domenica 17 aprile 2011

Fenomeni sismici

Che cosa sono i terremoti?
Verso la metà del XIX secolo un ingegnere irlandese, Robert Mallet, dopo diversi studi arrivò alla conclusione che il terremoto è costituito da una serie di onde elastiche che si propagano all’interno della Terra, in seguito a deformazioni o fratture di masse rocciose nel sottosuolo.
Successivamente un sismologo di nome Harry F. Reid propose un modello che spiegava in che modo avvengo quelle deformazioni all’origine dei fenomeni sismici.
Si tratta del modello di “Rimbalzo elastico”. Secondo il rimbalzo elastico due sistemi di crosta, soggetti a sforzi in direzioni opposte, si deformano elasticamente fino a quando si raggiunge il limite di rottura, che genera una faglia, lungo la quale i due blocchi di roccia  scorrono  l’uno contro l’altro in direzioni opposte.
Pian piano accade che le rocce compresse riacquistano volume e riprendono la loro posizione di equilibrio: c’è un riassestamento che genera delle rapide vibrazioni.
L’energia elastica che viene accumulata durante la deformazione si libera in parte sotto forma di calore (determinato dall’attrito lungo la superficie della faglia) e in parte dalle vibrazioni.
Le vibrazioni, queste onde sferiche si propagano dalla zona dove si è verificata la rottura (ipocentro).
Perpendicolarmente all’ipocentro, sulla superficie terrestre la zona prende il nome di epicentro.

Tipologia di onde__
Le onde sismiche possono essere:
-          profonde (interne)
-          superficiali

Quelle interne si dividono a loro volta in onde longitudinali e in onde trasversali.
Onde longitudinali.
Vengono chiamate anche onde di compressione o P (prime), perché sono quelle più veloci.
Al passaggio dell’onda le particelle di roccia si muovano avanti e indietro rispetto alla direzione di propagazione della stessa onda: la roccia subisce variazioni di volume.
Questa tipologia di onda può propagarsi in qualunque mezzo.


Onde trasversali.
Vengono chiamate anche onde di taglio o S (seconde), perché sono più lente.
Al passaggio dell’onda le particelle cominciano ad oscillare perpendicolarmente alla direzione di propagazione: la roccia cambia forma ma non volume
Queste onde non si propagano nei liquidi. 

Arrivate in superficie, le onde si possono presentare di due tipi: onde di Rayleigh e onde di Love.
Onde di Rayleigh (R).
Al passaggio dell’onda le particelle cominciano a descrivere delle orbite ellittiche in un piano verticale rispetto alla direzione di propagazione: la stessa cosa che avviene per le onde in acqua.
(simulazione onde R http://www.geologia.com/simulatio/rayleigh.html)
Onde di Love (L).
Al passaggio dell’onda le particelle si muovono trasversalmente, in un piano orizzontale, rispetto alla direzione di propagazione.
(simulazione onde L http://www.geologia.com/simulatio/love.html)

Registrare le onde sismiche__
La registrazione del movimento sismico, da parte di un sismografo, prende il nome di sismogramma.
Prima di parlare del sismogramma bisogna, però, capire bene come funziona un sismografo.
Questo strumento, che permette di registrare i movimenti sismici, sfrutta un particolare principio della fisica: quello dell’inerzia.
“Più una massa è grande, maggiore è la sua inerzia.”
Il sismografo si basa, infatti, sull’inerzia di una massa sospesa che rimane immobile anche quando il supporto, insieme al suolo, comincia a muoversi.
Attaccato alla massa c’è una sorta di pennino che trascrive le vibrazioni su un rullo di carta.

Adesso possiamo ritornare al sismogramma…
Il sismogramma è un grafico, risultato della registrazione fatta da un sismografo.
Il grafico prende in considerazione la velocità con cui le onde si propagano. Cerchiamo di capire meglio come interpretare il sismogramma osservando il grafico sottostante, dividendolo in tre parti:


-          nella prima parte troviamo le onde P (prime) che si propagano più velocemente;
-          nella parte centrale le onde S (seconde), più lente delle onde P, si sovrappongono alle onde longitudinali;
-          nella parte finale (coda) prevalgono, invece, le onde superficiali, più lente ma molto più ampie. Sono quest’ultime tipologie di onde che, rispetto a quelle interne, provocano più danni.

Come si trova l’epicentro di un terremoto?
Dopo aver classificato un gran numero di sismogrammi, a partire da essi si deve ricavare un diagramma che tiene conto del tempo di arrivo delle onde P e S e della loro distanza dall’epicentro. Vengono descritte delle curve che prendono il nome di dromocrone.
Una volta che si è calcolata la distanza dell’onda dalla stazione all’epicentro si riporta su una cartina, attraverso un compasso, la distanza epicentrale. Questo procedimento è necessario farlo per altre due stazioni.
Alla fine, il punto di intersezione, formatosi dall’incontro delle tre circonferenze (ricavate con il compasso) che misurano la distanza epicentrale dalla corrispettiva stazione, determina il luogo dell’epicentro.
Per calcolare l’epicentro sono, quindi, necessarie 3 stazioni sismografiche, mentre per l’ipocentro ce ne vogliono molte di più: ben 10 stazioni!

 Misure del terremoto__
Si prendono come riferimento due scale:
-          una per l’intensità
-          una per la forza

Intensità.
Viene definita in base agli effetti provocati dal terremoto.
Comunemente si prende come riferimento la scala Mercalli, una scala che possiamo definire soggettiva in quanto fa una sorta di stima su una determinata area geografica.
Successivamente i valori dell’intensità rilevati vengono riportati su una rappresentazione cartografica dell’area in questione: si tracciano delle linee “di confine”, una serie di curve chiuse che prendono il nome i isosisme (la più interna racchiude l’epicentro).
Le isosisme permettono di identificare quali sono le aree più a rischio sismico, inoltre l’andamento e la forme di queste linee forniscono informazioni sull’area geologica in esame.
Effetti legati al tipo di terreno:
-          da un suolo roccioso ad uno dove ci sono dei detriti l’ampiezza e la durata dei terremoti aumenta.
-          a causa delle vibrazioni, alcuni terreni subiscono la liquefazione e perdono tutta la loro consistenza.

Forza.
In questo caso di parla di magnitudo. La magnitudo misura l'energia (M = log10 A) dove A è l'ampiezza del segnale (espressa in millimetri) che viene sprigionata dal sisma. Questa misura strumentale venne introdotta da Charles F. Richter nel 1935.
La scala Richter (scala logaritmica)  permette di calcolare l’energia sprigionata mettendo in relazione l’ampiezza massima delle onde registrate durante un sisma con l’ampiezza massima di un terremoto di riferimento.
Richter come riferimento scelse un terremoto a 100 km dall’epicentro, che produce su un sismografo standard un sismogramma con un’oscillazione massima di 0,001 mm.

Effetti del terremoto__
tra gli effetti legati al terremoto ricordiamo:
-          la formazione di fratture nel terreno
-          l’innalzamento o l’abbassamento del suolo
-          il maremoto

Il maremoto (chiamato generalmente “tsunami” che significa “onda di porto”, anche se il fenomeno non ha a che fare con le maree) è originato da uno spostamento del terreno in un ambiente subacqueo.
Quando il movimento della faglia che provoca il terremoto fa abbassare o sollevare bruscamente un tratto del fondo del mare si genera un’oscillazione che provoca una perturbazione, la quale si manifesta con delle onde molto lunghe.
La distanza tra le creste di due  onde successive, in mare aperto, può arrivare a 300 km, mentre la loro altezza non supera il metro. Quando si avvicinano alla costa diminuisce la profondità e l’altezza delle onde cresce, generando delle onde gigantesche che si infrangono sulla riva.



Terremoti all’interno della Terra__
La struttura interna della Terra è stata definita in base a dati sismici, che sono stati rilevati rispetto al comportamento delle onde P e S.
Infatti le traiettorie delle onde P, che in un mezzo omogeneo sono rettilinee, si propagano verso l’interno della Terra con linee curve. Questo accade perché le onde attraversano mezzi con caratteristiche meccaniche diverse.
È stata inoltre individuata una zona d’ombra, fascia lungo, la quale, le onde P non riescono ad arrivare. Questa zona d’ombra ha permesso di individuare l’esistenza di un nucleo composto da un materiale diverso da quello che lo avvolge: infatti le onde cambiano la loro traiettoria.
Quando arrivano al nucleo le onde P perdono la loro velocità, mentre le onde S non riescono nemmeno ad entrarci. Da questa scoperta si dedusse che almeno la parte esterna del nucleo doveva essere fluida (le onde S non attraversano mezzi fluidi).

Distribuzione geografica dei terremoti__
Principalmente i terremoti vengono classificati di tre tipi:
-          superficiali
-          intermedi
-          profondi

Adesso vediamo più nel dettaglio in che modi si distribuiscono:
In prossimità delle dorsali oceaniche sono presenti dei terremoti superficiali
In prossimità delle fosse oceaniche dell’Oceano Pacifico troviamo terremoti superficiali, intermedi e anche profondi.
Questi terremoti sono praticamente “distribuiti” lungo una superficie ideale che sprofonda all’interno della Terra (oltre 700 km di profondità). Quando la crosta continentale si scontra con quella oceanica, essendo quest'ultima più pesante tende a sprofondare: questo fenomeno prende il nome di "subduzione". L'attrito generato dalle due croste genera i sismi, situati lungo una superficie nota con il nome di superficie di Benioff.
Lungo le catene montuose di formazione recente (dal Mediterraneo all’Himalaya e prosegue verso la Cina).
Esistono, inoltre, dei terremoti vulcanici (tremori), essi non sono altro che delle vibrazioni del suolo generata dal movimento di risalita del magma all’interno della crosta del camino vulcanico.

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