Terremoto in provincia di Parma: magnitudo 4.4 gente in strada, ma nessun danno

Continua a tremare la terra in Italia e questa volta il terremoto si è registrato nella giornata di ieri in provincia di Parma. Si è trattato nello specifico di un terremoto di magnitudo 4.4 registrato alle ore 13:37 con epicentro tra i comuni Fornovo di Taro Varano de’ Melegari e Terenzo, in provincia di Parma ad una profondità di 31 km. Secondo quanto riferito, la scorsa pare sia stata sentita in diverse aree del nord Italia da Genova a Torino fino a Varese, Milano e Verona, ma fortunatamente non ci sono segnalazioni di danni. La scossa di terremoto con epicentro a Fornovo di Taro è stata avvertita In tutta la provincia di Parma e sono stati tanti i cittadini che sono scesi in strada e molti hanno telefonato ai vigili del fuoco. La terra ha tremato la prima volta intorno alle ore 13:10 e i sismografi in quell’occasione hanno rilevato un sisma di magnitudo 3.3, Ma poi come abbiamo visto, la Terra è tornata a tremare con Maggiore intensità circa mezz’ora dopo.

L’Istituto Nazionale di Geofisica ha stimato un magnitudo 4.4 che pare abbia allarmato gli abitanti Emiliani e non solo. In alcune zone è stato richiesto l’intervento delle Forze dell’Ordine dei vigili del fuoco che comunque Hanno accertato l’inesistenza di danni a cose e persone. “È avvenuto a una profondità molto elevata”, è questo quanto dichiarato dal sismologo Alessandro amato dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia precisando che si tratta del più profondo terremoto avvenuto in Emilia Romagna dal 2012.

Tante le testimonianze delle persone che hanno avvertito la scossa e hanno deciso di scendere in strada. Molti hanno deciso di raccontare quanto accaduto sui social network e nello specifico Christian scrive: “A Bibbiano ho sentito giusto un paio di secondi di lievissime scosse“. Un altro utente scrive: “Scossa avvertita chiaramente a Genova” ed ancora un altro scrive “Salsomaggiore sentito forte, durata alcuni secondi“. Subito dopo è intervenuto anche il sindaco di Parma Federico Pizzarotti, il quale ha dichiarato che la scossa è stata percepibile ma non di particolare rilievo al momento e ha assicurato di essere in contatto con il centro regionale di protezione civile per ulteriori aggiornamenti perché la situazione è in corso di monitoraggio.

“Non ci sono state segnalazioni di danni agli edifici e alle persone. C’è stata grande paura che ha spinto le persone a telefonare a vigili del fuoco e carabinieri, ma segnalazioni di danni non ce ne sono state. Abbiamo attivato le verifiche sugli edifici pubblici, scolastici, sulla casa protetta, la palestra. Ad ogni modo la scossa c’è stata da poco, nell’immediato, non si registrano danni, non si registra nulla di rilevante, di evidente”, ha dichiarato invece il sindaco di Fornovo di Taro, Emanuela Grenti.

I terremoti, o sismi, sono vibrazioni naturali del suolo, rapide e violente, provocate dalla liberazione repentina di energia meccanica all’interno della litosfera 1 . Insieme ai vulcani, i terremoti sono la prova più evidente che la Terra non è statica: in alcune regioni della litosfera si verificano fenomeni che deformano, comprimono e stirano le rocce, che in tal modo possono accumulare (a volte in un arco di tempo lunghissimo) enormi quantità di energia. Quando si verifica un terremoto, l’energia accumulata viene liberata in modo repentino: le rocce si fratturano e l’energia viene dissipata in parte sotto forma di calore, in parte sotto forma di onde elastiche che, giungendo in superficie, generano le scosse che percepiamo. Il luogo in profondità in cui viene liberata l’energia è l’ipocentro del terremoto, dal quale partono le vibrazioni elastiche che si propagano in tutte le direzioni dello spazio, verso l’interno e verso la superficie della Terra. L’epicentro è, invece, il punto della superficie terrestre, situato verticalmente sopra l’ipocentro, che viene raggiunto per primo dalle vibrazioni. È anche il punto in cui le scosse sismiche sono avvertite con maggiore intensità 2 . Le vibrazioni possono essere percepite in molti modi: nell’epicentro il sisma si avverte soprattutto come movimento verticale (scosse sussultorie), nelle aree circostanti come movimento essenzialmente orizzontale (scosse ondulatorie); quando i due tipi di scosse interferiscono, le scosse si dicono scosse rotatorie.

Le scosse possono durare da pochi secondi a un minuto e possono ripetersi per ore e giorni a intervalli irregolari. L’energia che si libera in un terremoto varia considerevolmente da caso a caso: a volte le scosse sono deboli e non percepibili senza l’ausilio di strumenti sofisticati, in altri casi, invece, una sola scossa sprigiona in pochi secondi più energia di una bomba atomica. Qualunque sia la forza, l’energia di un sisma si dissipa rapidamente a mano a mano che ci si allontana dall’ipocentro; tuttavia l’evento può essere registrato dagli strumenti di tutto il mondo.

Le cause dei terremoti I terremoti, almeno quelli di piccola o piccolissima entità, sono molto frequenti: in tutto il mondo se ne verificano almeno un milione all’anno, ma la maggior parte di essi (microsismi) è troppo debole per essere avvertita, se non dagli strumenti. Annualmente, sono invece circa una ventina i terremoti che si manifestano con scosse di grande intensità (macrosismi) e spesso hanno conseguenze disastrose. Le cause che scatenano un sisma possono essere diverse e permettono di classificare i terremoti in quattro categorie: da crollo, da esplosione, vulcanici e tettonici. I terremoti causati da crollo della volta di una grotta o di una miniera sono episodi occasionali e in genere di debole intensità, come i terremoti da esplosione che si verificano in seguito a detonazioni di dispositivi chimici o nucleari nel sottosuolo. I terremoti vulcanici accompagnano o precedono le eruzioni vulcaniche e rappresentano solo il 7% degli eventi sismici registrati in un anno. Sono provocati dal movimento del magma nel sottosuolo. L’attività sismica associata ai fenomeni vulcanici è in genere debole e si intensifica solo occasionalmente. Le scosse più violente si verificano durante le eruzioni esplosive, quando a causa dell’improvviso svuotamento della camera magmatica si ha una brusca variazione della pressione al suo interno. I terremoti tettonici avvengono quando masse rocciose si fratturano improvvisamente in zone della litosfera sottoposte a forti tensioni, per opera di forze che agiscono all’interno della Terra. I terremoti tettonici sono i più frequenti e violenti. Inoltre, hanno una particolarità che li distingue dagli altri: non sono quasi mai episodi isolati e occasionali, perché sono legati a situazioni di generale instabilità della litosfera, che non si esauriscono con un unico sisma.

La distribuzione geografica dei terremoti tettonici In base alla distribuzione geografica dei terremoti tettonici è possibile identificare regioni particolari della litosfera, dette aree sismiche, dove questi tipi di terremoti si verificano frequentemente, anche se non avvengono con periodicità regolare e ogni nuovo sisma ha ipocentro diverso da quelli precedenti. La distribuzione delle aree sismiche sulla superficie terrestre non è casuale: c’è una stretta relazione tra le zone della Terra più frequentemente soggette ai terremoti e le aree geologicamente più recenti e attive. Osservando la carta della localizzazione degli epicentri dei terremoti tettonici, registrati negli ultimi decenni  , è possibile constatare due fatti importanti: ■ i terremoti tendono a distribuirsi in fasce sottili e allungate; ■ le fasce sismiche coincidono, o sono disposte parallelamente, alle fasce dove si localizza l’attività vulcanica. Anche le catene montuose più elevate e recenti, gli archi insulari e le fosse oceaniche identificano fasce sottili allineate con le fasce sismiche.

Il maremoto è spesso indicato con il termine giapponese tsunami, che significa onda di porto. Le cause degli tsunami sono molto varie: frane sottomarine, terremoti con epicentro in mare aperto o lungo la costa, eruzioni vulcaniche esplosive in mare aperto o sulla costa. Tra i maremoti causati da terremoti, il più recente è lo tsunami che ha colpito il Giappone l’11 marzo 2011, conseguenza di un terremoto di magnitudo 9, con epicentro a poco più di 100 km a largo di Sendai e ipocentro alla profondità di 24,4 km  . Perché si verifichi un maremoto è necessario un evento che rilasci un’enorme quantità di energia, causando contemporaneamente un improvviso innalzamento o abbassamento del fondale, che metta in movimento grandi masse di acqua. In entrambi i casi, si genera un’onda che si propaga. In mare aperto la distanza tra due creste successive può raggiungere le centinaia di kilometri, mentre l’altezza delle onde non supera il metro. Inizialmente l’onda si muove velocemente (oltre 800 km/h), ma la sua velocità si riduce con il diminuire della profondità del fondale, che ha un effetto frenante sulla base della colonna d’acqua. Contemporaneamente, la sommità della colonna continua a spingersi in avanti e l’onda diviene sempre più alta fino a quando non raggiunge la linea di costa su cui si abbatte con forza devastante. I maremoti possono provocare danni ingenti, in particolare nelle regioni dove le coste sono basse e non ci sono rilievi in prossimità della costa. Il maremoto non si può prevedere, ma spesso ci si può difendere efficacemente. Poiché le onde di maremoto si muovono alla velocità di alcune centinaia di kilometri l’ora, per raggiungere coste distanti migliaia di kilometri impiegano diverse ore. In molti casi, quindi, il tempo è sufficiente per attivare procedure di allarme e adottare misure per limitare i danni. Ovviamente, è di fondamentale importanza conoscere la posizione dell’epicentro e la magnitudo del terremoto che potrebbe aver generato lo tsunami e disporre di appositi sistemi di rilevamento nelle zone più a rischio. Non sempre si dispone di tali sistemi e talvolta è difficile anche determinare rapidamente la magnitudo di un terremoto, in particolare quando è molto violento (perché la frequenza delle onde sismiche aumenta).

Infine, la determinazione della magnitudo e la localizzazione dell’epicentro del terremoto non sempre permettono di stabilire le caratteristiche dello tsunami che potrebbe verificarsi. In Indonesia, per esempio, il 28 marzo 2005 c’è stato un nuovo terremoto che aveva teoricamente la possibilità di generare un forte tsunami, tuttavia ciò non è avvenuto. Tra i maremoti causati da terremoti, va ricordato lo tsunami che ha colpito l’Indonesia il 26 dicembre 2004, conseguenza di un terremoto di magnitudo 9,3, con epicentro al largo della costa nord-occidentale di Sumatra e ipocentro alla profondità di circa 10 km, in una zona molto attiva dal punto di vista sismico .

Per quanto i meccanismi che determinano le scosse sismiche siano tuttora oggetto di studio, i geologi ritengono che il modello più attendibile per spiegare come si genera un terremoto tettonico sia fornito dalla teoria del rimbalzo elastico, formulata in seguito all’osservazione degli effetti provocati dal terribile terremoto di San Francisco, avvenuto nel 1906. Secondo la teoria del rimbalzo elastico, i terremoti tettonici si verificano nelle regioni della litosfera dove le rocce in profondità sono sottoposte all’azione di pressioni orientate di notevole intensità, che agiscono per tempi lunghissimi. Secondo questa teoria, quando un blocco di rocce viene sottoposto a sforzo, inizialmente si comporta in modo elastico, cioè si deforma lentamente, con modalità che dipendono dalle caratteristiche delle rocce interessate. Le rocce, deformandosi, accumulano energia e la deformazione subìta è proporzionale all’intensità e alla durata della forza applicata. Ogni massa rocciosa ha un limite oltre il quale non può deformarsi elasticamente (limite di elasticità). Se la forza continua ad agire e la tensione accumulata supera il limite di elasticità, il blocco roccioso si spacca improvvisamente nel punto più debole, producendo una faglia, una frattura lungo la quale due blocchi rocciosi si muovono in senso opposto e subiscono spostamenti verticali, orizzontali o obliqui . Nel momento in cui si forma la faglia, le rocce slittano lungo i margini della frattura e liberano repentinamente l’energia, accumulata per decine o centinaia di anni, sotto forma di calore e di intense e rapide vibrazioni che si propagano in tutte le direzioni. Il punto di rottura diventa quindi l’ipocentro del terremoto, le cui forza e durata dipendono dall’energia accumulata. Le masse rocciose, scorrendo lungo i margini della faglia, riacquistano il loro volume e la loro forma e, in pochi secondi, si stabilisce una nuova condizione di equilibrio. Il rimbalzo elastico delle rocce prossime all’ipocentro causa la deformazione delle rocce circostanti e lo slittamento si propaga lungo la faglia con una velocità che può superare i 3 km/s, finché l’energia dissipata e l’attrito non esauriscono il fenomeno. Il movimento in questo modo può propagarsi lungo una faglia anche per decine o centinaia di kilometri a velocità impressionante. L’energia accumulata si libera in genere con una forte scossa principale (mainshock), che talvolta può essere preceduta da una serie di scosse premonitrici (foreshocks), quasi sempre di debole intensità, che possono verificarsi per diversi giorni prima dell’inizio del terremoto vero e proprio. Molto spesso la scossa principale è seguita da una serie di scosse successive (repliche o aftershocks), che possono verificarsi nei giorni o mesi seguenti (talora anche per un anno o più) e in genere hanno intensità via via decrescente. In altri casi, invece, si realizza uno sciame sismico (swarms), costituito da una serie di scosse di intensità simile, la cui frequenza in genere aumenta fino a un massimo per poi decrescere. La teoria del rimbalzo elastico non spiega adeguatamente tutti i fenomeni sismici, che talvolta possono prodursi in condizioni molto diverse da quelle previste. In alcuni casi, per esempio, si sono verificati terremoti con ipocentro molto profondo in zone dove le rocce sono sottoposte a pressioni enormi e difficilmente si possono verificare movimenti come quelli lungo le faglie.

Le forze endogene che causano i terremoti sottopongono le rocce sia all’interno della litosfera, sia in superficie, a sollecitazioni intense. Le rocce, come tutti i solidi, possono rispondere a tali sollecitazioni in tre modi differenti e subire: ■ una deformazione di tipo elastico; le rocce cambiano la loro forma, ma quando la sollecitazione termina ritornano alla conformazione originaria; ■ una deformazione di tipo plastico; il corpo roccioso si deforma in modo permanente, e non ritorna più alla conformazione originaria; ■ una deformazione di tipo rigido; il corpo roccioso si frattura in blocchi e frammenti. Tutte le rocce, sottoposte a sforzi crescenti, dapprima si deformano elasticamente poi, se lo sforzo è molto intenso o perdura nel tempo, subiscono una deformazione plastica e, infine, una fratturazione. L’intensità dello sforzo oltre la quale si verifica la deformazione plastica è detta limite di elasticità, mentre l’intensità oltre la quale le rocce si fratturano è detta limite di rottura  . Il comportamento di una roccia per quanto riguarda i limiti di elasticità e di rottura, non dipende soltanto dalla sua composizione e dalla sua struttura, ma anche dalle condizioni fisiche in cui si trova. In particolare svolgono un ruolo importante: ■ l’intensità e la durata dello sforzo; un piccolo sforzo costante, applicato per lungo tempo, può favorire un comportamento plastico delle rocce, mentre lo stesso sforzo applicato in modo istantaneo può portare alla rottura; ■ la pressione in superficie; a pressione atmosferica, le rocce si comportano come corpi rigidi e si fratturano facilmente; in profondità, invece, dove la pressione litostatica non è più unidirezionale, ma agisce in tutte le direzioni, esse hanno un comportamento plastico più evidente;

■ la temperatura; un aumento di temperatura favorisce un comportamento plastico; poiché la temperatura aumenta con la profondità, molti materiali rocciosi che sono fragili in superficie possono acquisire un comportamento plastico quando si trovano in profondità. In relazione a tutti i fattori elencati, le forze endogene possono produrre nei corpi rocciosi due tipi di strutture caratteristiche. 1 Quando lo sforzo è molto intenso, i corpi rocciosi sollecitati si fratturano 8 : se la frattura avviene senza uno spostamento relativo delle parti a contatto viene detta diaclasi; quando invece si verifica uno spostamento (dislocamento), la frattura è una faglia. 2 Quando le masse rocciose vengono sottoposte a movimenti lenti e sforzi prolungati si formano le pieghe: per piega s’intende quindi una deformazione di tipo plastico di una massa rocciosa, che subisce flessioni di ampiezza e lunghezza variabili  .

Le caratteristiche delle faglie Nelle faglie si riconoscono alcuni elementi strutturali caratteristici. La superficie lungo la quale è avvenuto il dislocamento degli strati è detta piano di faglia e le due parti dislocate sono chiamate labbri. Il piano di faglia spesso viene lucidato e striato a causa della frizione tra le rocce in movimento e le rocce fratturate danno origine a brecce di frizione e miloniti. Lo spostamento relativo degli strati, rispetto alla giacitura originaria, è detto rigetto e viene misurato lungo il piano di faglia.

A seconda della posizione il piano di faglia può essere verticale, inclinato o orizzontale. ■ Se il piano di faglia è verticale, e il rigetto avviene sul piano orizzontale, si parla di faglie trascorrenti. Il rigetto può essere destro, quando il lato opposto a quello in cui si pone l’osservatore risulta spostato verso destra, rispetto alla conformazione originaria; sinistro nel caso opposto. ■ Se il piano di faglia è inclinato, la parte che giace sopra al piano prende il nome di tetto, mentre quella che giace sotto il piano si chiama letto. In questi casi si parla di faglia diretta, se gli strati del tetto risultano dislocati a un livello inferiore rispetto al letto, e di faglia inversa, se gli strati del tetto sono dislocati a un livello superiore rispetto a quelli del letto. Le faglie dirette sono tipiche delle zone in cui la litosfera viene sottoposta a “stiramento”, perciò vengono chiamate faglie di distensione; le faglie inverse, invece, dette anche faglie di compressione, sono tipiche delle zone soggette a forze che tendono a comprimere lateralmente gli strati rocciosi.

Le caratteristiche delle pieghe Secondo il modo in cui sono applicati gli sforzi e in base al tipo di roccia su cui essi agiscono, le deformazioni plastiche possono avvenire in modo diverso e produrre vari tipi di pieghe, con caratteristiche e dimensioni anche molto diverse. In una piega completa possiamo distinguere: ■ il piano assiale, cioè la superficie che unisce i punti di massima curvatura dei singoli strati e che divide la piega in due parti più o meno simmetriche; ■ l’asse, cioè la linea di intersezione tra il piano assiale e gli strati. Nella maggior parte dei casi l’asse delle pieghe non è rettilineo, ma presenta ondulazioni, con rilievi e depressioni, ed è sempre perpendicolare alla direzione in cui ha agito lo sforzo; ■ i fianchi, cioè i due versanti della piega. Una piega si dice anticlinale, quando la convessità è rivolta verso l’alto; si dice, invece, sinclinale quando la convessità è rivolta verso il basso. In una piega anticlinale la parte centrale, il nucleo, risulta costituito dallo strato più antico fra quelli coinvolti nella flessione; in una piega sinclinale il nucleo è costituito dallo strato più recente fra quelli che hanno subìto la flessione. In relazione all’inclinazione del piano assiale si possono distinguere: pieghe diritte, che hanno il piano assiale verticale; pieghe inclinate; pieghe coricate, nelle quali gli strati si rovesciano su un fianco e il piano assiale della piega diventa orizzontale; pieghe rovesciate, in cui gli strati si ripiegano su uno dei due fianchi.

Le faglie attive Secondo la teoria del rimbalzo elastico, dunque, gli ipocentri dei terremoti tettonici sono collocati sul piano di scorrimento di una faglia. Finché la faglia resta attiva (cioè si mantengono le tensioni che deformano i blocchi rocciosi ai due lati della frattura), essa può generare nuovi eventi sismici. Infatti, se le forze che hanno causato un terremoto continuano ad agire anche dopo l’evento sismico, le rocce ai lati della faglia iniziano nuovamente ad accumulare energia e a deformarsi. Quando viene superato il limite di elasticità delle rocce, si verificheranno una nuova rottura e un nuovo terremoto. Si può notare quindi che i blocchi rocciosi lungo la faglia si muovono a scatti: si deformano impercettibilmente nei periodi di quiete e subiscono uno slittamento anche considerevole quando si verifica un sisma. In genere, se gli eventi sismici lungo una faglia sono frequenti, le scosse non sono troppo violente; se invece l’intervallo tra un sisma e l’altro si prolunga, le rocce possono accumulare una maggiore quantità di energia elastica e le scosse avranno effetti sicuramente più gravi. Un esempio di faglia attiva dal punto di vista sismico è la faglia di San Andreas, che attraversa la California per 950 km, causa di numerosi terremoti, come quelli del 1906 e del 1989 a San Francisco o quello di Los Angeles del 1994. Nel caso del terremoto di San Francisco del 1906, un’analisi accurata dei rilevamenti topografici della zona, effettuati negli anni precedenti, permise di scoprire che le scosse erano state precedute da un movimento impercettibile, ma reale, dei blocchi di rocce localizzati ai lati della faglia di San Andreas. Infatti, nei 50 anni precedenti, fiumi, strade, filari, palizzate che attraversavano la faglia si erano incurvati, spostandosi rispetto all’originario allineamento di diversi metri, come se i terreni ai lati della faglia si fossero mossi, lentamente e senza scatti in direzioni opposte.

In seguito al terremoto, tutte le strutture lineari che attraversavano la faglia risultarono spezzate con uno slittamento laterale anche di 6 m. I terreni ai due lati della faglia di San Andreas si spostano con una velocità di circa 2 cm l’anno (ciò significa che la città di Los Angeles si sta avvicinando a quella di San Francisco). In alcune zone, lo scorrimento muove lentamente le masse rocciose, mentre in altri tratti l’attrito tra i due margini le frena e ne impedisce i movimenti. In questo modo si accumula nuova energia che provocherà nel tempo un nuovo terremoto.

Faglie attive All’origine dei terremoti tettonici, come abbiamo visto c’è sempre un movimento di faglia. In Italia sono state studiate e monitorate diverse faglie che hanno causato terremoti in passato allo scopo di capire sia la dinamica dell’evento sismico, sia la possibile ripresa di attività. Un esempio particolarmente significativo è la faglia che ha prodotto il terremoto dell’Irpinia del 1980. Si tratta di una faglia lunga nel complesso 35 km 16. In questo caso il terremoto, che aveva magnitudo 6,9, si è propagato rapidamente causando tre distinti fenomeni di rottura, non contemporanei, ma a distanza di una ventina di secondi l’uno dall’altro, in tre diversi segmenti della faglia L’osservazione della faglia ha permesso di rilevare l’entità della dislocazione provocata dal sisma del 1980 e di stabilire la dinamica di altri eventi sismici del passato.Andamento delle faglie attive che hanno provocato il terremoto in Irpinia nel 1980. Il sistema di fratture ha raggiunto la superficie dove ha generato una scarpata di faglia (nella foto) osservabile per 35 km.

L’energia liberata dal sisma provoca due tipi di effetti: ■ deformazioni statiche e permanenti, che accompagnano la formazione o il movimento lungo la faglia; ■ deformazioni dinamiche, cioè onde elastiche, che si propagano dall’ipocentro in tutte le direzioni dello spazio. Le onde elastiche generate nei terremoti sono dette onde sismiche e provocano una deformazione dinamica dei materiali che attraversano perché, dopo il loro passaggio, ogni singolo volume di roccia riacquista la sua conformazione originaria. Come tutte le onde elastiche, anche quelle sismiche non causano un vero spostamento dei materiali che attraversano, ma solo vibrazioni delle particelle che, pur oscillando, mantengono una posizione media costante. La vibrazione si propaga perché le particelle che compongono le rocce, oscillando, trasmettono alle particelle vicine l’impulso ricevuto. Il comportamento elastico delle rocce, tuttavia, non è perfetto e una parte dell’energia viene dissipata per vincere l’attrito e si trasforma in calore. Per questo, allontanandosi dall’ipocentro, l’attrito smorza progressivamente l’impulso e il movimento delle particelle si attenua fino ad annullarsi.

In fisica il termine onda indica una perturbazione che si propaga nello spazio trasportando energia a distanza, a partire da un punto chiamato sorgente. Si parla di perturbazione perché il passaggio di un onda comporta solo la variazione locale, momentanea e spesso periodica, di una o più grandezze fisiche. Dal punto di vista della natura e delle modalità di propagazione si distinguono due principali categorie di onde: elettromagnetiche e meccaniche (o elastiche). La luce è un’onda che trasmette energia elettromagnetica e si muove anche nel vuoto. Le onde sismiche e quelle sonore, invece, sono esempi di onde meccaniche, perché consistono in vibrazioni meccaniche del mezzo (cioè del materiale) attraversato.

Queste onde hanno tre caratteristiche importanti: ■ non si propagano nel vuoto, ma solo nella materia; ■ non causano una traslazione delle particelle di cui il mezzo è costituito; ■ provocano una deformazione elastica del mezzo attraversato. Un mezzo può essere considerato elastico se, in seguito a una deformazione, tende a recuperare forma e dimensioni originali. In prima approssimazione tutti i materiali che costituiscono la Terra possiedono questa proprietà, almeno nell’ambito di deformazioni piccole. Quando le onde meccaniche attraversano un mezzo elastico, trasmettono energia alle particelle di materia presenti. Per effetto dell’energia ricevuta le particelle oscillano intorno a una posizione fissa e trasmettono così la vibrazione a quelle vicine, senza però allontanarsi. In questo modo la perturbazione si muove, spesso anche a notevole velocità, trasportando energia, ma non materia. Sintetizzando si può dire che si muove l’onda (e con essa l’energia), ma non il mezzo attraversato. Ciò accade anche nel caso delle onde in mare aperto: si muove la deformazione, ma non la materia. Le onde in mare aperto sono diverse da quelle sonore o sismiche, perché sono superficiali, mentre quelle sonore e le onde simiche sono invece onde tridimensionali sferiche. Si può descrivere il movimento di un’onda indicandone velocità e direzione. In particolare si chiama direzione, o raggio di propagazione, qualsiasi semiretta che va dalla sorgente a un punto raggiunto dalla perturbazione.

Se le particelle del mezzo vibrano perpendicolarmente al raggio di propagazione, si parla di onde trasversali (come accade quando le persone allo stadio fanno la “ola”: il movimento delle braccia è perpendicolare rispetto alla direzione di propagazione dell’onda ); se invece le particelle del mezzo vibrano nello stesso senso del raggio di propagazione (come accade quando si fa oscillare in verticale una molla a cui è attaccato un pesetto), si parla di onde longitudinali. Come sappiamo, le onde trasversali si propagano solo nei solidi, mentre le onde longitudinali si propagano nei solidi, nei liquidi e nei gas. Le onde sonore, che si propagano nell’aria, sono onde longitudinali causate da compressione e dilatazione delle masse d’aria interposte tra sorgente e ricevente.

Esistono tre diversi tipi di onde sismiche: P, S e L. Le onde P (primarie) e le onde S (secondarie) sono onde di volume: si generano nell’ipocentro del terremoto e si propagano in tutte le direzioni dello spazio (in modo del tutto indipendente le une dalle altre). Le onde L, invece, sono onde superficiali: si propagano solo lungo particolari superfici chiamate superfici di discontinuità; sulla superficie terrestre si generano nell’epicentro. Le onde P Le onde P sono le più veloci, per cui vengono registrate per prime dai sismografi. Sono chiamate anche onde di compressione, o onde longitudinali, perché deformano i materiali nello stesso senso della loro propagazione, causando una variazione di volume del mezzo attraversato.

Per capire i loro effetti sulle rocce, bisogna immaginare che la litosfera sia costituita di blocchetti rocciosi. Al passaggio delle onde P, ogni cubetto ideale subisce una compressione seguita da una dilatazione (come un corpo elastico che subisce l’effetto di una spinta improvvisa nello stesso senso di propagazione dell’onda), che trasmette il movimento al cubetto contiguo. Le particelle di materia investite oscillano avanti e indietro rispetto alla loro posizione media, nella stessa direzione di propagazione dell’onda, avvicinandosi e allontanandosi tra loro .

Le onde P si propagano nei solidi, nei liquidi e nei gas, ma la loro velocità varia in relazione allo stato fisico e alla natura litologica dei materiali attraversati. Esse, inoltre, modificano bruscamente la loro direzione quando, all’interno della Terra, incontrano una superficie di discontinuità, cioè passano da uno strato di rocce a un altro, con caratteristiche meccaniche totalmente differenti. Nella crosta terrestre si muovono a una velocità che può variare da 4 a 8 km/s. Le onde S Le onde S scuotono i materiali che attraversano in senso trasversale rispetto alla direzione di propagazione e producono in essi una variazione di forma, ma non di volume. Per queste caratteristiche, sono anche dette onde di distorsione, o onde trasversali. Al loro passaggio, infatti, ogni singolo blocchetto di roccia viene distorto, poi torna alla forma originaria, mentre le particelle di materia oscillano in direzione perpendicolare a quella di propagazione dell’onda sismica b .

Le onde S si propagano solo nei solidi e non nei fluidi, perché questi modificano la loro forma senza rispondere elasticamente. Nei fluidi le forze di coesione tra le particelle sono deboli e instabili, perciò le eventuali deformazioni o vibrazioni di una particella non si trasmettono alle altre. Anche la velocità delle onde S cambia a seconda delle caratteristiche fisiche e della composizione dei blocchi rocciosi, pur restando sempre inferiore (a parità di condizioni chimico-fisiche) alla velocità delle onde P: nella crosta si muovono a una velocità che varia da 2,3 a 4,6 km/s; esse inoltre, come le onde P, subiscono brusche deviazioni quando incontrano una discontinuità.

Le onde L Le onde L, o onde superficiali, vengono generate quando le P e le S incontrano una superficie di discontinuità e si muovono dal punto di origine, come le onde prodotte da un sasso gettato nell’acqua. Le onde L si generano sempre quando le P e le S raggiungono la superficie terrestre, dove provocano oscillazioni di varia forma: alcune fanno vibrare il terreno con oscillazioni di forma ellittica (onde di Rayleigh), altre con un movimento trasversale, ma sul piano orizzontale rispetto alla direzione di propagazione (onde di Love). Viaggiano con una velocità costante pari a circa 3,5 km/s, e percorrono distanze lunghissime. In poche ore possono fare il giro della Terra e ripeterlo diverse volte prima di smorzarsi. Rispetto alle onde P e S, l’energia trasportata dalle onde L si disperde più lentamente con la distanza; esse, pertanto, sono quelle che nei terremoti provocano i danni maggiori, anche a notevoli distanze. Effetti secondari del passaggio di queste onde sono scuotimenti, frane, liquefazioni, fratture, crolli ecc. Analoghe alle onde L, inoltre, sono quelle che si formano nelle acque degli oceani quando avviene un maremoto.

La registrazione delle onde sismiche viene effettuata con strumenti detti sismografi. Per analizzare in modo completo l’andamento delle onde sismiche, in ogni stazione di rilevamento sono contemporaneamente in funzione almeno tre sismografi: uno registra la componente del movimento secondo la verticale, gli altri le due componenti del movimento sul piano orizzontale, tra loro perpendicolari. Il tracciato che registra le onde sismiche rilevate con un sismografo è detto sismogramma.

Su un sismogramma le onde sismiche corrispondono a oscillazioni di ampiezza e frequenza più o meno elevate. Su ciascun tracciato è possibile identificare tre gruppi di oscillazioni che corrispondono alle onde P, S e L. Le prime a essere registrate sono le onde P, rappresentate da oscillazioni regolari di piccola ampiezza e breve periodo. Seguono le onde S, meno veloci, rappresentate da oscillazioni meno regolari, di maggiore ampiezza e con un periodo più lungo. Infine, vengono registrate le onde L, ancora più lente, irregolari, di ampiezza ancora maggiore e di più lunga durata.

La lettura e l’interpretazione dei sismogrammi sono sempre piuttosto complesse. In particolare, i sismogrammi registrati nelle zone vicine all’epicentro sono spesso confusi, perché le oscillazioni sono molto ampie e tutte le onde arrivano quasi contemporaneamente e lasciano tracce che quasi si sovrappongono. Più le stazioni sono distanti dall’epicentro, più l’intervallo tra un gruppo di onde e l’altro aumenta, così da permettere il riconoscimento delle onde P, S e, infine, L. In realtà bisogna sempre tenere presente che le onde P e S partono dall’ipocentro ed è quindi necessario correggere opportunamente le misure che si ottengono. Tuttavia, con l’aumentare della distanza dall’epicentro, intervengono nuove complicazioni, poiché vengono registrate anche le onde che hanno attraversato gli strati profondi della crosta subendo deviazioni e le oscillazioni si smorzano. Una lettura corretta dei sismogrammi è importante perché permette di stabilire la posizione dell’epicentro, la profondità dell’ipocentro e la potenza del terremoto.

Come si localizza un terremoto La posizione dell’epicentro I sismogrammi possono essere utilizzati per stabilire la posizione dell’epicentro di un terremoto e il suo “tempo di origine”, cioè il momento in cui è stata rilasciata l’energia e si è formata la faglia che ha provocato il sisma. Per comprendere il procedimento adottato, bisogna innanzitutto notare due aspetti del comportamento delle onde sismiche: ■ i tre tipi di onde sismiche si muovono nello stesso mezzo con velocità differenti; partendo nello stesso momento dall’ipocentro, le onde P giungono alla stazione sismica per prime, mentre le onde S vengono registrate dopo un tempo quasi doppio rispetto alle P. Solo all’epicentro (che si trova sulla verticale dell’ipocentro, a una distanza da esso relativamente breve) le onde P e S giungono molto vicine le une alle altre, perché devono percorrere un breve tratto; ■ il ritardo delle onde S rispetto alle P cresce con la distanza della stazione di rilevamento dall’epicentro.

La forza di un terremoto può essere rilevata con due metodi diversi, che consentono di costruire vere e proprie scale sismiche: la scala delle intensità e la scala delle magnitudo. La scala delle intensità La scala delle intensità più adottata è la scala mcs (Mercalli, Cancani, Sieberg), che utilizza un metodo di valutazione messo a punto da G. Mercalli nel 1902 e successivamente modificato, senza tuttavia apportare sostanziali cambiamenti. La scala delle intensità assegna a ogni sisma un valore numerico, detto grado di intensità, determinato in base agli effetti delle scosse sismiche sul territorio e al grado di distruzione che esse provocano nella regione in cui il sisma viene rilevato . La raccolta delle informazioni necessarie viene effettuata principalmente utilizzando quattro generi di “indicatori”: lesioni a costruzioni, danni a persone e animali, modifiche di elementi dell’ambiente naturale (fratture, crolli ecc.), effetti sugli oggetti in uso (mobili, stoviglie ecc.).

L’intensità di un sisma in genere diminuisce progressivamente allontanandosi dall’epicentro. Normalmente perciò si indica come intensità di un sisma il massimo valore registrato. Le isosisme Nello studio di un terremoto, in ogni località interessata viene registrato un particolare valore d’intensità. Dopo aver riportato su una carta geografica i valori dell’intensità calcolati, se si congiungono tutti i punti in cui il terremoto ha avuto la stessa intensità, si ottiene una serie di linee curve chiuse, dette isosisme, che separano zone in cui si è manifestato con intensità differenti. La più interna di queste è l’area che comprende l’epicentro ed è la più colpita; nelle aree più esterne l’intensità decresce rapidamente. Se la Terra fosse un solido omogeneo, le isosisme sarebbero linee circolari concentriche, ma in realtà le rocce possono comportarsi assai diversamente nei confronti delle onde elastiche, perciò l’energia del sisma non si propaga nello stesso modo in tutte le direzioni. Le caratteristiche diverse delle rocce e molti altri fattori, come la presenza nel sottosuolo di particolari corpi litologici, alterano la propagazione regolare delle onde elastiche, esaltandone o attenuandone l’effetto. Le isosisme sono perciò quasi sempre linee irregolari. L’andamento allungato o lobato in direzioni particolari delle isosisme indica la presenza nel sottosuolo di una formazione rocciosa che trasmette le onde sismiche in una direzione preferenziale. Una carta delle isosisme può quindi essere d’aiuto al geologo per avere ulteriori informazioni sulla struttura geologica profonda dell’area esaminata. I limiti della scala delle intensità La scala delle intensità presenta alcuni evidenti limiti dal punto di vista scientifico. Innanzitutto, l’intensità non è una misura dell’energia liberata dal terremoto (non si utilizza né uno strumento né un’unità di misura), ma una descrizione dei danni che provoca. A questo proposito è bene osservare che la gravità dei danni non dipende solo dall’energia sprigionata dal sisma, ma da molti altri fattori, come la posizione dell’ipocentro (più un sisma è superficiale più è devastante), la presenza o meno di centri abitati e di costruzioni antisismiche, la conformazione geologica del territorio interessato, la presenza di falde acquifere ecc. Tutti questi fattori (persino l’ora della giornata può essere importante quando il sisma ha un epicentro vicino a una grande città) rendono molto difficile valutare correttamente la forza di un sisma in base all’intensità rilevata.

In effetti, terremoti con uguale forza possono avere diverso grado di intensità per le diverse circostanze in cui avvengono. Per esempio, il terremoto avvenuto il 17 ottobre del 1989 a Loma Prieta, nella penisola di San Francisco, ha liberato un’energia almeno 30 volte superiore rispetto a quello avvenuto in Umbria nel 1997 e ha provocato spettacolari collassi in alcune delle vie di comunicazione, a causa della particolare struttura geologica della regione caratterizzata da suoli soffici e saturi di acqua. Il numero di vittime tuttavia è stato limitato (meno di un centinaio), grazie alla presenza di costruzioni antisismiche nella regione. Un terremoto di forza quasi uguale, avvenuto nel 1988 in Armenia, in una regione molto popolata e caratterizzata da centri urbani costruiti senza alcun criterio antisismico, ha causato invece la morte di 30000 persone. Un ulteriore esempio è fornito dal terremoto che ha colpito Haiti nel 2010, di forza uguale a quello dell’Armenia, che ha provocato 230 000 vittime; ad Haiti, infatti, non esiste alcuna regolamentazione per la costruzione di edifici antisismici.

Un altro esempio significativo dell’imprecisa correlazione tra danni e forza del sisma è il terremoto di Città del Messico del 1985. In quel caso l’epicentro era collocato a una certa distanza dalla città (350 km), ma i danni furono minori nelle regioni vicino all’epicentro e molto più elevati in una zona circoscritta del territorio abitato (un’area di soli 35 km2 ), collocata su sedimenti alluvionali non cementati che cedettero, provocando il crollo di 800 palazzi e la morte di 20000 persone. La scala delle magnitudo Per misurare in modo più rigoroso la forza di un terremoto, gli scienziati utilizzano la scala delle magnitudo, che si basa su un principio teoricamente semplice: tanto maggiore è l’energia liberata da un sisma, tanto più ampie sono le oscillazioni registrate dal sismografo. Si può quindi utilizzare come elemento di valutazione della forza di un terremoto l’ampiezza delle onde sismiche registrate in una qualsiasi stazione di rilevamento. Ovviamente per costruire una scala di valore scientifico, occorre disporre di un’unità di misura, che in questo caso è un sismogramma di riferimento. Inoltre, per effettuare la misura correttamente si devono tenere presenti anche la distanza dall’epicentro e il conseguente indebolimento delle onde man mano che tale distanza aumenta. La prima scala delle magnitudo è stata introdotta da C. Richter, nel 1935. Secondo la scala Richter, la magnitudo di un terremoto si ottiene confrontando l’ampiezza massima delle oscillazioni registrate in una stazione di rilevamento con quella delle oscillazioni di un sismogramma di riferimento. La scala delle magnitudo proposta da Richter è una scala logaritmica, dove la magnitudo M è data dalla seguente relazione: M A A = log10 + 0 Q dove: A = ampiezza massima delle oscillazioni del terremoto che si sta osservando; A0 = ampiezza massima delle oscillazioni causate da un terremoto di riferimento; Q = fattore di correzione, che tiene conto della distanza reale dall’epicentro della stazione di rilevamento e della profondità dell’ipocentro. Normalmente il terremoto di riferimento A0 viene scelto in modo che provochi un’oscillazione massima di 0,001 mm, su un sismografo posto alla distanza di 100 km dall’epicentro. Tuttavia, poiché le misure di magnitudo vengono effettuate in stazioni di rilevamento che si trovano quasi sempre a una distanza dall’epicentro superiore, o inferiore, a 100 km, il valore di A0 viene di volta in volta adattato opportunamente, utilizzando il fattore correttivo Q, che tiene conto della distanza reale dall’epicentro. La magnitudo è un numero e il suo valore non dipende dalla distanza dall’epicentro della stazione di rilevamento.

Poiché la scala Richter è logaritmica, aumentando di un’unità di magnitudo si ha un valore dell’ampiezza delle onde sismiche 10 volte maggiore. Un sisma di magnitudo 4, quindi, provoca sul sismografo oscillazioni di ampiezza massima 1000 volte più grandi rispetto a un terremoto di magnitudo 1. La scala delle magnitudo, inoltre, non ha un valore massimo predefinito e sono possibili valori di magnitudo inferiori a 0 (un terremoto di magnitudo 0 è uguale al terremoto standard), corrispondenti alle registrazioni delle scosse più deboli, ottenute dagli strumenti più sofisticati e moderni. La magnitudo di un terremoto dipende principalmente dall’energia liberata nell’ipocentro, sotto forma di onde sismiche, anche se non esiste una formula che permetta di ricavare automaticamente il valore dell’energia dal valore della magnitudo, perché altri fattori, come la profondità dell’ipocentro e la natura geologica del territorio, possono determinare variazioni da un caso all’altro.

In linea di massima, tuttavia, si può dire che l’aumento di 1 unità di magnitudo comporta un aumento dell’energia dissipata di circa 30 volte tab 2 . La magnitudo non è strettamente correlata all’intensità di un sisma e non esiste un metodo per effettuare una qualche equivalenza diretta tra i due parametri. Le due scale si basano su princìpi concettualmente molto diversi: la scala delle intensità è una scala empirica, di scarso valore per quanto concerne la determinazione della forza reale di un sisma, mentre la scala Richter è una scala che fornisce misure quantitative definite. La maggior parte dei terremoti registrati in 1 anno ha magnitudo inferiore a 5: sismi di magnitudo inferiore a 3 provocano scosse che non vengono quasi percepite, mentre tra 3 e 5 le scosse sono evidenti e possono causare danni, sebbene in genere questi non siano rilevanti. I terremoti disastrosi hanno magnitudo superiore a 6.

La previsione dei terremoti I terremoti sono molto pericolosi, e sarebbe utile prevedere se e dove si verificherà un sisma e quale magnitudo avrà. Si può effettuare una previsione probabilistica, calcolando il pericolo sismico di una regione, cioè la probabilità che vi si verifichi, in un certo intervallo di tempo, un terremoto in grado di causare danni. Per valutare la pericolosità sismica di un’area si rilevano i terremoti avvenuti in passato, catalogandoli in base all’intensità e alla magnitudo. Sulla base delle informazioni raccolte, si elaborano carte della pericolosità sismica, utili per elaborare piani di prevenzione, che tuttavia consentono di stabilire solo se statisticamente una regione ha una bassa o un’elevata probabilità che si verifichi un evento sismico grave. Si può tentare anche una previsione deterministica, cercando di localizzare e monitorare le faglie attive. Si misurano i movimenti dei vari segmenti di una faglia, rilevando i cambiamenti di distanza tra punti di riferimento o le deformazioni delle strutture che indicano un qualche movimento del suolo. Si identificano così i segmenti in movimento, la velocità dello scorrimento e le zone che restano ferme. Poiché il movimento di una faglia è unico, le aree ferme o più lente accumulano energia elastica, che prima o poi scatenerà un terremoto. Si può dunque ipotizzare in quali regioni si verificherà un sisma in un futuro prossimo, ma non si può stabilire esattamente quando e come. Per una previsione deterministica si possono anche valutare segnali premonitori come variazioni di volume, formazione di microfratture nelle rocce, diversa conducibilità delle onde sismiche, aumento della conduttività elettrica (tali proprietà dipenderebbero dall’aumento del contenuto d’acqua delle rocce, provocato dalla risalita di acque profonde), variazioni del livello del suolo o dell’acqua nelle falde acquifere, aumento del tasso di rado (liberato dalle rocce quando si fratturano). Gli studi finora effettuati hanno dato tuttavia risultati contraddittori.

Il rischio sismico Poiché la previsione allo stato attuale delle conoscenze fornisce indicazioni vaghe, risulta più utile, in un Paese a elevata pericolosità sismica come il nostro, effettuare un’opera di prevenzione. Il primo passo nella prevenzione sismica consiste nel definire il rischio sismico di una regione, considerando tre fattori: ■ il pericolo sismico (di cui si è già detto) ■ la vulnerabilità ■ l’esposizione. La vulnerabilità sismica è una valutazione della predisposizione da parte di persone, edifici o attività a subire danni o modifiche in seguito a un terremoto. La vulnerabilità è più elevata se il terremoto può provocare una totale irrecuperabilità di persone, edifici, mezzi di soccorso ecc. L’esposizione sismica viene definita in base alla distribuzione e al valore dei beni e delle attività presenti sul territorio, che possono essere danneggiati direttamente o indirettamente dall’evento sismico e serve per valutare i costi che un sisma può avere in termini di perdite e di interventi di recupero e ricostruzione. In base alla valutazione complessiva dei parametri elencati, si costruiscono carte del rischio sismico e si progettano gli interventi più adatti per evitare vittime e ridurre i danni. La forma prioritaria di prevenzione è la costruzione di edifici, ponti, strade, porti, dighe ecc., che rispettino le norme tecniche per le costruzioni in zona sismica, che stabiliscono regole precise per la scelta dei terreni, dei materiali da utilizzare, e definiscono le caratteristiche costruttive degli edifici. Un secondo aspetto utile per la prevenzione consiste nell’elaborazione di piani di evacuazione e di soccorso e di strategie per preparare la popolazione ad affrontare un evento sismico. Ovviamente nessuna di queste misure è in grado di eliminare i rischi connessi a un terremoto, tuttavia ciascuna di esse può contribuire a ridurre i costi in termini di vite umane e danni.

L’Italia è situata in un’area geologicamente attiva e relativamente recente, che attraversa il Mediterraneo. Tale zona è particolarmente instabile, come è testimoniato dall’intensa attività vulcanica e dai sismi che la sconvolgono periodicamente. In questa zona vi sono moltissime faglie e si realizzano complessi movimenti, i quali interessano numerose regioni africane ed europee, che vengono compresse e costrette a ruotare. Questi movimenti coinvolgono in modo particolare la nostra penisola che pertanto presenta un’attività sismica particolarmente violenta e frequente. In epoca storica, i terremoti segnalati in Italia risultano almeno un migliaio. Di questi, più di 160 hanno provocato effetti disastrosi e causato un numero di morti vicino al mezzo milione di persone (per quanto i dati siano frammentari e in parte incerti). Certamente la sismicità nella nostra penisola non è paragonabile a quella dell’area circumpacifica, ma sicuramente si tratta di una delle regioni più tormentate del pianeta. Considerando i dati attuali e la ricostruzione degli eventi passati, ottenuta sulla base dei danni descritti nei documenti storici, si può dire che nella maggior parte dei casi si tratta di terremoti con ipocentro poco profondo: quasi tutti i sismi hanno avuto origine entro la crosta, a una profondità in genere non superiore ai 40 km. Solo in casi eccezionali, nell’area del medio e basso Tirreno, si sono verificati sismi con ipocentro profondo. La massima profondità registrata è di 480 km circa. Osservando la mappa, è interessante notare che il pericolo sismico varia considerevolmente da regione a regione: i terremoti sono più frequenti nelle aree di corrugamento più recente e lungo le linee di tensione della crosta, dove sono in corso fenomeni di assestamento. La zona più stabile è la Sardegna, seguita dalla penisola salentina e dall’arco alpino, dove la pericolosità, escludendo il Friuli-Venezia Giulia, è relativamente bassa. La sismicità aumenta spostandosi dalle regioni settentrionali lungo la catena appenninica verso il Centro-Sud, dove si localizzano le aree più soggette a terremoti: Campania, Molise, Basilicata, Calabria e Sicilia. In base ai livelli di pericolo sismico accertati e monitorati dall’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (ingv) è stata redatta la carta della classificazione sismica del territorio italiano e sono state emanate le norme che disciplinano la progettazione e la costruzione di opere architettoniche (edifici e infrastrutture).

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