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Nella sezione Equakepedia™ sono trattati argomenti inerenti la sismologia e vulcanologia. Partendo dalla semplice spiegazione di cosa sia un terremoto, sono presenti teorie e argomenti anche di una certa complessità, ma resi comprensibili attraverso l’integrazione di immagini opportunamente create per tale scopo.






Cos’è un terremoto ?


Il terremoto è l’energia liberata dall’improvviso movimento di una massa rocciosa lungo una frattura preesistente nota con il nome faglia (tale movimento può anche generare nuove fratture).

"I terremoti avvengono in profondità, in uno strato interno della terra (noto con il nome di litosfera) frammentato in numerosi blocchi (di diversa grandezza e in costante movimento) più comunemente noti con il nome di placche tettoniche".

Questo lento ma costante movimento delle placche tettoniche, provoca all’interno della superficie terrestre un aumento della tensione accumulata da stress meccanici. Quindi l’improvviso movimento di una massa rocciosa avrà luogo quando la tensione accumulata sarà maggiore della capacità o resistenza del materiale roccioso di sopportarla, superando il cosidetto carico di rottura, ovvero la massima sollecitazione che un materiale può sostenere prima di arrivare a rottura.

I terremoti possono essere causati da movimenti tettonici (faglie),eventi naturali come attività vulcanica e frane e da eventi provocati dall’uomo. Possiamo quindi classificare i terremoti nelle seguenti tipologie:

  • Terremoti tettonici
  • Terremoti vulcanici: I terremoti vulcanici hanno origine dal vulcanismo e dall'attività vulcanica del magma nel sottosuolo o nel camino vulcanico. Sono meno frequenti dei terremoti tettonici e aventi una potenza inferiore. Hanno un’ origine superficiale ed un raggio dall'epicentro molto limitato.
  • Terremoti da crollo: I terremoti da crollo sono originati dal crollo delle montagne, delle grotte o dalla caduta delle frane. Sono poco frequenti ed hanno una potenza molto limitata e localizzata.
  • Terremoti artificiali: I terremoti artificiali sono originati dall'uomo. Una esplosione può causare gli stessi effetti di un sisma superficiale. In genere i terremoti artificiali hanno una potenza molto limitata, tuttavia molto dipende dall'ordigno che causa l'esplosione. Ad esempio il 30/10/1961 venne sganciata la bomba Zar (Bomba Tsar), nonostante sia esplosa a 4000 metri dal suolo, riuscì comunque a far registrare una terremoto avente una magnitudo di 5.0 - 5.2.






IPOCENTRO


Il punto all'interno della Terra dove inizia a propagarsi la frattura che origina un terremoto e da cui si propagheranno le onde sismiche è detto ipocentro. A seconda della profondità in cui viene localizzato l’ipocentro, si distinguono:

  • Terremoti superficiali profondi da 0 a 70 km.
  • Terremoti intermedi profondi da 70 a 300 km.
  • Terremoti profondi oltre i 300 km.



In genere l'ipocentro dei terremoti non oltrepassa la profondità di 700 chilometri in quanto a tali profondità la materia perde la sua caratteristica rigida a causa dell'elevata temperature e pressione, per assumere un comportamento plastico, semifluido o comunque più flessibile. La minore rigidità delle rocce impedisce l'insorgere dei terremoti. Gli eventi sismici con ipocentro localizzato a tali profondità sono comunque ancora oggetto di studio.

ipocentro ed epicentro di un terremoto

Descrizione: 1) è rappresentato l’epicentro; 2) è rappresentato l’ipocentro.




Struttura interna del pianeta


Il nostro pianeta non ha una struttura omogenea, infatti il valore della densità aumenta andando dalla crosta terrestre verso il centro della Terra. Conoscendo i valori della massa e del volume del pianeta, ed essendo a conoscenza del rapporto "Profondità – Pressione - Temperatura" (dove con l’aumentare della profondità , si registra un aumento della temperatura e della pressione), è stato possibile capire che nella Terra sono presenti strati aventi valori fisici e chimici diversi l’uno dall’altro.

Considerando gli elevati valori di pressione e temperatura in prossimità del centro la Terra, lo studio degli strati interni del pianeta è avvenuto attraverso l 'analisi e lo studio delle onde sismiche (la cui propagazione è legata alla densità dei materiali della Terra).
Pertanto dal punto di vista chimico è possibile suddividere la Terra in tre strati:

  1. Crosta terrestre
  2. Mantello
  3. Nucleo




CROSTA TERRESTRE


Per crosta terrestre si intende lo strato più esterno della Terra solida, avente uno spessore medio variabile tra i 5 e 35 km e limitato inferiormente dalla "Discontinuità di Mohorovicic ".
Quest'ultima è una fascia posta tra crosta terrestre e mantello in cui si verifica un brusco aumento della velocità delle onde sismiche, causato da una variazione di composizione chimica alla base della crosta.
La crosta terrestre può essere suddivisa in:

  • Crosta continentale : con spessori che sono generalmente attorno ai 35 km (per la crosta stabile) ma che possono raggiungere anche 70 km o addirittura 90 km in corrispondenza delle catene montuose.
    Ha una densità bassa in confronto a quella del mantello sottostante in quanto le sue rocce cristalline sono prevalentemente granitiche. La crosta continentale resiste notevolmente ai processi che distruggono la crosta oceanica, tant’è che le zone più antiche di alcuni continenti raggiungono i 3.8 miliardi di età.

  • Crosta oceanica: spessore che va da 0 a 10 km e con una densità uguale se non superiore a quella del mantello sottostante, in quanto costituita prevalentemente di rocce ultrabasiche e basiche.
    Essa rappresenta la porzione più superficiale nella Terra nelle aree sommerse dall’oceano. La crosta oceanica si forma a partire dalle dorsali oceaniche, dalle quali fuoriesce magma basaltico derivante dalla fusione parziale delle peridotiti (sono un tipo di rocce) del sottostante mantello giacenti sotto la Discontinuità di Mohorovičić. Con il passare del tempo, parte della crosta oceanica (per via della maggiore densità) scivolerà sotto la crosta continentale sino a raggiungere il mantello e fondere nuovamente. Questo processo prende il nome di “subduzione” .



suddivisione della crosta terrestre

Descrizione: 1) è rappresentata la crosta continentale; 2) è rappresentata la crosta oceanica; 3) è rappresentato il mantello




MANTELLO


Il mantello, situato tra la crosta terrestre e il nucleo, ha una viscosità molto elevata e uno spessore di circa 2970 km. Rappresenta l’84% in volume dell’intero pianeta ed è composto prevalentemente da roccia ultrafemica (ovvero da rocce magmatiche).
E’ posto mediamente a 10-35 km (a seconda del tipo di crosta terrestre) sotto la superficie e il suo margine superiore, che per l’appunto lo separerebbe dalla crosta terrestre, è segnato dalla "Discontinuità di Mohorovičić". Il limite inferiore (confine con il nucleo) è detto "Discontinuità di Gutenberg".

Essa è una zona in cui le onde P (onde elastiche liberate con un terremoto) rallentano passando dai circa 13 km/s a 8 km/s. Tale riduzione di velocità è dovuta ad un aumento della densità. Inoltre al di sotto della discontinuità di Gutenberg, li dove ha inizia il nucleo esterno, non vi è alcuna propagazione delle onde S (che non si propagano nei mezzi fluidi).

Il mantello terrestre può essere suddiviso in diverse sezioni:

  1. Mantello superiore: situato ad una profondità compresa tra i 33 km e 410 km. Lo strato più superficiale è noto come mantello litosferico perché assieme alla crosta terrestre forma la litosfera.
  2. Zona di transizione: Intorno ai 410 km e 660 km di profondità sono state rinvenute due importanti discontinuità sismiche, associate a transizioni di fase rispettivamente dall'olivina alla wadsleyite e dalla ringwoodite alle fasi del mantello inferiore (ad esempio perovskite).
  3. Mantello inferiore: posto ad una profondità compresa tra i 660 km e 2890 km, composto principalmente da silicio, magnesio e ossigeno con percentuali minori di ferro, calcio e alluminio. Qui non si verificano sostanziali transizioni di fase mineralogica come nella sezione precedentemente descritta.
  4. Strado D’’: è l’ultimo strato del mantello inferiore, situato direttamente sul confine " mantello - nucleo ". Al suo interno si registra un aumento della velocità delle onde sismiche e si assiste ad una nuova transizione di fase mineralogica (perovskite -> post-perovskite). Inoltre pare sia uno strato instabile, non omogeneo, che addirittura mancherebbe in alcune zone.



Nel mantello, fino al confine superiore con la crosta terrestre, le temperature variano da 500 °C a 900 °C, mentre raggiungono valori superiore ai 4.000 °C al confine con il nucleo. Anche se le temperature più alte del mantello oltrepassano di molto i punti di fusione di alcune rocce presente al suo interno, esso non è fluido.

L'enorme pressione presente al suo interno impedisce la fusione delle rocce poiché la temperatura alla quale inizia la fusione si innalza all’aumentare della pressione. Inoltre all’interno del mantello è presente una " circolazione convettiva " che ha origine dalla differenza di temperatura fra la superficie della Terra e il nucleo esterno.
Il calore proveniente dal nucleo provoca l'espansione del materiale e riduce la sua densità consentendone la risalita. Il raffreddamento del materiale alla superficie provoca il suo sprofondamento permettendo cosi la convenzione del mantello (che si pensa sia in parte responsabile dello spostamento delle placche tettoniche). Infine la pressione sul fondo del mantello è di circa 136 GPa .

La pressione aumenta con l'aumento della profondità nel mantello, poiché il materiale sottostante deve sorreggere il peso di tutto il materiale che lo sovrasta.




NUCLEO


Il nucleo - l’ultimo strato interno del pianeta - è situato al di sotto del mantello e separato da quest’ultimo dalla "Discontinuità di Gutenber". Si trova ad una profondità compresa tra i 2900 km e 6370 km e in base alle caratteristiche fisiche che lo caratterizzano, viene ulteriormente suddiviso in due gusci concentrici:

  • Nucleo esterno: è liquido, composto principalmente da ferro (80%) e nichel, ed è caratterizzato da una temperatura di 3000 °C, una densità di 9,3 g/cm³ e una pressione di 1400 kbar. Nonostante non sia mai stato osservato direttamente, si è giunti alla conclusione che esso sia fluido attraverso lo studio e l’analisi delle onde sismiche.

    Infatti non vi è alcuna propagazione di onde S in mezzi fluidi, quindi la mancata rilevazione di tali onde elastiche, da parte di sismografo posto ad esempio a 100°-140° dall’ipocentro, è semplicemente dovuta alla presenza del nucleo e all’impossibilità delle onde S di propagarsi al suo interno e giungere sino alla stazione sismica;


  • Nucleo interno: è composto quasi esclusivamente di ferro, con un raggio di circa 1250 km, una temperatura attorno ai 5400 °C, una densità di 13 g/cm³ e una pressione di 3300-3600 kbar. Tali condizioni fanno supporre che il nucleo interno si trovi allo stato solido. Si ritiene che esso ruoti ad una velocità differente rispetto ai restanti strati del pianeta.



Questi due strati sarebbero separati da una fascia nota con il nome di "Discontinuità di Lehmann". Una fascia posta ad una profondità di circa 5150 km in cui "si osserva" un aumento della velocità delle Onde P.

struttura interna della terra

Struttura interna della Terra




SUDDIVISIONE DI TIPO GEOFISICO: litosfera – astenosfera – mesosfera

A seconda della rigidità dei diversi strati interni che costituiscono la Terra è possibile fare un’ ulteriore suddivisione:



LITOSFERA: Il suo nome deriva dal greco (lithos)="pietra, roccia" +(sfaira)="sfera", vale a dire "sfera rocciosa". E’ la parte più rigida del nostro pianeta e comprende la crosta terrestre e la parte superiore del mantello detto anche "mantello litosferico".

Lo spessore varia dai circa 70 km sotto i bacini oceanici ai 100 km sotto i continenti, ma può raggiungere spessori di 300 km sotto le aree continentali più antiche. Se sottoposta a tensioni, la litosfera si comporta in modo prevalentemente rigido ed è suddivisa in un certo numero di placche tettoniche ai cui margini si concentrano i fenomeni geologici endogeni come il magmatismo (incluso il vulcanismo), la sismicità e la orogenesi.
Inoltre si comportano come corpi solidi che galleggiano su un fluido più denso. La condizione di equilibrio gravitazionale che si verifica tra blocchi di litosfera, in relazione alla propria densità e spessore, prende il nome di principio di isostasia (che non è altro il principio di Archimede applicato alle masse rocciose).

Inoltre consistenti parti della litosfera sono state soggette ad un processo di subduzione che le ha portate a sprofondare fino a 2900 km, quindi in prossimità del confine tra mantello e nucleo.
Alcune sprofondano nel mantello fino a 400 km di profondità, rimanendo però ancora collegate con la sovrastante placca continentale. Generalmente questi blocchi litosferici in subduzione hanno elevati valori di densità.
Alla luce di ciò, si può suddividere la litosfera in:




ASTENOSFERA:


E' uno strato (superficiale) del mantello terrestre situato tra la litosfera e la mesosfera, ad una profondità compresa tra i 100 e 350 km. L’astenosfera essendo formata da rocce parzialmente fuse, si comporta come un fluido ad altissima viscosità. Ciò le fa assumere un ruolo di rilevante importanza nella tettonica globale della litosfera.

La sua esistenza venne provata definitivamente attraverso lo studio e le analisi delle onde sismiche liberatesi durante il “ grande terremoto cileno del 22/05/1960”. Ciò avvenne notando una forte diminuzione della velocità di alcune onde sismiche, in funzione del fatto che la velocità di propagazione delle onde sismiche è proporzionale alla rigidità del mezzo.
Questa fascia viene per questo motivo chiamata la zona a bassa velocità o LVZ (dall'inglese low-velocity zone). La presenza di materiale che si comporta come un fluido ad altissima viscosità è provata dai movimenti isostatici della superficie terrestre. Si tratta di movimenti verticali conseguenti a variazioni di peso della crosta terrestre (interpretabili come fenomeni di galleggiamento).

È stata individuata con certezza sotto la crosta oceanica, mentre sotto la crosta continentale non è stata ancora individuata.
L’astenosfera è possibile suddividerla in due ulteriori sezioni:
astenosfera intermedia (dove vi è un leggero aumento della velocità delle onde sismiche) e l'astenosfera profonda che ha inizio a circa 400 km, con caratteristiche simili alla precedente ma con una maggiore velocità delle onde sismiche.




MESOSFERA:

La mesosfera comprende il mantello intermedio e il mantello inferiore e si spinge fino ad una profondità di circa 2900 km proprio in corrispondenza della discontinuità di Gutenberg. La mesosfera è composta da materiali allo stadio solido.

Struttura della Terra (suddivisione geofisica)


Struttura della Terra (suddivisione geofisica)






Le placche tettoniche


La litosfera è "composta" dalla crosta terrestre e dallo strato più superficiale del mantello superiore (detto mantello litosferico) e caratterizzata da un comportamento fragile (ovviamente prendendo in esame lunghi archi temporali).

Suddivisa in un decine di zolle (note come placche tettoniche) paragonabili a "zattere" che galleggiano sullo strato superficiale del mantello superiore detto astenosfera. Nello specifico esse sarebbero in galleggiamento secondo un equilibrio isostatico (ovvero il principio di Archimede applicato alle masse rocciose), su uno strato (astenosfera) dal comportamento plastico che si comporterebbe come un fluido ad alta viscosità.
Le placche però sono anche in lento ma costante movimento.

Per comprendere il perché di tali movimenti, è necessario ricordare che la terra emette continuamente calore, a riprova dell’esistenza di un nucleo interno molto caldo. L’origine di questo flusso termico va ricercata nel fenomeno della radioattività; si presume che nel mantello e nel nucleo terrestre abbondino elementi radioattivi come l’Uranio 238 o il Torio 232 che decadendo emettano particelle la cui energia cinetica si tramuta in calore.
Quindi dall’interno del pianeta si diparte il calore generato che si trasmette agli strati superiori per convezione.
Le rocce fluide che costituiscono il mantello sono continuamente rimescolate da queste correnti convettive (come quelle che si formano portando ad ebollizione una pentola d'acqua); le rocce fluide e calde che costituiscono il magma tendono a salire in superficie, quelle più dense e fredde della crosta sprofondano nell'astenosfera dove le alte temperature le fondono trasformandole in magma; questo tende poi a risalire in superficie.

Il processo ciclico appena descritto è un esempio di processo convettivo.
Il magma che risale in superficie produce nuova litosfera lungo i margini delle zolle, formando quindi nuova crosta terrestre. Il movimento circolare di queste celle convettive innesca in superficie i movimenti tettonici, generando un margine divergente quando due placche si allontanano fra loro ed un margine convergente quando si avvicinano.

circolazione convettiva della Terra

Una delle forze agenti sulla litosfera, e usata per spiegare la tettonica della placche, è il cosidetto effetto "SLAB PULL".
Tale concetto è basato sulla minore temperatura della litosfera oceanica (“crosta oceanica”) rispetto al mantello sottostante, che dovrebbe implicare una densità maggiore della stessa e determinare un’azione risultante in una trazione verso il basso. Lo slab pull può essere calcolato secondo la relazione:

Fsp = gdz(ϱl − ϱm)

dove Fsp è lo slab pull; g è l’accelerazione di gravità; d è lo spessore della litosfera in subduzione; z è la profondità del piano di subduzione; ϱl è la densità della litosfera e ϱm è la densità del mantello. Il concetto dello "slab pull" nonostante sia importante per la teoria e nonostante venga preso in considerazione da gran parte dei geofisici, si rivela pieno di contraddizioni.
La forza stessa dello "slab pull" sarebbe addirittura maggiore di quanto la litosfera stessa sia in grado di sopportare sotto trazione, il che significa che lo slab dovrebbe rompere la litosfera che trascina. Quindi il concetto dello slab pull, pur importante per la tettonica delle placche, sembrerebbe non essere il meccanismo energeticamente in grado di mantenere attiva la dinamica della litosfera e far scendere gli slab in profondità ad almeno 650 km.
In definitiva, la teoria della tettonica a placche si poggia su quattro ipotesi di base:

  1. nuova litosfera oceanica (“crosta oceanica”) viene generata lungo le dorsali oceaniche in maniera continuativa o episodica, a causa del processo di "espansione dei fondali oceanici": si tratta di magma che si solidifica nelle porzioni di crosta terrestre lasciate vuote dall'allontanamento delle placche interessate;
  2. la crosta oceanica appena creata entra a far parte di una placca rigida (e può includere anche continenti);
  3. l'area totale della superficie terrestre rimane invariata nel tempo, ossia la lunghezza del raggio terrestre rimane costante e pertanto ciò implica che le placche venendo a contatto fra loro devono quindi essere consumate, lungo i piani di subduzione con la stessa velocità con cui vengono create;
  4. le placche tettoniche si muovono in modo solidale e trasmettono lateralmente tutti gli sforzi a cui sono sottoposte (hanno appunto un comportamento rigido).





tettonica a placche


Come abbiamo detto nei punti precedenti gli eventi sismici si concentrano lungo i margini che segnano il confine fra le diverse placche tettoniche.
Placche che a loro volta possono essere suddivise in:



A seconda dei margini possono verificarsi terremoti di diversa intensità e localizzati a profondità diverse:

  • Margine a scorrimento laterale : lungo il quale le placche scorrono lateralmente l’una rispetto all’altra senza che "crosta” venga creata o distrutta. Per tali motivi è considerato un margine conservativo.
    A causa dell'attrito e del comportamento rigido le placche possono non scivolare in modo continuo l'una sull'altra, accumulando energia elastica. Quando verrà superata la soglia di rottura delle rocce interessate dal fenomeno, l’energia elastica accumulata nel corso del tempo, verrà rilasciata istantaneamente provocando così un terremoto di magnitudo variabile. Lungo i margini a scorrimento laterale si concentrano faglie trascorrenti .



margine a scorrimento laterale




  • Margine divergente: lungo il quale le placche si allontanano l’una dall’altra e lo spazio creatosi viene occupato da nuova crosta oceanica generata dalla risalita di materiale caldo proveniente dall’astenosfera che fonde parzialmente per decompressione ("in superficie" lungo le dorsali, valori di pressione più bassi rispetto all’astenosfera permettono alla roccia di fondersi).

    Si ha quindi la creazione di una catena montuosa detta dorsale oceanica lunga svariati chilometri. Per il seguente motivo è considerato un margine costruttivo. Infine lungo le dorsali si ha un’emissione di magmi basaltici (magma solidificatosi velocemente a contatto con dell’aria o dell’ acqua) che andranno a formare la nuova crosta oceanica.



margine divergente




  • Margine convergente o di subduzione: lungo il quale le placche si avvicinano l’una all’altra.
    A seconda del tipo di placca coinvolta (se formata da crosta oceanica o crosta continentale) possono verificarsi diversi scenari.

  1. Se a convergere sono una placca continentale e una oceanica, la seconda "scivolerà" e scorrerà sotto alla prima attraverso il cosiddetto fenomeno di " subduzione " e la litosfera oceanica verrà trascinata in profondità nel mantello.
    In queste aree troviamo le fosse abissali e spesso sono presenti fenomeni di vulcanismo (viene a formarsi un arco vulcanico su continente).


  2. subduzione crosta oceanica-crosta continentale




  3. Se a convergere sono due litosfere oceaniche una delle due andrà in subduzione sotto l'altra generando questa volta un arco vulcanico insulare.
    L'arcipelago formatosi sarà costituito da isole vulcaniche che erutteranno il magma proveniente dalla distruzione della crosta oceanica subdotta che, dopo la fusione nel mantello, risalirà attraverso la crosta oceanica sovrastante.

    Un esempio di questo genere di collisioni fra croste oceaniche può essere riscontrato osservando la conformazione dell’arco insulare compreso fra la penisola di Kamchatka (Russia) e l'Alaska.



  4. subduzione crosta oceanica-crosta oceanica




  5. Quando invece due placche continentali entrano in collisione, si comprimono fra loro oppure una delle due viene subdotta come nel caso precedente; in casi molto rari una placca sale sopra l'altra (obduzione).
    In ogni caso, durante questa collisione si formano catene montuose (ad es. la catena montuosa dell'Himalaya).


  6. subduzione crosta continentale-crosta continentale





Occorre ricordare che i fenomeni descritti non corrispondono ad una catalogazione netta di tutti i margini tra le placche.
Per conoscere nel dettaglio i margini di ogni zolla, di seguito verranno elencate le diverse placche tettoniche presenti sul globo. Cliccando su ogni voce verrà aperta una pagina del sito nella quale saranno presenti descrizioni ed immagini inerenti la placca cliccata.






Terremoto intraplacca


Il terremoto intraplacca a differenza della maggior parte degli eventi sismici che comunemente si verificano tra i margini delle placche, avvengono all’interno della placca stessa in zone non considerate a rischio sismico.

I terremoti intraplacca sono fenomeni piuttosto rari se comparati alle migliaia di terremoti che hanno luogo lungo i confini delle placche. Ragion per cui colpiscono aree poco sviluppate dal punto di vista antisismico e quindi anche se non particolarmente potenti possono infliggere gravi danni.

Solitamente si verificano dove vi sono antiche faglie o rift. Si pensa che i terremoti intraplacca possano verificarsi per la nascita di un nuovo margine, ossia di una nuova zona di rift a causa della separazione di una placca in due placche distinte. In molti casi la faglia che ha generato il terremoto è situata a profondità tali da non poter essere localizzata. In simili circostanze è difficile calcolare il rischio simico di un determinato luogo.

Si è pensato di aggirare questo problema attraverso un monitoraggio microsismico dettagliato, usufruendo di una densa rete di sismometri. In questa maniera, terremoti molto piccoli associati a una faglia possono essere localizzati con grande accuratezza e di conseguenza la faglia stessa potrà essere localizzata con maggiore facilità.
I Criosismi possono a volte essere scambiati per terremoti intraplacca. Esempi storici di terremoti intraplacca, sono i "terremoti di New Madrid 1811/1812" e il ""terremoto del Gujarat del 2001".




Criosismi


Quando l'acqua filtra giù nella roccia si ghiaccia e aumentando di volume, mette sotto stress la roccia circostante facendo registrare un aumento della tensione. La tensione aumenterà finché non verrà liberata con violenza, producendo cosi un criosisma.
Un'altra forma di criosisma (noto come scossa di ghiaccio) è rappresentato da un evento sismico di natura non-tettonica causato dall'improvviso movimento dei ghiacciai.




Cos’è una faglia ?


Con il termine generico di faglia (fault) si indica la frattura o una zona di frattura tra due blocchi di roccia, in cui si verifica o si è verificato nel passato, il movimento relativo della parti adiacenti alla frattura.
Il movimento può essere improvviso oppure di lento scorrimento (crepp). Durante un terremoto la roccia su di un lato della faglia subisce uno spostamento (slip) rispetto alla roccia posta sull’altro lato della faglia. L'entità di questo spostamento può anche risultare microscopica, ma solitamente vengono interpretate come faglie solo gli spostamenti visibili. Ovviamente maggiore sarà lo spostamento e maggiore energia verrà rilasciata.

Ciò che separa i due blocchi di roccia prende il nome di piano di faglia (geometricamente caratterizzato da una direzione, un'immersione ed un'inclinazione).
L’intersezione del piano di faglia con la superficie topografica viene invece definito linea di faglia. L’inclinazione di un piano di faglia è in genere misurato come l’angolo che esso forma con l’orizzonte oppure come l’angolo tra il piano di faglia e la verticale. I blocchi di roccia separati da una faglia, possono spostarsi e muoversi, lungo il piano di faglia, in qualsiasi direzione.
Quando il piano di faglia è inclinato, il blocco di roccia posto al di sopra del piano viene detto tetto (hangingwall), mentre quello al di sotto letto (footwall).

faglia




La misura dello spostamento dei due blocchi di roccia, lungo il piano di faglia, viene detto rigetto e si calcola misurando la dislocazione di due punti originariamente vicini. La direzione del movimento può essere riconosciuto sul terreno dalla presenza di striature rettilinee e parallele, prodotte dallo spostamento dei blocchi di roccia lungo il piano di faglia.
E' possibile distinguere anche un rigetto verticale, orizzontale e laterale.

rigetto di una faglia (e piano di faglia)




Tipologia e descrizione delle faglie


Le faglie possono essere distinte sulla base della direzione degli scivolamenti. Si distinguono così le faglie da scivolamento secondo immersione (dip-slip faults), direzione (strike-slip faults) e da scivolamento obliquo (oblique-slip faults).


FAGLIE NORMALI O DIRETTE


Nelle faglie normali o dirette (dette anche dip-slip faults o faglie tensionali) abbiamo uno spostamento verso il basso del tetto rispetto al letto. Una faglia diretta è il prodotto di una forza distensiva (o da estensione) che tende ad allontanare i due blocchi di roccia.
Le faglie normali hanno generalmente un’inclinazione di 55° - 70°. Nei pressi della superficie possono raggiungere i 90° mentre in profondità possono interrompersi bruscamente lungo i piani di altre faglie.

faglia diretta



Le faglie dirette però possono anche diminuire gradualmente la propria inclinazione con l’aumentare della profondità. In questo caso la faglia diretta viene detta faglia listrica e sarà caratterizzata dall’avere una parte più inclinata detta ramp che man mano tenderà ad essere meno inclinata sino a diventare orizzontale ( flat).

Una faglia listrica comporta anche delle importanti conseguenza sul blocco di roccia detto tetto. infatti esso si deformerà per adattarsi alla forma curva della superficie di faglia. Deformazione che consiste o in un piegamento del tetto che viene interessato da una struttura con convessità rivolta verso l’alto (detta anticlinale di rollover e solitamente affiancata da una struttura con convessità verso il basso detta sinclinale) o in uno sviluppo di faglie normali.

faglia listrica





In corrispondenza di un sistema di faglie normali (dirette) e aventi direzioni parallele ma con immersioni opposte, viene a crearsi una particolare fossa tettonica che prende il nome di graben.
I graben a loro volta, sono separati da zone rialzate dette horst. Spesso però i graben possono risultare asimmetrici quando le dislocazioni sono maggiori in un lato, rispetto all’altro, con conseguente sviluppo di una faglia principale.
Tali strutture prendono il nome di semigraben o half graben.

graben




FAGLIE INVERSE


Lungo le faglie inverse lo scivolamento è opposto a quello proprio delle faglie normali, pertanto si registra uno scivolamento del tetto verso l’alto, rispetto al letto.
Le faglie inverse danno luogo ad una contrazione o accorciamento crostale nel senso della loro direzione e ad un ispessimento (crostale) in senso verticale. Inoltre presentano un’inclinazione minore della faglie normali (generalmente varia da pochi gradi fino a 45°).

faglia inversa




SOVRASCORRIMENTI (THRUST)


I sovrascorrimenti sono faglie inverse aventi una bassa inclinazione in corrispondenza delle quali si verificano sovrapposizioni di porzioni di crosta (singolarmente dette unità tettoniche), a causa di spinte tettoniche orizzontali e compressive.
Quindi siamo in presenza di sovrascorrimenti quando le faglie inverse sono caratterizzate da movimenti importanti con spostamenti maggiori anche di decine di chilometri.
I sovrascorrimenti possono essere composti da superfici di sovrascorrimento articolati in segmenti di diversa inclinazione, dove il segmento molto inclinato (tra i 10° e 45°) prende il nome di ramp mentre il segmento avente una bassa inclinazione (compresa tra 0° e 10°) prende il nome di flat .

ramp-flat



Generalmente i sovrascorrimenti si sviluppano i sistemi di unità tettoniche embriciate, delimitate da sovrascorrimenti (da “piccole” faglie inverse), aventi la stessa inclinazione e che si diramano da un’unica superficie (poco inclinata) e detta superficie di scollamento.

sovrascorrimenti



Nei sovrascorrimenti molte volte è possibile individuare non solo una superficie di scollamento basale (floor thrust) ma anche una superficie di scollamento superiore (roof thrust).
La struttura di sistemi di sovrascorrimenti di tale tipo, dove le unità tettoniche sono dette horses, perché delimitate sia superiormente che inferiormente da superfici di scollamento, viene detta anche struttura a duplex.

struttura-duplex



Faglie inverse aventi un’inclinazione maggiore di 45° possono essere faglie trascorrenti a componente compressiva (dette transpressive); possono essere faglie normali (molto inclinate) riattivate come faglie inverse in un ambiente compressivo o infine possono essere sovrascorrimenti inclinati successivamente alla loro formazione.




FAGLIE TRASCORRENTI


Lungo le faglie trascorrenti (dette anche strike-slip faults), con piano di faglia verticale, si osserva uno spostamento orizzontale delle masse rocciose (lungo il piano stesso).
Per tali faglie occorre distinguere quelle destre da quelle sinistre, ponendosi semplicemente lungo la linea di faglia e osservare se il blocco che si ha di fronte appare spostato verso destra o verso sinistra. Le faglie trascorrenti non producono accorciamento o inspessimento della crosta (in senso verticale).
La trascorrenza tra i blocchi può essere:

_ semplice, se il movimento si limita ad un semplice slittamento dei blocchi, lungo il piano di faglia;

faglia trascorrente

_ una trascorrenza con una componente compressiva (faglie transpressive), cioè con uno scorrimento laterale che implica anche un avvicinamento dei blocchi di roccia;

_ una trascorrenza con una componente distensiva (faglie transtensive), cioè con uno scorrimento laterale che implica anche un allontanamento dei blocchi di roccia.

A seconda dei tre casi (trascorrenza pura, transpressione, transestensione) si potranno formare particolari strutture e associazioni di faglie che prendono il nome di “struttura a fiore”.
Le tipiche strutture presenti lungo le zone transpressive sono le strutture a fiore positive. E’ detta positiva perché il nucleo del fiore descritto dalle faglie inverse è sollevato rispetto alle zone adiacenti (le faglie si riuniscono in profondità).

struttura a fiore positiva





struttua a fiore positiva 3d



Le tipiche strutture presenti lungo le zone transtensive sono le strutture a negative. E’ detta negativa perché il nucleo del fiore è abbassato rispetto alle zone adiacenti. Le faglie si riuniscono in profondità e inoltre in superficie può apparire come un semplice graben.

struttura a fiore negativa





struttua a fiore negativa 3d




FAGLIE TRASFORMI



Le faglie trasformi (transform fault) hanno in comune con le faglie trascorrenti il movimento orizzontale.
Sono situate trasversalmente alle dorsali oceaniche (presenti lungo i margini divergenti) e interrompendone la continuità, conferiscono loro un tipico andamento a spezzata.

In poche parole la dorsale è spezzettata in vari tronconi, separati da quelli adiacenti da due faglie trasformi. Queste faglie non sono la causa della dislocazione dei vari tronconi della dorsale ma sono una conseguenza dell’espansione dei fondi oceanici avvenuta in corrispondenza di ciascun troncone:

faglia trasforme




FAGLIE OBLIQUE

Le faglie oblique (oblique faults) si hanno quando lo scivolamento dei blocchi lungo il piano di faglia, non comprende un’unica componente di movimento, come abbiamo visto per le faglie inverse, dirette e trascorrenti.

Per tanto potremmo avere una trascorrenza caratterizzata da una componente compressiva, tipica delle faglie inverse. La denominazione delle faglie oblique dipende unicamente dall’inclinazione del vettore scorrimento (pitch) rispetto al piano orizzontale, misurato sul piano di faglia. Al fine di comprendere e riconoscere le diverse faglie oblique, di seguito verrà riportata una figura che trae spunto da Mercier et al., 1992 (Mercier J. and Vergely P., "Tectonique", Dunod, 1992).

faglia obliqua





LISTA DELLE FAGLIE
Cliccando su ogni voce verrà aperta una pagina del sito (che fa capo ad Equakepedia) in cui saranno presenti descrizioni inerenti la faglia clicata.






Margine divergente: Dorsale oceanica e Rift



Dorsale oceanica


Lungo un margine divergente vi è un allontanamento reciproco tra le placche tettoniche.
Lo spazio venutosi a creare verrà occupato da nuova crosta oceanica generata dalla risalita di materiale caldo proveniente dall’astenosfera che fonderà parzialmente per decompressione.

Infatti i margini divergenti che si sviluppano lungo i bacini oceanici vengono considerati centri di espansione della crosta oceanica.

Il materiale che fuoriesce è caratterizzato da un’elevatissima temperatura (maggiore di 1000 °C) e un basso contenuto di silice che ne conferisce la straordinaria capacità di introdursi nelle rocce superstanti, risalire fino in superficie, per poi fuoriuscire in ambiente sottomarino. Il magma subirà un immediato degassamento tanto da diventare lava basaltica che solidificherà in tempi molto brevi. Si accumulerà in forme arrotondate dette "pillow lavas" e in stratificazioni sui fianchi della “spaccatura” (da cui per l’appunto vi è fuoriuscita di materiale astenosferico) formando nuova copertura basaltica.

La risalita del magma dall'astenosfera genera una spinta verso l'esterno della roccia più vecchia e fredda che tenderà quindi ad allontanarsi sempre più, raffreddandosi , contraendosi e comportando un conseguente sprofondamento della crosta basaltica che formerà del nuovo pavimento oceanico.
La continua stratificazione di nuovo materiale basaltico presso i fianchi della “spaccatura” fa si che lungo i margini divergenti si formino lunghe strutture a decorso lineare, sollevate topograficamente anche di 2 o 3 km, rispetto alle piani abissali circostanti.

Strutture note come dorsali oceaniche che si snodano per una lunghezza totale maggiore di 50.000 km, occupando una superficie pari al 10% di quella complessiva terrestre.

dorsale oceanica



Lungo l’asse delle dorsali è presente un sistema di fosse tettoniche (la “spaccatura” a cui si fa riferimento poco sopra) con un profilo essenzialmente simmetrico, da cui fuoriesce il materiale astenosferico. In realtà la fossa tettonica, che corre per l’intero margine divergente è dislocata da un sistema di faglie trasformi che sono ortogonali alla sua direzione.
Quindi l’espansione dei fondi oceanici avviene per segmenti separati, dove ogni troncone è separato da quelli adiacenti da due faglie trasformi.

A questa conclusione si arrivò anche grazie allo studio delle onde sismiche liberate da eventi sismici localizzati lungo i margini divergenti. Nello specifico venne notato che alcuni sismogrammi erano identici ai tracciati registrati in corrispondenza di terremoti caratterizzati da fenomeni distensivi, mentre alcuni eventi simici avevano caratteristiche tipiche dei terremoti dovuti ad una trascorrenza.

Con questi studi si capì che l’attività sismica lungo le dorsali è dovuta in parte alla risalita del materiale astenosferico lungo la fossa meridiana dei margini divergenti (terremoti dovuti a fenomeni distensivi) e in parte all’attrito delle diverse zolle in allontanamento concentrato lungo le faglie trasformi (terremoti da trascorrenza).

dorsali oceaniche e faglie trasformi



Le dorsali possono innalzarsi fino a toccare i 2000 metri (dal fondale marino), solitamente non superando i 3000 metri, ma talvolta come nel caso della Azzorre (o dell’Islanda) sono riuscite ad emergere originando delle vere e proprie isole. Più in generale le caratteristiche morfologiche delle dorsali, dipendono quasi unicamente dalla velocità con cui le zolle si allontanano.
Infatti una dorsale molto articolata con un piccolo volume, si formerà in un sistema di zolle in lenta divergenza. Al contrario una dorsale con ampio rigonfiamento e con moderato rilievo, sarà frutto di una veloce divergenza fra le zolle.
Ecco una lista delle principali dorsali oceaniche (clicca per conoscere maggiori informazioni).






Rift


La litosfera può lacerarsi creando una vera è propria spaccatura detta rift. Le forze di trazione, responsabili della lacerazione, sono presenti lungo le zone caratterizzate da fenomeni distensivi e quindi dove vi sonofaglie dirette.

Le faglie normali sono responsabili di un allontanamento dei blocchi di roccia lungo il proprio piano di faglia e talvolta se disposte in modo parallelo possono dar vita ad una serie di bacini allungati in una direzione, detti graben. In presenza di graben ben strutturati avremo sistemi attivi di rift, che comunemente contengono rocce vulcaniche lungo l’asse dell’area di rift e che solitamente possono risultare attivi dal punto di vista vulcanico.

A differenza delle dorsali oceaniche (lungo le quali viene creata nuova crosta oceanica), nei rift non si produce crosta ne litosfera. Se la formazione di rift continua per un arco temporale tale da segnare la nascita di un margine divergente tra due placche tettoniche, solo allora potrà formarsi una dorsale oceanica lungo la quale verrà creata nuova crosta.
I rift possono essere suddivisi in :


  • Rifting continentale: causati dall’assottigliamento di tratti della litosfera per la presenza di pennacchi di mantello di un hot spot o dalla presenza di antiche faglie geologiche.
    Nel primo caso, attraverso la risalita di materiale caldo presso un hot spot, avviene un innalzamento dal basso del piano della litosfera. In seguito il piano viene sollevato termicamente su una vasta area, fuso lentamente e in tal modo assottigliato. In seguito la crosta terrestre può lacerarsi e far si che fuoriesca del magma come sta avvenendo presso la Rift Valley africana.
    Nel secondo caso, dopo la formazione di fosse di sprofondamento (graben) e la conseguente diminuzione della pressione presso la zona di allungamento, si può osservare la risalita e fuoriuscita di magma lungo l’asse dell’area di rift.

  • Rift oceanico: con rift oceanico ci si riferisce a quelle zone in cui sono presenti dorsali oceaniche, in cui vi è un margine divergente e quindi un allontanamento reciproco fra le placche tettoniche.



Sono elencati i principali rift del pianeta:






Mantle plumes e hot spots


La teoria dei mantle plumes - proposta da W. Jason Morgan nel 1971 - ancora oggi risulta essere uno degli argomenti più discussi tra i geologi, anche se non viene presa in considerazione all’unanimità per la mancanza di prove concrete.

I mantle plumes vengono descritti come pennacchi o zampilli di materiale caldo, proveniente dallo strato D (localizzato al confine tra mantello e nucleo esterno), grazie alla spinta idrostatica dovuta alla minore densità.
Un pennacchio ricorda la forma di un fungo e rimane in posizione fissa per lunghi archi temporali andando a creare in superficie una sacca di magma che prende il nome di hot spot (punto caldo). Gli hot spots solitamente non sono localizzati lungo i margini che segnano il confine tra le diverse placche.

L’immobilità dei pennacchi e degli hot spots, a differenza delle placche tettoniche in costante movimento, fa si che il magma presente nel punto caldo, risalito in superficie, dia origine ad una serie di isole vulcaniche allineate lungo il percorso della zolla, come una dorsale oceanica ma asismica.

Per rendere chiaro il concetto basti pensare all’hot spot delle Hawaii (attivo da oltre 20 milioni di anni) che ha dato origine alla catena sottomarina Hawaii – Emperor, lunga 5800 km e formata da almeno 80 vulcani. L’antichità delle rocce cresce andando dalla “grande isola di Hawaii” all’atollo di Midway, a dimostrazione del fatto che nel corso dei milioni di anni la placca pacifica si sia spostata verso nord-ovest di una decina di centimetri l’anno e che l’attività dell’hot spot abbia originato una sorta di dorsale oceanica asismica, nota appunto con il nome di catena sottomarina Hawaii - Emperor.
I geologi hanno individuato tra i 40 e 50 punti caldi sul pianeta (Hawaii, Yellowstone, Islanda).




Piano di Wadati- Bienoff e strutture di una zona di subduzione


Il piano di Wadati- Bienoff prende il nome da due sismologi: Hugo Bienoff e Kiyoo Wadati.
E' un piano inclinato presente lungo una zona di subduzione e rappresenta appunto l'area di contatto fra la placca in subduzione (che scivola) e la placca sovrastante.

E' definito dall’allineamento degli ipocentri dei sismi che si verificano lungo il piano stesso e ha una pendenza variabile, solitamente tanto maggiore quanto più la roccia è fredda e densa.
Il piano e l’attività sismica si interrompono a circa 700 km in quanto la crosta fonde a causa delle alte temperature, trasformandosi nuovamente in materiale magmatico che potrà risalire determinando anche eruzioni vulcaniche (e col tempo la nascita di un sistema vulcanico di retro-fossa).

piano wadati-bienoff e subduzione




FOSSA OCEANICA


La fossa oceanica è una depressione lineare del fondale marino, di svariata lunghezza, generalmente profonda oltre i 6000 m fino a una massimo di circa 11000m.

Sono il risultato dell’interazione tra due placche tettoniche che premono l’uno contro l’altra ad un ritmo tale da determinare lo sprofondamento di una delle due creando cosi una zona di subduzione. La fossa oceanica sarebbe la testimonianza superficiale (sul fondale marino) dell’immersione della placca più vecchia (subdotta) al di sotto della placca più giovane e meno densa.

Lungo le fosse oceaniche si riscontra un’ elevata e pericolosa attività sismica.

fossa oceanica



Le principali fosse oceaniche:






PRISMA DI ACCREZIONE


I prismi (o cunei) di accrezione generalmente si formano lungo le fosse oceaniche e quindi dove vi è un piano di subduzione.
La placca in subduzione, scivolando sotto la placca meno densa, viene scalfita a tal punto che il sedimento deposto sulla superficie, viene raschiato via e incorporato in una massa a forma di cuneo detto appunto “ prisma di accrezione”.

Nei pressi di questi luoghi si è potuta constatare la presenza di dense rocce basaltiche, notevolmente differente dalle rocce che costituiscono le placche continentali, ma tipiche della litosfera oceanica (e quindi della placca in subduzione). La presenza o meno di prismi di accrezione lungo le fosse oceaniche fanno si che le stesse possano raggiungere elevate profondità.

Infatti la fossa delle Marianne raggiunge i circa 10990 m di profondità anche per l’assenza di un prisma di accrezione. Questo poiché i sedimenti potrebbero essere stati consumati per erosione tettonica o semplicemente perchè assenti.
Tra i complessi di accrezione più studiati sono quelli della Catena del Makran (Pakistan), della Fossa oceanica delle Aleutine, del Mare di Nankai (Giappone) e della Fossa oceanica di Giava.

prisma di accrezione






DEPRESSIONE OCEANICA



La depressione oceanica è una depressione nel fondo marino, tipicamente meno profonda, più stretta, più corta e topograficamente meno invasiva rispetto ad una fossa oceanica.

Sono profonde al massimo 4000-5000m (eccezion fatta per alcuni casi in cui si raggiungono anche i circa 7500 metri di profondità), la loro lunghezza oscilla tra i 250 e 2500 km e la loro larghezza tra i 20 e 100 km.

Le principali depressioni oceaniche:






ARCO VULCANICO CONTINENTALE E ARCO VULCANICO INSULARE


A seconda della tipologia delle due placche tettoniche, se di tipo continentale o oceanica, coinvolte in una subduzione, possono generarsi archi vulcanici di diversa tipologia.

Se una placca oceanica subduce sotto una placca dello stesso tipo, si formerà un arco insulare. Quindi un sistema di isole (a forma di arco) caratterizzate da un’elevata attività sismica e vulcanica.

Se la placca oceanica subduce al di sotto di una placca di tipo continentale, avremo la formazione di un arco vulcanico continentale.

Il tipo di attività e la distanza dell'arco vulcanico dalla fossa oceanica dipendono dall'inclinazione della crosta subdotta. Con inclinazioni maggiori avremo archi vulcanici molto più vicini alla fossa, con inclinazioni minori essi tenderanno invece ad allontanarsi, fino ad arrivare a valori inferiori a 10° nei quali non avviene magmatismo.

La composizione chimica delle rocce eruttate dipenderà inoltre dalla placca che non entra in subduzione e che quindi sovrasta la placca più fredda e densa. Se la placca non subdotta è di tipo oceanico, non avremo la formazione di grosse camere magmatiche. In placche di tipo continentale si formeranno invece grandi camere magmatiche in cui il magma avrà così modo di differenziarsi.
I prodotti così eruttati saranno quindi anche molto diversi dal magma di partenza.

Principali archi vulcanici:






BACINO DI AVANARCO

Il bacino di avanarco è il bacino che si forma tra il prisma di accrezione e l’arco vulcanico.

bacino di avanarco




BACINO DI RETROARCO


l bacino di retroarco è la regione a crosta continentale dove (se le placche interessate dalla subduzione non sono troppo in compressione) può instaurarsi un regime tettonico estensivo che può tranquillamente creare un bacino di retroarco.
Un bacino a crosta oceanica simile in tutto ad un vero e proprio oceano, con una propria dorsale oceanica seppur di dimensioni più moderate.

La placca oceanica in subduzione tirerà verso il basso la placca sovrastante. Tale dinamica comporta un assottigliamento della placca non subdotta e la conseguente risalita di materiale caldo che formerà una spaccatura nella placca non subdotta, da cui fuoriuscirà crosta di tipo oceanico.

Un esempio di questa situazione è il bacino del Tirreno.

Se non è interessata da questa evoluzione, la regione di retroarco sviluppa un bacino sedimentario presso il quale si accumulano i materiali prodotti dall'erosione sull'arco vulcanico o sulle aree continentali adiacenti.

Un altro esempio di bacino di retroarco è il bacino algero-provenzale.

bacino di retroarco




Cos’è un’obduzione ?


L’obduzione è il processo tettonico per cui porzioni di crosta oceanica sono spinti verso l’alto sino a sovrascorrere la crosta continentale (meno densa), anziché sprofondare verso il basso come generalmente accade nelle zone di subduzione.

Le rocce caratteristiche della porzione di crosta oceanica obdotta sono le ofioliti. L'obduzione, si verifica lungo i margini convergenti in sui vi è sia crosta oceanica che continentale.
Nonostante ciò, si ritiene che la presenza di ofioliti, sia per lo più connessa alla chiusura di bacini oceanici e alla presenza di bacini di retroarco. Infatti affinché la crosta sovrastante possa “laminare” la sottostante crosta oceanica, quest’ultima dovrà avere una densità leggermente minore rispetto alla normalità.

Crosta oceanica con una densità leggermente minore la si può trovare in bacini oceanici molto giovani e in presenza di bacini di retroarco.
Frammenti di crosta obdotta possono essere trovati ad esempio a Cipro, in Nuova Zelanda, in Nuova Caledonia, a Terranova, nell’Oman, in Italia Nord-Occidentale (e in Calabria).




I vulcani


Un vulcano, tecnicamente definito edificio vulcanico o cono vulcanico, è una struttura geologica complessa che si genera all’interno della crosta terrestre, in seguito alla risalita e quindi all’attività eruttiva, di masse rocciose fuse (detto magma) formatesi sotto o all’interno della crosta terrestre.

Generalmente con il termine vulcano ci si riferisce alla parte visibile dell’apparato vulcanico, ovvero al rilievo avente generalmente la forma di un tronco di cono.
Un cono troncato dalla presenza di un cratere, dl quale durante un’eruzione fuoriescono i materiali eruttivi quali lava, cenere, lapilli, gas e vapor acqueo. Il vulcano però non comprende solamente questa parte visibile bensì anche una struttura interna decisamente più complessa.

Le masse di roccia che formano un cono vulcanico sono dette rocce ignee poiché derivano dal raffreddamento di magma risalito dall’interno della Terra.
Sulla superficie terrestre il 90% dei vulcani sono sottomarini mentre circa 1500 sono quelli oggi attivi sulle terre emerse e sono disposti lungo le zone di subduzione e lungo le dorsali oceaniche.

In seguito a processi tettonici, nell’astenosfera e nella crosta terrestre si osserverà una risalita del magma, poichè meno denso delle rocce circostanti (risalita per spinta di galleggiamento).
Durante la risalita, per effetto della diminuzione della pressione, i gas sciolti nel fuso dissolvono determinando una ulteriore diminuzione della densità. Così facendo esso potrà raffreddarsi, solidificare o creare grosse masse magmatiche che daranno vita ai vulcani e alle loro eruzioni. In genere un vulcano è formato da:


  • un bacino o camera magmatica, ovvero il serbatoio sotterraneo nel quale è presente il magma che alimenta il vulcano. E’ localizzato a qualche chilometro di profondità al di sotto della superficie terrestre, e il suo graduale riempimento è generalmente il preludio di una eruzione vulcanica.
  • un camino o condotto vulcanico principale, in cui il magma dalla camera magmatica scorre verso la superficie. Esso, a seconda della tipologia di vulcano considerata, può avere una forma subcilindrica o a fessura.
  • un cratere sommitale, dove sgorga il condotto principale, e il materiale presente al suo interno durante le varie eruzioni. E’ una depressione circolare avente un diametro di qualche centinaio di metri, situato al vertice del cono vulcanico.
  • uno o più condotti secondari, i quali, sgorgando dai fianchi del vulcano o dalla stessa base, danno vita a dei coni e crateri secondari.
  • delle fessure laterali, fratture longitudinali sul fianco del vulcano, provocate dalla pressione del magma, e che permetteranno la fuoriuscita di lava sotto forma di eruzione fessurale.



struttura vulcano
Struttura vulcano



MAGMA
Per poter comprendere eventuali classificazioni dei vulcani, in base alla tipologia del magma presente al loro interno, è necessario dire, anche brevemente, che il magma stesso è una miscela costituita da roccia fusa, in quantità variabile, ossidi di silicio, alluminio, ferro, calcio, magnesio, potassio, sodio e titanio; minerali, e da gas disciolti, soprattutto acqua, ma anche anidride carbonica, acido fluoridrico, acido cloridrico, idrogeno solforato.
La sua temperatura è molto elevata, compresa tra gli 800 e i 1200 °C, ma soprattutto la viscosità dipende essenzialmente dal contenuto del silicio. Se il magma ha meno del 50% di silice verrà probabilmente eruttato con dinamica effusiva ed emesso sotto forma di colate laviche, se invece il magma ha più del 60% di silice [SiO2] è considerato viscoso e darà luogo con maggiore probabilità ad una eruzione esplosiva.




CLASSIFICAZIONE DEI VULCANI



I vulcani possono essere classificati in base al tipo di apparato vulcanico esterno o al tipo di attività eruttiva, le quali a loro volta sono strettamente legate alla composizione della camera magmatica e in particolare del magma.






APPARATO VULCANICO ESTERNO



In base al tipo di apparato vulcanico esterno, si hanno 3 tipi di vulcani: vulcani a cono (stratovulcani), vulcani a scudo e vulcani sottomarini.





Vulcani a cono - stratovulcani:

Troviamo un vulcano a cono quando le lave sono acide. In questi casi il magma è molto viscoso e trova difficoltà nel risalire, solidificando velocemente una volta fuoriuscito. Generalmente si trovano lungo le zone di subduzione, e il proprio magma acido si forma non dal materiale subdotto (crosta oceanica), ma per fusione parziale delle rocce (della crosta continentale), che inoltre vengono idrate dal vapore acqueo del magma neutro sottostante (generati dalla crosta oceanica in subduzione).

Alle emissioni laviche, di vulcani di tipo calcoalcalino, si alternano emissioni di piroclastiti, materiale solido che, alternandosi con le colate, forma gli strati dell'edificio. Eruzioni di questo tipo possono risultare molto violente, poiché il magma tende ad ostruire il camino vulcanico creando un “tappo”; solo quando le pressioni interne sono sufficienti a superare l'ostruzione, l'eruzione riprende (eruzione di tipo vulcaniano), ma nei casi estremi ci può essere un'esplosione che può arrivare a distruggere l'intero vulcano.





Vulcani a scudo

A differenza degli stratovulcani, i vulcani a scudo presentano fianchi con pendenza moderata, per via dell’eruzioni di lava basaltica molto fluida. La lava basaltica tende a costruire enormi coni a bassa pendenza, in quanto la sua scarsa viscosità le consente di scorrere agevolmente sul terreno o sotto di esso (nei tubi di lava), fino ad arrivare a molti km di distanza senza subire un consistente raffreddamento.
I maggiori vulcani del pianeta sono vulcani a scudo. Il nome viene dalla geometria degli stessi, che li fa assomigliare a scudi appoggiati al terreno. Il più grande vulcano a scudo del mondo è il Mauna Loa (arcipelago delle Hawaii). È alto circa 4000 m s.l.m. ma la sua base è situata 5000 metri sotto il livello del mare, perciò la sua altezza effettiva è di 9000 metri, mentre il suo diametro alla base è di circa 250 km.





Vulcani sottomarini

Un terzo tipo di apparati vulcanici sono i vulcani sottomarini nella forma di semplici spaccature della crosta oceanica da cui fuoriescono magma e gas. Rappresentano i vulcani più diffusi sulla Terra ed oltre che essere semplici spaccature della crosta, possono essere sia vulcani a scudo che vulcani a cono.




IN BASE AL TIPO DI ATTIVITA’ ERUTTIVA

Considerando la potenza e il tipo di attività eruttiva di un vulcano si hanno:


  • vulcani ad eruzione di tipo hawaiano;
  • vulcani ad eruzione di tipo islandese;
  • vulcani ad eruzione di tipo pliniano e peleano (ultra-pliniano);
  • vulcani ad eruzione di tipo stromboliano;
  • vulcani ad eruzione di tipo vesuviano;
  • vulcani ad eruzione di tipo vulcaniano;
  • grandi caldere ("supervulcani").







Tipo hawaiano

Le eruzioni sono riconducibili a dei fenomeni che vedono il magma risalire dai pennacchi caldi fino ai punti caldi (hot spot); la sommità del vulcano è occupata da una grande depressione chiamata caldera, limitata da ripide pareti a causa del collasso del fondo. Altri collassi avvengono all'interno della caldera, creando una struttura a pozzo. La lava è molto basica e perciò tanto fluida da scorrere per chilometri senza subire un consistente raffreddamento, e produrre edifici vulcanici dalla tipica forma a scudo, aventi debolissime pendenze dei rilievi.





Tipo islandese

Sono chiamati anche vulcani fissurali o lineari, poiché le eruzioni avvengono attraverso lunghe fenditure e non da un cratere circolare. Tali vulcani sono tipici delle dorsali oceaniche ed eruttano magmi basici ed ultrabasici. Al termine di un'eruzione fissurale , la fessura eruttiva può sparire perché ricoperta dalla lava fuoriuscita e solidificata, fino a che non riappare alla successiva eruzione. Questa serie di colate creano una sorta di cono vulcanico.





Tipo pliniano (e peleano)

Queste eruzioni prendono il nome da Plinio il giovane che per primo descrisse questo tipo di eruzione osservando l'eruzione del Vesuvio del 79 d.C. . Le eruzioni risultano estremamente violente per via dell’alta viscosità dei magmi presente nella camera magmatici dell’edificio vulcanico. Si formano frequentemente nubi ardenti, formate da gas e lava polverizzata, e più delle volte si concludono con il collasso parziale o totale dell'edificio vulcanico o con la fuoriuscita di un tappo di lava detto spina vulcanica o duomo (possono verificarsi entrambi i fenomeni). Gli apparati vulcanici che manifestano questo comportamento eruttivo sono caratterizzati dalla forma a cono. Altre varianti dell'eruzione pliniana sono le eruzioni ultra-pliniane (o krakatoiane). Questo tipo di eruzioni, aventi un indice di esplosività ancora maggiore, possono arrivare a distruggere completamente l'edificio vulcanico (ne sono un esempio il Santorini o il Krakatoa) , e ad eruttare enormi quantità di ceneri vulcaniche che rimanendo sospese in atmosfera, potranno incidere sul clima mondiale negli anni successivi all’eruzione stessa. Per quanto concerne i vulcani di tipo peleano, si assiste ad un' eruzione non centrale (dal cratere) ma laterale, che provocherà lo smembramento di parte dell'edificio vulcanico. Tale eruzione ha effetti devastanti concentrati nella direzione di eruzione della nube ardente principale che può arrivare fino ad oltre 20 km dall'edificio vulcanico (come accaduto nel 1980 nell'eruzione del St. Helens).





Tipo stromboliano

Questa tipologia prende il nome dalla attività effusiva dell’isola-vulcano “Stromboli” (in attività da due millenni). Magmi basaltici molto viscosi danno luogo a un'attività duratura caratterizzata dalla emissione a intervalli regolari di fontane e brandelli di lava, che raggiungono centinaia di metri d'altezza, e dal lancio di lapilli e bombe vulcaniche. La ricaduta di questi prodotti crea coni di scorie dai fianchi abbastanza ripidi.





Tipo vesuviano

Dal nome del vulcano Vesuvio, negli edifici vulcanici della suddetta tipologia, l'esplosione iniziale è tremendamente violenta tanto da svuotare gran parte della camera magmatica: il magma allora risale dalle zone profonde ad alte velocità fino ad uscire dal cratere e dissolversi in minuscole goccioline. Quando questo tipo di eruzione raggiunge il suo aspetto più violento viene chiamata eruzione pliniana.





Tipo vulcaniano

Dal nome dell'isola di Vulcano nell'arcipelago delle Eolie. Sono eruzioni esplosive nel corso delle quali vengono emesse bombe di lava e nuvole di gas cariche di ceneri. Le esplosioni possono produrre fratture, la rottura del cratere e l'apertura di bocche laterali.





Grandi caldere (supervulcani)

Detti “supervulcani”, seppur essi non siano riconosciuti come veri e propri vulcani, tali strutture si caratterizzano per non avere un edificio vulcanico, ma una depressione di origine vulcanica (detta caldera), che ricopre un'area molto vasta, oltre i 10–15 km. All'interno della caldera è possibile notare lo sviluppo di vari crateri più o meno formati. Ad oggi non è ancora stata osservata un'eruzione di questo tipo seppur si ha la certezza della loro esistenza e della loro attività (secondaria). Gli esempi più noti di questo tipo di apparati sono il parco delle Yellowstone, I campi Flegrei, il lago Toba e i colli Albani.



Un’ulteriore classificazione può essere fatta in base alla potenza dell’eruzione vulcanica. L’indice di esplosività vulcanica, in lingua inglese Volcanic Explosivity Index (VEI), fornisce una misura relativa alla capacità esplosiva di una eruzione vulcanica. Viene utilizzata frequentemente per descrivere le varie eruzioni nonostante, la suddetta scala, abbia dei limiti. Infatti essa non tiene conto della densità dei materiali eruttati: ceneri vulcaniche, bombe vulcaniche e ignimbriti vengono considerate in egual modo. Il valore del volume dei materiali estrusi e l’altezza delle nubi eruttive, vengono utilizzati per valutare la capacità esplosiva di un'eruzione. È una scala che va da 0, per un'eruzione non esplosiva, (meno di 10^4 metri cubi di tefriti o materiale piroclastico, emesso), fino a 8, per eruzioni mega-colossali che possono emettere 10^12 metri cubi di tefriti, con una colonna di cenere alta più di 25 km. Ogni intervallo di scala rappresenta un incremento di un fattore 10 nell'osservazione. Nonostante arrivi fino ad un VEI 8, nulla vieta, qualora necessario utilizzare valori superiori come ad esempio per la Caldera di La Garita, in cui si raggiunse una “potenza” pari a VEI 9.




VEI
Tipologia
Altezza nube
Volume emesso
0
Tipo Hawaiano
50 - 100 m
>1000 m^3
1
Tipo Stromboliano
100 - 1000 m
>10000 m^3
2
Tipo Stromboliano/Vulcaniano
1 - 5 km
>1000000 m^3
3
Tipo Vulcaniano
5 - 15 km
>10000000 m^3
4
Tipo Sub - Pliniano
10 - 25 km
>0,1 km^3
5
Tipo Pliniano
> 25 km
>1 km^3
6
Tipo Krakatoiana
> 25 km
>10 km^3
7
Tipo Ultra - Pliniana
> 25 km
>100 km^3
8
Grandi caldere o supervulcani
> 25 km
>1000 km^3
9
Fish Canyon
> 25 km
>10000 km^3

Fonte : http://it.wikipedia.org/wiki/Indice_di_esplosivit%C3%A0_vulcanica



Infine bisogna aggiungere che, i vulcani attivi possono essere sventrati da esplosioni e sprofondare nella camera magmatica sottostante a causa del crollo della volta. La depressione conseguente al collasso dell'edificio vulcanico è chiamata caldera (un esempio sono i Campi Flegrei). Se l'azione riprende con la ricostruzione dell'edificio vulcanico all'interno della caldera, l'intera struttura è detta vulcano a recinto. Inoltre i vulcani possono essere attivi , quiescenti o spenti.




La tripla giunzione


Una tripla giunzione è il punto in cui i confini di tre placche tettoniche si incontrano. Questi confini possono essere segnati dalla presenza di dorsali (R, dall’inglese ridge), di fosse oceaniche (T, dall’inglese trench) o da faglie trasformi (F, dall’inglese fault). Una giunzione tripla, a seconda dei confini delle tre placche, può risultare stabile o meno. Si suppone che si possano avere 16 diversi tipi di tripla giunzione, nonostante tutte queste tipologie non siano state ancora osservate. Generalmente sono tre le tipologie maggiormente presenti sul pianeta, ovvero:


  • Ridge-Ridge-Ridge giunzione:
    è una tripla giunzione molto stabile e molto comune sul pianeta. Qui vi è un allontanamento reciproco tra le tre placche.

  • Trench-Trench-Trench giunzione:
    questa tipologia si trova in Giappone, dove vi è l’incontro (e il progressivo avvicinamento) di tre placche, in corrispondenza della penisola di Boso

  • Fault-Fault-Trench giunzione:
    questa tipologia comprende la presenza di due faglie e una fossa oceanica. Questa tipologia si trova a largo di Capo Mendocino, dove vi è l’incontro tra la Faglia di Sant’ Andrea, la Faglia Mendocino e la Zona di subduzione della Cascadia.





Considerando il gran numero di triple giunzioni, di seguito verranno elencate alcune presenti ai giorni d’oggi sulla superficie terrestre. Inoltre cliccando su ogni voce, verrà aperta una pagina del sito (che fa capo ad Equakepedia) in cui saranno presenti descrizioni e informazioni inerenti la tripla giunzione:






Blocchi crostali


Un blocco crostale, solitamente detto anche “terrane”, è un frammento di crosta terrestre che si è separato da una placca tettonica, ed in seguito si è unito alla crosta sovrastante un'altra placca. L'area di congiunzione tra un terrane e la nuova crosta cui si unisce è solitamente identificabile come una faglia. Il blocco crostale (o Terrane) mantiene le sue strutture geologiche originali, che possono essere anche molto diverse da quelle delle aree circostanti, appartenenti alla nuova zona di crosta con cui si è suturato. Di seguito verranno elencate alcune dei diverse blocchi crostali presenti sulla superficie terrestre.

Principali blocchi crostali:






L’intensità di un terremoto: Scala Richter e Scala Mercalli


L’intensità di un terremoto può essere valutata a seconda della scala di misurazione presa in considerazione. La Scala Mercalli valuta l’intensità del sisma basandosi sui danni generati dal terremoto e su valutazioni soggettive, mentre la Scala Richter tende a qualificare l’energia sprigionata nell’ipocentro su base puramente strumentale. Per quanto riguarda la Scala Richter, bisogna dire che sarebbe più corretto parlare di magnitudo Richter.

La magnitudo è stata definita nel 1935 dal sismologo Charles Richter come misura oggettiva della quantità di energia sprigionata dall’epicentro di un terremoto e viene calcolata a partire dall’ampiezza delle onde sismiche registrate dai sismografi.
Ad oggi possono essere distinti diversi tipi di magnitudo:


  • ML :
    La magnitudo locale è stata definita per terremoti che vengono registrati da sismografi posti fino ad un centinaio di chilometri dall’ipocentro del terremoto stesso.



  • MB :
    La magnitudo delle onde di volume mb descrive solitamente i terremoti avvenuti ad una distanza delle stazione di registrazione maggiore di 2000 km circa. La mb viene definita dalle ampiezze delle onde P, che sono le prime onde di un terremoto ad essere rivelate dai sismografi. Di conseguenza tale magnitudo serve a dare una prima stima dell’intensità di un terremoto, ma comunque molto approssimativa per quanto riguarda terremoti molto forti. Infatti per terremoti con un mb maggiore del 6°, la mb diventa “satura”. Ciò significa che, anche se il terremoto è stato effettivamente più grande, la mb non si in gradisce più significativamente.



  • MS :
    La magnitudo di superficie MS è calcolata attraverso la rilevazione delle onde di superficie ,che (ricordo) si propagano lungo la superficie terrestre con una velocità molto inferiore a quelle delle onde P. Di conseguenza l’esatta stima della MS di un terremoto, da parte di sismografi posti a notevole distanza, richiederà maggior tempo, e non potrà essere definita velocemente quanto la mb. La MS diventa satura solo per terremoti molto forti, da circa MS=8°.



  • Mw :
    La magnitudo momento Mw è l’unica direttamente correlata con i processi e i parametri fisici che avvengono nell’ipocentro. La Mw viene dedotta dal momento sismico M0, che 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. La Mw non satura, e nonostante ci voglia un sforzo maggiore per calcolarla, comunque viene utilizzata per definire l’esatta intensità di terremoti molto forti. Per quest’ultimi la magnitudo momento è possibile ottenerla nel giro di alcune ore.





La magnitudo Richter è ancora in uso grazie alla rapidità con la quale viene calcolata, ma la magnitudo momento è sicuramente la migliore stima della reale grandezza di un terremoto. In termini di energia rilasciata, una differenza di magnitudo pari ad 1,0° è equivalente ad un fattore di 31,6. Mentre una differenza di magnitudo pari a 2,0° è equivalente ad un fattore 1000.


Magnitudo
TNT Equivalente
2,0
1,000 tonnellata
2,1
1,413 tonnellate
2,2
1,995 tonnellate
2,3
2,818 tonnellate
2,4
3,981 tonnellate
2,5
5,623 tonnellate
2,6
7,943 tonnellate
2,7
11,220 tonnellate
2,8
15,849 tonnellate
2,9
22,387 tonnellate
3,0
31,623 tonnellate
3,1
44,668 tonnellate
3,2
63,096 tonnellate
3,3
89,123 tonnellate
3,4
125,893 tonnellate
3,5
177,828 tonnellate
3,6
251,189 tonnellate
3,7
354,813 tonnellate
3,8
501,187 tonnellate
3,9
707,946 tonnellate
4,0
1000,000 tonnellate
4,1
1412,538 tonnellate
4,2
1995,262 tonnellate
4,3
2818,383 tonnellate
4,4
3981,072 tonnellate
4,5
5623,413 tonnellate
4,6
7943,282 tonnellate
4,7
11220,185 tonnellate
4,8
15848,932 tonnellate
4,9
22387,211 tonnellate
5,0
31622,777 tonnellate
5,1
44668,359 tonnellate
5,2
63095,734 tonnellate
5,3
89125,094 tonnellate
5,4
125892,541 tonnellate
5,5
177827,941 tonnellate
5,6
251188,643 tonnellate
5,7
354813,389 tonnellate
5,8
501187,234 tonnellate
5,9
707945,784 tonnellate
6,0
1000000,000 tonnellate
6,1
1412537,545 tonnellate
6,2
1995262,315 tonnellate
6,3
2818382,931 tonnellate
6,4
3891071,706 tonnellate
6,5
5623413,252 tonnellate
6,6
7943282,347 tonnellate
6,7
11220184,543 tonnellate
6,8
15848931,925 tonnellate
6,9
22387211,386 tonnellate
7,0
31622776,602 tonnellate
7,1
44668359,215 tonnellate
7,2
63095734,448 tonnellate
7,3
89125093,813 tonnellate
7,4
125892541,179 tonnellate
7,5
177827941,004 tonnellate
7,6
251188643,151 tonnellate
7,7
354813389,234 tonnellate
7,8
501187233,627 tonnellate
7,9
707945784,384 tonnellate
8,0
1000000000,000 tonnellate
8,1
1412537544,623 tonnellate
8,2
1995262314,969 tonnellate
8,3
2818382931,264 tonnellate
8,4
3981071705,535 tonnellate
8,5
5623413251,903 tonnellate
8,6
7943282347,243 tonnellate
8,7
11220184543,020 tonnellate
8,8
15848931924,611 tonnellate
8,9
22387211385,684 tonnellate
9,0
31622777601,684 tonnellate
9,1
44668359215,097 tonnellate
9,2
63095734448,020 tonnellate
9,3
89125093813,375 tonnellate
9,4
125892541179,418 tonnellate
9,5
177827941003,893 tonnellate
9,6
251188643150,959 tonnellate
9,7
354813389233,577 tonnellate
9,8
501187233627,273 tonnellate
9,9
707945784384,138 tonnellate
10,0
999999999999,999 tonnellate




Per sapere quanto sia “più forte” un terremoto rispetto ad un altro avente una magnitudo più bassa, basta fare il rapporto tra il valore dell’energia liberata dal terremoto più forte e il valore dell’energia liberata dal terremoto avente un intensità minore.

Prendiamo ad esempio un terremoto del 9.0° e un terremoto del 6.0°. Per dare un idea di quanto sia forte un terremoto del 9.0° basti pensare che per eguagliare l’energia liberata ci vorrebbero circa 31622 terremoti del 6.0° della Scala Richter.
In poche parole questo evento sismico sarebbe oltre 30mila volte più potente, in termini energetici , un terremoto del 6,0° equivarrebbe solo allo 0,003% di un terremoto del 9.0°.

Come gia detto l’intensità di un terremoto può essere misurata anche attraverso la Scala Mercalli.
Essa valuta l’intensità del sisma basandosi sui danni generati dal terremoto e su valutazioni soggettive. Gli effetti possono quindi variare in base ad una gran quantità di fattori, come la distanza dall'epicentro, il tipo di terreno che può smorzare o amplificare le scosse, e il tipo di costruzioni, se presenti. Di conseguenza questa scala da un idea “poco oggettiva” della vera intensità di un terremoto, limitandosi ad indicare attraverso la scala stessa, il grado di distruzione e devastazione presente nei luoghi terremotati.

I gradi più bassi della scala MCS (Mercalli – Cancani -Sieberg) generalmente affrontano la maniera in cui il terremoto è avvertito dalla gente. I valori più alti della scala sono basati sui danni strutturali osservati.

  • I: (Impercettibile) Strumentali - Avvertite solo dai sismografi.
  • II: (Molto sensibile ) Avvertita da pochissime persone.
  • III: (Leggera) Avvertita da poche persone.
  • IV: (Moderata) Avvertita da molte persone: oscillazioni di oggetti appesi e tremito di infissi e cristalli.
  • V: (Piuttosto forte) Avvertita anche da persone addormentate; caduta di oggetti.
  • VI: (Forte) Leggere lesioni negli edifici e finestre in frantumi.
  • VII: (Molto forte) Molte lesioni negli edifici.
  • VIII: (Rovinosa) Crollo parziale di alcuni edifici; vittime isolate.
  • IX: (Distruttiva) Crollo parziale di alcuni edifici e serie lesioni in molti altri, vittime isolate.
  • X: (Completamente distruttiva) Crollo totale di molti edifici; molte vittime umane e crepacci nel suolo.
  • XI: (Catastrofica) Distruzioni di agglomerati urbani,moltissime vittime; tsunami e crepacci nel suolo.
  • XII: (Apocalittica) Distruzione totale; pochi superstiti; enormi crepacci nel suolo; liquefazione del terreno; tsunami distruttivo; fuoriuscita di lava dal terreno.




PEAK GROUND ACCELERATION


Il Peak ground acceleration (PGA) è la misura della massima accelerazione del suolo indotta del terremoto e registrata dagli accelerometri.

Diversamente dalla scala Richter, che misura l'ampiezza globale di un terremoto, il PGA misura l'intensità di un terremoto in una singola area geografica.

Il PGA si può misurare in “ g “ o in m/s².

In base al valore massimo del PGA misurato o prevedibile, il territorio italiano è stato suddiviso in quattro zone sismiche:


  • zona 1: 0.25g
  • zona 2: 0.15g
  • zona 3: 0.05g
  • zona 4: PGA ≤ 0.05g






Cos’è uno tsunami ?


Lo tsunami (termine giapponese che tradotto letteralmente significa “onda di porto”) è un anomalo moto ondoso del mare originato da un terremoto sottomarino o da altri eventi (come una frana, un’eruzione vulcanica sottomarina o un impatto meteoritico) che comportino uno spostamento improvviso di una grande massa d'acqua.

Solitamente un maremoto si genera in mare aperto dove l'onda rimane poco intensa e poco visibile e concentra la sua forza in prossimità della costa quando l'onda si solleva anche di decine di metri. L'intensità di uno tsunami dipende dalla quantità di acqua spostata al momento della formazione del maremoto stesso.

L’altezza dell’onda lungo le coste può dipendere da notevoli fattori come la conformazione del fondale marino e delle coste. Lo spostamento d'acqua prodotto si propaga progressivamente in superficie creando onde superficiali molto lunghe (tipicamente di qualche centinaia di chilometri), quindi di lungo periodo (qualche decina di minuti) in condizioni di mare aperto e dotate di grande velocità (anche 500-1000 km/h). Tali onde avvicinandosi alla costa rallentano fino a 90 km/h (poiché frenate dal fondale marino costiero) accavallandosi l’una sull’altra.

Un accavallamento che determinerà un sollevamento dell’onda anche di svariati metri.

Generalmente un terremoto con epicentro in mare aperto e ipocentro superficiale e con magnitudo 7.0-7.5, può innescare uno tsunami.
Alcuni tsunami possono innescarsi anche se l'epicentro del sisma non è localizzato al di sotto della superficie oceanica bensì nell'entroterra costiero. Ciò avviene con terremoti catastrofici in grado di produrre comunque grandi spostamenti d'acqua anche ad una certa distanza dal mare per semplice propagazione delle onde sismiche dall'entroterra verso la superficie d'acqua.

Uno tsunami può essere innescato anche dal crollo di un enorme frana (come si sospetta sia avvenuto per il terremoto di Messina del 1908).

Ma la formazione di uno tsunami dipende soprattutto dalla tipologia di faglia e quindi dal movimento dei blocchi rocciosi lungo il piano di faglia. Un chiaro esempio sono i due terremoti di magnitudo 8,6° e 8,2° avvenuti in data 11/04/12 a Banda Aceh (Sumatra). Nonostante l’elevatissima intensità dei due terremoti, non si è avuto alcun tsunami poiché il movimento è stato di tipo orizzontale.
Il movimento orizzontale non provoca lo spostamento di enormi massa d’acqua.

Quindi uno tsunami può innescarsi solo se nel movimento (lungo il piano di faglia) vi sia anche una componente verticale.

tsunami




I terremoti nella storia


Da quando l’uomo registra gli eventi sismici con estrema precisione abbiamo avuto milioni di terremoti, di diversa intensità. Alcuni di questi hanno raggiunto magnitudo molto elevate, liberando un tale quantitativo energetico da non poter essere immaginato o lontanamente paragonato a qualcosa di “artificiale”.
Ecco i 10 terremoti più forti avvenuti dal 1900 ad oggi.


  1. Valdivia, Cile - magnitudo 9,5 - 22 maggio 1960
  2. Sumatra, Indonesia- magnitudo 9,3 - 26 dicembre 2004
  3. Stretto di Prince William, Alaska - magnitudo 9,2 - 28 marzo 1964
  4. Sendai, Giappone - magnitudo 9,0 - 11 marzo 2011
  5. Kamchatka, Russia - magnitudo 9,0 - 4 novembre 1952
  6. Al largo della costa dell'Ecuador - magnitudo 8,8 - 31 gennaio 1906
  7. Concepción, Cile - magnitudo 8,8 - 27 febbraio 2010
  8. Isole Rat, Alaska - magnitudo 8,7 - 4 febbraio 1965
  9. Sumatra, Indonesia - magnitudo 8,6 - 28 marzo 2005
  10. Sumatra, Indonesia - magnitudo 8,6 - 11 aprile 2012





Di seguito verranno elencate alcuni dei terremoti più forti avvenuti negli ultimi secoli. Inoltre cliccando su ogni voce verrà aperta una pagina del sito in cui saranno presenti descrizioni e informazioni inerenti il terremoto stesso:






Le regions


Le regions rappresentano le zone sismiche del pianeta e nelle mappe per il monitoraggio dei terremoti sono rappresentate come dei rettangoli (solitamente di colore rosso).

Ad oggi sono state catalogate 249 regions ma ciò non significa che ogni zona sismica del globo rientri in una delle regions.

Infatti possono esserci zone attive dal punto di vista sismico ma che mostrano segni di attività sismica dopo lunghi periodi di silenzio. Potrebbe esserci una zona sismica in cui negli ultimi due secoli però non si sono registrati eventi sismici. Quindi ad oggi potremmo catalogare, erroneamente, questa zona come asismica.

Pertanto solo col tempo potremo decidere se aggiungere nuove regions.

Di seguito verranno elencate le 249 regions:






Fonti


http://www.ecoage.it/classificazione-terremoti.htm
http://it.wikipedia.org/wiki/Mantello_terrestre
http://it.wikipedia.org/wiki/Nucleo_terrestre
http://www.sapere.it/sapere/strumenti/studiafacile/scienza/Le-rocce/L-interno-della-Terra/Litosfera--astenosfera-e-mesosfera.html
http://it.wikipedia.org/wiki/Astenosfera
http://it.wikipedia.org/wiki/Tettonica_delle_placche
http://www.treccani.it/enciclopedia/slab-pull_(Enciclopedia_della_Scienza_e_della_Tecnica)/
http://it.wikipedia.org/wiki/Criosisma
http://it.wikipedia.org/wiki/Terremoto_intraplacca
http://eduseis.na.infn.it/didattica/modulo%20VI/Le%20faglie.htm
http://www.sapere.it/enciclopedia/f%C3%A0glia+(geologia).html
http://www.osservatoriovaldagri.it/getpage.aspx?id=138&sez=4&padre=16#faglie
http://it.wikipedia.org/wiki/Faglia_trasforme
http://it.wikipedia.org/wiki/Lava_a_cuscino
http://it.wikipedia.org/wiki/Dorsale_oceanica
http://www.dipgeopa.com/?structure=tettonica&section=6&sub=6.2&lang=it
http://en.wikipedia.org/wiki/Mantle_plume
http://it.wikipedia.org/wiki/Fossa_oceanica#Conseguenze_della_subduzione
http://www.britannica.com/EBchecked/topic/424563/oceanic-trough
http://it.wikipedia.org/wiki/Fossa_oceanica
http://www.treccani.it/enciclopedia/obduzione/
http://en.wikipedia.org/wiki/Obduction
http://www.treccani.it/enciclopedia/camera-magmatica_(Enciclopedia_della_Scienza_e_della_Tecnica)/
http://it.wikipedia.org/wiki/Vulcani
http://www.sapere.it/enciclopedia/camino.html
http://en.wikipedia.org/wiki/Triple_junction_stability
http://it.wikipedia.org/wiki/Scala_Mercalli
http://it.wikipedia.org/wiki/Scala_Richter
http://www.ingv.it/ufficio-stampa/faq/terremoti/magnitudo-richter-ml-e-magnitudo-momento-mw-perche-possono-essere-differenti
http://www.protezionecivile.comune.parma.it/protezione_civile/faq.asp?IdVoceMenu=15&nCat=2&ID=33
http://www.seismo.ethz.ch/edu/FAQ/index_IT
http://it.wikipedia.org/wiki/Peak_ground_acceleration



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