Terremoti: cause e fenomeni correlati | Appunti di Scienze della Terra

I Terremoti

Un terremoto o sisma consiste di una serie di improvvisi movimenti del terreno, dovuti alla

propagazione attraverso le rocce di onde meccaniche che trasportano energia.

Teoria del rimbalzo elastico

L’energia elastica accumulata nel tempo si libera violentemente come energia meccanica e

si propaga in tutte le direzioni sotto forma di onde sismiche.

Il sismologo Reid osservò che il terremoto del 1906 (San Francisco) aveva provocato

fratture e spostamenti di strade ed elementi del paesaggio anche di 6 m.

Reid concluse che le rocce, sottoposte a qualche sforzo, si comportano in maniera elastica

cioè si deformano progressivamente, fino a che non viene raggiunto il limite di rottura.

Quando un materiale “elastico” viene sottoposto a sollecitazioni si deforma ma se lasciato

libero ritorna all'aspetto originale.

Un materiale ha comportamento “plastico” se, sottoposto a sollecitazioni, si deforma in

maniera permanente.

Se si comprime un mattone in una morsa in un primo momento il mattone si deformerà

accumulando energia in modo elastico. Questo vuol dire che se dovessimo interrompere la

pressione esercitata, il mattone tornerebbe allo stato iniziale.

Aumentando lo sforzo, il mattone continuerà a deformarsi proporzionalmente all'energia

accumulata. Al di là di una certa soglia, non resisterà più all'aumento di sforzo e si romperà

liberando l'energia. Una parte di questa si dissiperà sotto forma di calore e un'altra come

onde elastiche.

Le rocce, sottoposte a sforzo, si comportano in modo elastico: si deformano

progressivamente fino a fratturarsi quando raggiungono il limite di rottura, creando una

faglia o innescando i movimenti lungo di essa.

Secondo il modello del rimbalzo elastico, le rocce sottoposte a sforzi di notevole entità

tendono a deformarsi immagazzinando energia, finché, raggiunto un valore tensionale limite

che dipende dalle caratteristiche elastiche del mezzo, si ha la rottura improvvisa con

liberazione di energia elastica, che dà origine a intense vibrazioni sismiche.

Con il brusco ritorno delle masse rocciose all’equilibrio, l’energia elastica accumulata

durante la deformazione si libera sotto forma di:

-CALORE: prodotto dall’attrito lungo la superficie della faglia.

-VIBRAZIONI: che si propagano come onde sismiche.

Una volta liberata l’energia meccanica delle rocce inizia ad accumularsi nuova energia

elastica.

I terremoti sono quindi fenomeni ciclici, il cui periodo dipende dalle caratteristiche geologiche

del territorio e dalle forze che agiscono dall’interno del pianeta.

In generale: più breve è il periodo di ritorno, minore è l’energia accumulata nelle rocce e

minore è l’entità del sisma che si produce; più lungo è il periodo di ritorno, maggiore è

l’energia accumulata e più violento e disastroso è il sisma che si produce.

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I Terremoti Un terremoto o sisma consiste di una serie di improvvisi movimenti del terreno, dovuti alla propagazione attraverso le rocce di onde meccaniche che trasportano energia. Teoria del rimbalzo elastico L’energia elastica accumulata nel tempo si libera violentemente come energia meccanica e si propaga in tutte le direzioni sotto forma di onde sismiche. Il sismologo Reid osservò che il terremoto del 1906 (San Francisco) aveva provocato fratture e spostamenti di strade ed elementi del paesaggio anche di 6 m. Reid concluse che le rocce, sottoposte a qualche sforzo, si comportano in maniera elastica cioè si deformano progressivamente, fino a che non viene raggiunto il limite di rottura. Quando un materiale “elastico” viene sottoposto a sollecitazioni si deforma ma se lasciato libero ritorna all'aspetto originale. Un materiale ha comportamento “plastico” se, sottoposto a sollecitazioni, si deforma in maniera permanente. Se si comprime un mattone in una morsa in un primo momento il mattone si deformerà accumulando energia in modo elastico. Questo vuol dire che se dovessimo interrompere la pressione esercitata, il mattone tornerebbe allo stato iniziale. Aumentando lo sforzo, il mattone continuerà a deformarsi proporzionalmente all'energia accumulata. Al di là di una certa soglia, non resisterà più all'aumento di sforzo e si romperà liberando l'energia. Una parte di questa si dissiperà sotto forma di calore e un'altra come onde elastiche. Le rocce, sottoposte a sforzo, si comportano in modo elastico: si deformano progressivamente fino a fratturarsi quando raggiungono il limite di rottura, creando una faglia o innescando i movimenti lungo di essa. Secondo il modello del rimbalzo elastico, le rocce sottoposte a sforzi di notevole entità tendono a deformarsi immagazzinando energia, finché, raggiunto un valore tensionale limite che dipende dalle caratteristiche elastiche del mezzo, si ha la rottura improvvisa con liberazione di energia elastica, che dà origine a intense vibrazioni sismiche. Con il brusco ritorno delle masse rocciose all’equilibrio, l’energia elastica accumulata durante la deformazione si libera sotto forma di:

CALORE : prodotto dall’attrito lungo la superficie della faglia.
VIBRAZIONI: che si propagano come onde sismiche. Una volta liberata l’energia meccanica delle rocce inizia ad accumularsi nuova energia elastica. I terremoti sono quindi fenomeni ciclici, il cui periodo dipende dalle caratteristiche geologiche del territorio e dalle forze che agiscono dall’interno del pianeta. In generale: più breve è il periodo di ritorno, minore è l’energia accumulata nelle rocce e minore è l’entità del sisma che si produce; più lungo è il periodo di ritorno, maggiore è l’energia accumulata e più violento e disastroso è il sisma che si produce.

DEFORMAZIONI ELASTICHE:

LE FAGLIE

Si parlerà di faglia trascorrente destra quando da un lato della faglia si vede muovere l'altro lato verso destra. Quando invece da un lato della faglia si vede muovere l'altro lato verso sinistra, si parlerà di faglia trascorrente sinistra. DEFORMAZIONI PLASTICHE: LE PIEGHE Alcuni tipi di rocce presentano per la loro stessa natura un comportamento plastico notevole a T e P della superficie (es. argille, gesso, ma anche calcari ben stratificati). Altre rocce, invece acquistano un comportamento plastico se si trovano in profondità (notevole carico e T elevate). Le deformazioni di tipo plastico sono quelle che modificano la forma, e a volte la struttura della roccia, ma senza che questa subisca delle rotture. Questo processo quindi "piega" le rocce, un po' come si piega una barra di ferro. È questo tipo di deformazione che dà vita al fenomeno delle pieghe. La struttura base di una piega è composta dai fianchi che unendosi formano la cerniera; tra i due fianchi è compreso il nucleo. La retta che passa lungo la cerniera è chiamata asse della piega e l'insieme degli assi di una piega costituisce il piano assiale. Dalla disposizione dei fianchi si può risalire all'entità dello sforzo che ha formato la piega; infatti un piccolo sforzo darà vita a pieghe quasi piatte con i fianchi molto aperti (piega lieve), ma più lo sforzo applicato è grande e più i fianchi della piega saranno vicini. Le pieghe in cui verso il nucleo sono poste le rocce più recenti sinclinali, mentre quelle con gli strati incurvati verso il basso sono chiamate anticlinali. Zone di Subduzione Zolle in movimento, l’una verso l’altra: la più leggera affonda scorrendo sotto l’altra. Zolle in collisione Zolle in movimento, l’una verso l’altra: se sono entrambe molto spesse, nessuna affonda. Faglie trasformi Zolle che scorrono orizzontalmente, l’una rispetto all’altra. Lo strumento usato per studiare le onde sismiche è il sismografo. Si chiama epicentro la zona posta in superficie sulla verticale dell’ipocentro. Il punto in cui si verifica lo spostamento iniziale della faglia e da cui si propagano le onde sismiche in ogni direzione è detto ipocentro. I sismografi registrano sia le oscillazioni orizzontali che quelle verticali. Per registrare tutte le componenti del movimento del terreno occorre disporre di tre sismografi: uno per i movimenti verticali e due per quelli orizzontali. La registrazione delle onde sismiche effettuata dai sismografi produce tracciati detti sismogrammi. Nel tracciato di un sismogramma vengono registrate le onde sismiche (P, S e superficiali) in ordine di arrivo. Onde P (da P = prime, poiché sono le prime ad arrivare in superficie, in quanto le più veloci) Provocano successive compressioni e dilatazioni delle particelle che compongono le rocce,

COME SI CALCOLA L'EPICENTRO DI UN TERREMOTO

1. Misura dell'intervallo S-P Su ciascun sismogramma misuriamo la differenza tra il tempo di arrivo delle onde P e quello delle onde S in secondi (intervallo S-P). L'intervallo S-P indica la distanza della stazione dal terremoto così come il tempo che intercorre tra la luce del lampo e il rumore del tuono indica la distanza dal temporale. 2. Calcolo della distanza Osservando e analizzando molti terremoti, conosciamo la relazione tra l'intervallo S-P e la distanza tra ciascuna stazione sismica e il terremoto. Possiamo quindi convertire ciascuna misura dell'intervallo S-P in distanza, utilizzando un grafico come questo. 3. Determinazione dell'epicentro Una volta nota la distanza del terremoto dalle tre stazioni, possiamo determinare l'epicentro. Tracciamo attorno a ciascuna stazione un cerchio di raggio pari alla distanza stazione- epicentro. Il terremoto è avvenuto nel punto in cui i tre cerchi si intersecano. Le domocròne La distanza epicentrale può essere ricavata dalla differenza rilevata sul sismogramma tra il tempo di arrivo di due diverse fasi, solitamente la P e la S. Energia dei terremoti L’entità di un terremoto si può quantificare in due modi diversi: -con la scala Richter che si basa sulla magnitudo, che esprime la quantità di energia liberata dal terremoto. -con la scala MCS (Mercalli-Cancani-Sieberg) che valuta l’intensità di un terremoto cioè gli effetti su persone o cose; La scala MCS è una scala empirica basata sull’esperienza. A ogni grado corrispondono determinati effetti sulle persone, sugli edifici e sul terreno. È suddivisa in 12 gradi di intensità crescente. L’intensità di un terremoto si rileva mediante sopralluoghi di tecnici nell’area colpita e questionari somministrati alla popolazione. I danni provocati dai fenomeni sismici dipendono dalla quantità di energia liberata, oltre che dalla densità di popolazione, dalle caratteristiche del terreno, dallo stato degli edifici, dalle tecniche costruttive impiegate. SISMI DI UGUALE ENERGIA POSSONO PRODURRE EFFETTI DIVERSI IN AREE CON CARATTERISTICHE DIFFERENTI. L’intensità di uno stesso terremoto varia da luogo a luogo. In base ai diversi valori di intensità attribuiti, si possono costruire le carte isosismiche. Queste carte riportano le isosisme, linee che delimitano le aree in cui il terremoto è stato percepito con la stessa intensità. Le zone che hanno riportato gli stessi danni, vengono racchiuse da delle linee dette isosisme. Ad ogni isosisma corrisponde un grado di intensità, dipendente dagli effetti prodotti dal terremoto all'interno dell'area racchiusa dall'isosisma stessa. L'intensità massima, si avrà in corrispondenza dell'epicentro. La magnitudo della scala Richter si calcola mediante formule matematiche a partire dall’ampiezza delle onde sismiche superficiali registrate sui sismogrammi.

Maggiore è l’ampiezza delle onde registrate, maggiore sarà l’energia liberata dal sisma. La magnitudo della scala Richter è espressione dell’energia liberata dal terremoto. La magnitudo di un sisma è indipendente dalla località in cui è misurata. M = A/A M = log10 A – log10 A RICHTER (1935) propose di misurare la MAGNITUDO di un terremoto. L’ampiezza massima (A) delle onde registrate da un sismogramma può essere usata come “grandezza” (MAGNITUDO) di un terremoto se viene messa a confronto con l’ampiezza massima (A0) delle onde fatte registrare da un terremoto di riferimento. Sul sismogramma si misura la massima ampiezza delle onde sismiche registrate. Il valore della magnitudo si ottiene tracciando una retta che congiunge il valore di ampiezza dell’onda e la distanza della stazione dall’epicentro del sisma. Si determina la distanza dall’epicentro del sisma. Da notare che se la distanza dall’epicentro aumenta, a parità di ampiezza delle onde, la magnitudo risulta più elevata. Per definizione, il valore 0 della scala Richter corrisponde a un sisma che, registrato su un sismografo standard alla distanza di 100 km dall’epicentro, produce un sismogramma in cui l’altezza massima della traccia è 0,001 mm. Nella scala Richter, tra un valore di magnitudo e quello successivo, l’energia sprigionata dal sisma aumenta di circa 30 volte. In base alla frequenza e alla magnitudo dei terremoti verificatisi in un dato territorio, si ricava la pericolosità sismica. La pericolosità sismica di un luogo è la probabilità che si verifichi un sisma di una certa magnitudo in un dato intervallo di tempo. Le carte della pericolosità sismica sono elaborate tenendo conto delle caratteristiche geologiche e tettoniche della regione studiata. Il rischio sismico di un territorio è un parametro che dipende da 3 fattori:

pericolosità sismica : (probabilità che si verifichi un sisma in un dato periodo);
vulnerabilità: (capacità delle costruzioni di resistere alle scosse);
valore esposto : (quantità di persone e beni economici presenti sul territorio); Rischio sismico = pericolosità X vulnerabilità X valore esposto L’Italia è a forte rischio sismico perché è caratterizzata da notevole pericolosità sismica, da elevati valori di vulnerabilità e valore esposto. Una previsione precisa dei terremoti è praticamente impossibile. È possibile stimare il periodo di ritorno dei terremoti in una certa area, ma si tratta di un dato approssimativo. Talvolta i terremoti sono preceduti da segni premonitori come: deformazioni del suolo, piccole scosse frequenti, intorbidamento delle acque nei pozzi, irrequietezza degli animali domestici. La miglior difesa dai terremoti è l’attuazione di misure di prevenzione: -predisposizione di piani urbanistici adeguati alla pericolosità sismica del territorio; -costruzione con criteri antisismici di abitazioni, ponti, strade, acquedotti e insediamenti industriali;

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LE FAGLIE

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