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EARTH EXPLAINED · GUIDA ALLA LEZIONE

Terremoti 201

Dentro un terremoto

Video 12:16Livello Classi 9–12 · Corso universitario introduttivo di sismologiaStandard HS-ESS2-1, HS-ESS2-3, HS-ESS3-1, HS-ESS3-2, HS-PS4-1
Lingua Italiano

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Come si carica e si rompe una faglia, come leggono gli scienziati le onde di un terremoto, come un terremoto porta al successivo e che cosa rivelano quelle onde nel profondo del pianeta?

Nel giugno 1929, un forte terremoto scosse l'Isola del Sud della Nuova Zelanda, e deboli onde raggiunsero alcune stazioni in Russia, in una zona dove, secondo tutte le teorie dell'epoca, il nucleo della Terra avrebbe dovuto impedire loro di arrivare. Nel 1936 la sismologa danese Inge Lehmann le spiegò: dentro il nucleo liquido deve esserci un secondo nucleo, interno, in cui le onde viaggiano più velocemente. Questa lezione avanzata segue un terremoto dall'inizio alla fine, in cinque passi. Come si carica una faglia: le placche continuano a muoversi mentre la faglia resta bloccata, così la roccia accanto si piega e accumula deformazione elastica (rimbalzo elastico, Harry Fielding Reid, 1910); il GPS, gli eventi di scorrimento lento e le trincee scavate attraverso le faglie mostrano all'opera questo ciclo sismico. Come si rompe: la rottura inizia nell'ipocentro e si propaga di solito a 2-3 km al secondo, e l'area che è scorsa, lo scorrimento e la rigidità della roccia danno il momento sismico, su cui si fonda la magnitudo momento. Come gli scienziati leggono le onde: il ritardo tra le onde P e S dà la distanza, la prima spinta o trazione in ogni stazione disegna il «pallone da spiaggia» che mostra come si è mossa la faglia, e i satelliti radar mappano il movimento del terreno. Come un terremoto porta al successivo: le leggi di Gutenberg–Richter, di Omori e di Båth descrivono quanti terremoti e quante repliche aspettarsi; il trasferimento dello sforzo ha fatto avanzare grandi terremoti verso ovest lungo la faglia nord-anatolica dal 1939 al 1999; l'iniezione di acque reflue ha innescato terremoti in Oklahoma; e Parkfield, in California, ha mostrato perché le previsioni danno probabilità, mai una data. E che cosa rivelano le onde: la base della crosta (la Moho), un nucleo esterno liquido e il nucleo interno solido di Lehmann.

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Obiettivi di apprendimento Dopo questa lezione, gli studenti sapranno:

  1. Descrivere il ciclo sismico e il rimbalzo elastico, e spiegare come le misure GPS, l'accoppiamento e gli eventi di scorrimento lento mostrano il caricamento di una faglia tra un terremoto e l'altro.
  2. Spiegare come le trincee scavate attraverso le faglie registrano i terremoti del passato, e come la datazione dei loro strati mostra quanto spesso si rompe una faglia.
  3. Descrivere come una rottura inizia nell'ipocentro e si propaga, mettere in relazione la sua lunghezza e la sua durata con le dimensioni del terremoto, e calcolare il momento sismico (rigidità × area × scorrimento) e la magnitudo momento.
  4. Usare il tempo tra le onde P e S per stimare la distanza di un terremoto, e spiegare come più stazioni insieme lo localizzano.
  5. Riconoscere le faglie normali, inverse e trascorrenti, spiegare come i primi movimenti nelle stazioni (il «pallone da spiaggia») rivelano come si è mossa una faglia, e spiegare perché la prima magnitudo comunicata per un grande terremoto può essere troppo bassa.
  6. Applicare le leggi di Gutenberg–Richter, di Omori e di Båth al numero di terremoti e di repliche, e spiegare il trasferimento dello sforzo, i terremoti indotti e perché le previsioni danno probabilità invece di date.
  7. Spiegare come le onde sismiche hanno rivelato gli strati della Terra: la Moho, l'ombra delle onde S e il nucleo esterno liquido, e il nucleo interno di Inge Lehmann.

Prima della visione

Lessico chiave ★ termini di approfondimento per gli studenti più grandi

Ciclo sismico
La vita ripetitiva di una faglia: resta bloccata e si carica per decenni o secoli mentre le placche continuano a muoversi, si rompe in un tempo che va da pochi secondi a qualche minuto durante un terremoto, poi si blocca e ricomincia a caricarsi.
Rimbalzo elastico
La spiegazione data da Harry Fielding Reid nel 1910, a partire dai rilievi del terreno eseguiti prima e dopo il terremoto di San Francisco del 1906: la roccia accanto a una faglia bloccata si piega lentamente, accumulando deformazione elastica, poi scatta indietro quando la faglia scorre.
Accoppiamento
Il grado di blocco di una faglia. Una faglia completamente accoppiata accumula come deformazione quasi tutto il movimento delle placche, anno dopo anno. Il terremoto del 2011 al largo del Giappone nord-orientale mostrò che lì le placche erano rimaste bloccate fino alla fossa.
Evento di scorrimento lento
Uno scorrimento su una faglia troppo lento per causare scosse che qualcuno possa avvertire, che dura da qualche giorno a qualche settimana. Sotto lo stato di Washington settentrionale e la Columbia Britannica sud-occidentale, una parte del confine profondo tra le placche scorre di circa un pollice (qualche centimetro) circa ogni 14 mesi; il GPS rivelò questi eventi intorno al 2000.
Paleosismologia★
Lo studio dei terremoti avvenuti prima delle fonti scritte, letti in trincee scavate attraverso le faglie: strati di terreno lacerati e spostati da terremoti del passato, datati per mostrare quanto spesso una faglia si è rotta nel corso di migliaia di anni (come a Pallett Creek, sulla faglia di San Andreas).
Ipocentro e rottura
L'ipocentro è il punto della faglia in cui inizia un terremoto, dove lo sforzo vince per primo l'attrito. La rottura è la frattura che da lì si propaga lungo la faglia, di solito a 2-3 km al secondo; alcune rotture corrono più veloci delle onde S che emettono.
Momento sismico
Le dimensioni di un terremoto: la rigidità (rigidezza) della roccia moltiplicata per l'area della faglia che è scorsa e per lo scorrimento medio, M₀ = μAD, in newton-metri. La moderna scala delle magnitudo si fonda su di esso.
Magnitudo momento (Mw)
La scala di magnitudo standard, calcolata dal momento sismico (Hanks e Kanamori, 1979). Ogni gradino intero significa circa 32 volte più energia liberata, e continua a crescere per i terremoti più grandi.
Saturazione della magnitudo★
Quando un metodo rapido per la magnitudo smette di crescere per i terremoti molto grandi e quindi dà un valore troppo basso. La prima allerta tsunami del Giappone nel 2011 usò una magnitudo di 7,9; la magnitudo finale fu 9,0.
Faglie normali, inverse e trascorrenti
I tre modi principali in cui si rompe una faglia. Normale: la crosta viene stirata e un blocco si abbassa. Inversa: la crosta viene compressa e un blocco sale sopra l'altro. Trascorrente: i due lati scorrono lateralmente l'uno accanto all'altro.
Meccanismo focale (pallone da spiaggia)
Un simbolo che mostra come si è mossa una faglia, ricavato dal fatto che il primo movimento del terreno in ogni stazione sia stato una spinta o una trazione. Indica due possibili piani di faglia; le repliche o la frattura in superficie mostrano quale dei due è scorso.
InSAR★
Radar interferometrico ad apertura sintetica: il confronto di immagini radar del terreno riprese da un satellite prima e dopo un terremoto. Ogni banda di colore (frangia) corrisponde a qualche centimetro di movimento verso il satellite o in direzione opposta, circa 2,8 cm per il comune radar in banda C.
Legge di Gutenberg–Richter
Per ogni gradino in meno di magnitudo, i terremoti sono circa dieci volte più numerosi. Nel mondo, in un anno medio avvengono circa 1.500 terremoti di magnitudo da 5 a 5,9, ma solo circa uno di magnitudo 8 o superiore.
Legge di Omori
Le repliche si attenuano in modo regolare, come descrisse Omori in Giappone nel 1894: la loro frequenza diminuisce all'incirca come l'inverso del tempo trascorso dalla scossa principale, quindi dieci giorni dopo arrivano con una frequenza di circa un decimo rispetto al primo giorno.
Legge di Båth
La replica più forte ha, in media, una magnitudo inferiore di circa 1,2 rispetto alla scossa principale (Båth, 1965).
Trasferimento dello sforzo
Un terremoto non solo libera lo sforzo, ma lo sposta: la roccia appena oltre le estremità della faglia rotta viene caricata ancora di più, e il segmento successivo viene spinto più vicino alla rottura.
Terremoto indotto
Un terremoto innescato dalle persone, per esempio pompando grandi volumi di acque reflue in profondità nel sottosuolo, il che fa aumentare la pressione all'interno di vecchie faglie finché non scorrono.
Moho
Il confine tra la crosta e il mantello, scoperto da Andrija Mohorovičić nel 1909: a circa 35 km di profondità sotto i continenti e a circa 5-10 km sotto gli oceani.
Zona d'ombra
La zona in cui le onde dirette di un terremoto non arrivano. Le onde S non compaiono mai a più di circa 104° dal terremoto lungo il globo, perché non possono attraversare il nucleo esterno liquido; le onde P dirette mancano tra circa 104° e 140°, poi ricompaiono.
Nucleo interno
Il centro solido di ferro e nichel della Terra, con un raggio di circa 1.220 km e una temperatura di circa 6.000 °C, caldo più o meno quanto la superficie del Sole. Inge Lehmann lo dedusse nel 1936 da deboli onde P arrivate dove non avrebbero dovuto essercene; che sia solido fu dimostrato in seguito.

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0:00Introduzione

Nel giugno 1929, un forte terremoto scosse l'Isola del Sud della Nuova Zelanda. A Copenaghen, la sismologa Inge Lehmann studiò le registrazioni che aveva lasciato nelle stazioni di tutto il mondo: deboli onde avevano raggiunto alcune stazioni in Russia, in una zona dove, secondo tutte le teorie dell'epoca, il nucleo della Terra avrebbe dovuto impedire loro di arrivare. Nel 1936 pubblicò la sua risposta: nel profondo del nucleo liquido deve esserci un secondo nucleo, interno, in cui le onde viaggiano più velocemente, ed era stato quello a deviare quelle onde nella zona proibita. La lezione segue un terremoto dall'inizio alla fine: come una faglia si carica e si rompe, come gli scienziati leggono le sue onde, come un terremoto porta al successivo e che cosa rivelano le onde nel profondo del pianeta.

1:00Il caricamento

Le placche si spostano di qualche centimetro all'anno, ma lungo la maggior parte delle faglie i due lati restano bloccati. La roccia vicina si piega come un trampolino sotto un peso che cresce; Harry Fielding Reid lo dimostrò nel 1910 grazie ai rilievi del terreno eseguiti prima e dopo il grande terremoto di San Francisco, e lo chiamò rimbalzo elastico. È il ciclo sismico: caricarsi per decenni o secoli, rompersi in pochi secondi o minuti, bloccarsi di nuovo. In California, ricevitori GPS ancorati al terreno seguono la propria posizione con la precisione di una frazione di pollice (pochi millimetri), e vicino a una faglia bloccata le stazioni più vicine restano indietro: il terreno si sta piegando. L'accoppiamento è il grado di blocco di una faglia; al largo del Giappone nord-orientale, il terremoto del 2011 mostrò che le placche erano rimaste bloccate fino alla fossa, e in alcuni punti il fondale si spostò di circa 50 m (più di 150 piedi). Sotto lo stato di Washington e la Columbia Britannica, eventi di scorrimento lento spostano una parte del confine profondo tra le placche di circa un pollice (qualche centimetro) nell'arco di un paio di settimane, circa ogni 14 mesi, senza che si avverta alcuna scossa, e ognuno aggiunge carico alla parte bloccata sovrastante. Le trincee scavate attraverso le faglie mostrano strati lacerati e spostati da terremoti del passato; la loro datazione mostra quanto spesso una faglia si è rotta nel corso di migliaia di anni.

3:20La rottura

Un terremoto inizia in un punto, l'ipocentro, dove lo sforzo vince per primo l'attrito, e la rottura corre verso l'esterno lungo la faglia, di solito a 2-3 km al secondo; alcune sono persino più veloci delle onde S che emettono. Un terremoto moderato finisce in pochi secondi; nel terremoto di Sumatra del 2004, la rottura si propagò verso nord per circa 8 minuti lungo più di 1.300 km di faglia. Le dimensioni di un terremoto, il suo momento sismico, sono l'area di faglia che si è rotta moltiplicata per lo scorrimento e per la rigidità della roccia, e la moderna scala delle magnitudo si fonda su di esso; ogni gradino intero significa circa 32 volte più energia liberata. La maggior parte dei terremoti inizia entro circa 70 km dalla superficie, ma dove una placca si immerge sotto un'altra i terremoti seguono la placca in subduzione fino a circa 700 km. Nel 1994, un terremoto di magnitudo 8,2, uno dei più grandi terremoti profondi mai registrati, iniziò a circa 630 km sotto la Bolivia e fu avvertito fino in Canada.

4:44La lettura delle onde

Le onde P comprimono e allungano la roccia e sono le più veloci; le onde S la scuotono da un lato all'altro e arrivano più tardi; le onde superficiali sono le più lente e causano gran parte dei danni. Per un terremoto vicino, ogni secondo tra l'arrivo delle onde P e quello delle onde S corrisponde a circa 8 km di distanza, e centinaia di stazioni insieme individuano il punto in pochi secondi. Le faglie si rompono in tre modi principali: normale (con allontanamento), inversa (con avvicinamento) e trascorrente (con movimento laterale). Se il primo movimento in ogni stazione è una spinta o una trazione, si disegna un «pallone da spiaggia» che mostra come si è mossa la faglia: per il terremoto di magnitudo 7,8 in Turchia del febbraio 2023, una rottura trascorrente, con repliche che la tracciavano lungo la faglia est-anatolica. Stabilire le dimensioni richiede più tempo: nel 2011, la prima allerta tsunami del Giappone, circa tre minuti dopo l'inizio, usò una magnitudo di 7,9, perché il metodo rapido arriva al limite per i terremoti più grandi; la stima fu alzata per gradi fino a 9,0. Il numero definitivo, la magnitudo momento, viene dall'area e dallo scorrimento della faglia e non smette di crescere per i terremoti più grandi. I satelliti radar confrontano immagini riprese prima e dopo un terremoto e disegnano bande di colore, ognuna corrispondente a qualche centimetro di movimento del terreno, che tracciano la faglia che si è rotta.

7:07I terremoti si parlano

Per ogni gradino in meno di magnitudo i terremoti sono circa dieci volte più numerosi: nel mondo, più di mille di magnitudo 5 o superiore in un anno tipico, ma solo circa uno di magnitudo 8 o superiore (Gutenberg–Richter). Le repliche si attenuano in modo regolare, come si scoprì in Giappone negli anni 1890 (legge di Omori): dieci giorni dopo la scossa principale arrivano con una frequenza di circa un decimo rispetto al primo giorno, e cento giorni dopo, circa un centesimo. La replica più forte ha in media una magnitudo inferiore di circa 1,2 rispetto alla scossa principale (legge di Båth), quindi gli edifici danneggiati devono restare vuoti finché non vengono controllati. Un terremoto sposta anche lo sforzo sulla roccia oltre le estremità della rottura. Lungo la faglia nord-anatolica, in Turchia, grandi terremoti avanzarono da est a ovest a partire dal 1939; uno studio sui dieci più grandi scoprì che nove erano stati spinti più vicino alla rottura da quelli precedenti, e nell'agosto 1999 l'avanzata raggiunse Izmit, vicino a Istanbul. Anche le persone possono sbloccare le faglie: in Oklahoma, le acque reflue pompate in profondità nel sottosuolo fecero passare i terremoti di magnitudo 3 o superiore da circa due all'anno a più di 900 nel 2015, e il più forte, di magnitudo 5,8, vicino a Pawnee nel 2016, fu avvertito in diversi stati. Le previsioni danno probabilità, mai una data: Parkfield, in California, ebbe sei terremoti moderati tra il 1857 e il 1966, più o meno uno ogni 22 anni, ma quello previsto per prima del 1993 arrivò nel 2004. Le previsioni moderne combinano il ciclo, la documentazione delle trincee e il trasferimento dello sforzo in probabilità per ogni faglia su più decenni; lo U.S. Geological Survey pubblica anche previsioni a un anno per i terremoti causati dall'uomo.

10:04Vedere dentro la Terra

In genere le onde accelerano man mano che scendono in profondità, così i loro percorsi si incurvano dolcemente verso la superficie, come il tremolio di un miraggio sopra una strada rovente. Nel 1909 Andrija Mohorovičić notò che le onde di un terremoto vicino arrivavano in due gruppi, alcune per un percorso più profondo e più veloce, e trovò la base della crosta, la Moho: a circa 35 km di profondità sotto i continenti. A più di un quarto del giro del globo da un terremoto, le onde S scompaiono e non ritornano più, mentre le onde P ricompaiono sul lato opposto: le onde S non possono attraversare un liquido, quindi il nucleo esterno è fuso. Le deboli onde di Lehmann avevano attraversato il nucleo liquido ed erano state deviate da qualcosa di più veloce al suo interno: un nucleo interno con un raggio di circa 1.220 km, che in seguito si dimostrò fatto di ferro e nichel solidi, caldo più o meno quanto la superficie del Sole. Nessuno ha mai perforato oltre circa 12 km; gran parte di ciò che sappiamo di tutto quello che c'è sotto viene dalla misura dei tempi di arrivo delle onde sismiche, e le reti moderne mappano la Terra profonda in tre dimensioni a partire da milioni di registrazioni.

11:32Tre cose

Una faglia si carica per decenni, si rompe in pochi minuti e si blocca di nuovo: il ciclo sismico. Le onde rivelano dove si è rotta una faglia, come si è mossa e quanto era grande la rottura, e ogni terremoto trasmette sforzo al successivo. E le stesse onde hanno mappato l'interno del pianeta, fino al suo nucleo solido. Ogni terremoto è un messaggio dall'interno del pianeta.

Idee errate comuni Per il docente

Idea errataUn terremoto avviene tutto in una volta, nell'epicentro.

Cosa mostrano i datiUn terremoto inizia in un punto della faglia, l'ipocentro, e la rottura si propaga da lì, di solito a 2-3 km al secondo. I piccoli terremoti finiscono in pochi secondi, ma la rottura di Sumatra del 2004 continuò per circa 8 minuti lungo più di 1.300 km di faglia. L'epicentro indica solo il punto in superficie sopra il punto di partenza; le scosse vengono dall'intera rottura.

Idea errataTanti piccoli terremoti scaricano la pressione e impediscono quello grande.

Cosa mostrano i datiOgni gradino in più di magnitudo significa circa 32 volte più energia, ma solo circa un decimo dei terremoti. Nel mondo, i circa 1.500 terremoti di magnitudo da 5 a 5,9 di un anno medio liberano tutti insieme solo circa un quarto dell'energia di un singolo terremoto di magnitudo 8. I piccoli terremoti non riescono a tenere il passo con la deformazione che si accumula, e ogni terremoto sposta lo sforzo sulla roccia oltre di esso, il che può spingere parti vicine di una faglia più vicino alla rottura.

Idea errataFinito il terremoto principale, il pericolo passa nel giro di pochi giorni.

Cosa mostrano i datiLe repliche si attenuano lentamente (legge di Omori): dieci giorni dopo la scossa principale arrivano ancora con una frequenza di circa un decimo rispetto al primo giorno, e cento giorni dopo, circa un centesimo. La replica più forte ha in media una magnitudo inferiore di solo circa 1,2 rispetto alla scossa principale (legge di Båth), quindi dopo un terremoto di magnitudo 7 una replica vicina a magnitudo 6 non è una sorpresa. Gli edifici danneggiati devono restare vuoti finché non vengono controllati.

Idea errataLa prima magnitudo annunciata è quella vera; se cambia, gli scienziati hanno sbagliato.

Cosa mostrano i datiI metodi rapidi danno un primo numero entro pochi minuti, così che le allerte possano partire, ma arrivano al limite (si saturano) per i terremoti più grandi. Nel 2011, la prima allerta tsunami del Giappone usò una magnitudo di 7,9; la stima fu alzata per gradi fino a 9,0 (l'USGS indica 9,1). La magnitudo momento definitiva viene dalla registrazione completa, quindi diversi numeri nella prima ora sono revisioni attese, non errori.

Idea errataUna faglia che si rompe regolarmente si può prevedere con precisione all'anno, e una che non si rompe da tempo è «in ritardo».

Cosa mostrano i datiParkfield, in California, ebbe terremoti moderati nel 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 e 1966, più o meno ogni 22 anni. Nel 1985 gli scienziati previdero il successivo prima del 1993; arrivò nel 2004, undici anni dopo la chiusura della finestra. Le faglie sono abbastanza regolari da permettere previsioni, ma non abbastanza da rispettare un orario, quindi le previsioni danno probabilità su anni e decenni, mai una data.

Idea errataGli scienziati sanno che cosa c'è dentro la Terra perché hanno perforato fin laggiù per vederlo.

Cosa mostrano i datiIl foro più profondo mai perforato scende solo per circa 12 km, circa un terzo dello spessore della crosta continentale, che è di circa 35 km. Gran parte di ciò che sappiamo dell'interno profondo viene dalla misura dei tempi di arrivo delle onde sismiche: Mohorovičić trovò la base della crosta nel 1909, l'ombra delle onde S mostra che il nucleo esterno è liquido, e Inge Lehmann dedusse il nucleo interno nel 1936; che sia solido fu dimostrato in seguito.

Domande di discussione

  1. Il GPS mostra che il terreno accanto a una faglia bloccata si piega di pochi millimetri all'anno. Che cosa possono dire queste misure agli scienziati sul prossimo terremoto di quella faglia, e che cosa non possono dire?
  2. Un pallone da spiaggia indica due possibili piani di faglia. Per il terremoto del 2023 in Turchia, le repliche mostrarono quale dei due si era rotto. Quali altre prove potresti usare, e perché è importante sapere quale piano è scorso?
  3. Lungo la faglia nord-anatolica, nove dei dieci terremoti più grandi dal 1939 furono spinti più vicino alla rottura da quelli precedenti. Se dovessi preparare Istanbul al prossimo, come useresti questo risultato e che cosa diresti alla popolazione?
  4. In Oklahoma, lo smaltimento delle acque reflue delle attività petrolifere e del gas ha innescato centinaia di terremoti all'anno. Chi dovrebbe decidere quanto rischio sismico può causare un'industria, e quali dati vorresti avere prima di decidere?
  5. Il terremoto di Parkfield arrivò undici anni dopo la chiusura della sua finestra di previsione. L'esperimento fu un fallimento? Che cosa guadagnarono gli scienziati riempiendo la zona di strumenti prima che colpisse?
  6. Inge Lehmann dedusse un intero nucleo interno da poche onde deboli arrivate dove non avrebbero dovuto essercene. Che cosa rende convincente la spiegazione di un luogo che nessuno potrà mai visitare? Quali prove successive hanno reso più solida la sua?

Quiz Scegli una risposta; si corregge da sola

1.Alcune stazioni GPS si trovano su entrambi i lati di una faglia bloccata. Che cosa mostrano le stazioni più vicine alla faglia tra un terremoto e l'altro?

2.La rottura di Sumatra del 2004 percorse più di 1.300 km in circa 8 minuti. Più o meno a che velocità si propagò?

3.Il momento sismico, base della moderna scala delle magnitudo, si calcola a partire da quali tre grandezze?

4.Una stazione registra l'onda S di un terremoto vicino 10 secondi dopo l'onda P. Più o meno quanto è lontano il terremoto?

5.Un «pallone da spiaggia» (meccanismo focale) si disegna a partire da che cosa?

6.La prima allerta tsunami del Giappone nel 2011 si basava su una magnitudo di 7,9; la magnitudo finale fu 9,0. Perché il primo numero era basso?

7.Secondo la legge di Omori, con quale frequenza arrivano più o meno le repliche dieci giorni dopo un grande terremoto, rispetto al primo giorno?

8.Avviene un terremoto di magnitudo 7,0. Secondo la legge di Båth, quale sarà probabilmente, in media, la replica più forte?

9.Che cosa mostra che il nucleo esterno della Terra è liquido?

10.Che cosa concluse Inge Lehmann nel 1936 da deboli onde registrate in Russia dopo il terremoto del 1929 in Nuova Zelanda?

Risposta scritta

1. Descrivi il ciclo sismico su una faglia bloccata. Poi spiega come tre tipi di prove (il GPS, gli eventi di scorrimento lento e le trincee scavate attraverso le faglie) permettono agli scienziati di osservarlo, e perché gli eventi di scorrimento lento sotto lo stato di Washington e la Columbia Britannica contano per la parte bloccata della faglia sovrastante.

Cosa include una buona risposta

Su una faglia bloccata le placche continuano a muoversi ma i due lati restano bloccati, così la roccia accanto alla faglia si piega e accumula deformazione per decenni o secoli. Quando lo sforzo vince l'attrito, la faglia si rompe in un tempo che va da pochi secondi a qualche minuto e la roccia piegata scatta indietro (rimbalzo elastico, Reid, 1910); poi la faglia si blocca e ricomincia a caricarsi. I ricevitori GPS ancorati al terreno seguono la propria posizione con la precisione di pochi millimetri: vicino a una faglia bloccata, le stazioni più vicine restano indietro rispetto al movimento delle placche, il che mostra che il terreno si sta piegando. Gli eventi di scorrimento lento, rivelati dal GPS intorno al 2000, sono scorrimenti di circa un pollice (qualche centimetro) nell'arco di un paio di settimane, troppo lenti per essere avvertiti; sotto lo stato di Washington e la Columbia Britannica avvengono sul confine profondo tra le placche circa ogni 14 mesi. Le trincee scavate attraverso le faglie mostrano strati di terreno lacerati e spostati da terremoti del passato, e la datazione degli strati mostra quanto spesso la faglia si è rotta nel corso di migliaia di anni. Lo scorrimento lento conta perché ogni evento aggiunge carico alla parte bloccata della faglia sovrastante, avvicinandola un po' al suo prossimo terremoto.

2. Un grande terremoto viene registrato da stazioni di tutto il mondo. Spiega come i sismologi trovano (a) dove si trova, (b) come si è mossa la faglia e (c) quanto è stato grande. Usa il terremoto del 2023 in Turchia e quello del 2011 al largo del Giappone, e spiega perché la prima magnitudo di un grande terremoto può essere troppo bassa.

Cosa include una buona risposta

(a) Le onde P sono le più veloci e arrivano per prime; le onde S arrivano più tardi. Per un terremoto vicino, ogni secondo tra le due corrisponde a circa 8 km, e le distanze da molte stazioni si incrociano in un punto, trovato in pochi secondi. (b) In alcune stazioni il primo movimento del terreno è una spinta, in altre una trazione; riportati intorno alla sorgente, questi movimenti disegnano un pallone da spiaggia che mostra il tipo di fagliazione e due possibili piani di faglia. Per il terremoto di magnitudo 7,8 in Turchia del febbraio 2023 mostrò una rottura trascorrente, e le repliche lungo la faglia est-anatolica mostrarono quale piano era scorso. (c) Le dimensioni finali sono date dalla magnitudo momento, calcolata dal momento sismico: l'area che è scorsa moltiplicata per lo scorrimento e per la rigidità della roccia. I metodi rapidi danno un primo numero entro pochi minuti, ma si saturano per i terremoti più grandi in assoluto: la prima allerta tsunami del Giappone nel 2011, circa tre minuti dopo l'inizio, usò una magnitudo di 7,9, poi alzata per gradi fino a 9,0. Le grandi rotture inoltre continuano per minuti (circa 8 per Sumatra nel 2004), quindi serve la registrazione completa prima di conoscere il numero definitivo.

3. Spiega il trasferimento dello sforzo usando la faglia nord-anatolica, in Turchia. Poi usa l'esperimento di Parkfield, in California, per spiegare perché le previsioni dei terremoti danno probabilità invece di date.

Cosa include una buona risposta

Quando un segmento di faglia si rompe, il suo sforzo non viene solo liberato ma spostato: la roccia appena oltre le estremità della rottura viene caricata ancora di più, e il segmento successivo viene spinto più vicino alla rottura. Lungo la faglia nord-anatolica, a partire dal 1939, una serie di grandi terremoti avanzò da est a ovest nel corso di sessant'anni; uno studio sui dieci più grandi (magnitudo 6,7 o superiore) scoprì che nove erano stati portati più vicino alla rottura da quelli precedenti. Nell'agosto 1999 l'avanzata raggiunse Izmit (magnitudo 7,6), vicino a Istanbul, e i calcoli dello sforzo trasferito aumentarono le probabilità di un forte terremoto vicino alla città. A Parkfield, sulla faglia di San Andreas, terremoti moderati colpirono nel 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 e 1966, più o meno ogni 22 anni. Nel 1985 gli scienziati previdero il successivo prima del 1993 e riempirono la zona di strumenti, ma arrivò nel 2004, undici anni dopo la chiusura della finestra. Le faglie sono abbastanza regolari da permettere previsioni, ma non da rispettare un orario, quindi le previsioni moderne, come UCERF3, la previsione faglia per faglia della California, combinano il ciclo sismico, la documentazione delle trincee e il trasferimento dello sforzo in probabilità su decenni, mai una data.

Per approfondire Università e scuola superiore avanzata

Localizzare un terremoto dal tempo S meno P

Nella crosta, le onde P viaggiano a circa VP = 6 km/s e le onde S a circa VS = 3,5 km/s. Entrambe lasciano l'ipocentro nello stesso istante, quindi il ritardo tra i loro arrivi in una stazione cresce con la distanza d: tS − tP = d/VS − d/VP. Risolvendo per la distanza si ottiene d = (tS − tP) × VP·VS ÷ (VP − VS).

ProblemaMostra che, con queste velocità, ogni secondo di tempo S meno P corrisponde a circa 8 km. Tre stazioni registrano tempi S meno P di 5,0 s, 8,0 s e 12,0 s per lo stesso terremoto vicino: quanto è lontano da ciascuna? Perché servono almeno tre stazioni per fissare l'epicentro su una mappa, e perché questa semplice regola funziona solo per i terremoti vicini?

Soluzione svolta

VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km per ogni secondo di ritardo, circa 8 km. Le distanze sono 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km e 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (circa 40, 64 e 96 km con la regola degli 8 km). Una sola distanza dice soltanto che il terremoto si trova da qualche parte su un cerchio intorno a quella stazione; due cerchi di solito si incrociano in due punti; il terzo cerchio ne sceglie uno. (A rigore i cerchi sono sfere, e con più stazioni si trova anche la profondità.) Per i terremoti lontani, le onde scendono in profondità nel mantello, dove entrambe viaggiano più veloci, e i loro percorsi si incurvano, quindi i sismologi usano tabelle dei tempi di percorrenza calcolate per l'intera Terra invece di una sola coppia di velocità crostali.

Momento sismico, scorrimento e magnitudo momento

Il momento sismico è M₀ = μ·A·D: la rigidità della roccia μ (circa 3 × 1010 Pa per le rocce crostali), moltiplicata per l'area che è scorsa A, moltiplicata per lo scorrimento medio D. La magnitudo momento è Mw = (2/3)(log₁₀M₀ − 9.1), con M₀ in newton-metri; riordinando, M₀ = 101.5 Mw + 9.1. La forma originale di Hanks e Kanamori, Mw = (2/3)log₁₀M₀ − 10.7 con M₀ in dine-centimetri, dà valori che differiscono da questa al massimo di circa 0,03.

Problema(a) Una faglia modello lunga 50 km e larga 20 km scorre in media di 1,3 m. Calcola M₀ e Mw. (b) Una rottura di subduzione modello lunga 500 km e larga 200 km scorre in media di 10 m (usa lo stesso μ). Calcola Mw e quante volte il suo momento è più grande che in (a). (c) Se ogni rottura si propaga da un'estremità a 2,5 km/s, più o meno quanto tempo impiega ciascuna a rompersi? Confronta con la rottura di Sumatra del 2004, più di 1.300 km in circa 8 minuti.

Soluzione svolta

(a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², quindi M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1.3 ≈ 3.9 × 1019 N·m; log₁₀M₀ ≈ 19.59, e Mw = (2/3)(19.59 − 9.1) ≈ 7.0. Un terremoto di magnitudo 7 rompe una faglia lunga circa 50 km, come nella lezione. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², quindi M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m; log₁₀M₀ ≈ 22.48, e Mw = (2/3)(22.48 − 9.1) ≈ 8.9. Il suo momento è 3 × 1022 ÷ 3.9 × 1019 ≈ 770 volte più grande, il che corrisponde alla differenza di circa 1,93 in magnitudo: 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, più di 3 minuti. Sumatra: 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, quindi la stessa regola funziona, e i terremoti più grandi fanno tremare il terreno per minuti perché le loro rotture impiegano minuti per completarsi.

Quanti terremoti di ogni dimensione: Gutenberg–Richter e Båth

La legge di Gutenberg–Richter è log₁₀N = a − b·M, dove N è il numero di terremoti di magnitudo M o superiore in una regione e in un intervallo di tempo, e b è di solito vicino a 1: circa dieci volte di più per ogni gradino in meno. Ogni gradino in più libera circa 101.5 ≈ 32 volte più energia. La legge di Båth dice che la replica più forte ha in media una magnitudo inferiore di circa 1,2 rispetto alla scossa principale; anche le repliche stesse seguono la legge di Gutenberg–Richter.

Problema(a) Nel mondo, in un anno medio avvengono circa 1.500 terremoti di magnitudo da 5 a 5,9 e circa uno di magnitudo 8 o superiore. Con b = 1, quanti terremoti di magnitudo da 6 a 6,9, e da 7 a 7,9, ti aspetteresti ogni anno? (b) Considera ciascuno dei 1.500 come un terremoto di magnitudo 5,0. Come si confronta la loro energia totale con quella di un solo terremoto di magnitudo 8? I piccoli terremoti possono scaricare la deformazione che produce quelli grandi? (c) Dopo una scossa principale di magnitudo 7,0, qual è la replica più forte attesa e, con b = 1, più o meno quante repliche di magnitudo 4,8 o superiore e di 3,8 o superiore dovrebbero seguire?

Soluzione svolta

(a) Ogni gradino in più ne ha circa un decimo: circa 150 di magnitudo da 6 a 6,9 e circa 15 da 7 a 7,9 ogni anno, e poi circa 1,5 di magnitudo 8 o superiore, in accordo con «circa uno». (Il catalogo dell'USGS dal 2000 al 2019 dà una media di circa 140 e 14 all'anno.) (b) Tre gradini sono 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32.000 volte l'energia, quindi 1.500 terremoti di magnitudo 5,0 liberano solo circa 1.500 ÷ 32.000 ≈ 1/20 di un solo terremoto di magnitudo 8. Tenendo conto della loro reale distribuzione da 5,0 a 5,9 si arriva a circa un quarto, comunque molto meno di un solo grande terremoto: l'energia è dominata dai terremoti più grandi, quindi quelli piccoli non possono scaricare la deformazione. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Se circa una replica raggiunge 5,8, allora con b = 1 circa 10 raggiungono 4,8 o più e circa 100 raggiungono 3,8 o più. Sono medie; le sequenze reali variano molto.

Come si attenuano le repliche: la legge di Omori

Omori (1894) scoprì che la frequenza delle repliche diminuisce all'incirca come l'inverso del tempo trascorso dalla scossa principale. La forma modificata usata dai sismologi è n(t) = K ÷ (c + t)ᵖ, dove n è il numero di repliche al giorno, t il tempo trascorso dalla scossa principale in giorni, c un tempo breve (di solito molto meno di un giorno), e p è vicino a 1. Con p = 1 e c molto più piccolo di t, n(t) ≈ K ÷ t, e il numero totale di repliche tra i giorni t₁ e t₂ è K·ln(t₂ ÷ t₁).

ProblemaUn giorno dopo un grande terremoto, le repliche sopra una certa magnitudo arrivano al ritmo di 200 al giorno (quindi K = 200). (a) Stima la frequenza al giorno 10 e al giorno 100. (b) Quante repliche arrivano tra il giorno 1 e il giorno 10, tra il giorno 10 e il giorno 100, e tra il giorno 100 e il giorno 1.000? (c) Che cosa significa la risposta a (b) per una città che deve decidere quando le persone possono rientrare negli edifici danneggiati?

Soluzione svolta

(a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 al giorno, un decimo della frequenza del primo giorno; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 al giorno, un centesimo, come nella lezione. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 in ogni intervallo: circa 460 dal giorno 1 al giorno 10, circa 460 dal giorno 10 al giorno 100, e circa 460 dal giorno 100 al giorno 1.000 (quasi tre anni). Ogni tratto di tempo dieci volte più lungo del precedente porta più o meno tante repliche quante quello precedente, solo più diradate. (c) La sequenza si attenua in fretta ma dura a lungo, e secondo la legge di Båth una delle repliche più tardive potrebbe essere ancora forte. Gli edifici danneggiati devono restare vuoti finché non vengono ispezionati, e le previsioni delle repliche vengono aggiornate per settimane o mesi, non per pochi giorni. (Nelle sequenze reali p è spesso un po' sopra 1, quindi i tratti successivi sono un po' più tranquilli, e alla fine la frequenza torna al normale livello di fondo della regione.)

Zone d'ombra e dimensioni del nucleo

Le distanze lungo il globo si misurano come l'angolo, al centro della Terra, tra il terremoto e la stazione. Le onde S non arrivano mai a più di circa 104° da un terremoto, perché non possono attraversare il nucleo esterno liquido. Le onde P dirette mancano tra circa 104° e circa 140°: rallentano quando entrano nel nucleo esterno liquido e vengono deviate, poi ricompaiono più avanti. Il raggio della Terra è di circa 6.371 km.

Problema(a) Converti 104° in una distanza lungo la superficie. (b) Supponi, in modo troppo semplice, che le onde viaggino in linea retta. L'ultima onda S che sfugge al nucleo lo sfiora appena; il suo percorso rettilineo dal terremoto a una stazione a 104° di distanza è una corda il cui punto più vicino al centro si trova a R·cos(52°). Stima il raggio del nucleo. (c) Il raggio misurato del nucleo è di circa 3.480 km. I percorsi reali si incurvano verso la superficie perché le onde accelerano con la profondità. Questo rende la stima in linea retta troppo grande o troppo piccola? (d) Le deboli onde P di Lehmann raggiunsero stazioni in Russia a circa 111° e 135°, dentro l'ombra delle onde P. Perché indicavano qualcosa all'interno del nucleo?

Soluzione svolta

(a) La circonferenza è 2π × 6.371 ≈ 40.030 km, quindi 104° corrispondono a 104/360 × 40.030 ≈ 11.560 km, più di un quarto del giro (90°, circa 10.000 km), come nella lezione. (b) 6.371 × cos 52° ≈ 6.371 × 0,616 ≈ 3.920 km. (c) Troppo grande. Poiché le onde accelerano con la profondità, un percorso reale tra due punti scende più in profondità della corda rettilinea che li unisce, quindi l'onda che sfiora il nucleo e risale a 104° di distanza è arrivata più in basso dei 3.920 km della corda: il nucleo è più piccolo, con un raggio di circa 3.480 km e la sua sommità a circa 2.890 km di profondità. (d) In un nucleo liquido da parte a parte, le onde P sarebbero deviate in modo che nessuna risalisse tra circa 104° e 140°. Le onde che vi arrivarono dovevano essere state deviate indietro da una regione interna al nucleo in cui viaggiano più velocemente: il nucleo interno di Lehmann, con un raggio di circa 1.220 km.

Allineamento agli standard

Next Generation Science Standards (NGSS, Stati Uniti)

HS-ESS2-1

Sviluppare un modello per illustrare come i processi interni e superficiali della Terra operano su diverse scale spaziali e temporali per formare le strutture dei continenti e dei fondali oceanici.

In questo episodio: Il ciclo sismico: un movimento delle placche di qualche centimetro all'anno, accumulato per decenni o secoli e liberato in pochi secondi o minuti; lo scorrimento lento; le faglie normali, inverse e trascorrenti; terremoti lungo una placca in subduzione fino a circa 700 km.

HS-ESS2-3

Sviluppare un modello, basato su prove relative all'interno della Terra, per descrivere il ciclo della materia per convezione termica.

In questo episodio: Le prove sismiche degli strati della Terra: la Moho, l'ombra delle onde S e il nucleo esterno liquido, il nucleo interno solido di Lehmann, e mappe tridimensionali del mantello ricavate da milioni di registrazioni di onde.

HS-ESS3-1

Costruire una spiegazione basata su prove di come la disponibilità di risorse naturali, il verificarsi di rischi naturali e i cambiamenti del clima hanno influenzato l'attività umana.

In questo episodio: Le leggi delle repliche e il consiglio di tenere vuoti gli edifici danneggiati; il trasferimento dello sforzo e le maggiori probabilità per Istanbul; le previsioni come probabilità (Parkfield, la previsione faglia per faglia della California).

HS-ESS3-2

Valutare soluzioni progettuali alternative per lo sviluppo, la gestione e l'utilizzo delle risorse energetiche e minerarie in base al rapporto costi-benefici.

In questo episodio: Di supporto: i terremoti indotti dallo smaltimento delle acque reflue delle attività petrolifere e del gas in Oklahoma, e le previsioni a un anno che l'USGS iniziò a pubblicare per questi terremoti.

HS-PS4-1

Usare rappresentazioni matematiche per sostenere un'affermazione sulle relazioni tra frequenza, lunghezza d'onda e velocità delle onde che viaggiano in mezzi diversi.

In questo episodio: Le onde P, S e superficiali e le loro velocità; la distanza dal tempo S meno P; le onde che accelerano con la profondità e si incurvano, il che ha rivelato la Moho, le zone d'ombra e il nucleo interno.

Advanced Placement (AP, Stati Uniti)

AP Environmental Science, Unit 4

Earth Systems and Resources (sistemi e risorse della Terra): tettonica delle placche, faglie e terremoti, e struttura della Terra.

In questo episodio: Margini di placca e tipi di faglia, il ciclo sismico e gli strati della Terra scoperti grazie alle onde sismiche.

AP Environmental Science, Unit 6

Energy Resources and Consumption (risorse energetiche e consumi): combustibili fossili e gli effetti ambientali della loro estrazione.

In questo episodio: Di supporto: i terremoti indotti dallo smaltimento delle acque reflue delle attività petrolifere e del gas in Oklahoma.

Corsi universitari

Introductory seismology

Il ciclo sismico e il rimbalzo elastico; la rottura, il momento sismico e la magnitudo momento; la localizzazione dei terremoti; i tipi di faglia e i meccanismi focali; la statistica dei terremoti (Gutenberg–Richter, Omori, Båth); il trasferimento dello sforzo; la struttura della Terra ricavata dalle onde sismiche.

In questo episodio: La lezione copre gli argomenti principali di un primo corso di sismologia, con problemi svolti su localizzazione, magnitudo momento, numero di terremoti, decadimento delle repliche e zone d'ombra.

Natural hazards

La paleosismologia e la ricorrenza; il pericolo delle repliche; la sismicità indotta; le previsioni sismiche a lungo termine e a un anno.

In questo episodio: Le trincee, le leggi di Omori e di Båth, l'Oklahoma, Parkfield e la previsione faglia per faglia della California.

Trascrizione La narrazione in italiano, come nei sottotitoli

0:00Introduzione

Nel giugno 1929, un forte terremoto scosse l'Isola del Sud della Nuova Zelanda. A Copenaghen, una sismologa di nome Inge Lehmann studiò le registrazioni che aveva lasciato nelle stazioni di tutto il mondo. Deboli onde avevano raggiunto alcune stazioni in Russia, in una zona dove, secondo tutte le teorie dell'epoca, il nucleo della Terra avrebbe dovuto impedire loro di arrivare.

Dedicò anni a quell'enigma. Nel 1936 pubblicò la sua risposta. Nel profondo del nucleo liquido deve esserci un secondo nucleo, interno, in cui le onde viaggiano più velocemente. Era stato quel nucleo interno a deviare quelle onde nella zona proibita. Nessuno ci è mai stato. Glielo mostrò un terremoto, e alla fine di questa lezione vedrai come.

In questa lezione seguiremo un terremoto dall'inizio alla fine. Vedremo come una faglia si carica e si rompe, e come gli scienziati leggono le sue onde. Poi vedremo come un terremoto porta al successivo, e che cosa rivelano le onde nel profondo del pianeta.

1:00Il caricamento

Il guscio esterno della Terra è spezzato in placche che si spostano di qualche centimetro all'anno. Dove due placche si incontrano, il confine tra loro è una faglia, e la maggior parte del tempo i due lati restano bloccati l'uno contro l'altro, anche mentre le placche continuano a muoversi.

1:13La roccia vicino a una faglia bloccata si piega lentamente, come un trampolino sotto un peso che cresce. Nel 1910 un geologo di nome Harry Fielding Reid lo dimostrò grazie ai rilievi del terreno eseguiti prima e dopo il grande terremoto di San Francisco del 1906. Lo chiamò rimbalzo elastico: decenni di lenta flessione, poi uno scatto improvviso all'indietro.

1:34È il ciclo sismico. La faglia si carica per decenni o secoli, si rompe in pochi secondi o minuti, poi si blocca e ricomincia a caricarsi. Ogni grande terremoto è un giro di quel ciclo.

1:48Gli scienziati possono osservare il caricamento mentre avviene. Ricevitori GPS ancorati al terreno seguono la propria posizione con la precisione di una frazione di pollice, pochi millimetri. Lontano da una faglia bloccata, le stazioni si spostano insieme alle loro placche, ma quelle vicine alla faglia restano indietro. Il terreno si sta piegando.

2:06Il grado di blocco di una faglia si chiama accoppiamento. Una faglia completamente accoppiata accumula quasi tutto il movimento delle placche, anno dopo anno. Al largo del Giappone nord-orientale, il grande terremoto del marzo 2011 mostrò che lì le placche erano rimaste bloccate fino alla fossa, dove la placca pacifica si immerge sotto il Giappone. Quando quel confine cedette, il fondale si spostò, in alcuni punti di circa 50 metri, più di 150 piedi.

2:33Non tutte le faglie restano perfettamente immobili mentre si caricano. Sotto lo stato di Washington e la Columbia Britannica, la parte profonda del confine tra le placche scivola di un pollice o poco più, qualche centimetro, nell'arco di un paio di settimane, circa ogni 14 mesi. Nessuno lo avverte. Il GPS rivelò questi eventi di scorrimento lento intorno all'anno 2000. Gli scienziati li tengono sotto stretta osservazione, perché ognuno aggiunge carico alla parte bloccata della faglia sovrastante.

3:00Il ciclo lascia una traccia nel terreno. I geologi scavano trincee attraverso le faglie e leggono gli strati di terreno come le pagine di un libro. Dove uno strato è lacerato e spostato, è stato un terremoto a romperlo. La datazione di quegli strati mostra quanto spesso una faglia si è rotta nel corso di migliaia di anni.

3:20La rottura

Un terremoto non rompe tutta la faglia in una volta sola. Inizia in un punto, l'ipocentro, dove lo sforzo vince per primo l'attrito. Da lì, la frattura, o rottura, corre verso l'esterno lungo la faglia, di solito a una velocità da 2 a 3 chilometri al secondo. Alcune rotture superano persino alcune delle onde che emettono.

3:39Più il terremoto è grande, più a lungo continua la rottura. Uno moderato finisce in pochi secondi. Nel grande terremoto di Sumatra del 2004, la rottura continuò a propagarsi verso nord per circa otto minuti, lungo più di 1.300 chilometri di faglia.

3:56Quanta faglia si rompe, e di quanto scorre, determina le dimensioni di un terremoto. Gli scienziati moltiplicano tre cose: l'area di faglia che si è rotta, di quanto sono scivolati i suoi due lati e quanto è rigida la roccia. Il risultato, il momento sismico, è la base su cui si fonda la moderna scala delle magnitudo. Ogni gradino intero della scala significa circa 32 volte più energia liberata.

4:18La maggior parte dei terremoti inizia entro circa 70 chilometri dalla superficie. Ma dove una placca si immerge sotto un'altra, i terremoti seguono la placca che sprofonda, fino a circa 700 chilometri di profondità. Nel 1994, uno dei più grandi terremoti profondi mai registrati colpì a circa 630 chilometri sotto la Bolivia. Fu avvertito fino in Canada.

4:44La lettura delle onde

La rottura emette onde. Le onde P comprimono e allungano la roccia, come una spinta lungo una molla, e sono le più veloci. Le onde S la scuotono da un lato all'altro, e arrivano più tardi. Dove raggiungono la superficie, le onde superficiali si propagano rotolando lungo il terreno. Sono le più lente, e causano gran parte dei danni.

5:03L'intervallo tra le onde P e S dice a una stazione quanto è lontano il terremoto. Per un terremoto vicino, ogni secondo di quell'intervallo corrisponde a circa 8 chilometri. Tre stazioni bastano per individuare il punto, e reti di centinaia di stazioni lo fanno in pochi secondi.

5:19Le faglie si rompono in tre modi principali. In una faglia normale, la crosta si stira e un blocco si abbassa. In una faglia inversa, viene compressa e un blocco sale sopra l'altro. In una faglia trascorrente, i due lati scorrono lateralmente l'uno accanto all'altro.

5:34Sono le onde stesse a rivelare in che modo si è rotta una faglia. In alcune stazioni il primo movimento del terreno è una spinta; in altre, una trazione. Riportate sul globo, quelle spinte e trazioni disegnano uno schema che i sismologi soprannominano «pallone da spiaggia». Nel febbraio 2023, un terremoto di magnitudo 7,8 colpì la Turchia. Il suo pallone da spiaggia mostrò una rottura trascorrente, e le sue repliche tracciarono quella rottura lungo la faglia est-anatolica.

6:02Stabilire le dimensioni richiede più tempo. Nel 2011, la prima allerta tsunami del Giappone, circa tre minuti dopo l'inizio delle scosse, si basava su una magnitudo di 7,9. Il metodo rapido arriva al limite per i terremoti più grandi in assoluto, e la stima fu alzata, per gradi, fino a 9. I numeri rapidi servono per le allerte; quello definitivo viene dalla registrazione completa.

6:27Quel numero definitivo è la magnitudo momento, calcolata dall'area della faglia e dal suo scorrimento. A differenza delle scale più vecchie, non smette di crescere per i terremoti più grandi. Così un grande terremoto può mostrare diverse magnitudo nella sua prima ora, mentre le stime rapide lasciano il posto alla magnitudo momento.

6:45I satelliti radar possono mappare un intero terremoto in una sola volta. Confrontando immagini riprese prima e dopo, disegnano bande di colore dove il terreno si è mosso, e ogni banda corrisponde a circa 3 centimetri, circa un pollice, di movimento verso il satellite. Lo schema traccia la faglia che si è rotta, anche dove nessuno può raggiungerla.

7:07I terremoti si parlano

I terremoti seguono regole tutte loro. Per ogni gradino in meno di magnitudo, ce ne sono circa dieci volte di più. Nel mondo, in un anno tipico ci sono più di 1.000 terremoti di magnitudo 5 o superiore, ma solo circa uno di magnitudo 8 o superiore.

7:22Dopo un grande terremoto arrivano le repliche, che si attenuano in modo regolare, secondo uno schema che il sismologo Fusakichi Omori scoprì in Giappone negli anni 1890. Dieci giorni dopo la scossa principale, arrivano con una frequenza di circa un decimo rispetto al primo giorno. Cento giorni dopo, circa un centesimo.

7:40La replica più forte ha, in media, una magnitudo inferiore di circa 1,2 rispetto al terremoto principale. Quindi, dopo un terremoto di magnitudo 7, una forte replica vicina a magnitudo 6 non è una sorpresa, e gli edifici danneggiati devono restare vuoti finché non vengono controllati.

7:59Un terremoto non si limita a liberare lo sforzo. Lo sposta. Dove finisce la faglia rotta, lo sforzo sulla roccia appena oltre aumenta, e il segmento successivo viene spinto più vicino alla rottura.

8:11La faglia nord-anatolica, in Turchia, lo mostra chiaramente. A partire dal 1939, una serie di grandi terremoti avanzò lungo di essa da est a ovest nel corso di 60 anni. Uno studio sui dieci più grandi scoprì che nove erano stati spinti più vicino alla rottura da quelli precedenti. Nell'agosto 1999 l'avanzata raggiunse Izmit, vicino a Istanbul, e aumentò le probabilità di un forte terremoto sotto Istanbul.

8:38Anche le persone possono sbloccare le faglie. In Oklahoma, le attività petrolifere e del gas pomparono enormi volumi di acque reflue salate in profondità nel sottosuolo, facendo aumentare la pressione all'interno di vecchie faglie finché non scivolarono. I terremoti di magnitudo 3 o superiore passarono da circa due all'anno a più di 900 nel 2015. Il più forte dell'Oklahoma, di magnitudo 5,8, vicino a Pawnee nel 2016, fu avvertito in diversi stati.

9:07Tutto questo confluisce nella previsione, che fornisce probabilità, mai una data. La cittadina di Parkfield, in California, si trova sulla faglia di San Andreas. Tra il 1857 e il 1966 vi colpirono sei terremoti moderati, più o meno uno ogni 22 anni.

9:24Nel 1985 gli scienziati previdero il successivo prima del 1993, e riempirono la zona di strumenti per registrarlo. Arrivò nel 2004, 11 anni dopo la chiusura della finestra prevista. Le faglie sono abbastanza regolari da permettere previsioni, ma non abbastanza da rispettare un orario.

9:43Così le previsioni moderne combinano il ciclo, la documentazione nelle trincee e le misure GPS del caricamento in probabilità per ogni faglia nei prossimi decenni. Dopo l'impennata dell'Oklahoma, lo U.S. Geological Survey cominciò a pubblicare anche previsioni a un anno per i terremoti causati dall'uomo.

10:04Vedere dentro la Terra

Le stesse onde che scuotono il terreno attraversano tutto il pianeta. La roccia più profonda è sottoposta a una pressione enorme, e in genere le onde accelerano man mano che scendono. Così i loro percorsi si incurvano dolcemente verso la superficie, come il tremolio di un miraggio sopra una strada rovente.

10:19Nel 1909, uno scienziato croato di nome Andrija Mohorovičić notò che le onde di un terremoto vicino arrivavano in due gruppi. Alcune avevano seguito un percorso più veloce attraverso una roccia più profonda. Aveva trovato il fondo della crosta, un confine che porta ancora il suo nome: la Moho.

10:38Molto più in profondità, le onde rivelano il nucleo. A più di un quarto del giro del globo da un terremoto, le onde S scompaiono e non ritornano più. Anche le onde P si affievoliscono, poi ricompaiono sul lato opposto. Le onde S non possono attraversare un liquido. Il nucleo esterno è fuso.

10:55E questo ci riporta a Inge Lehmann. Le deboli onde arrivate in Russia avevano attraversato il nucleo liquido, ed erano state deviate da qualcosa di più veloce al suo interno. Era un nucleo interno, con un raggio di circa 1.200 chilometri. Studi successivi mostrarono che è fatto di ferro e nichel solidi, caldo più o meno quanto la superficie del Sole. Le reti moderne mappano la Terra profonda in tre dimensioni, a partire da milioni di queste registrazioni.

11:19Nessuno ha mai perforato oltre circa 12 chilometri di profondità. Gran parte di ciò che sappiamo di tutto quello che c'è sotto viene dalla misura dei tempi di arrivo delle onde sismiche nelle stazioni di tutto il mondo.

11:32Tre cose

Quindi, tre cose da ricordare. Primo, una faglia si carica per decenni, si rompe in pochi minuti e si blocca di nuovo: il ciclo sismico. Secondo, le onde rivelano dove si è rotta una faglia, come si è mossa e quanto era grande la rottura, e ogni terremoto trasmette sforzo al successivo. E terzo, quelle stesse onde hanno mappato l'interno del pianeta, fino al suo nucleo solido.

11:54Ogni terremoto è un messaggio dall'interno del pianeta. Inge Lehmann ne lesse uno del 1929, e scoprì un mondo che nessuno visiterà mai. Grazie per aver guardato Earth Explained. Iscriviti per la prossima lezione, e guarda il pianeta in diretta, giorno e notte, su EarthWatch 24-7.

Fonti

  1. Lehmann, I. (1936). P′. Publications du Bureau Central Séismologique International, Série A, Travaux Scientifiques, 14, 87–115. As described in: American Physical Society (2023). September 1936: Seismologist Inge Lehmann Concludes That Earth Has an Inner Core. APS News. www.aps.org/apsnews/2023/08/seismologist-lehmann-earth-inner-coreUsata per: Il terremoto del 1929 in Nuova Zelanda, le stazioni in Russia e il nucleo interno di Lehmann del 1936
  2. European Geosciences Union, Seismology Division blog. In Lehmann's Terms: the Story of the Singular Seismic-Wave Spotter. blogs.egu.eu/divisions/sm/?p=10703Usata per: Le registrazioni di Lehmann e la sua interpretazione delle onde come deviate da un nucleo interno più veloce
  3. Dziewonski, A. M., & Gilbert, F. (1971). Solidity of the inner core of the Earth inferred from normal mode observations. Nature, 234, 465–466. doi.org/10.1038/234465a0Usata per: Che il nucleo interno è solido
  4. Anzellini, S., Dewaele, A., Mezouar, M., Loubeyre, P., & Morard, G. (2013). Melting of iron at Earth's inner core boundary based on fast X-ray diffraction. Science, 340, 464–466. doi.org/10.1126/science.1233514Usata per: La temperatura del nucleo interno, circa 6.000 °C
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Immagini dell'episodio: USGS, NOAA e NASA (pubblico dominio), con mappe NASA/USGS Landsat tramite NASA GIBS; animazioni di EarthWatch 24-7. Crediti completi: earthwatch247.com/credits.html.

Cita questa lezione

EarthWatch 24-7. (2026). Terremoti 201: Dentro un terremoto [Lezione video]. Earth Explained: Terremoti 201. https://earthwatch247.com/learn/earthquakes-201/it/

Soluzioni

  1. C. Le stazioni lontane dalla faglia si spostano con le loro placche, ma quelle più vicine a una faglia bloccata restano indietro: la roccia si sta piegando e accumula deformazione, la metà di caricamento del ciclo sismico.
  2. A. 1.300 km ÷ (8 × 60 s) = 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km al secondo, entro la tipica velocità di rottura di 2-3 km al secondo. Più è lunga la faglia che si rompe, più a lungo durano le scosse.
  3. D. M₀ = rigidità × area × scorrimento (Hanks e Kanamori, 1979). L'oscillazione su un singolo sismogramma era la base delle scale più vecchie, che smettono di crescere per i terremoti più grandi.
  4. B. Per un terremoto vicino, ogni secondo tra l'arrivo delle onde P e quello delle onde S corrisponde a circa 8 km: 10 × 8 ≈ 80 km. Le distanze da tre o più stazioni si incrociano nell'epicentro.
  5. A. Le spinte e le trazioni riportate intorno alla sorgente mostrano come si è mossa la faglia. Per il terremoto di magnitudo 7,8 in Turchia del 2023, il pallone da spiaggia mostrò una rottura trascorrente.
  6. C. I metodi rapidi servono per le allerte ma arrivano al limite per i terremoti più grandi. La magnitudo momento, calcolata dall'area e dallo scorrimento della faglia, no, e così la stima fu alzata per gradi fino a 9,0 (l'USGS indica 9,1).
  7. B. La frequenza diminuisce all'incirca come l'inverso del tempo trascorso dalla scossa principale: dopo dieci giorni, circa un decimo; dopo cento giorni, circa un centesimo.
  8. D. La replica più forte ha in media una magnitudo inferiore di circa 1,2 rispetto alla scossa principale: 7,0 − 1,2 = 5,8. Ecco perché gli edifici danneggiati devono restare vuoti finché non vengono controllati.
  9. C. Le onde S non possono attraversare un liquido, quindi il nucleo esterno proietta un'ombra delle onde S; le onde P possono farlo, e ricompaiono sul lato opposto. Nessun foro è sceso oltre circa 12 km.
  10. A. Un nucleo interno più veloce aveva deviato le onde nella zona da cui il nucleo avrebbe dovuto tenerle lontane. Che il nucleo interno, con un raggio di circa 1.220 km, sia solido fu dimostrato in seguito.

Risposta scritta

  1. Su una faglia bloccata le placche continuano a muoversi ma i due lati restano bloccati, così la roccia accanto alla faglia si piega e accumula deformazione per decenni o secoli. Quando lo sforzo vince l'attrito, la faglia si rompe in un tempo che va da pochi secondi a qualche minuto e la roccia piegata scatta indietro (rimbalzo elastico, Reid, 1910); poi la faglia si blocca e ricomincia a caricarsi. I ricevitori GPS ancorati al terreno seguono la propria posizione con la precisione di pochi millimetri: vicino a una faglia bloccata, le stazioni più vicine restano indietro rispetto al movimento delle placche, il che mostra che il terreno si sta piegando. Gli eventi di scorrimento lento, rivelati dal GPS intorno al 2000, sono scorrimenti di circa un pollice (qualche centimetro) nell'arco di un paio di settimane, troppo lenti per essere avvertiti; sotto lo stato di Washington e la Columbia Britannica avvengono sul confine profondo tra le placche circa ogni 14 mesi. Le trincee scavate attraverso le faglie mostrano strati di terreno lacerati e spostati da terremoti del passato, e la datazione degli strati mostra quanto spesso la faglia si è rotta nel corso di migliaia di anni. Lo scorrimento lento conta perché ogni evento aggiunge carico alla parte bloccata della faglia sovrastante, avvicinandola un po' al suo prossimo terremoto.
  2. (a) Le onde P sono le più veloci e arrivano per prime; le onde S arrivano più tardi. Per un terremoto vicino, ogni secondo tra le due corrisponde a circa 8 km, e le distanze da molte stazioni si incrociano in un punto, trovato in pochi secondi. (b) In alcune stazioni il primo movimento del terreno è una spinta, in altre una trazione; riportati intorno alla sorgente, questi movimenti disegnano un pallone da spiaggia che mostra il tipo di fagliazione e due possibili piani di faglia. Per il terremoto di magnitudo 7,8 in Turchia del febbraio 2023 mostrò una rottura trascorrente, e le repliche lungo la faglia est-anatolica mostrarono quale piano era scorso. (c) Le dimensioni finali sono date dalla magnitudo momento, calcolata dal momento sismico: l'area che è scorsa moltiplicata per lo scorrimento e per la rigidità della roccia. I metodi rapidi danno un primo numero entro pochi minuti, ma si saturano per i terremoti più grandi in assoluto: la prima allerta tsunami del Giappone nel 2011, circa tre minuti dopo l'inizio, usò una magnitudo di 7,9, poi alzata per gradi fino a 9,0. Le grandi rotture inoltre continuano per minuti (circa 8 per Sumatra nel 2004), quindi serve la registrazione completa prima di conoscere il numero definitivo.
  3. Quando un segmento di faglia si rompe, il suo sforzo non viene solo liberato ma spostato: la roccia appena oltre le estremità della rottura viene caricata ancora di più, e il segmento successivo viene spinto più vicino alla rottura. Lungo la faglia nord-anatolica, a partire dal 1939, una serie di grandi terremoti avanzò da est a ovest nel corso di sessant'anni; uno studio sui dieci più grandi (magnitudo 6,7 o superiore) scoprì che nove erano stati portati più vicino alla rottura da quelli precedenti. Nell'agosto 1999 l'avanzata raggiunse Izmit (magnitudo 7,6), vicino a Istanbul, e i calcoli dello sforzo trasferito aumentarono le probabilità di un forte terremoto vicino alla città. A Parkfield, sulla faglia di San Andreas, terremoti moderati colpirono nel 1857, 1881, 1901, 1922, 1934 e 1966, più o meno ogni 22 anni. Nel 1985 gli scienziati previdero il successivo prima del 1993 e riempirono la zona di strumenti, ma arrivò nel 2004, undici anni dopo la chiusura della finestra. Le faglie sono abbastanza regolari da permettere previsioni, ma non da rispettare un orario, quindi le previsioni moderne, come UCERF3, la previsione faglia per faglia della California, combinano il ciclo sismico, la documentazione delle trincee e il trasferimento dello sforzo in probabilità su decenni, mai una data.

Per approfondire

  1. Localizzare un terremoto dal tempo S meno P: VP·VS ÷ (VP − VS) = (6 × 3,5) ÷ 2,5 = 8,4 km per ogni secondo di ritardo, circa 8 km. Le distanze sono 5,0 × 8,4 ≈ 42 km, 8,0 × 8,4 ≈ 67 km e 12,0 × 8,4 ≈ 100 km (circa 40, 64 e 96 km con la regola degli 8 km). Una sola distanza dice soltanto che il terremoto si trova da qualche parte su un cerchio intorno a quella stazione; due cerchi di solito si incrociano in due punti; il terzo cerchio ne sceglie uno. (A rigore i cerchi sono sfere, e con più stazioni si trova anche la profondità.) Per i terremoti lontani, le onde scendono in profondità nel mantello, dove entrambe viaggiano più veloci, e i loro percorsi si incurvano, quindi i sismologi usano tabelle dei tempi di percorrenza calcolate per l'intera Terra invece di una sola coppia di velocità crostali.
  2. Momento sismico, scorrimento e magnitudo momento: (a) A = 5 × 104 m × 2 × 104 m = 1 × 109 m², quindi M₀ = 3 × 1010 × 1 × 109 × 1.3 ≈ 3.9 × 1019 N·m; log₁₀M₀ ≈ 19.59, e Mw = (2/3)(19.59 − 9.1) ≈ 7.0. Un terremoto di magnitudo 7 rompe una faglia lunga circa 50 km, come nella lezione. (b) A = 5 × 105 m × 2 × 105 m = 1 × 1011 m², quindi M₀ = 3 × 1010 × 1 × 1011 × 10 = 3 × 1022 N·m; log₁₀M₀ ≈ 22.48, e Mw = (2/3)(22.48 − 9.1) ≈ 8.9. Il suo momento è 3 × 1022 ÷ 3.9 × 1019 ≈ 770 volte più grande, il che corrisponde alla differenza di circa 1,93 in magnitudo: 101.5 × 1.93 ≈ 780. (c) 50 km ÷ 2,5 km/s = 20 s; 500 km ÷ 2,5 km/s = 200 s, più di 3 minuti. Sumatra: 1.300 km ÷ 480 s ≈ 2,7 km/s, quindi la stessa regola funziona, e i terremoti più grandi fanno tremare il terreno per minuti perché le loro rotture impiegano minuti per completarsi.
  3. Quanti terremoti di ogni dimensione: Gutenberg–Richter e Båth: (a) Ogni gradino in più ne ha circa un decimo: circa 150 di magnitudo da 6 a 6,9 e circa 15 da 7 a 7,9 ogni anno, e poi circa 1,5 di magnitudo 8 o superiore, in accordo con «circa uno». (Il catalogo dell'USGS dal 2000 al 2019 dà una media di circa 140 e 14 all'anno.) (b) Tre gradini sono 101.5 × 3 = 104.5 ≈ 32.000 volte l'energia, quindi 1.500 terremoti di magnitudo 5,0 liberano solo circa 1.500 ÷ 32.000 ≈ 1/20 di un solo terremoto di magnitudo 8. Tenendo conto della loro reale distribuzione da 5,0 a 5,9 si arriva a circa un quarto, comunque molto meno di un solo grande terremoto: l'energia è dominata dai terremoti più grandi, quindi quelli piccoli non possono scaricare la deformazione. (c) 7,0 − 1,2 = 5,8. Se circa una replica raggiunge 5,8, allora con b = 1 circa 10 raggiungono 4,8 o più e circa 100 raggiungono 3,8 o più. Sono medie; le sequenze reali variano molto.
  4. Come si attenuano le repliche: la legge di Omori: (a) n(10) ≈ 200 ÷ 10 = 20 al giorno, un decimo della frequenza del primo giorno; n(100) ≈ 200 ÷ 100 = 2 al giorno, un centesimo, come nella lezione. (b) K·ln 10 = 200 × 2,30 ≈ 460 in ogni intervallo: circa 460 dal giorno 1 al giorno 10, circa 460 dal giorno 10 al giorno 100, e circa 460 dal giorno 100 al giorno 1.000 (quasi tre anni). Ogni tratto di tempo dieci volte più lungo del precedente porta più o meno tante repliche quante quello precedente, solo più diradate. (c) La sequenza si attenua in fretta ma dura a lungo, e secondo la legge di Båth una delle repliche più tardive potrebbe essere ancora forte. Gli edifici danneggiati devono restare vuoti finché non vengono ispezionati, e le previsioni delle repliche vengono aggiornate per settimane o mesi, non per pochi giorni. (Nelle sequenze reali p è spesso un po' sopra 1, quindi i tratti successivi sono un po' più tranquilli, e alla fine la frequenza torna al normale livello di fondo della regione.)
  5. Zone d'ombra e dimensioni del nucleo: (a) La circonferenza è 2π × 6.371 ≈ 40.030 km, quindi 104° corrispondono a 104/360 × 40.030 ≈ 11.560 km, più di un quarto del giro (90°, circa 10.000 km), come nella lezione. (b) 6.371 × cos 52° ≈ 6.371 × 0,616 ≈ 3.920 km. (c) Troppo grande. Poiché le onde accelerano con la profondità, un percorso reale tra due punti scende più in profondità della corda rettilinea che li unisce, quindi l'onda che sfiora il nucleo e risale a 104° di distanza è arrivata più in basso dei 3.920 km della corda: il nucleo è più piccolo, con un raggio di circa 3.480 km e la sua sommità a circa 2.890 km di profondità. (d) In un nucleo liquido da parte a parte, le onde P sarebbero deviate in modo che nessuna risalisse tra circa 104° e 140°. Le onde che vi arrivarono dovevano essere state deviate indietro da una regione interna al nucleo in cui viaggiano più velocemente: il nucleo interno di Lehmann, con un raggio di circa 1.220 km.