Questo articolo è il primo di una serie, che ha per obiettivo quello di dare degli elementi di base per comprendere un fenomeno, quello dei terremoti, che in questo paese dovrebbe essere più conosciuto, essendo quasi tutta la penisola soggetta a rischio sismico più o meno elevato. Buona lettura.

Struttura della Terra

La Terra è formata da gusci concentrici di diversa composizione e consistenza. Sinteticamente possiamo distinguere, dallo strato più interno a quello più esterno:

Struttura della Terra

* Un nucleo interno solido (3b)
* Un nucleo esterno liquido (3a)
* Uno strato molto esteso detto mantello (2)
* Uno strato più esterno, molto sottile e rigido, detto crosta (1)

La crosta ha uno spessore variabile da un minimo di 5-10 km (crosta oceanica) fino a circa 35 km (crosta continentale). Lo strato sottostante, il mantello, ha uno spessore molto maggiore pari a circa 2900 km ed ha una consistenza che varia con la profondità. La parte superiore, subito sottostante la crosta, è chiamata mantello litosferico, è rigido e costituisce assieme alla crosta la cosiddetta litosfera (4). La parte inferiore del mantello, detta astenosfera (da 80 km sotto gli oceani a 200 km sotto i continenti), è viscosa in quanto parzialmente fusa.

Tettonica delle placche

L’astenosfera, ossia la parte inferiore del mantello, è viscosa ed è interessata da moti convettivi: gli strati inferiori scaldandosi risalgono spingendo gli strati superiori più freddi verso il basso, generando un moto circolare

Questi moti all’interno del mantello sono la causa della fratturazione in placche della litosfera nonché del movimento di queste placche. Nei punti di risalita del mantello si avrà divergenza delle placche (“ridge” nella figura) in altri punti si avrà invece scontro fra le placche con subduzione di una sotto l’altra (“trench” nella figura).

La litosfera è quindi uno strato in continua modificazione, con zone in cui si forma continuamente nuova crosta (le dorsali oceaniche) e zone dove la crosta di una placca si immerge sotto quella di un’altra. Questi movimenti sono la causa prima della deformazione e della fratturazione della crosta terrestre, e sono all’origine delle catene montuose (orogenesi).

La tettonica studia i processi deformativi responsabili dell’assetto strutturale della litosfera e della crosta in particolare. I margini di placca sono le zone dove avvengono le principali deformazioni della crosta.

Le deformazioni della crosta terrestre possono avvenire nel dominio fragile o nel dominio duttile, a seconda della profondità, della temperatura, della pressione di fluidi interstiziali ecc.

Le pieghe sono le strutture tettoniche del dominio duttile, mentre le fratture e le faglie sono le tipiche espressioni deformative del dominio fragile. Queste ultime sono all’origine dei terremoti.

Fratture e faglie

Le fratture sono superfici di discontinuità piane che attraversano i corpi rocciosi senza determinare degli spostamenti apprezzabili. Le faglie sono sempre delle superfici di discontinuità lungo le quali però si realizzano spostamenti più o meno ampi delle parti separate.

Faglia diretta

Nelle faglie dette dirette (normal fault) il tetto della faglia scivola in basso rispetto al letto, determinando un aumento dell’ampiezza della sezione deformata rispetto alla sezione di partenza. Esse derivano da sforzi di trazione perpendicolari al piano di faglia e sono quindi espressione di regimi estensionali (come si vede in figura il letto e il tetto vengono “tirati” in direzioni opposte). Nelle faglie inverse (reverse fault) lo sforzo è sempre perpendicolare al piano di faglia, ma è di tipo compressivo, esse sono legate quindi a regimi compressivi.

Faglia inversa

Nelle faglie trascorrenti (strike-slip fault) si hanno invece movimenti orizzontali riconoscibili soprattutto in pianta. Derivano da sforzi tangenziali al piano di faglia. Si parla di faglie trascorrenti sinistre o destre.

Ovviamente una faglia può avere un movimento combinato, sicché si parlerà di transtensioni nel caso di una faglia sottoposta ad uno sforzo combinato con una componente tangenziale ed una perpendicolare di trazione, mentre si parlerà di transpressioni nel caso di sforzi combinati con una componente tangenziale ed una perpendicolare di pressione.

Faglia trascorrente

Terremoti

Un terremoto è originato da improvvisi movimenti della crosta terrestre, dovuti in ultima analisi ai movimenti delle placche litosferiche, che possono avvenire lungo faglie già presenti, oppure a causa del verificarsi di nuove fratture, quando la tensione accumulata supera il limite di sopportazione del materiale roccioso in un punto profondo. Questo punto sarà l’ipocentro del terremoto, mentre l’epicentro sarà il punto corrispondente all’ipocentro, ma alla superficie del suolo.

A seguito del sisma, dall’ipocentro si propagano due tipi di onde: le onde P e le onde S.

Le onde primarie (onde P) viaggiano più velocemente delle altre e sono le prime registrate dai sismografi. Sono onde longitudinali (di compressione), perché muovono la roccia avanti e indietro nella direzione di propagazione. Le velocità tipiche delle onde P sono di 5,5 km/s nel granito e 1,5 km/s nell’acqua (per avere un termine di paragone basti pensare che la velocità del suono è pari a 0,34 km/s).

Le onde secondarie (onde S) viaggiano più lentamente, e vengono quindi registrate dai sismografi dopo le onde P, ma sono quelle che causano l’oscillazione più ampia del sismografo. Sono onde trasversali(di taglio), perché muovono la roccia perpendicolarmente alla direzione di propagazione. Le onde S si propagano solo attraverso i corpi solidi e hanno una velocità di circa 3 km/s nel granito.

Quando queste onde raggiungono la superficie terrestre la loro combinazione genera un terzo tipo di onde dette onde superficiali. Esse sono suddivise in onde di Ryilegh (onde R) e onde di Love (onde L). Le prime sono responsabili del movimento sussultorio, le seconde del movimento oscillatorio. Le su

perficiali sono comunque più lente delle onde primarie e secondarie, ma sono quelle responsabili dei maggiori danni.

Per determinare la distanza di un sismografo dall’epicentro del terremoto basterà misurare il ritardo tra l’arrivo delle onde P e quello delle onde S. Tanto maggiore sarà il ritardo, tanto più lontano sarà l’epicentro. Ovviamente avendo a disposizione solo una stazione di rilevamento si potrà solo determinare una circonferenza di un determinato raggio sulla quale deve trovarsi l’epicentro. Se però si hanno a disposizione i dati di almeno tre differenti stazioni, poiché tre circonferenze possono avere un solo punto di intersezione in comune, si potrà determinare con esattezza l’epicentro del sisma.

Determinazione dell'epicentro del sisma

La magnitudo è la misura dell’energia sprigionata da un terremoto. La più conosciuta è la magnitudo Richter (o magnitudo locale Ml) e viene calcolata in base all’ampiezza massima di oscillazione registrata dai sismografi.

Esistono comunque vari tipi di magnitudo. Per i terremoti più forti si utilizza generalmente la magnitudo di momento (Mw) che deriva da un’elaborazione numerica del segnale sismico registrato dalle varie stazioni della rete sismica. La magnitudo di momento è ritenuta più affidabile della Richter nel dare un’idea dell’energia sprigionata dal sisma.

Per il terremoto del 6 Aprile 2009 nella zona dell’Aquila è stata misurata una magnitudo Richter pari a 5,8 e una magnitudo di momento pari a 6,3. Tutti gli organismi internazionali riportano correttamente quest’ultima, mentre in Italia i media continuano a parlare di un terremoto di magnitudo 5,8.

Ulteriori approfondimenti nei prossimi articoli.

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