Definizione ed elementi di un terremoto - I sismografi e la misurazione dei terremoti

Il punto in cui l'energia si libera, all'interno della Terra, è detto ipocentro o fuoco del terremoto; da qui le onde si propagano, sotto forma di onde sferiche, fino ad arrivare in superficie. Il punto della superficie esterna situato sulla verticale dell'ipocentro, dove le vibrazioni risultano più intense, è detto epicentro.

A seconda della profondità dell'ipocentro i terremoti sono classificati in: poco profondi se l'ipocentro è situato tra 0 e 70 km; intermedi, se esso si trova tra 70 e 300 km; profondi, se, invece, si trova oltre i 300 km. In linea di massima si può dire che i terremoti interessano un'area tanto più vasta quanto più sono profondi; al contrario, però, risultano tanto più violenti quanto più sono superficiali.

Dall'ipocentro, infatti, si sprigiona una grande quantità di energia che si propaga, sia all'interno della Terra che in superficie, sotto forma di onde sferiche sempre più grandi. La loro velocità di propagazione dipende dai materiali attraversati: è più elevata nelle rocce rigide e più bassa in quelle meno dure.

La vibrazione prodotta dall'ipocentro produce due tipi di onde, le primarie o longitudinali e le secondarie o trasversali, cui corrispondono differenti tipi di deformazioni.

Le onde primarie, dette anche onde P o longitudinali, si propagano mediante l'oscillazione avanti e indietro delle particelle materiali, nella direzione di propagazione dell'onda stessa: in pratica la roccia subisce rapide variazioni di volume, comprimendosi e dilatandosi alternativamente. Le onde P sono le onde più veloci e possono propagarsi in ogni mezzo, nelle rocce più compatte come nel magma fuso, nell'acqua e anche nell'aria. Il rombo cupo che accompagna l'inizio del terremoto è dovuto a queste onde che arrivano in superficie e provocano spostamenti d'aria.

Le onde secondarie, dette anche onde S o trasversali, producono invece oscillazioni delle particelle di roccia in direzione perpendicolare a quella di propagazione; la roccia subisce, dunque, variazioni di forma ma non di volume. Le onde S sono più lente delle onde P, ed hanno una caratteristica importante: non possono propagarsi attraverso i fluidi, perciò, se nel loro movimento, incontrano una massa di magma fuso, si smorzano rapidamente e non si propagano oltre quella direzione.

Le onde P e S si generano nell'ipocentro e sono chiamate complessivamente onde di volume o interne, ma non sono le sole onde che compaiono in un terremoto. Quando le onde interne raggiungono la superficie si trasformano in parte in onde superficiali, che si propagano dall'epicentro lungo la superficie terrestre, diminuendo gradatamente d'intensità. Esse, data la loro bassa velocità, sono avvertite per ultime dai sismografi.

Le onde longitudinali e trasversali determinano sulla superficie ter­restre movimenti verticali, dette scosse sussultorie, che prevalgono nella zona epicentrale; invece le onde superficiali producono oscillazioni orizzontali, chiamate scosse ondulatorie, che prevalgono nelle zone esterne dell'epicentro; le scosse ondulatorie a loro volta, quando cambia­no continuamente direzione per fenomeni di rifrazione e riflessione dovuti alla diversa natura delle rocce attraversate, danno luogo a scos­se rotatorie, le quali sono caratterizzate da movimenti vorticosi e risultano le più catastrofiche.

I sismografi e la misurazione dei terremoti

Le componenti di un terremoto vengono rilevate dai sismografi.

Schematicamente, un sismografo consiste in un'armatura ancorata al suolo, di cui segue le oscillazioni, dotata di una pesante massa appesa a sospensioni molleggiate, che la rendono immune alle vibrazioni della crosta terrestre; un pennino scrivente, solidale con la massa, lascia una traccia su una striscia di carta che ruota a mezzo di un rullo solidale con il suolo: si registrano così le vibrazioni del suolo rispetto alla massa, teoricamente ferma nello spazio. Il blocco inerte può essere sospeso verticalmente o essere sostenuto da un'asta orizzontale, in modo da registrare le traslazioni orizzontali e verticali di una vibrazione. Il sismografo verticale registra le ­scosse ondulatorie, cioè le onde sismiche orizzontali; il sismografo orizzontale, registra i terremoti sussultori, cioè le onde sismiche verticali.

I grafici forniti dai sismografi sono detti sismogrammi. Da essi si possono dedurre l'intensità, la durata, normalmente di pochi secondi, e la sequenza con la quale giungono le onde sismiche.

Non sempre il terremoto costituisce un evento improvviso ed isolato. Nella maggioranza dei casi, esso presenta diverse fasi: scosse premonitorie di piccola intensità, che annunziano il processo di rottura dell'equilibrio in un tratto della litosfera; scosse principali di forte entità, che indicano la rottura totale dell'equilibrio; scosse susseguenti e repliche di intensità decrescente, che si ripetono a distanza di ore, di giorni o di settimane e si accompagnano al progressivo assestamento del sottosuolo, con la creazione di un nuovo stato di equilibrio. Spesso le fasi principali di un terremoto sono accompagnate, specialmente nelle aree vicine all'epicentro, da forti rumori simili al brontolio cupo dei tuoni.

Ad ogni modo, quasi sempre, l'arrivo di un evento sismico è preceduto da segni premonitori. Essi consistono in una improvvisa ridu­zione dell'attività microsismica; in sollevamenti anomali del terreno; in variazioni nel livello e nella torbidità delle acque superficiali e sotter­ranee; in cambiamenti nella velocità delle onde P e S; in modifiche nella resistività elettrica del terreno e nel campo magnetico; nell'insolita irre­quietezza degli animali. Alcune di queste manifestazioni talvolta, anziché precedere, accompagnano il terremoto.

L'intensità e la magnitudo dei terremoti

L'intensità di un terremoto viene stabilita esclusivamente in base alla valutazione degli effetti prodotti su persone, su manufatti e sul terreno. Per poter confrontare gli effetti prodotti da uno stesso terremoto in località diverse, o quelli dovuti a terremoti differenti, sono state elaborate delle scale di riferimento o scale d'intensità. Ricordiamo tra tutte quella elaborata da Mercalli, che è oggi la scala più usata in Europa ed in America. Essa contempla 12 gradi d'intensità crescente, partendo dai terremoti che avvertono solo i sismografi per arrivare a quelli che causano la completa distruzione degli edifici, con forti oscillazioni del terreno in alto e in basso.

È facile osservare, però, come la stessa quantità di energia sprigio­nata da due terremoti possa provocare effetti diversi a seconda delle caratteristiche fisiche ed umane dell'area colpita. I danni alle abitazioni ed alle persone, per esempio, sono più gravi in regioni costituite da ter­reni poco compatti (materiali alluvionali, argille, scisti, ecc.) rispetto a quelle formate da rocce rigide, in zone densamente popolate rispetto a quelle scarsamente abitate, nelle città con edifici alti o fatti con mate­riale ciottoloso rispetto a quelle in cui gli edifici sono bassi o costruiti con cemento armato.

Per valutare l'entità di un terremoto in maniera meno soggettiva ed empirica si fa riferimento non all'intensità, la quale ne indica la violenza apparente identificabile con le distruzioni e le vittime provocate, ma alla magnitudo, la quale invece ne esprime la violenza reale: cioè la quantità di energia effettivamente sprigionatasi dall'ipocentro.

La magnitudo si misura con la scala proposta da Richter, che è di tipo logaritmico e contempla dieci gradi. In essa il passaggio da un grado di magnitudo all'altro comporta un aumento di energia pari a 25-30 volte superiore rispetto al grado precedente.

I valori rilevati dalle scale sismiche servono per costruire carte speciali con linee isosismiche (o isoiste), che uniscono tutti i punti della superficie terrestre in cui il terremoto ha raggiunto la stessa intensità, e con linee isocroniche (o omoiste), che invece collegano tutti i punti in cui esso è stato avvertito nello stesso istante. Le isoiste non si dispongono concentricamente attorno all'epicentro, ma assumono andamento complicato in relazione alla struttura della litosfera (natura delle rocce, direzione degli strati, fratture, ecc.). L'area interna alla prima isoista è detta area pleistosismica ed in essa, in genere, gli effetti del terremoto si manifestano con la massima gravità.   

Gli effetti disastrosi dei terremoti

La conseguenza fondamentale dell'arrivo delle onde sismiche in superficie è l'oscillazione del suolo, che si trasmette agli oggetti sovrastanti. Case, ponti ed altre costruzioni vengono fatti vibrare e subiscono numerosi danni, che possono arrivare fino al crollo totale degli edifici e causare la morte di migliaia di persone.

Oltre a produrre danni alle costruzioni e alle persone, i terremoti possono apportare modificazioni anche alla su­perficie terrestre determinando frane, che spes­so sbarrano le valli o deviano i fiumi; alterando la circolazio­ne idrica sotterranea, con la scomparsa di alcune sorgenti e la nascita di altre; aprendo larghi e profondi crepacci.

Se il terremoto si verifica sotto il fondo del mare, le scosse sismiche possono dar luogo a maremoti o tsumani, come sono detti in Giappone. Essi si manifestano con un repentino ritiro delle acque dalla riva, per una distanza che può raggiungere qualche chilometro, e con la successiva formazione di onde isolate, alte tra 10 e 30 m, che come una muraglia d'acqua si abbattono violentemente sulla costa e avanzano nell'entroterra, travolgendo e spazzando via quanto incontrano.

Cause dei terremoti

In base alle probabili cause, si sogliono distinguere tre tipi di terremoto:

I terremoti di sprofondamento, che si verificano in seguito al crollo di cavità sotterranee formatesi, per l'azione chimica e meccanica delle acque, nei terreni calcarei e gessosi e nei giacimenti di salgemma. Essi hanno ipocentro poco profondo ed interessano un'area assai limitata. Ma le scosse che ne derivano, di durata brevissima, possono produr­re gravi conseguenze.

I terremoti vulcanici, che precedono, accompagnano e seguono le eruzioni. Essi sono dovuti o alla forza d'urto dei gas magmatici in risalita entro la crosta e il camino vulcanico, o all'assestamento delle masse rocciose interne, restate senza sostegno in seguito all'emissione di ingenti quantità di magma. Anche in questo caso l'ipocentro è superficiale e l'area colpita è piuttosto ristretta. Tuttavia, nelle aree colpite gli effetti possono essere catastrofici. Il terremoto che nel 1883 scosse l'Isola di Ischia risultò catastrofico solo a Casamicciola, dove l'ipocentro ebbe luogo ad una profondità di un centinaio di metri.

I terremoti tettonici, che sono i più frequenti e i più disastrosi, tanto per la loro violenza quanto per la loro estensione. Essi sono generati dall'improvviso scorrimento di grosse porzioni di litosfera lungo un determinato piano, detto «piano di faglia», ed hanno, in genere, ipocentri profondi e le loro scosse raramente restano isolate.

Principali zone sismiche

Affinché in una determinata area si verifichino dei ter­remoti devono essere soddisfatte due condizioni: la prima è che in tale area si accumuli gradualmente una tensione, la seconda è che le rocce presenti siano formate da materiali sufficientemente rigidi da non rompersi finché il valore della tensione non raggiunga un grado tale da provocare il terremoto. Se man­ca una qualunque di queste due condi­zioni, i terremoti non possono verifi­carsi.

I terremoti perciò non sono distribuiti uniformemente sulla superficie terrestre, ma si manifestano quasi esclusivamente entro certe fasce che per questo motivo vengono dette sismicamente attive o, più semplicemente, sismiche, mentre mancano in altre aree, definite perciò asismiche. È bene chiarire che un'area è detta asismica perché al suo interno non si generano terremoti, ma ciò non significa che in essa non si risentano gli effetti dovuti al propagarsi delle vibrazioni provenienti dalle contigue zone sismiche.

Le principali zone sismiche sono chiaramente limitate da un punto di vista geografico.

Una sismicità significativa, anche se non intensa e con ipocentri superficiali, segue il percorso dell'intero sistema di dorsali oceaniche, caratterizzate da un'intensa attività vulcanica. Lungo queste dorsali la tensione, che tende a far allontanare i due fianchi della rift valley, e la risalita del magma attraverso numerose fratture, provocano continuamente l'attivazione, o la riattivazione, di numerose faglie, e tut­to questo si traduce in sismi di modesta entità o in una miriade di microsismi.

Una sismicità molto più intensa si osserva in prossimità delle grandi fosse oceaniche­ che bordano l'Oceano Pacifico, sia dove queste sono prossime ad un continente, sia dove sono affiancate ad un arco insulare. La forte sismicità associata alle fosse oceaniche è legata alla subduzione di una placca sotto l'altra.

Un'ultima fascia d'intensa sismicità segue il percorso delle catene montuose di orogenesi recente, dal Mediterraneo occidentale all'Himalaia, con un ramo che prosegue verso la Cina, e comprende anche alcuni archi insulari, come l'Egeo e le Eolie, dove generalmente i terremoti sono di tipo superficiale.

Nelle catene montuose di orogenesi recente, nate da collisioni continentali, non si sono ancora esaurite le gigantesche spinte che hanno deformato e fatto saldare fra loro i margini venuti a contatto.

Previsione e difesa dai terremoti

Il pesante bilancio in termini di vittime e di danni causati dai terremoti ogni anno ha spinto gli studiosi ad affiancare alle ricerche sulle cause e sui meccanismi dei movimenti sismici anche ricerche sulle possibili vie da seguire per una difesa dai terremoti.

Una di queste vie è la previsione attraverso lo studio dei fenomeni premonitori che annunziano l'im­minenza di un terremoto. La loro utilità pratica, però, risulta limitata perché alcuni fenomeni hanno scarsa attendibilità e possono verificarsi anche per motivi non collegabili ai terremoti, mentre altri precedono di poco l'evento sismico e non consentono alla popolazione di sottrarsi ai suoi effetti distruttivi. Allo stato attuale, quindi, è impossibile prevede­re con sufficiente esattezza il momento, l'intensità e l'epicentro di un terremoto. È possibile, tuttavia, avanzare previsioni probabilistiche fon­date non solo sulla statistica dei terremoti avvenuti nel passato in una determinata area, ma anche sull'osservazione di particolari fenomeni fisici, come: a) la dilatazione delle rocce, o dilatanza, che in genere avviene per un processo di innumerevoli piccole fratture, che precedono la rottura del blocco roccioso; b) il comportamento di molte rocce che hanno proprietà piezomagnetiche, in greco piezo = "premo", cioè che si magnetizzano quando vengono sottoposte a pressione e si avvicinano al punto di rottura; c) le modifica­zioni nelle proprietà geoelettriche dei vari tipi di rocce, cioè nella resi­stenza che ciascuna di esse offre al passaggio della corrente elettrica (resistività) e che cambia con il mutare della pressione; d) le variazioni del gas radon contenuto nelle acque superficiali, le cui tracce sembrano aumentare quando le rocce subiscono sforzi prima della fratturazione.

A questo tipo di osservazioni si uniscono strumenti assai sofisticati, come gli acceleratori, capaci di misurare anche le minime variazioni del campo gravitativo, e i laser, in grado di individuare gli spostamenti di masse rocciose, anche di pochi chilometri, lungo le faglie.

Tuttavia, la previsione non è ancora in grado di fornire indicazioni a breve termine con la precisione necessaria per organizzare interventi tempestivi ed efficaci.  

Importanza maggiore della previsione avrebbe, infine, la prevenzione dei terremoti. Ma in questo settore l'uomo appare del tutto inerme di fronte alla natura. Solo negli Stati Uniti sono stati avviati studi tenden­ti a controllare o modificare l'attività sismica. Essi hanno ottenuto un certo successo perforando lungo le linee di frattura della crosta terre­stre, alla distanza media di 1 km, una serie di pozzi molto profondi ed iniettandovi dell'acqua in modo da provocare piccoli sismi ed impedire l'accumulo di troppa energia nel sottosuolo. I costi enormi di tali ope­razioni, la conoscenza approssimata delle strutture geologiche profonde e varie altre difficoltà tecniche, tuttavia, non consentono di estendere l'esperimento su vaste aree.

Il rimedio più facile per evitare i danni dei terremoti, allo stato attuale, consiste nell'adozione di sistemi costruttivi capaci di resistere alle sollecitazioni delle scosse e facilitare lo sgombero della città. Innan­zitutto è necessario che gli edifici abbiano solide fondamenta, siano costruiti in cemento armato e ferro, anziché in mattoni o con ciottoli, non superino i tre piani e non presentino elementi sporgenti molto pesanti (balconi, cornicioni, ecc.), i quali sono i primi a staccarsi. In secondo luogo è opportuno che le strade siano larghe, in modo da agevo­lare l'evacuazione della popolazione in caso di pericolo.

I bradisismi

I bradisismi, dal greco bradus = "lento" e seismòs = "movimento", sono lenti movimenti della crosta terrestre, che si manifestano con abbassamenti o innalzamenti del terreno. Essi si dicono positivi quando si ha un abbassamento del suolo, negativi quando si verifica un innalzamento ed alternati quando i due movimenti si avvicendano periodicamente.

A seconda dell'area interessata, inoltre, i bradi­sismi possono essere: locali, se riguardano zone limitate, regionali, se si manifestano sui territori abbastanza estesi, continentali, se avvengono su intere zolle della crosta terrestre. In questo caso sono anche chiamati movimenti epirogenetici, dal greco épeiros = "continente" e ghenesis = "nascita".

I bradisismi sono fra le cause che modificano la morfologia delle regioni costiere: i loro effetti, infatti, sono maggiori proprio su queste regioni, dove un abbassamento o un innalzamento del terreno può portare all'invasione della terraferma da parte del mare, detta ingressione marina, o all'emersione di vaste aree, determinando il ritiro delle acque, in questo caso si parla di regressione marina.

A causa dei bradisismi positivi, cioè per l'abbassamento del suolo, molte città che un tempo si trovavano sulla costa, ad esempio le città romane di Baia nel Golfo di Pozzuoli ed Egnazia sul litorale pugliese, ora mostrano i loro ruderi situati alcuni metri sotto il livello del mare; inoltre molte valli glaciali e fluviali, invase dal mare, sono diventate profonde insenature, come i fiordi della Scandinavia, le rias della Spa­gna, ecc. A causa dei bradisismi negativi, cioè per l'innalza­mento del suolo, molti tratti di costa invece mostrano una struttura a gradinata. I singoli gradini, che prendono il nome di terrazzi, corrispondono a lembi del fondo marino sollevatisi in diverse riprese.

Le cause dei bradisismi

I bradisismi sono originati da molteplici cause. Quando essi hanno carattere locale, cioè interessano zone ristrette, generalmente dipendono da fenomeni vulcanici o dalla particolare natura del suolo. Nelle aree vulcaniche, per esempio, il suolo può sollevarsi o abbassarsi a seconda della maggiore o minore pressione esercitata dal gas contenuto nella sottostante massa magmatica; mentre nelle aree costituite da rocce che contengono mine­rali solubili, per lo scioglimento dei minerali dovuto alle acque sotterranee, gli strati rocciosi possono contrarsi di volume e determinare un assestamento del suolo. Analoghi assestamenti avvengo­no per il costipamento di depositi alluvionali o per l'estrazione, in grandi quantità, di gas e di acqua dagli strati profondi.

Quando i bradisismi investono regioni estese, come nel caso dei movimenti epirogenetici, le loro cause sono da ricercarsi in situazioni più complesse e profonde. Gli innalzamenti, infatti, possono derivare da una dilatazione delle masse rocciose della Terra, dovuta allo sviluppo di calore per disintegrazione radioattiva, oppure da spostamenti verso l'alto di correnti magmatiche subcrostali; gli abbassamenti, viceversa, possono ascriversi alla perdita di calore o a processi di degassazione e cristallizzazione delle masse interne, che in tal modo diminuiscono di volume, oppure a spostamenti verso il basso delle correnti magmatiche subcrostali.