Il terremoto I terremoti tettonici sono vibrazioni del terreno causate essenzialmente da fratture di rocce a seguito di un accumulo di energia potenziale dovuto alla dinamica globale del pianeta. Tale energia, in parte, viene liberata sotto forma di calore prodotto dall'attrito e, in parte, convertita in energia cinetica e propagata a distanza sotto forma di onde sismiche (o telluriche).

Teoria del rimbalzo elastico (Reid, 1910)

dinamiche compressioni trazioni masse rocciose deformano Le dinamiche interne della terra comportano compressioni e trazioni sulle le masse rocciose e, nelle zone in cui l'attrito ed altre resistenze sono sufficienti ad opporsi ad un loro spostamento, si deformano progressivamente. plasticheelastiche A seconda della composizione e delle condizioni cui sono sottoposte (temperature, pressioni, presenza di fluidi) ogni roccia ha specifiche carateristiche plastiche ed elastiche. plastiche  Le caratterische plastiche faranno sì che la roccia si deformi, più o meno facilmente, e si «modelli» secondo le linee di forza cui è soggetta senza accumulo di energia potenziale. elastiche energia potenziale  Le caratteristiche elastiche, al contrario, comporteranno una deformazione con un’accumulo di energia potenziale (la roccia tende a riprendere la forma originaria).

La deformazione, in ogni caso, non può procedere all’infinito. sforzo deforma A Sotto sforzo (compressione o trazione), una qualsiasi roccia si deforma in modo lineare fino ad un certo valore A dello sforzo, poi curva. C punto critico Quando lo sforzo raggiunge un determinato valore C (punto critico), la roccia si rompe. faglia La rottura non si ferma all’ipocentro ma, nella maggior parte dei casi, procede lungo un piano: la faglia (o piano di faglia) ipocentro Il punto in cui comincia la rottura è detto ipocentro.

fagliapiano di fagliascorrono Parte dei casi la “rottura” (faglia) avviene secondo un preciso piano (piano di faglia) dividendo la roccia in blocchi che scorrono l'uno rispetto all'altro fino a trovare una nuova posizione di equilibrio. liberando tutta l'energia accumulata fino a quel momento (secondo le sue caratteristiche elastiche).

epicentro Il punto sulla superficie posto sulla verticale dell’ipocentro si chiama epicentro ed è il punto dove viene avvertito per prima il terremoto. di profondità di superficie Occorre distinguere le onde sismiche di profondità e quelle di superficie Onde sismiche Dopo la «rottura», grazie alle proprietà elastiche, le rocce tendono a raggiungere un nuovo equilibrio, restituendo, almeno in parte, l’energia precedentemente accumulata. E’ in questa fase che si producono le le … ipocentro Le onde sismiche, si propagano dall'ipocentro in tutte le direzioni, arrivando in superficie.

Si trasmettono nell'interno della terra. Giunte in superficie, in parte vengono riflesse, tornando all'interno della terra, in parte si trasformano in onde di superficie e in parte si trasmettono nell’aria (sono quelle «percepite» anche dal nostro orecchio  suono). PS Si distinguono in due tipi di onde di profondità: onde P e onde S Onde di profondità

Sono le onde più veloci, quelle che raggiungono per prime la superficie terrestre (epicentro) La velocità V P in roccia compatta è dell'ordine di 5-6 km/s Le particelle del terreno si spostano nella stessa direzione di propagazione del fronte d'onda (compressione ed espansione della materia) Queste onde producono variazioni di volume e si trasmettono sia nei mezzi solidi sia nei mezzi fluidi. Onde P: longitudinali primarie volume Onde P: longitudinali o primarie o di volume

Hanno velocità minore delle onde P; V S per roccia compatta è dell'ordine di 3-3,5 km/s. Le particelle del terreno si spostano lungo una direzione perpendicolare a quella del fronte d'onda (sono dette anche onde di taglio). Queste onde modificano la forma del mezzo in cui si trasmettono, hanno ampiezze maggiori delle onde primarie e si estinguono a contatto con materiali fluidi. Onde S: trasversali secondarie di deformazione Onde S: trasversali o secondarie o di deformazione

Hanno velocità e frequenze d’onda minori di quelle di profondità. Sono presenti in tute le superfici di discontinuità (non solo tra terra e atmosfera), provocando grandi spostamenti di materia. RL Fra i vari tipi i più importanti ci sono le onde R e le onde L Onde di superficie Onde di Rayleigh (R) Interessano i primi metri di spessore della superficie terrestre (4-5 m). Le particelle si muovono sia nella direzione di propagazione dell'onda sia in senso verticale, descrivendo un'ellisse sul piano verticale; il moto ellittico antiorario si smorza molto rapidamente. La velocità con cui viaggiano è di circa 2,7-3 km/s

Onde di Love (L) Le particelle si muovono perpendicolarmente alla direzione di propagazione dell'onda (onde di taglio). Si formano sulla superficie di separazione degli strati con proprietà elastiche diverse e si propagano circa con la stessa velocità delle onde R.

Lo scorrimento, inizialmente molto veloce ed evidente, potrà continuare in maniera lentissima, quasi impercettibile, per anni fino a quando le forze in gioco, dovute alla dinamica interna della Terra, non cambieranno o non troveranno un equilibrio. Teoria della faglia La più nota faglia è quella di S. Andreas che causò il terremoto di S. Francisco del 1906 (M = 8.3): lunghezza 1300 km, scorrimento di 6.4 m. piano di faglia tetto La rottura di una roccia non si limmita all’ipocentro ma, procede secondo determinate linee che, nella maggior parte dei casi, individuano un piano, il piano di faglia (o semplicemente faglia) che divide la roccia in due blocchi; il tetto e il letto. faglia superficiale faglia profonda La rottura può arrivare fino in superficie (faglia superficiale) oppure rimanere in profodità (faglia profonda). Dopo la rottura, a causa delle stesse pressioni che l’hanno causata, i due blocchi della faglia scorreranno tra loro.

Tetto Tetto (blocco sovrastante il piano di faglia) Letto (blocco sottostante) Letto Letto (blocco sottostante il piano di faglia) Classificazione delle faglie in base al movimento relativo Faglia trascorrente Faglia trascorrente. movimento parallelo dei blocchi Faglia normale Faglia normale. movimento obliquo: il tetto si abbassa e il letto si alza Faglia inversa Faglia inversa. movimento obliquo: il il tetto si alza e il letto si abbassa Le superfici di contatto non sono regolari per cui lo scorrimento non procede senza «intoppi».

deterministico Seguire lo scorrimento nel tempo dei blocchi lungo una faglia è importante per valutare il rischio sismico in senso deterministico. rallentamento Uno scorrimento irregolare (soprattutto in rallentamento) è indice di accumulo di energia potenziale che potrebbe, prima o poi, produrre una nuova frattura, quindi ulteriori onde sismiche.

Esistono due approcci diversi nella misura di un terremoto. Un primo approccio, che può essere definito storico, è quello basato sugli effetti: a seguito dell'evento sismico si valutano i danni provocati sull'uomo, sulle costruzioni e sull'ambiente. Questo approccio ha dato vita, nei vari paesi, a circa una cinquantina di scale d'intensità (Mercalli-Cancani-Sieberg - MCS). Un secondo approccio è basato sul rilevamento, attraverso opportune strumentazioni, di grandezze oggettive quali l'energia sprigionata dal terremoto, l'accelerazione delle onde sismiche, ecc. Questo approccio ha prodotto, ad esempio, la scala delle magnitudo, formulata da Gutenberg e Richter all'inizio degli anni quaranta. La misura dei terremoti

Scala Mercalli

Per caratterizzare l'energia meccanica globale messa in gioco da un terremoto è stata proposta, nel 1935 da Richter, la grandezza magnitudo M. Il procedimento di misura è stato suggerito dalla seguente osservazione:Magnitudo diagramma A DUna volta localizzato l’epicentro di un terremoto, considerando le distanze da varie stazioni sismologiche, è possibile costruire un diagramma riportando in ordinate il valore log 10 A ( Ampiezza massima dell’oscillazione del sismografo ) ed in ascisse le distanze D da varie stazioni sismologiche.

significativamente parallele Dall'elaborazione dei dati relativi a numerosi terremoti in California, Richter si accorse che le curve ottenute nel diagramma precedente relative a terremoti diversi sono significativamente parallele. log 10 A 1 – log 10 A 2 Confrontando, poi, i dati sismografici delle varie stazioni, relativi a due terremoti qualsiasi, rilevò che la differenza log 10 A 1 – log 10 A 2 è sostanzialmente la stessa. Praticamente tale differenza è indipendente dalla distanza degli epicentri dei terremoti considerati rispetto alla stazione di rilevamento. E' stato quindi proposto di fissare, per ogni stazione sismografica una scossa «campione» a cui rapportare le varie scosse registrate in qualsiasi momento Tale scossa campione è ideale ed è definita come la scossa che, a distanza di 100 km, produrrebbe una oscillazione del sismografo di ampiezza massima 1 micronmetro. La magnitudine di un terremoto reale sarà, quindi M=log 10 (A/A 0 ) M=log 10 (A/A 0 ) Magnitudo A 0 A 0 rappresenta l’ampiezza che avrebbe la scossa campione alla distanza del terremoto reale.

Grande Terremoto Cileno maremoto lI terremoto di Valdivia del 1960 è conosciuto come il Grande Terremoto Cileno, avvenuto il 22 maggio 1960 – grado 9,5 scala Richter (3.000 vittime). Ma il più disastroso è stato il maremoto (tsunami) con epicentro nell’Oceano Indiano al largo della costa nord-occidentale di Sumatra, in Indonesia il 26 dicembre 2004 – 9,3 M ( morti).Magnitudo La magnitudo è correlata con l'energia meccanica E rilasciata alla sorgente. grado Empiricamente si è calcolato che ad ogni grado di Magnitudine (scala Richter) corrisponde un fattore di circa 32 relativo alle energie sprigionate dal terremoto. M=732 volte maggiore M=6 Per esempio: l’energia di un terremoto che abbia una magnitudo M=7 è 32 volte maggiore di quella di un terremoto di M=6. M=81000 M=6 Un terremoto con M=8 ha un’energia circa 1000 volte maggiore di quello con M=6 etc.

Quindi il rischio dipende da: Pericolosità Pericolosità: probabilità che si verifiche un evento sismico Vulnerabilità Vulnerabilità: possibilità che si verifichi un danno Esposizione Esposizione: è il valore di ciò che esiste sul territorio: presenza di vita umana, di patrimonio edilizio, di attività produttive, di patrimonio storico-artistico, ecc. Rischio sismico R =PxVxE

Mappa di pericolosità sismica del territorio italiano.

distanzatre Per determinare l'epicentro occorre conoscerne la distanza di almeno tre stazioni sismografiche. l'intervallo di tempo Per calcolare la distanza si sfrutta la differenza di velocità tra le onde P e le onde S. Infatti, quanto più è elevato l'intervallo di tempo fra l'arrivo dei due tipi di onde, tanto più è distante l'epicentro del terremoto. tempidistanze dromòcrone In pratica, la distanza si stabilisce utilizzando un grafico empirico e locale su cui sono riportati in ordinata i tempi e in ascissa le distanze; sul grafico sono tracciate due curve, dette dromòcrone, indicanti i tempi di propagazione in funzione della distanza. Sovrapponendo a questo grafico il sismogramma, si determina l'intervallo di tempo tra l'arrivo delle due onde, al quale corrisponde in ascissa la distanza del sisma dall'epicentro.

posizione tre stazioni tre circonferenze punto d'intersezione Rimane ora da stabilire la posizione. Per fare questo occorre prima conoscere la distanza da almeno tre stazioni di rilevamento sismico. Si tracciano poi, a partire dalle tre stazioni, tre circonferenze con il raggio corrispondente alla distanza stabilita: il punto d'intersezione indica l'epicentro.