I Terremoti
La teoria del rimbalzo elastico
Dopo il terremoto di San Francisco del 1906 che il sismologo americano H. Reid propose un
modello del meccanismo secondo cui si verificherebbero le deformazioni all’origine dei terremoti.
Il disastroso terremoto di San Francisco fu accompagnato da vistosi movimenti del terreno lungo la
Faglia di San Andreas. Mise in evidenza che, prima del terremoto, anno dopo anno, strade,
palizzate e corsi d’acqua si erano incurvati nel tratto in cui attraversavano il percorso della faglia.
Era come se i terreni ai lati di quest’ultima si fossero mossi in direzioni opposte, con un
movimento molto lento ma continuo. Reid giunse alla conclusione che le rocce, sottoposte a
qualche sforzo, si comportano dapprima in maniera elastica, poi si deformano progressivamente
fino a che non viene raggiunto il limite di rottura. In quel momento nella massa rocciosa 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, libere di reagire elasticamente, riacquistano bruscamente il loro volume e la loro
posizione di equilibrio, con una serie di rapide vibrazioni, che si trasmettono alle masse rocciose
circostanti e che possono durare da pochi secondi a qualche minuto, a seconda di come e di
quanto si estende la lacerazione. Se nella massa rocciosa esiste già una faglia (come era il caso del
terremoto di San Francisco), è il forte attrito tra le due labbra della faglia a impedire all’inizio ogni
movimento, per cui le rocce cominciano a deformarsi elasticamente: quando però la tensione che
si accumula nelle rocce supera la resistenza dovuta all’attrito, la faglia si riattiva e il movimento
avviene lungo di essa. Secondo il modello 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 per l’attrito lungo la superficie della faglia, in parte sotto forma di
violente vibrazioni. Queste si propagano come onde sismiche verso tutte le direzioni, a partire da
un certo volume di roccia: l’ipocentro.
Le onde sismiche
Per riconoscere i tipi di onde emesse da un terremoto bisogna portarsi a distanza dall’epicentro:
infatti, poiché si muovono con velocità diverse, le onde arrivano in tal caso in tempi successivi. Si
distinguono tre gruppi di onde: onde longitudinali (dette anche di compressione); onde trasversali
(o di taglio); onde superficiali. Le onde longitudinali (o di compressione) sono quelle al cui
passaggio 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
alternativamente a seconda delle rapide oscillazioni che i blocchi di roccia nella zona dell’ipocentro
compiono dopo la deformazione elastica. Sono le onde più veloci, per cui sono dette anche onde
prime od onde P: si muovono nella crosta con velocità tra 4 e 8 km/s. Si propagano in ogni mezzo,
nelle rocce più compatte, nel magma fuso, nell’acqua e nell’aria: il rombo cupo che accompagna
l’inizio del terremoto è dovuto alle onde P che arrivano in superficie e provocano spostamenti
d’aria, con frequenze che rientrano in parte nella banda di quelle percepibili dall’orecchio umano.
