Der SED - Domande frequenti

Domande frequenti

Cos’è un terremoto e da dove scaturisce?

I terremoti nascono da una improvvisa diminuzione dello sforzo lungo le fratture della crosta terrestre, innescata da un movimento relativo degli strati di roccia su entrambi i lati della frattura. L’energia sismica liberata si propaga attraverso la terra sotto forma di onde e provoca il tremore, che viene percepito come scossa.

Dove nascono i terremoti?

La maggioranza dei terremoti si verifica nella crosta terreste, il guscio spesso tra 10-50 chilometri, che circonda la terra. Questo guscio è diviso in numerose placche oceaniche e continentali. Il relativo movimento di queste placche sottili e relativamente rigide l’una contro l’altra provoca accumulo di sforzo lungo i margini delle placche, che si scaricano sotto forma di terremoto. I movimenti relativi delle placche possono essere convergenti (ovvero le une contro le altre, come nelle Ande), divergenti (che si allontanano le une dalle altre, come nella dorsale medio-atlantica) e/o trasformi (ovvero uno spostamento orizzontale laterale, ad esempio la faglia di Sant’Andrea). Dello stesso tipo sono anche i movimenti sulle faglie. Inoltre i terremoti possono essere associati ad attività magmatica/vulcanica, ovvero all’intrusione o alla risalita di rocce bollenti. Anche la maggioranza di questi terremoti è strettamente collegata con gli eventi che si verificano lungo i margini delle placche – infatti la maggior parte dei vulcani si trova lungo questi margini. Infine, i sismi si verificano anche all’interno delle placche tettoniche. Le loro cause si possono ricondurre o allo sforzo sui margini delle placche, che si trasmette all’interno di esse e si accumula in zone deboli, o a movimenti tettonici locali, che non sono in alcun modo correlati con i movimenti relativi delle placche.

Dove si verificano i terremoti in Europa?

Fig.1

I terremoti in Europa si generano sia lungo i margini delle placche che all’interno di esse. Causa principale è la posizione dell’Europa centrale e di quella balcanica, poiché si trovano sul confine tra due placche, quella africana e quella eurasiatica.

Fig.1: Zona di confine tra le placche africana ed eurasiatica. È segnato anche il movimento verso nord della placca araba, che porta al movimento della faglia del nord Anatolia (in rosso) (secondo Udías e Buforn, 1991).

Dalla collisione di queste placche, avvenuta circa 65 milioni di anni fa, sono sorte le Alpi. Le parti superficiali della crosta della microplacca adriatica (˜Italia), che fa parte della placca africana, sono scivolate sopra la placca eurasiatica, che a sua volta è stata spinta in profondità.

Fig.2

Fig.2: Zona di subduzione alpina: la placca africana è segnata in lilla, quella eurasiatica in rosso. A causa della collisione le placche si sono compenetrate orizzontalmente (cfr due bocche di coccodrillo incastrate tra loro). La consunzione del margine superiore della placca africana è visibile ad oggi in molti luoghi in Svizzera (NFP20, 1990): la cima del Cervino è un esempio prominente dei resti di questa placca.

L’intero territorio svizzero è stato interessato da questa orogenesi. La Svizzera è, anche se in maniera più blanda, ancora tettonicamente attiva e si discute, se la collisione è ancora oggi in atto nel nostro territorio. I terremoti, che sono i testimoni dei movimenti della crosta terrestre, sono da piccoli a medi (ML < 5.0); un’eccezione è il terremoto del 1356 verificatosi nella zona di Basilea, che si può indicare come uno dei più distruttivi dell’area a nord delle Alpi.

Fig.3

L’attività sismica medio-alta del Mediterraneo orientale indica che oggi il movimento convergente è racchiuso soprattutto in questa zona. (Fig.3). Anche in Italia i terremoti sono di media intensità ed i vulcani Etna e Vesuvio sono segni evidenti di movimenti tettonici.

Fig.3: Terremoti in Europa con magnitudo >5 dal 1973 fino a Settembre 2006. (USGS/NEIC-Katalog)

Dove si verificano i terremoti in Svizzera?

La Svizzera presenta un’attività sismica da piccola a media. Le regioni con maggiore attività sismica sono il graben del Reno presso Basilea, il Vallese, i Grigioni, la valle del Reno a San Gallo e la Svizzera centrale. Il terremoto svizzero più forte, che è stato registrato da quando a metà degli anni ’70 il servizio sismico svizzero (SED) dell’ETH di Zurigo ha installato una rete strumentale capillare, si è verificato presso Vaz nei Grigioni (1991) ed ha avuto magnitudo 5.0. Nello stesso periodo il terremoto più forte si è verificato all’estero vicino al confine, ad Annecy (1996) con una magnitudo di 5.2. Guardando la storia il sisma più forte ha avuto luogo a Basilea nel 1356 con un’intensità IX. Calcoli sulla magnitudo del sisma di Basilea variano tra 6.2 e 6.9. Non vi sono faglie attive osservabili dalla superficie, ma esistono indizi di faglie attive estese in profondità, per esempio nel Vallese del Nord (Maurer et al., 1997), Friburgo (Kastrup, 2002) e Martigny (Deichmann et al., 2002). Inoltre il graben del Reno è un antico sistema di faglie, dove ancora oggi si manifestano terremoti. Ad esempio, si presume che il terremoto di Basilea sia collegato con questo sistema di faglie (Faglia di Reinach; Meghraoui et al., 2001).

Cos’è un sismogramma?

Fig.4

Il sismogramma è la registrazione strumentale, attraverso un sismografo, di un movimento del terreno avvenuto a causa di un terremoto. Poiché il movimento durante il terremoto non è uniforme, una stazione produce un diagramma a forma di onda con differenti lunghezze d’onda ed ampiezze (Fig. 4). Con molti di questi diagrammi è possibile stabilire l’energia rilasciata dal terremoto (forza e magnitudo), così come la posizione del fuoco del terremoto (ipocentro).

Fig.4: Sismogrammi di un piccolo terremoto in Svizzera, registrato a sei stazioni della rete SED.

Cos’è un sismografo?

Un sismografo è uno strumento che durante un terremoto registra il movimento della terra in un punto. Il diagramma a forma di onda che disegna è il sismogramma.

Cos’è un ipocentro?

L’ipocentro indica la posizione del fuoco del terremoto ("centro del terremoto") ed è indicato con profondità, longitudine e latitudine.

Cos’è un epicentro?

L’epicentro è la proiezione verticale dell’ipocentro in superficie. Viene indicato con le coordinate geografiche di latitudine e longitudine.

Cos’è la microsismicità?

La microsismicità descrive il manifestarsi di terremoti piccoli e locali (microterremoti). Questi sono talmente deboli, che normalmente non vengono percepiti in superficie e possono essere registrati solo da apparecchiature molto sensibili. Molti sono così piccoli da essere al di sotto del rumore di fondo della stazione, quindi non vengono riconosciuti come un segnale.

Cos’è la microsismicità indotta?

La microsismocità indotta descrive piccoli terremoti, che vengono provocati dalle attività condotte dagli uomini. Questi terremoti si verificano durante l’apertura di serbatoi geotermici, giacimenti di petrolio e gas. L’immissione e l’estrazione di fluidi ne sono la causa. Ad esempio durante l’apertura di un serbatoio geotermico mediante il pompaggio di acqua, la quale si deve aprire una strada tra le rocce. Ciò avviene mediante la rottura di fessure e fratture preesistenti. I fluidi sollecitano queste intercapedini, favorendo un movimento delle superfici le une contro le altre e da ciò nasce uno spostamento improvviso. Il moltiplicarsi di questi eventi favorisce la permeabilità. Normalmente questi eventi sono così piccoli da non essere percepiti in superficie, ma in alcuni casi i movimenti possono essere talmente grandi da esser sentiti anche in superficie sotto forma di un brusco movimento o un botto.

Cos’è una magnitudo?

La magnitudo di un evento è una grandezza fisica misurata, che fornisce informazioni sull’energia liberata durante un terremoto. Una magnitudo è un valore logaritmico. Un terremoto di magnitudo di 6 è 30 volte più forte di uno di magnitudo 5 e 900 volte più forte di uno di magnitudo 4. Esistono diversi metodi per stabilire le magnitudo. Metodi non direttamente collegati tra loro, ma in un modo o nell’altro misurano tutti l’ampiezza del movimento del terreno (velocità o accelerazione) a diverse distanze e frequenze. Il principio classico, e qui utilizzato, per determinare una magnitudo è stato sviluppato da Richter (da cui il nome Scala Richter). Percettibili sono i terremoti con una magnitudo di circa 2.5 – 3.

Charles Richter (1900-1985)

Quali tipi di magnitudo distinguiamo?

ML
La magnitudo locale ML è stata definita per terremoti, che si verificano relativamente vicino alle stazioni che li registrano. Normalmente la ML è determinata per distanze tra terremoto e stazioni fino ad alcune centinaia di chilometri. La prima scala di magnitudo, che fu sviluppata nel 1935 da Richter, la “Scala Richter”, è un tipo di magnitudo locale. Ancora oggi la grandezza di un terremoto è solitamente espressa in unità della scala Richter.

mb
La magnitudo delle onde di volume mb descrive solitamente i terremoti avvenuti ad una distanza dalle stazioni di registrazione maggiore di 2000 Km circa. La stima di questi “telesismi” avviene molto rapidamente, poiché la mb viene definita dalle ampiezze delle onde P, che sono onde di compressione. Queste si propagano attraverso l’interno della terra e sono il primo segnale a raggiungere una stazione sismica. Ma per grandi terremoti (all’incirca più forti di mb=6) la mb “satura”. Ciò significa che, anche se il terremoto è stato effettivamente più grande, la mb non si ingrandisce più significativamente. In alcuni casi (circa 50-100 l’anno in tutto il mondo) i sismologi necessitano di altre scale per determinare la grandezza reale del sisma.

MS La magnitudo di superficie MS è calcolata dalle onde di superficie. Le onde di superficie si propagano lungo la superficie terreste con una velocità molto inferiore a quella delle onde P (circa 3-4 km/s rispetto a 8-14 km/s delle onde P). In una stazione posizionata lontano bisogna aspettare a lungo prima che le onde di superficie giungano, perciò la MS non può essere definita velocemente quanto la mb. A seconda della distanza possono servire una o due ore prima dell’arrivo delle onde di superficie, mentre le onde P giungono al massimo in 20 minuti (dalla Nuova Zelanda in Svizzera!). La MS viene determinata dalle onde di superficie con un periodo di circa 20 secondi (la mb dalle onde P con un periodo di 1 secondo) e la saturazione si verifica solo per i terremoti molto forti, da circa MS=8. La bassa velocità di propagazione delle onde di superficie è il motivo per cui i sismologi immediatamente dopo un terremoto non sanno, se si è trattato di un terremoto forte o molto forte (magnitudo superiore a 6).

Terremoti relativamente vicini alla superficie terreste (profondità minore di 30 chilometri circa) creano grosse onde di superficie in confronto ad un terremoto delle stessa forza, che si verifica molto più in profondità –i terremoti profondi si verificano in zone di subduzione e possono manifestarsi fino a 700 chilometri sotto la superficie terrestre. (la differenza è correlata con il modo in cui si verificano le onde di superficie). I terremoti “superficiali”, nei 30 chilometri superiori, sono maggiormente responsabili dei danni rispetto ai terremoti profondi, in quanto hanno luogo più vicino alla superficie. Un grande valore della MS rispetto alla mb indica che bisogna aspettarsi grossi danni, quando il terremoto ha avuto luogo vicino ad una zona densamente popolata. Il rapporto tra il valore di MS e mb viene anche utilizzato per distinguere i terremoti dalle esplosioni (nucleari). Le esplosioni hanno un volume d’onda più piccolo di un terremoto della stessa dimensione. Inoltre le esplosioni creano un minor movimento di taglio, che è il principale responsabile della generazione di onde di superficie, rispetto al terremoto. I valori di MS delle esplosioni sono perciò tipicamente inferiori a quelli di un terremoto della stessa forza. Per eventi sismici di superficie (terremoto o esplosione) è perciò un buon criterio di discriminazione il rapporto mb/MS (un rapporto elevato è un forte indicatore di una esplosione).

Mw
La magnitudo momento Mw è l’unica direttamente correlata con i processi ed i parametri fisici che avvengono nell’ipocentro. Sulla base di considerazioni teoriche, la Mw viene dedotta dal momento sismico M0. M0 è il prodotto dell’area di rottura lungo la faglia per lo spostamento medio lungo la faglia per il modulo di taglio delle rocce coinvolte. Per definizione Mw non satura, poiché M0 comprende tutta la frattura. Ci sono diversi modi per determinare la Mw. I sismogrammi sintetici si dimostrano spesso adatti per comparare le forme d’onda osservate sui sismogrammi o per confrontare l’ampiezza spettrale. Lo sforzo è leggermente maggiore della misurazione dell’ampiezza su un sismogramma (per la determinazione di ML, mb, MS). Per i più grandi terremoti nel mondo oggi si ottiene la magnitudo momento entro alcune ore.

M
Se nelle nostre liste trovate una magnitudo indicata solamente con “M”, ciò significa che l’osservatorio sismico che ha determinato la magnitudo, non ha indicato di quale tipo di magnitudo si tratti. Queste sono spesso le magnitudo dell'U.S. Geological Survey', il servizio sismico degli USA. In questo caso si deduce generalmente che si tratta di una magnitudo non satura per quel terremoto; per i forti terremoti si tratta spesso di magnitudo Mw.

Cosa ci dice l’intensità di un terremoto?

L'intensità descrive la forza di un terremoto in un luogo, basandosi sulla dimensione del danno (edifici, paesaggio) e sulla percezione soggettiva dell'osservatore.

L’intensità di un sisma dipende dal luogo in cui la si calcola ed è funzione della sua magnitudo, della distanza dall’ipocentro e della geologia (sottosuolo).

Nell’utilizzo classico i numeri da I (terremoto non percepito) a XII (distruzione totale) della scala macrosismica europea 1998 (EMS-98) vengono determinati in maniera soggettiva. Oggigiorno esiste anche una intensità strumentale (vedi sotto), che viene calcolata a partire dal picco di accelerazione e di velocità del suolo alle stazioni.

Cos’è l’intensità strumentale?

L’intensità strumentale definisce lo scuotimento del terreno suscitato dal terremoto. È calcolata a partire dal picco di accelerazione e di velocità, che viene registrato dalle stazioni. In questo modo si ottiene un’immagine sulla distribuzione dello scuotimento molto più velocemente, rispetto a prima quando si doveva creare una “classica” mappa d’intensità basandosi solo sulle interviste alla popolazione coinvolta e sulla stima dei danni. I dati possono essere rappresentati su una mappa come dei punti e/o mediante l’interpolazione di linee concentriche (ShakeMaps). Le mappe di scuotimento tracciano una variante semplificata, che fornisce solo il picco di accelerazione e di velocità del terreno.

Cos’è la Scala (a 12 livelli) Macrosismica Europea 1998 (EMS-98)?

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Cos’è il picco di accelerazione / Peak Ground Acceleration (PGA)?

Le onde sismiche provocano un movimento in entrambe le direzioni orizzontali (nella direzione di propagazione delle onde ed anche verticale), così come un movimento verticale dall’alto verso il basso. L’ampiezza e la rapidità (accelerazione e velocità) di questo spostamento dipendono da vari fattori: lunghezza della frattura (ovvero magnitudo), distanza dalla faglia e geologia del sottosuolo. Quest’ultima può, con piccole variazioni al di sotto delle stazioni di registrazione, avere una forte influenza sull’accelerazione e sulla forma delle onde. Di conseguenza i valori di accelerazione possono fortemente disperdersi anche in piccole distanze. Ciò vale in particolare per i terremoti medio-grandi ed è pertanto difficile un’interpolazione dei valori di accelerazione. Generalmente però, l’accelerazione diminuisce con l’aumentare della distanza dalla frattura. Per calcolare il picco di accelerazione si fa riferimento allo spostamento orizzontale del suolo. L’accelerazione è data come frazione o multiplo dell’accelerazione di gravità, g = 9.81 ms−2. Nei piccoli terremoti (magnitudo <3) è soprattutto l’accelerazione ad essere percepita dalla popolazione (Wu et al., 2003). I dati possono essere rappresentati su una mappa di picco d’accelerazione o di velocità (mappe di scuotimento). (Fonte principale: Earth and Space Sciences, University of Washington).

Cos’è il picco di velocità / Peak Ground Velocity (PGV)?

Il picco di velocità viene calcolato alle stazioni in cm/s. Per i calcoli si fa riferimento, come per l’accelerazione, al movimento orizzontale del terreno. Con terremoti medi e forti normalmente il modello di velocità ricavato riflette la geometria della frattura: le velocità più alte si manifestano nelle vicinanze della frattura e nella direzione di propagazione. Così come per l’accelerazione la natura geologica del sottosuolo ha una forte influenza sulla velocità, ma in questo caso in misura minore. Di regola forti danni e danni a strutture elastiche sono correlati con alte velocità. Il picco di velocità più alto osservato è di 183 cm/s. Nei piccoli terremoti (magnitudo <3) è soprattutto l’accelerazione ad essere percepita dalla popolazione (Wu et al., 2003). I dati possono essere rappresentati su una mappa di picco d’accelerazione o di velocità (mappe di scuotimento). (Fonte principale: Earth and Space Sciences, University of Washington).

Cosa sono le mappe di scuotimento?

Le cosiddette mappe di scuotimento rappresentano quanto è stato grande il movimento massimo orizzontale del terreno durante un terremoto alle stazioni. Si riferiscono al picco massimo di accelerazione o a quello di velocità. Nei piccoli terremoti (magnitudo <3) è soprattutto l’accelerazione ad essere percepita dalla popolazione (Wu et al., 2003).

Cos’è una stazione di registrazione per movimenti forti del suolo?

Stazioni di registrazione per movimenti forti del suolo (meglio note come “stazioni di strong motion”) sono particolarmente indicate per registrare i forti movimenti del terreno, che per motivi tecnici i “normali” sismografi non riescono a registrare senza distorsioni (saturazione).

Cos’è il tempo UTC?

Il tempo universale coordinato, internazionalmente detto UTC (ingl. Universal Time Coordinated), è oggi il tempo universale ufficiale. Al contrario del tempo universale UT, che segue ininterrottamente le oscillazioni della rotazione terrestre, in cui la lunghezza dell’unità temporale viene accomodata, il tempo UTC segue fluttuazioni proprie per mezzo di “secondi intercalare” (“leap seconds”) e la durata dei suoi secondi è costante ed uguale alla durata del secondo del sistema internazionale SI , misurato mediante il tempo atomico internazionale TAI.

Riferimenti

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