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 Natura e origine del terremoto 

Un terremoto e' una vibrazione piu' o meno forte della Terra prodotta da una rapida liberazione di energia. Il punto in cui l'energia si libera, all'interno della Terra, e' detto ipocentro ( o fuoco ) del terremoto: da esso l'energia si propaga per onde sferiche che, pur indebolendosi con la distanza, attraversano tutta la Terra, tanto da poter essere registrate dagli strumenti in tutto il mondo.Verso la meta' del secolo scorso Robert MALLET, un brillante ingegnere irlandese dedicatosi allo studio dei terremoti, arrivo' alla conclusione che un terremoto consiste in una serie di onde elastiche che si propagano attraverso la Terra, causate dalla deformazione o frattura di masse rocciose nel sottosuolo. Ma fu solo dopo il terremoto di San Francisco nel 1906 che il sismologo americano Harry F.REID riusci' a proporre un modello del meccanismo secondo cui si verificherebbero le deformazioni all'origine dei terremoti. Il terremoto di San Francisco fu accompagnato da vistosi movimenti del terreno lungo la faglia di San Andreas, una profonda lacerazione nella crosta terrestre che si estende per quasi 1.000 km attraverso la California meridionale, in direzione NW-SE. Dopo il terremoto strade, palizzate e corsi d'acqua risultarono bruscamente troncati e le estremita' tagliate apparivano spostate lateralmente l'una rispetto all'altra anche di 6 metri. REID giunse alla conclusione che le rocce, sottoposte a qualche sforzo, si comportavano in maniera elastica e si deformano progressivamente ( per es. comprimendosi ) fino a che non viene raggiunto il limite di rottura: in quel momento nella massa  rocciosa si innesca una lacerazione a partire dal punto piu' debole e si crea una faglia, lungo il cui piano le rocce possano scorrere le une contro le altre in direzioni opposte. Le due parti dell'originaria massa rocciosa sono libere allora di reagire elasticamente, e riacquistino bruscamente la loro posizione di equilibrio, in genere nel giro di alcuni secondi. Se nella massa rocciosa esiste gia' una faglia, e' il forte attrito tra le due labbra della faglia a impedire all'inizio ogni movimento, per cui le rocce si deformano elasticamente nel modo gia' descritto.Secondo il modello del rimbalzo elastico, con il brusco ritorno delle masse rocciose all'equilibrio, l'energia elastica accumulata si libera, in parte sotto forma di calore prodotto dall'attrito, in parte sottoforma di violente vibrazioni, che si propagano come onde sismiche dall'ipocentro verso tutte le direzioni. I movimenti in atto nella crosta e nel mantello superiore, sottopongono a sforzo volumi piu' o meno grandi di rocce, nelle quali si va via via accumulando energia come deformazione elastica, finche superata la resistenza delle rocce l'energia si libera improvvisamente provocando il terremoto.

Nella zona posta in superficie sulla verticale dell'ipocentro, detta epicentro del terremoto, arriva cosi' un groviglio di onde di ogni frequenza e velocita' e il terreno vibra a lungo e piu' violentemente che se fosse raggiunto da una singola sequenza di onde. Per questo gli strumenti posti in prossimita' dell'epicentro vanno a fondo scala o forniscono registrazioni confuse e non attendibile. Per riconoscere i tipi di onde emesse da tutti i terremoti bisogna portarsi ad una certa distanza dall'epicentro, dove, muovendosi con diverse velocita', essi arrivano in tempi successivi. Si distinguono cosi' onde di compressione ( dette anche longitudinali ), al cui passaggio le particelle di roccia oscillano avanti e indietro nella direzione di propagazione dell'onda stessa: in pratica, la roccia subisce rapide variazioni di volume, comprimendosi e dilatandosi alternativamente. Sono le onde piu' veloci, per cui sono dette anche onde primarie o onde P: si muovono nella crosta con velocita' tra 4 e 8 Km/s. Lo scivolamento della masse rocciose lungo il piano di faglia provoca anche deformazioni di taglio, che si propagano come onde di taglio o trasversali: al loro passaggio le particelle di roccia compiono delle oscillazioni perpendicolari alla direzione di propagazione; la roccia subisce varazioni di forma, ma non di volume. Sono piu' lente delle onde P: nella crosta viaggiano con velocita' variabile tra 2.3 e 4.6 Km/s ; sono chiamate percio' onde secondarie o onde S.

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 superfice, si trasformano in parte in onde superficiali, che si propagano dall'epicentro lungo la superfice terrestre, mentre si smorzano rapidamente con la profondita'. Ricordo tra queste le onde di RAYLEIGH, ( indicate in genere con R ), previste su base matematica da John W.Strutt ( meglio noto come Lord Rayleigh ), nel corso dei suoi studi sulla propagazione delle onde in mezzi elastici. Al propagarsidi un'onda R le particelle compiono orbite elittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione, come avviene per le onde in acqua. Un altro tipo di onde superficiali sono le onde di LOVE ( indicate con L ), dal nome del matematico A. Love  che ne previde l'esistenza e le caratteristiche. Al passaggio di un'onda L le particelle oscillano trasversalmente alla direzione di propagazione ( come le onde S ) ma solo nel piano orizzontale. Le onde superficiali sono piu' lunghe di quelle interne da cui derivano e si muovono piu' lentamente ( 2.7 Km/s le onde R; circa 3 Km/s le onde L ) ; possono percorrere pero' lunghissime distanze - anche fino a compiere piu' volte il giro della terra - prima di estinguersi.

Per avere almeno un'idea di come si possano ricavare informazioni da  sismogrammi, si osservi il diagramma della figura a fianco. In tale diagramma, che si costruisce a partire da un gran numero di sismogrammi, vengono messi a confronto i tempi d'arrivo dei singoli tempi di onde ( in questo caso P ed S ) con le distanze dall'epicentro delle stazioni in cui sono stati registrati i singoli sismogrammi. Praticamente queste curve, chiamate dromocrone, indicano i tempi di propagazione  di ogni tipo di onda in funzione della distanza dall'epicentro. Per misurare la distanza di una stazione sismica dall'epicentro di un terremoto e' necessario misurare, sul sismogramma registrato in quella stazione, la differenza tra il tempo di arrivo della prima onda P e quello della prima onda S e, cercare poi sull'ascissa della dromocroma la distanza epicentrale a cui cirrisponde un intervallo tra le due curve pari all'intervallo di  tempo misurato. La distanza dell'epicentro da una stazione si ricava semplicemente con questa operazione, mentre la posizione dell'epicentro sono necessarie le distanze dall'epicentro di almeno tre stazioni sismiche.

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