I terremoti

I TERREMOTI

Terremoto  un termine che evoca immagini di rovine,di sofferenze,di paure. Nelle favole e nei miti il terremoto  spesso immaginato come un mostro pronto a scatenarsi senza preavviso e senza motivo apparente, oppure come un evento provocato da qualche divinit^, per capriccio o per infliggere un castigo agli uomini. Oggi, invece, sappiamo che la sismicit^  un fenomeno sempre attivo nel tempo e collegato con i processi stessi di evoluzione del nostro pianeta; inoltre i terremoti risultano concentrati in zone ben precise.

DANNI DEI TERREMOTI

Danni provocati da un terremoto

I terremoti possono causare gravi distruzioni e alte perdite di vite umane, attraverso una serie di agenti distruttivi, il principale dei quali  il movimento sussultorio e ondulatorio del terreno, accompagnato da effetti correlati: frattura della faglia, inondazione (ad esempio, maremoto o rottura di dighe), cedimenti del terreno (frane, smottamenti), incendi o fuoriuscite di materiali pericolosi. In un particolare terremoto, ciascuno di questi agenti pu~ essere predominante e, storicamente, ha causato gravi danni o numerose vittime.

I terremoti sono gli eventi naturali di gran lunga pi potenti sulla terra. I grandi terremoti possono rilasciare un'energia superiore a migliaia di bombe atomiche in pochi secondi, solitamente misurata in termini di momento sismico. A tal riguardo basti pensare che un terremoto riesce a spostare in pochi secondi volumi di roccia di centinaia di chilometri cubi. Il terremoto causa indirettamente anche incendi dovuti alla rottura delle linee del gas o dellĠelettricit^, carestie e epidemie. Se il terremoto si verifica sotto il mare, si ha il maremoto: lĠoscillazione del fondo marino genera una perturbazione che si manifesta con onde molto lunghe che si propagano a 500-1000 km/h. Quando queste onde raggiungono la costa si innalzano fino a decine di metri.

LA DIFESA DAI TERREMOTI

Ogni anno i terremoti causano sia direttamente che indirettamente la morte di 10000-15000 persone e danni alle cose per valori altissimi che gravano sullĠeconomia del paese. Si deve perci~ tentare di prevederli e di ammortizzarne gli effetti. La previsione deve dirci dove e quando e con che intensit^ si presenter^ il sisma. Si pu~ fare una previsione deterministica, che segnala gli eventi precursori di un terremoto.

Nel 1975 in Cina venne sfollata la regione di Haicheng, e cinque ore dopo un terremoto distrusse il 90% degli edifici, ma con pochissime vittime. LĠanno dopo nella regione del Tangshan, a soli 400 km, si ebbero gli stessi fenomeni, la zona fu evacuata, ma non successe nulla. Ma alcuni mesi dopo un terremoto di magnitudo 8 uccise 650000 persone senza che venisse rilevato alcun segno precursore, e ci~ ridimension~ la speranza di poter predire un terremoto.

Alla base dello studio dei fenomeni precursori cĠ il modello del rimbalzo elastico: le rocce immagazzinano energia deformandosi fino alla rottura completa, ma prima di essa si  notato che esse si dilatano a causa delle numerose microfratture al loro interno. Questo fenomeno, detto dilatanza, genera anomalie rilevabili, come la variazione di velocit^ delle onde P o i sollevamenti del terreno o lĠaumento della quantit^ di gas radon allĠinterno delle falde acquifere o liberato dal suolo.

Un altro tipo di previsione  quella statistica, che si basa sul presupposto che la distribuzione delle aree sismiche non  casuale, e che la loro storia sismica si ripeta (ciclo sismico). Questi dati sono contenuti nei cataloghi sismici. Questa previsione non pu~ essere che a lungo termine, ma  utile per individuare aree in cui concentrare gli studi deterministici perchZ  pi probabile lĠarrivo di un terremoto.

NATURA E ORIGINE DEL TERREMOTO

I sismi si verificano solo in determinate aree dette sismiche, che si distribuiscono prevalentemente lungo le catene montuose, le dorsali, le fosseÉ Un terremoto  una vibrazione della terra prodotta dalla rapida liberazione di energia meccanica in qualche punto al suo interno, detto ipocentro. DallĠipocentro si propagano onde di tipo meccanico (come il suono) che si indeboliscono con la distanza. Le rocce, come ha scoperto Reid, si comportano in maniera elastica deformandosi progressivamente e accumulando energia fino a raggiungere il punto di rottura, che innesca il movimento del suolo intero generando le vibrazioni che causano il terremoto (modello del rimbalzo elastico). Ci~ che muove le rocce sono i movimenti interni della terra (crosta e mantello), che sottopongono a sforzi immensi le rocce accumulando energia elastica. Dopo la liberazione dellĠenergia si torna a una situazione di equilibrio, fino a che non si accumula altra energia, e ci~ da origine al ciclo sismico:

1: stadio intersismico: si accumula energia.

2: stadio presismico: la deformazione elastica delle rocce raggiunge i livelli critici di resistenza,     e si modificano esse stesse, preannunciando il sisma.

3: stadio cosismico: lĠenergia potenziale si libera sottoforma di calore e movimento.

4: stadio postsismico: dopo una serie di scosse di assestamento o repliche, la situazione torna alla normalit^.

Lo studio del ciclo sismico pu~ aiutare a prevedere i terremoti.

PROPAGAZIONE E REGISTRAZIONE DELLE ONDE SISMICHE

Ai diversi tipi di movimento dellĠipocentro corrispondono diversi tipi di onde sismiche che si propagano sfericamente, e a causa della riflessione e della rifrazione di esse quando cambiano mezzo, esse vengono percepite dallĠepicentro (sopra lĠipocentro) in modo confuso e violento. Per studiarle bisogna porsi a una certa distanza, poichZ esse viaggiano a velocit^ diverse.

Onde di compressione o longitudinali: dette onde P sono le pi veloci (4-8 km/h) e si propagano nella direzione dellĠonda stessa: le rocce si comprimono e si dilatano al loro passaggio, e si propagano in ogni mezzo, se arrivano al suolo creano un rombo cupo dovuto allo spostamento dĠaria.

Onde di taglio o trasversali: dette onde S, provocano unĠoscillazione perpendicolare alla direzione dellĠonda, cambiano la forma ma non il volume delle rocce attraversate e sono pi lente (2,3-4,6 km/h), non si propagano nei fluidi. Le onde P ed S sono dette interne o di volume e si generano nellĠipocentro.

Poi ci sono le onde superficiali che si propagano dallĠepicentro e diminuiscono con la profondit^. Esse sono le onde R, come le increspature sullĠacqua, e le onde L, che sono come le S ma solo superficiali. Queste onde hanno una frequenza pi bassa ma si propagano pi lontano e pi a lungo.

La registrazione di un sisma si chiama sismogramma, che sullĠepicentro  confuso, ma lontano da esso le onde si separano perchZ hanno diverse velocit^ e si possono studiare: prima arrivano le P, poi le S e infine le L e le R.

La rifrazione e la riflessione delle onde allĠinterno della terra fa s" che il sismologo ottenga moltissime informazioni, come la potenza, la durata, la posizione dellĠepicentro e la profondit^ dellĠipocentro, la direzione e lĠampiezza del movimento che ha generato il terremoto, dati sulla struttura interna della terra. Per determinare la profondit^ dellĠipocentro sono per~ necessarie almeno 10 stazioni di rilevamento, cos" da classificare il terremoto come superficiale (0-70 km, 75% dei terremoti), intermedio (70-300 km, 22%) o profondo (300+ km, 3%).

LA FORZA DI UN TERREMOTO

La forza di un terremoto si calcola per i suoi effetti visibili (scala delle intensit^, la pi usata  la Mercalli divisa in 12 gradi, o la MSK nellĠest europeo) o per la grandezza (magnitudo).

La scala delle intensit^ valuta esclusivamente gli effetti del terremoto su oggetti, persone e sul terreno, catalogando i dati macrosismici. Le isosisme sono linee che uniscono i punti a equivalente intensit^: la pi interna contiene lĠepicentro macrosismico, che non sempre coincide con quello strumentale, la pi esterna delimita le aree in cui il terremoto ha prodotto effetti rilevabili direttamente. Le isosisme non sono circonferenze perfette, ma sono irregolari, e danno cos" informazioni sulla geologia di quel territorio: se sono molto ravvicinate significa che le onde hanno subito un rapido smorzamento e viceversa.

La magnitudo si calcola invece misurando lĠampiezza delle oscillazioni del terremoto. LĠunit^ di misura  il terremoto standard, che su un sismogramma posto a 100 km dallĠepicentro genera unĠoscillazione Ao di 0,001 mm. In realt^ ogni stazione di rilevamento ha il suo valore Ao diverso dagli altri, che dipende dalla complessit^ geologica che attenua in maniera diversa le onde. La scala di magnitudo  logaritmica, per cui ad ogni aumento di un livello la forza espressa aumenta alla potenza del 10.

Le due scale non hanno valori concomitanti, poichZ lĠintensit^ dipende dalla profondit^ dellĠipocentro, dalla distanza dallĠepicentro e dalle caratteristiche geologiche, mentre il magnitudo calcola la forza del terremoto espressa nellĠipocentro, ed  rilevata uguale in ogni parte del pianeta.

TERREMOTI E INTERNO DELLA TERRA

La struttura interna della terra viene studiata attraverso i dati sismici. Le onde attraversano lĠintera terra subendo variazioni di velocit^ e di traiettoria che forniscono una radiografia dellĠinterno del pianeta. La velocit^ aumenta con la profondit^ (salvo alcune eccezioni), e le onde non sono rettilinee ma curve perchZ rifratte. Esiste una zona dĠombra posta tra 11000 e 16000 km dallĠepicentro in cui le onde P arrivano solo in piccolissima parte. Queste zone fanno supporre lĠesistenza di un nucleo che devia e rallenta le onde P e non si fa nemmeno penetrare dalle onde S: ci~ significa che probabilmente esso , almeno nella sua parte pi esterna, fluido. Studiando le onde si  posto il limite tra il mantello e questo nucleo a 2900 km dalla superficie (discontinuit^ di Gutenberg). Su basi simili si  scoperto un nucleo pi interno solido  il cui limite a 5170 km di profondit^  detto discontinuit^ di Lehmann. Il mantello non raggiunge la superficie, ma  diviso dalla crosta dalla discontinuit^ di Mohorovicic. Lo studio della propagazione delle onde sismiche ha per~ rivelato che lĠinterno del pianeta non  omogeneo nelle sue tre zone: tra i 70 e i 250 km di profondit^ le onde P smettono di aumentare di velocit^ e anzi la diminuiscono. Questa zona  perci~ probabilmente fluida ed  chiamata astenosfera. La parte sovrastante di mantello  pi solida, praticamente rocciosa, e viene chiamata litosfera.

DISTRIBUZIONE GEOGRAFICA DEI TERREMOTI

Il 2 % dellĠenergia liberata dai terremoti segue il percorso delle dorsali oceaniche. Una sismicit^ pi elevata si ha vicino alle fosse, il cui ipocentro  pi profondo quanto pi ci si allontana, come se fossero distribuiti su una superficie ideale inclinata che discende nella terra, detta poi superficie di Benioff. Essa corrisponde allĠ80% dellĠenergia liberata in un anno. Una sismicit^ lungo le catene montuose  costituiscono il 20% e raramente sono pi profondi di 100 km. Vi sono poi i terremoti vulcanici, detti temori, che sono generati dal movimento del magma, ma si deve ricordare che vulcanesimo e terremoti sono due fenomeni che non si influenzano tra loro, ma avranno casomai una causa comune.