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Lezioni di geologia:
I Terremoti

Indice Lezioni di Geologia



I terremoti

Definizione - Epicentro ed ipocentro - I tipi di scosse - Intensità e magnitudo - le onde sismiche - distribuzione dei terremoti nel mondo - le cause dei terremoti

Definizione:
I terremoti, o sismi, sono una serie di rapide oscillazioni del terreno causate da una brusca liberazione di energia elastica da una zona del sottosuolo definito come ipocentro. Dall'ipocentro, che può essere situato a profondità comprese tra poche decine di metri sino ad alcune centinaia di chilometri, si propagano in tutte le direzioni serie di onde elastiche dette onde sismiche.
Il punto della della superficie situato sulla verticale dell'ipocentro viene chiamato epicentro.
Se la distanza tra l'epicentro e l'ipocentro è inferiore ai 60-70Km, il terremoto è considerato superficiale; intermedio se la distanza è compresa tra i 300 e i 500 Km; profondo se questa è tra i 500 e i 700 km.


I tipi di scosse: Le vibrazioni del terreno causate da un terremoto sono distribuite in tempi successivi secondo tre principali modalità:

a) Scossa principale e repliche: la scossa principale ha energia superiore a quelle delle repliche. L'energia di queste ultime rimane generalmente costante mentre il loro numero diminuisce con il passare del tempo.

b) Precursori - scossa principale - repliche: secondo questa modalità la scossa principale è preceduta da una serie di scosse minori per energia, sempre più frequenti a mano a mano che si avvicina il momento della scossa principale. Seguone poi le scosse di replica.

c) Sciame di terremoti: negli sciami di terremoti non si può identificare una scossa principale poiché l'energia sprigionata è mediamente la stessa per ogni evento. Si assiste ad un incremento nella frequenza delle scosse e ad un successivo decremento.

La situazione reale è però molto più complessa e difficilmente si può classificare un evento tellurico seguendo uno schema così semplice. Ad esempio, frequentemente si verifica una sequenza di più scosse principali seguite da quelle che, nel linguaggio comune, vengono chiamate scosse di assestamento.

I movimenti del suolo sono sovente descritti come "ondulatori" o "sussultori" a seconda che siano provocati da onde sismiche rispettivamente a bassa e ad alta frequenza. Anche in questo caso però, il movimento è un fenomeno molto più complesso che può essere studiato con maggiore precisione solo con l'analisi delle registrazioni effettuate con i sismografi.


Intensità e Magnitudo:

Sin dai tempi antichi, l'intensità dei terremoti è stata valutata in modo empirico e qualitativo e cioè sulla base degli effetti prodotti da un sisma principalmente sulle costruzioni umane.
Fu Giuseppe Mercalli, sismologo e vulcanologo nato a Milano nel 1850, a proporre all'inizio del 20۰ secolo, una scala di intensità suddivisa dapprima in 10 poi in 12 gradi di intensità crescente. Si arrivò in seguito alla Scala Mercalli modificata (M.M), una delle più usate.
L'intensità del terremoto espressa in gradi indicati in numeri romani ha una relazione molto vaga con l'energia liberata da un evento tellurico.
Pensiamo infatti che se è vero che in uno stesso punto geografico e sugli stessi edifici, un terremoto di maggiore energia provoca maggiori danni, è altrettanto plausibile che la stessa energia sismica possa provocare danni molto diversi in punti con differenti tipologie edilizie o con differenti caratteristiche geologiche locali.

Nel 1935 venne ideata dal sismologo americano Richter un'altra scala di classificazione basata sulla misura dell'ampiezza massima dello spostamento di un punto del suolo situato ad un distanza prefissata dall'epicentro. Tale misura si intende effettuata con un ben preciso tipo di sismografo avente precise caratteristiche tecniche.
Nel formulare la sua proposta di scala, Richter associò ad un terremoto che genera uno spostamento di 1 micron a 100Km dall'epicentro, la magnitudi 0 (=Log1); ad uno generante uno spostamento di 10 micron, la magnitudine 1 (=Log10) e così via sino a valori di poco inferiori a 9 che corrispondono a quelli più elevati fino ad ora registrati.
Passando quindi da un grado a quello successivo, l'intensità "aumenta" di 10 volte.
La Scala richter, non essendo riferita a lesioni a manufatti, può dare informazioni più precise sull'entità del sisma.
Tra le formule approsimate che legano la magnitudo (M) all'energia (E-> erg). segnaliamo la seguente:
Log E = 12 + 1,5M

In base a tale formula, ad esempio, un terremoto di manitudo 7 libera un'energia di 5.1022erg.

Come detto sopra, le onde sismiche si propagano dall'epicentro in tutte le direzioni. Si distinguono tre principali tipi di onde sismiche:


Le onde sismiche::

- ONDE LONGITUDINALI O DI COMPRESSIONE (P)
- ONDE DI TAGLIO O TRASVERSALI (S)
- ONDE SUPERFICIALI (R E L).

Le ONDE P (onde primarie) sono onde longitudinali che si propagano dilatando e comprimendo la roccia nella quale producono una variazione di volume. In termini molto semplici possiamo dire che la roccia oscilla avanti e indietro nella stessa direzione di propagazione dell'onda. Per visualizzare l'effetto di questo tipo di onde potremmo pensare ad una molla.
Le onde primarie sono quelle che si propagano più rapidamente e sono le prime ad essere avvertite e registrate dai sismografi.
Possono raggiungere i 10Km al secondo. La velocità delle Onde P, che si possono propagare sia nei solidi che nei fluidi, dipende dalle costanti di elasticità e dalla densità ed aumenta con la profondità.

Le ONDE S (onde secondarie) sono onde trasversali che si propagano con oscillazioni su un piano perpendicolare alla direzione di propagazione.
Per visualizzare l'effetto di questo tipo di onde potremmo pensare ad una corda sferzata orizzontalmente.
L'effetto prodotto su una roccia è quello della distorsione; non si hanno variazioni di volume.
Le Onde S sono più lente di quelle P: raggiungono i 4,6 Km al secondo. La velocità delle onde S è in funzione della rigidità e della densità del materiale in cui si propagano. Se la rigidità è pari a zero, come nei liquidi, la velocità è nulla e infatti, nei fluidi che non oppongono resistenza al taglio, le Onde S non si propagano. Questo significa che le onde S non vengono trasmesse dal materiale del nucleo terrestre.

Sia le Onde P che le Onde S, quando si trasmettono all'interno della Terra in corrispondenza delle superfici di separazione delle rocce a densità diversa, vengono in parte rifratte e in parte riflesse.
Dalla rifrazione si originano nuove Ond Ped S secondo uno schema così impostabile:

P -> PP, PS; S -> SP,SS


Le ONDE R e L (onde superficiali) sono il risultato della combinazione delle onde P con le onde S.
Onde molto complesse, sono quelle che provocano i danni maggiori avendo sì una minore velocità ma anche una maggiore ampiezza. Si propagano dall'epicentro e si disperdono.
Dipendono, per frequenza ed accelerazione, dalle caratteristiche di elasticità delle rocce in cui si propagano.


Distribuzione dei terremoti nel mondo:

Le regioni più sismiche si trovano in corrispondenza delle zone di confine delle placche tettoniche e principalmente ai margini di collisione.

Zone di subduzoine: placca oceanica + placca continentale:
I terremoti più profondi (ipocentro a 100-700Km) si hanno in corrispondenza delle zone di subduzione:
- Ande
- Caraibi Occidentali
- Aleutine
- Mar del Giappone
- Indonesia
- Nuove Ebridi

Tra placche continentali:
Altre zone caratterizzate da una forte attività sismica sono quelle di collisione tra placche di tipo continentale come ad esempio il Continente euro-asiatico centrale dal Pacifico attraverso l'Himalaya, il Caucaso, l'Anatolia sino al Mediterraneo.
In EUropa sono zone sismiche la Turchia, la Grecia, i Balcani, l'Italia e la Spagna Pirenaica.
L'attività sismica è elevata anche in corrispondenza delle dorsali oceaniche.
Per quanto riguarda il nostro paese l'attività sismica è elevata in particolare nelle aree centro-appenniniche e in Calabria e Sicilia.


Infine i terremoti si possono verificare anche in corrispondenza delle dorsali oceaniche legate a faglie trasformi.


Le cause dei terremoti - La teoria del rimbalzo elastico del sismologo Read:

Per capire come le rocce rispondono alle sollecitazioni sismiche possiamo fare riferimento al modello elastico. In base a tale modello un corpo roccioso sottoposto ad uno sforzo, risponde in modo elastico deformandosi. Al cessare dello sforzo cessa il processo di deformazione e il corpo restituisce pressoché istantaneamente l'energia accumulata (fatta eccezione per una frazione dissipata sotto forma di calore) riprendendo la forma iniziale.
Oltre un certo limite, quando cioè viene superato il valore massimo o limite di elasticità, il corpo roccioso non risponde più elasticamente ma si rompe lungo un piano di faglia; i due blocchi ai lati di questo si spostano l'uno rispetto all'altro mentre ciascuno di essi tende a recuperare la forma originaria.
E' l'energia accumulata durante la deformazione elastica e restituita sotto forma di rimbalzo elastico a propagarsi in tutte le direzioni per mezzo di onde elastiche ossia sismiche.

La teoria del rimbalzo elastico fa ricondurre la maggior parte dei terremoti alle faglie che si formano o si riattivano nella litosfera. Tale meccanismo però non è l'unico possibile anche se il più importante.
Una piccola percentuale di terremoti può ad esempio essere ricondotta ad una origine vulcanica.
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