A0 è necessario prima determinare il valore di A0 a distanze dell’epicentro diverse da 100km, tenendo conto dell’attenuazione che le onde subiscono. L’ampiezza di un forte sisma può essere anche dieci milioni di volte maggiore di quella di un terremoto debole e per evitare numeri di magnitudo troppo grandi Richter ricorse al logaritmo di 10 per cui la magnitudine è M = log10 A/A0. Se A = A0 la magnitudine è uguale a 0. Non esiste un limite alla magnitudine. L’aumento di un’unità nella magnitudine corrisponde ad un aumento del fattore 10 nell’ampiezza del movimento e una liberazione di energia di 30 volte maggiore. Non c’è alcuna corrispondenza tra intensità e magnitudo.

I danni principali agli edifici sono causati dai movimenti orizzontali del suolo. Il tipo di costruzione ha grande importanza; l’ingegneria antisismica è in grado di realizzare strutture resistenti a sollecitazioni, di fronte alle quali i normali edifici sono invece vulnerabili. Anche la natura geologica del terreno su cui poggiano gli edifici ha grande importanza in quanto può modificare il comportamento delle onde sismiche. Alcuni terreni a causa delle vibrazioni subiscono un fenomeno detto liquefazioni e perdono ogni consistenza facendo sprofondare gli edifici.

Se il terremoto si verifica sotto il fondo del mare si ha un maremoto che provoca onde molto lunghe che si propagano in mare molto velocemente.

Le onde sismiche portano con se informazioni sui terreni attraversati codificate come variazioni delle traiettorie e della loro velocità di propagazioni. In un mezzo omogeneo le traiettorie sono rettilinee, nel caso della terra risultano invece curve perché le onde vengono rifratte cioè cambiano direzione passando da un materiale all’altro. Per ogni terremoto esiste una zona d’ombra dove non arrivano onde P dirette. La zona d’ombra ha rivelato l’esistenza all’interno della terra di un nucleo di materiale diverso da quello che lo avvolge. La constatazione che le onde P perdono velocità nell’attraversare il nucleo e che le onde S non vi penetrano ha portato a concludere che il nucleo almeno nella parte esterna è fluido. A 2900km di profondità c’è il limite tra il nucleo e il mantello e tale limite è la discontinuità di Gutemberg.

Su basi simili è stato individuato il nucleo interno solido a 5170km di profondità e il limite è detto discontinuità di Lehmann. La superficie di Mohorovicic separa il mantello e la crosta.

L’indagine sismica ci mostra un involucro formato da tre sfere concentriche. Il mantello fra i 70 e i 250 km mostra un comportamento più plastico e quella zona è detta astenosfera ed il materiale è parzialmente fuso. La parte superiore del mantello e la crosta sono la litosfera solida.

Una sismicità significativa segue il sistema delle dorsali oceaniche. Una sismicità intensa segue tutte le fosse oceaniche. Una fascia di forte sismicità segue le catene montuose di formazione recente. I terremoti vulcanici sono vibrazioni del suolo prodotte dal movimento del magma in risalita entro la crosta e nel camino vulcanico.

La previsione deterministica dei terremoti viene tentata attraverso l’esame di fenomeni precursori.

Alla base della ricerca di fenomeni precursori sta il modello del rimbalzo elastico. In una massa rocciosa sottoposta a sforzo, si verifica una deformazione elastica, ma prima della rottura è stato individuato uno stadio in cui la roccia tende a dilatarsi. Questo fenomeno detto dilatanza provoca alcune anomali nelle caratteristiche fisiche e nel comportamento di alcune rocce. Tra queste anomalie, la variazione della velocità nella propagazione delle onde P, sensibili sollevamenti di ampie aree e l’aumento della quantità di gas radon disciolto nelle acque e nelle falde che si libera dalla superficie del suolo.

La previsione statistica si basa sui cataloghi sismici che contengono i dati di tutti i terremoti di cui si è avuta notizia o di cui è disponibile la registrazione strumentale. La previsione statistica è a lungo termine, ma di scarsa utilità per un allarme sismico, ma è importante per circoscrivere aree sismiche e concertare le ricerche per una previsione deterministica.

La difesa dai terremoti avviene tramite la prevenzione dei pericoli. Occorre applicare alcune norme antisismiche e l’educazione di massa.