La sismologia ha fornito dati fondamentali riguardo la struttura interna della Terra. Grazie alle registrazioni delle vibrazioni prodotte dai terremoti, i sismogrammi, si è riusciti a guardare indirettamente all’interno del nostro pianeta, un po’ come fare un’ecografia alla Terra.

Il terremoto è un fenomeno naturale determinato dall’improvvisa rottura dell’equilibrio delle tensioni agenti nella crosta, in zone caratterizzate da instabilità. Quando le tensioni accumulate nelle zone instabili superano la resistenza delle rocce, generano fratture e scorrimenti. Contemporaneamente nel luogo di rottura si originano onde elastiche, che possono essere longitudinali e trasversali, che si propagano in ogni direzione e possono interessare l’intero pianeta.

Esaminando gli spostamenti della superficie del terreno dopo il terremoto di San Francisco del 1906, Henry Fielding Reid, (1859 – 1944) professore di geologia alla Johns Hopkins University, concluse che il terremoto doveva aver provocato un “rimbalzo elastico” dello stress precedentemente accumulato.

Se un pezzo di gomma viene rotto o tagliato, l’energia elastica immagazzinata durante la deformazione verrà rilasciata all’improvviso. Allo stesso modo, la crosta terrestre può immagazzinare gradualmente stress elastico che viene rilasciato all’improvviso durante un terremoto. Questo graduale accumulo e rilascio di stress e deformazione viene definito “teoria del rimbalzo elastico” dei terremoti (in alto).

Le onde sismiche

In ogni corpo solido possono propagarsi due tipi di onde indipendenti tra loro, dette rispettivamente “onde longitudinali” e “onde trasversali”.

Le prime si propagano per compressioni e dilatazioni successive. Nelle trasversali le vibrazioni hanno luogo in piani perpendicolari alla direzione di propagazione. Le onde longitudinali sono più veloci e arrivano per prime agli strumenti e quindi sono registrate come onde P (onde prime, “a” nella figura in basso).

Dopo un certo tempo arrivano le onde trasversali dette onde S (onde seconde, “b” in alto). Un terzo gruppo di onde che ci riguardano più da vicino, visto che si propagano soltanto sulla superficie terrestre, sono le onde L (onde lunghe). Le onde di Rayleigh (“d” nella figura in alto) assomigliano a quelle che si propagano quando un sasso viene lanciato in uno stagno. Esse fanno vibrare il terreno secondo orbite ellittiche e retrograde rispetto alla direzione di propagazione dell’onda. Le onde di Love (“c”) fanno vibrare il terreno sul piano orizzontale. Il movimento delle particelle attraversate da queste onde è trasversale e orizzontale rispetto alla direzione di propagazione delle onde.

Le onde sismiche che si generano all’ipocentro di un terremoto sono quindi di due tipi: onde di compressione ed onde di taglio. Le prime sono più veloci e sono il primo impulso sui sismogrammi; le seconde, più lente, hanno l’importante caratteristica di non poter essere ne’ generate, ne’ propagate in un fluido. Ne deriva che la differenza dei tempi di arrivo di onde P ed S in una stessa stazione sismica, cioè il ritardo delle onde S, è proporzionale alla distanza dell’epicentro del terremoto. Mettendo insieme su uno stesso grafico sismogrammi diversi di uno stesso terremoto, confrontandone così le differenze dei tempi di arrivo delle onde P ed S, si ottiene un diagramma detto dromocrona (in basso).

Con un semplice procedimento grafico è possibile stabilire la zona epicentrale di un terremoto conoscendone la distanza da almeno tre stazioni sismiche. Basta disegnare tre cerchi con il centro nella stazione sismica e con raggio equivalente alla distanza calcolata dalle differenze dei tempi di arrivo delle onde P ed S. I tre cerchi si incroceranno nell’area epicentrale del terremoto (a lato).

L’energia rilasciata da un terremoto (Newton x metro) viene oggi espressa dal momento sismico M₀, ottenuto moltiplicando l’area di rottura della faglia x lo spostamento medio lungo la faglia x la rigidità delle rocce coinvolte (ossia il “modulo di taglio”, che esprime il rapporto sforzo/deformazione tangenzialmente alla faglia). Esso è stimato da calcoli computerizzati sui sismogrammi ed utilizzato per misurare l’energia rilasciata dai terremoti con la scala di magnitudo del momento sismico (MMS).

Charles Francis Richter (1900 – 1985), sismologo americano del California Intitute of Technology, è il padre delle moderne scale di magnitudo utilizzate per “misurare” i terremoti. Nel 1935, su suggerimento del collega Beno Gutenberg della stessa università, aveva utilizzato una scala logaritmica nel tentativo di relazionare l’ampiezza delle onde sui sismogrammi con la distanza dall’epicentro (idea ispirata da un articolo del sismologo giapponese Kiyoo Wadati); si rese conto che era semplicemente più comodo usare i logaritmi a base 10 dell’ampiezza piuttosto che l’ampiezza stessa (riduce di molto l’estensione del grafico).

Nel costruire la sua famosa scala Richter, scelse di usare come unità di misura un terremoto che mostrasse uno spostamento massimo di un millesimo di mm su un tipo particolare di sismografo se posto a 100 km di distanza dall’epicentro. Questa è la definizione di Magintudo = 0 (Log₁₀ 1 = 0), termine utilizzato da Richter per la sua passione in astronomia, dove rappresenta la luminosità delle stelle. Il nomogramma nell’immagine in basso può essere usato per calcolare graficamente la Magnitudo Richter M_L (o Magnitudo Locale) conoscendo l’ampiezza massima in mm misurata sul sismogramma e la distanza dall’epicentro.

Per la natura logaritmica della Scala Richter, ogni aumento di un valore corrisponde ad un aumento di 10 in termini di ampiezza misurata (un terremoto è 31,6 volte più energetico per ogni unità di magnitudo di differenza, 1000 volte per un salto di 2 gradi).

La scala più usata oggi è la MMS (Moment Magnitude Scale), specie per i terremoti più grandi di M_L = 4. Sviluppata nel 1979 dal sismologo Hiroo Kanamori della Caltech assieme a Thomas C. Hanks dello USGS, la scala magnitudo momento si basa sul momento sismico M₀ = μDA, una grandezza pari al prodotto del modulo di rigidità della roccia μ per spostamento medio D lungo la faglia per l’area A della faglia coinvolta. Kanamori individuò una relazione tra momento sismico ed energia rilasciata da un terremoto e definì una magnitudo momento M_w (W = work, lavoro) in una formula che perfezionò con Hanks:

M_w = 2/3 log₁₀ (M₀) – 10.7

dove M₀ è il momento sismico e le costanti sono state inserite per rendere la scala MMS consistente con le scale Richter precedenti.

Le scale di intensità, come la Scala Mercalli, vengono invece usate per descrivere gli effetti di un terremoto, che dipendono dalle condizioni locali. Un evento di una certa magnitudo può avere effetti diversi se avviene in un deserto o in una città.

 Giuseppe Mercalli, (1850 – 1914) abate e sismologo italiano, ideò dapprima una scala di 10 gradi che fu poi in seguito integrata dal fisico italiano Adolfo Cancani e dal geofisico tedesco August Seiberg per diventare la scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS). Fu anche perfezionata dallo stesso Richter per prendere poi l’attuale nome di Scala Mercalli Modificata (MM) ed ha attualmente 12 gradi.

 

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Scale Richter e Mercalli comparate

Magnitude	Description	Mercalli intensity	Average earthquake effects	Average frequency of occurrence (estimated)
Less than 2.0	Micro	I	Microearthquakes, not felt, or felt rarely by sensitive people. Recorded by seismographs.	Continual/several million per year
2.0–2.9	Minor	I to II	Felt slightly by some people. No damage to buildings.	Over one million per year
3.0–3.9		II to IV	Often felt by people, but very rarely causes damage. Shaking of indoor objects can be noticeable.	Over 100,000 per year
4.0–4.9	Light	IV to VI	Noticeable shaking of indoor objects and rattling noises. Felt by most people in the affected area. Slightly felt outside. Generally causes none to minimal damage. Moderate to significant damage very unlikely. Some objects may fall off shelves or be knocked over.	10,000 to 15,000 per year
5.0–5.9	Moderate	VI to VIII	Can cause damage of varying severity to poorly constructed buildings. At most, none to slight damage to all other buildings. Felt by everyone. Casualties range from none to a few.	1,000 to 1,500 per year
6.0–6.9	Strong	VII to X	Damage to a moderate number of well built structures in populated areas. Earthquake-resistant structures survive with slight to moderate damage. Poorly-designed structures receive moderate to severe damage. Felt in wider areas; up to hundreds of miles/kilometers from the epicenter. Strong to violent shaking in epicentral area. Death toll ranges from none to 25,000.	100 to 150 per year
7.0–7.9	Major	VIII or greater	Causes damage to most buildings, some to partially or completely collapse or receive severe damage. Well-designed structures are likely to receive damage. Felt across great distances with major damage mostly limited to 250 km from epicenter. Death toll ranges from none to 250,000.	10 to 20 per year
8.0–8.9	Great		Major damage to buildings, structures likely to be destroyed. Will cause moderate to heavy damage to sturdy or earthquake-resistant buildings. Damaging in large areas. Felt in extremely large regions. Death toll ranges from 1,000 to 1 million.	One per year
9.0 and greater			Near or at total destruction – severe damage or collapse to all buildings. Heavy damage and shaking extends to distant locations. Permanent changes in ground topography. Death toll usually over 50,000.	One per 10 to 50 years

LA SCALA MERCALLI

I – Non percepito salvo che in casi particolari; animali inquieti; fronde che stormiscono; porte e lampadari che oscillano.

II – Percepito solo da persone sdraiate, soprattutto ai piani alti degli edifici.

III – Percepito in casa; la maggioranza però non riconosce il terremoto; tremito simile a quello dovuto al passaggio di un carro leggero; la durata della scossa può essere valutata.

IV – Finestre, piatti e porte vibrano; i muri scricchiolano; vibrazione simile a quella dovuta al passaggio di carri pesanti; percepito da molti in casa, da pochi all’esterno.

V – Percepito quasi da tutti; molti vengono svegliati; oggetti instabili possono cadere; gli intonaci possono rompersi.

VI – Percepito da tutti; mobili pesanti vengono rimossi; i libri cadono ed i quadri si staccano dal muro; le campane suonano; danni occasionali ai camini; danni strutturali minimi.

VII – Panico; difficoltà a conservare la posizione eretta; percepito anche dagli automobilisti; danni minimi agli edifici di buona fattura; danni considerevoli agli altri; onde nei laghi e negli stagni.

VIII – Disturba la guida di autoveicoli; la struttura degli edifici è interessata fino alle fondamenta, muri di separazione abbattuti; i camini vibrano o cadono; danni lievi solo alle costruzioni antisismiche; i mobili pesanti vengono rovesciati.

IX – Panico generale; danni considerevoli anche alle costruzioni antisismiche; caduta di edifici; danni seri ai bacini ed alle tubazioni sotterranee; ampie frature nel terreno.

X – La maggior parte delle opere in muratura è distrutta, compresi anche gli edifici antisismici; rotaie deformate debolmente; grandi frane.

XI – Poche case rimangono in piedi; i ponti distrutti; ampie fessure nel terreno; rotaie fortemente piegate.

XII – Distruzione totale; gli oggetti sono addirittura proiettati in aria.