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I terremot
I terremoti , o sismi, sono vibrazioni naturali del suolo che sono provocate dalla liberazione repentina di energia meccanica all’interno della litosfera. Insieme ai vulcani, i terremoti sono la prova che la terra non è statica. Quando si verifica un terremoto, l’energia accumulata viene liberata in modo repentino : le rocce si fratturano e l’energia viene dissipata in parte sotto forma di calore, in parte sotto forma di onde elastiche che, giunte in superficie, generano le scosse sismiche che percepiamo. Il luogo in profondità in cui viene liberata l’energia è l’ ipocentro del terremoto, dal quale partono le vibrazioni elastiche che si propagano in tutte le direzioni dello spazio mentre l’ epicentro è il punto della superficie terrestre situato verticalmente sopra l’ipocentro, che viene raggiunto per prima dalle vibrazioni e dove le scosse sono avvertite con maggiore intensità. ➔ scosse sussultorie ➔ scosse ondulatorie ➔ scosse rotatorie Le scosse possono durare qualche secondo come qualche minuto e si possono ripetere per ore a intervalli irregolari. Terremoti di piccola intensità = microsismi , molto frequenti Terremoti di grande intensità = macrosismi , Classificazione di terremoti in base alle cause : ➔ da crollo : terremoti causati da crollo della volta di una grotta o di una miniera, episodi occasionali e di debole intensità ➔ da esplosione : terremoti che si verificano in seguito a detonazioni di dispositivi chimici o nucleari nel sottosuolo; occasionali ➔ vulcanici : terremoti provocati dal movimento del magma nel sottosuolo e accompagnano o precedono le eruzioni vulcaniche, in genere di debole intensità mentre durante le eruzioni esplosive si verificano scosse più violente ➔ tettonici : terremoti che avvengono quando masse rocciose si fratturano improvvisamente in zone della litosfera sottoposte a forti tensioni; sono i terremoti più violenti e frequenti e non sono quasi mai episodi occasionali perché sono legati a situazioni di generale instabilità della litosfera. Aree sismiche : regioni particolari della litosfera dove i terremoti tettonici si verificano frequentemente. Ogni nuovo sisma ha ipocentro diverso da quelli precedenti. I terremoti tendono a distribuirsi in fasce sottili e allungate e le fasce sismiche coincidono, o sono disposte parallelamente, alle fasce dove si localizza l’attività vulcanica.
L teori de rimba elastic
Teoria formulata in seguito all’osservazione degli effetti provocati dal terremoto di San Francisco avvenuto nel 1906. Quando un blocco di rocce viene sottoposto a sforzo, inizialmente si comporta in modo elastico, cioè si deforma lentamente. Le rocce accumulano energia e la deformazione subita è proporzionale all’intensità. Limite di elasticità : ogni massa rocciosa ha un limite oltre il quale non può deformarsi elasticamente. Se la forza continua ad agire e la tensione accumulata supera il limite di elasticità, il blocco roccioso si spacca improvvisamente nel punto più debole, producendo una faglia , una
frattura lungo la quale due blocchi rocciosi si muovono in senso opposto e subiscono spostamenti verticali,orizzontali o obliqui. Nel momento in cui si forma la faglia, le rocce slittano lungo i margini della frattura e liberano repentinamente l'energia sotto forma di calore e di intense e rapide vibrazioni che si propagano in tutte le direzioni. Il punto di rottura diventa quindi l’ipocentro del terremoto. Le masse rocciose, scorrendo lungo i margini della faglia, riacquistano il loro volume e la loro forma e, in pochi secondi, si stabilisce una nuova condizione di equilibrio. Il movimento in questo modo può propagarsi lungo una faglia anche per decine o centinaia di chilometri a velocità impressionante. L'energia accumulata si libera in genere con una forte scossa principale ( mainshock ), che talvolta può essere preceduta da una serie di scosse premonitrici ( foreshocks ), quasi sempre di debole intensità, che possono verificarsi per diversi giorni prima dell'inizio del terremoto vero e proprio. Molto spesso la scossa principale è seguita da una serie di scosse successive ( repliche / aftershocks ). In genere hanno intensità via via decrescente. In altri casi, invece, si realizza uno sciame sismico (swarms), costituito da una serie di scosse di intensità simile, la cui frequenza in genere aumenta fino a un massimo per poi decrescere.
L fagli attiv
Finché la faglia resta attiva, essa può generare nuovi eventi sismici. In genere, se gli eventi sismici lungo una faglia sono frequenti, le scosse non sono troppo violente; se invece l’intervallo tra un sisma e l’altro si prolunga, le rocce possono accumulare una maggiore quantità di energia elastica e le scosse avranno effetti sicuramente più gravi. ➔ Esempio : faglia di San Andreas , che attraversa la California per 950 km ed è stata causa di numerosi terremoti tra cui quello del 1906 a San Francisco le cui scosse sono state precedute, secondo un’analisi della zona, da un movimento impercettibile,ma reale, dei blocchi di rocce localizzati ai lati della faglia. ➔ Esempio Italia : faglia prodotta dal terremoto dell’ Irpinia del 1980. Lunga nel complesso 35 km. Il terremoto, di magnitudo 6,9, si è propagato rapidamente causando 3 distinti fenomeni di rottura, non contemporanei, in 3 diversi segmenti della faglia.
L ond sismich
L’energia liberata dal sisma provoca due tipi di effetti : ➔ deformazioni statiche e permanenti, che accompagnano il movimento lungo la faglia ➔ deformazioni dinamiche, cioè onde elastiche, che si propagano dall’ipocentro in tutte le direzioni dello spazio. Le onde elastiche generate nei terremoti sono dette onde sismiche e provocano una deformazione dinamica dei materiali. Le onde sismiche non causano un vero spostamento dei materiali che attraversano, ma solo vibrazioni delle particelle. La vibrazione si propaga perché le particelle che compongono le rocce, oscillando, trasmettono alle particelle vicine l'impulso ricevuto. Una parte dell'energia si trasforma in calore.
fenomen endogen
Esistono tre tipi di onde sismiche : P, S e L. Le onde P (primarie) e le onde S (secondarie) sono onde di volume : si generano nell'ipocentro del terremoto mentre le onde L , invece, sono onde superficiali : si propagano
Com s local z u terremot
➔ La posizione dell’epicentro I sismogrammi possono essere utilizzati per stabilire la posizione dell'epicentro di un terremoto e il suo "tempo di origine", cioè il momento in cui si è formata la faglia che ha provocato il sisma. ➢ i tre tipi di onde sismiche si muovono nello stesso mezzo con velocità differenti ; partendo nello stesso momento dall'ipocentro. Solo all'epicentro le onde P e S giungono molto vicine le une alle altre ➢ il ritardo delle onde S rispetto alle P cresce con la distanza della stazione di rilevamento dall'epicentro. Si può dunque affermare che i sismogrammi di uno stesso terremoto, registrati da stazioni poste a diversa distanza dall'epicentro, sono differenti: se la stazione di rilevamento è vicina all'epicentro, sul sismogramma le onde P sono poco distanziate dalle S; se, invece, la stazione è distante, l'intervallo sul sismogramma tra le onde P e S aumenta. Ogni stazione dispone di un diagramma spazio-tempo nel quale sono riportate le curve che collegano i momenti d’arrivo (dette dromocrone ) delle onde P e S in funzione della distanza dall’epicentro. Per determinare la posizione dell’epicentro è necessario anche confrontare i dati provenienti da almeno tre stazioni sismografiche. L’epicentro del terremoto corrisponde al punto di intersezione delle tre circonferenze. ➔ La posizione dell’ipocentro È necessario disporre di un numero maggiore di sismogrammi relativi allo stesso sisma (almeno una decina) → non sempre dà risultati attendibili. La profondità dell’ipocentro varia entro un intervallo molto ampio. In base alla profondità dell’ipocentro si distinguono terremoti con ipocentro : ➢ tra 0 - 70 km → superficiali => le onde sono trasmesse più velocemente e potentemente ma l’ipocentro e l’epicentro, essendo troppo vicini, causano troppi danni ➢ tra 70 - 300 km → intermedi ➢ tra 300 - 700 km → profondi Sotto i 700 km la roccia non ha una consistenza rigida.
Intensità magnitud
La forza di un terremoto può essere rilevata con due metodi attraverso i quali si ottengono delle scale sismiche : la scala delle intensità e la scala delle magnitudo. ● L scal dell intensità La scala delle intensità più adottata e la scala MCS (Mercalli,Cancani,Sieberg) utilizza un metodo di valutazione messo a punto da G. Mercalli nel 1902. La scala delle intensità assegna a ogni sisma un valore numerico, detto grado di intensità , determinato in base agli effetti delle scosse sismiche sul territorio e al grado di distruzione che esse provocano nella regione in cui il sisma viene rilevato. 4 tipi di indicatori : ➔ lesioni a costruzioni ➔ danni a persone e animali ➔ modifica di elementi dell'ambiente naturale (fratture, crolli) ➔ effetti sugli oggetti in uso
L'intensità di un sisma in genere diminuisce progressivamente allontanandosi dall’epicentro. Se si congiungono tutti i punti in cui il sisma il terremoto ha avuto la stessa intensità, si ottiene una serie di linee curve chiuse, dette isosisme, che separano zone in cui il sisma si è manifestato con intensità differenti. La più interna comprende l'epicentro ed è la più colpita; nelle aree più esterne l'intensità decresce rapidamente. L’energia del sisma non si propaga nello stesso modo in tutte le direzioni. Le caratteristiche diverse delle rocce e molti altri fattori alterano la propagazione regolare delle onde elastiche. Le isosisme sono perciò quasi sempre linee irregolari. L’andamento allungato in direzioni particolari delle isosisme indica la presenza nel sottosuolo di una formazione rocciosa. L' intensità è una descrizione dei danni che provoca perciò non è utilizzato nessuno strumento e nessuna unità di misura. La gravità dei danni dipende dall'energia sprigionata dal sisma, dalla posizione dell’ipocentro, dalla presenza o meno di centri abitati e di costruzioni antisismiche. ● L scal dell magnitud La scala delle magnitudo si basa su un principio semplice : tanto maggiore è l’energia liberata da un sisma, tanto più ampie sono le oscillazioni registrate dal sismografo. Elemento di valutazione della forza di un terremoto : l’ ampiezza delle onde sismiche. Occorre disporre di un’unità di misura, che in questo caso è un sismogramma di riferimento. Si devono tenere presenti anche la distanza dall'epicentro e il conseguente indebolimento delle onde man mano che tale distanza aumenta. La prima scala delle magnitudo è stata introdotta da C. Richter nel 1935. Secondo la scala Richter , la magnitudo di un terremoto si ottiene confrontando l'ampiezza massima delle oscillazioni registrate in una stazione di rilevamento con quella delle oscillazioni di un sismogramma di riferimento. La scala delle magnitudo proposta da Richter è una scala logaritmica , in cui la magnitudo M è data dalla seguente relazione : ➔ A = ampiezza massima delle oscillazioni del terremoto che si sta osservando ➔ A = ampiezza massima delle oscillazioni causate da un terremoto di riferimento ➔ Q = fattore di correzione, che tiene conto della profondità dell’ipocentro. Poiché la scala Richter è logaritmica, aumentando di un'unità di magnitudo si ha un valore dell'ampiezza delle onde sismiche 10 volte maggiore. La scala delle magnitudo, inoltre, non ha un valore massimo predefinito. La magnitudo di un terremoto dipende principalmente dall'energia liberata nell’ipocentro, sotto forma di onde sismiche. → La scala delle intensità è una scala empirica, di scarso valore mentre la scala Richter è una scala che fornisce misure quantitative definite. I terremoti disastrosi hanno magnitudo superiore a 6.
L prevision de terremot
Si puó effettuare una previsione probabilistica , calcolando il pericolo sismico di una regione, cioè la probabilità che vi si verifichi, in un certo intervallo di tempo, un terremoto in grado di causare danni. Per valutare la pericolosità sismica di un’area si rilevano i terremoti avvenuti in passato, catalogandoli in base all'intensità e alla magnitudo. Sulla base delle informazioni raccolte, si elaborano carte della pericolosità sismica , utili per elaborare piani di prevenzione, che tuttavia consentono di stabilire solo se statisticamente una regione ha
L superfic d discontinuità
Analizzando i sismogrammi, sono state scoperte diverse superfici di discontinuità. Le due principali sono: ● Discontinuità di Mohorovicic (o Moho ) → separa la crosta dal sottostante mantello. Lungo questa superficie le onde P e le onde S accelerano bruscamente , e ciò significa che i materiali che si trovano al di sotto di tale discontinuità sono solidi , così come i materiali della crosta sovrastante. Secondo alcuni studi, la diversa velocità delle onde sismiche dipende da una differente composizione delle rocce del mantello rispetto a quelle della crosta: infatti, il mantello è composto da peridotiti , rocce ultrafemiche più rigide e dense rispetto a quelle della crosta. La Moho non è una superficie sferica, bensì ha un andamento sinuoso e presenta una serie di curvature. Sotto la crosta oceanica la profondità media della Moho è 4-10 km (crosta più sottile), mentre sotto i continenti è di 20-70 km (crosta più spessa) ● Discontinuità di Gutenberg → separa il mantello e il nucleo. Si trova ad una profondità costante di 2900 km ed è una superficie sferica. In corrispondenza di questa discontinuità la velocità delle onde P diminuisce , mentre le onde S vengono fermate completamente. Per spiegare tale fenomeno si ipotizza che il nucleo, nella sua parte più esterna, sia costituito da materiali allo stato fuso , che avrebbero una composizione differente rispetto a quelli del mantello.
Discontinuità minor
L’individuazione di discontinuità minori ha permesso di suddividere ulteriormente la crosta, il mantello e il nucleo in zone con proprietà diverse, in modo da conoscere meglio la loro struttura. Si ricorda in particolare la discontinuità di Lehmann che si trova a 5170 km di profondità ed indica il passaggio dal nucleo esterno al nucleo interno. Questa discontinuità fu scoperta dopo aver osservato alcuni sismogrammi prodotti da esplosioni nucleari, i quali evidenziano come le onde P, attraversando il nucleo, vengono in parte riflesse e in parte rifratte, subendo una brusca accelerazione. Si pensa che il nucleo sia fluido solo nella sua parte esterna
I modell dell struttur intern dell Terr
Grazie allo studio della propagazione delle onde, delle rocce e dei vulcani, è stato possibile elaborare un modello dettagliato dei tre involucri che costituiscono la Terra, separati dalle superfici di discontinuità di Mohorovicic e Gutenberg.
➔ L cr t
La crosta è la parte più superficiale e più rigida che si estende dalla superficie fino alla discontinuità di Moho. Non è omogenea per composizione e presenta notevoli variazioni di spessore: esso è massimo in corrispondenza dei continenti e si riduce in corrispondenza dei fondali oceanici. La crosta che costituisce le masse continentali e quella che forma il pavimento dei fondali oceanici è di due tipi: ● La crosta continentale → ha una densità media di 2,7 g/cm^3. È composta da rocce sialiche ricoperte da uno strato di sedimenti che raggiunge in alcune zone uno spessore di 5 km: la struttura è complessa e varia da una regione all’altra. Le rocce presenti sono eterogenee sia per composizione che per genesi, e si possono trovare rocce magmatiche, sedimentarie e metamorfiche di diversa età. La presenza di faglie, sismi frequenti o catene montuose, indicano che la crosta continentale ha una lunga storia segnata dall’azione di agenti endogeni rilevanti.
Le regioni più deformate corrispondono alle catene montuose. ● La crosta oceanica → ha una densità media di 3 g/cm^3 , una composizione femica e uno spessore di pochi chilometri. La crosta oceanica ha una struttura e composizione molto più regolare rispetto alla crosta continentale, in quanto è costituita da tre strati sovrapposti :
- uno superficiale di sedimenti che è sottile e di spessore variabile
- uno di basalti , che costituisce il vero e proprio pavimento oceanico ed ha uno spessore di circa 2 km
- uno di gabbri.
La crosta oceanica è più giovane rispetto a quella continentale → 200 milioni di
anni di età (oceanica).. Le aree instabili si hanno lungo le dorsali e in corrispondenza degli archi insulari. I due tipi di crosta formano un involucro unico e i confini tra l’uno e l’altro sono ben identificabili, ma non coincidono con la linea di costa: infatti, intorno a ciascun continente vi è una piattaforma che è formata da crosta continentale. Al limite esterno di questa piattaforma, si osserva una ripida scarpata che rappresenta il vero e proprio confine tra crosta continentale ed oceanica.
➔ I nucle
Il nucleo è la parte più interna della Terra e si estende dal centro di essa fino alla discontinuità di Gutenberg. Ha un raggio che è quasi la metà del raggio terrestre (circa 3500 km) e costituisce più del 14% del volume totale della Terra. Ha una densità molto elevata che cresce verso il centro passando da 9,7 g/cm^3 a 13 g/cm^3. Sulla natura del nucleo sono state fatte molte ipotesi, senza però arrivare a conclusioni certe; si pensa, infatti, che contenga elementi come il silicio, lo zolfo o l’ossigeno. La discontinuità di Lehmann, situata a 5170 km di profondità, separa il nucleo esterno da quello interno: ● Il nucleo esterno si comporta come un fluido : ha uno spessore di circa 2270 km e si pensa sia costituito prevalentemente di ferro e nichel, e da altri elementi più leggeri come silicio e zolfo. ● Il nucleo interno si comporta come un solido e si ritiene sia costituito da una mescolanza di nichel e ferro.
L teori dell tettonic dell zoll
La teoria della tettonica delle zolle è stata elaborata tra il 1965-1970 e rappresenta un modello globale con il quale è possibile dare una spiegazione ai fenomeni legati alla dinamica endogena e alla struttura della Terra. Secondo questa teoria, la litosfera non è un involucro continuo, bensì è suddivisa in una serie di zolle o placche. Le zolle litosferiche sono rigide , hanno uno spessore variabile (che risulta essere maggiore in corrispondenza dei continenti e minore sotto gli oceani) e galleggiano sulla sottostante astenosfera, nella quale si compiono lenti movimenti, detti moti convettivi → questi movimenti del mantello causano la frammentazione della litosfera in zolle: le correnti, infatti, creano tensione nella rigida litosfera, che si frattura. Questi continui movimenti generano instabilità lungo i margini delle zolle, mentre le parti centrali di ciascuna di esse sono inattive e stabili. I margini delle zolle corrispondono dunque alle fasce sottili lungo le quali si hanno le attività vulcanica e sismica. Si identificano tre tipi di margine : ● Margini divergenti , o passivi, lungo i quali si crea una nuova litosfera oceanica. Coincidono con le dorsali , ma vengono inclusi in questa categoria anche i rift continentali , come la regione delle grandi fosse tettoniche africane.
