I terremoti.

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Testo

I terremoti sono un’improvvisa vibrazione del terreno prodotta da una brusca liberazione di energia che si manifestano solo in alcune fasce della superficie terrestre dette sismiche.
Il punto da cui si propaga il terremoto è detto ipocentro: da esso poi l’energia si libera per onde sferiche.
Il sismologo Reid nel 1906 capì quali sono le condizioni per cui si verificano le deformazioni all’origine dei sismi.
Il sismologo giunse alla conclusione che, le rocce, comportandosi in modo elastico, si deformano gradualmente fino al limite di rottura: si crea una faglia (linea di minore resistenza della roccia sottoposta a pressioni e quindi la rottura avviene sempre lungo questa linea), le due parti della roccia originaria reagiscono elasticamente, riappropriandosi del loro volume (che era stato compresso) e della loro posizione con una serie di scosse.
Reid parlò di rimbalzo elastico: quando un blocco crostale è sottoposto a sforzi, si comporta elasticamente, si deforma lentamente e accumula energia elastica.
Persistendo lo sforzo, l’energia accumulata giunge ad un punto critico (carico di rottura), e le rocce si spaccano improvvisamente.
L’energia elastica accumulata si libera improvvisamente sotto forma di intense vibrazioni che si propagano in tutte le direzioni.

I movimenti all’ipocentro generano vari tipi di deformazione e, data la struttura complessa della terra, nelle onde che si propagano si formano fenomeni di rifrazione e riflessione, per cui solo alcune onde possono arrivare in superficie; il punto dell’ipocentro portato in verticale sulla superficie si chiama epicentro.

Si distinguono tre tipi di onde:

• Onde longitudinali o di compressione
• Onde trasversali o di taglio
• Onde superficiali.

Onde longitudinali: si propagano per compressione e dilatazione, provocando variazioni di volume.
Le particelle che compongono la roccia vibrano nella direzione della propagazione dell’onda stessa.
Sono onde veloci dette onde P (rilevate per prime dal sismografo), si muovono in ogni mezzo alla velocità di 4/8 Km/s.
Onde trasversali: si hanno quando le masse rocciose scivolano lungo il piano della faglia provocando deformazioni di taglio.
Le vibrazioni delle particelle hanno luogo in piani perpendicolari alla direzione di propagazione.
Scuotono il terreno sia orizzontalmente che verticalmente; sono dette onde S e si muovono alla velocità di 2.3/4.6 Km/s; queste non riescono a propagarsi nello stato fluido.
Le onde P e quelle S vengono dette onde di volume.
Tra le onde superficiali ci sono le onde R, nelle quali le particelle compiono orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione, e le onde L, che hanno un movimento radiale sulla superficie terrestre e si smorzano in profondità e che, come le S, si muovono trasversalmente alla direzione di propagazione, ma solo nel piano orizzontale.
Le onde superficiali sono più lente e più lunghe rispetto a quelle interne, ma possono percorrere distanze lunghe.

Il sismografo rileva il passaggio delle onde sismiche, le registra e produce un grafico del movimento del terreno.
Dalla lettura del grafico (sismogramma), si possono ricavare tutte le caratteristiche del terremoto: energia, distanza dell’epicentro, profondità dell’epicentro, l’estensione della faglia dalla quale si è generato, ecc.
Il funzionamento del sismografo si basa sul principio di inerzia.
Nel sismografo è presente un corpo di massa elevate, non vincolata al terreno che, per inerzia, tende a mantenere il proprio stato di quiete.
Al corpo è collegato un pennino che scrive su un rullo di carta solidale al terreno, che scorre con velocità costante.
Al passaggio delle onde sismiche la massa pesante tende a rimanere immobile e registra lo spostamento del terreno.

Per capire la forza di un terremoto, la sismologia ha adottato una scala delle intensità basata sugli effetti, alla quale è stata affiancata la valutazione della magnitudo che meglio definisce la forza di un terremoto a prescindere dagli effetti con cui si manifesta.
La scala di intensità più utilizzata in europa è la scala Mercalli, che rileva i dati macrosismici; valuta gli effetti prodotti dalla sisma su cose e persone, circoscritti alla zona in cui il terremoto è percepito.
Con lo studio macrosismico viene assegnata ad ogni posto un grado d’intensità che ovviamente sarà massimo nella zona epicentrale e via via decrescente.
Le isosisme sono linee che separano zone di superficie in cui un terremoto si è manifestato con intensità diversa, dove la più interna rappresenta l’area dell’epicentro del terremoto mentre quelle più esterne indicano le aree in cui gli effetti sono stati minimi.
Queste sono importanti poiché danno informazioni sulla struttura morfologica delle aree prese in considerazione.
La magnitudo rappresenta la forza di un terremoto a confronto con un terremoto standard preso come riferimento.
Nella scala Richter la magnitudine è espressa con un logaritmo in base 10 del rapporto tra l’ampiezza max del terremoto e l’ampiezza che verrebbe prodotta dal terremoto standard alla stessa distanza epicentrale.
M = log10A (A è l’ampiezza max della traccia, espressa in millimetri, registrata da uno strumento standard).

I terremoti possono causare danni ad edifici e sul terreno (frane, faglie).
Certi tipi di terreno perdono consistenza e si verifica dunque una liquefazione, perciò gli edifici sovrastanti cadono su di essi.
Se il terremoto si verifica nel mare si genera un maremoto: l’abbassamento brusco di un tratto del fondo del mare genera onde molto alte, oltre 20 metri e veloci (500/1000Km/h).

Attraverso lo studio della propagazione delle onde si è potuto risalire alla struttura interna della terra:
essa è formata da strati concentrici separati da discontinuità sismica; superficie che separa due materiali diversi per caratteristiche fisiche che influenzano la propagazione delle onde elastiche; in queste zone le onde subiscono una variazione di velocità a cui corrisponde un cambiamento di direzione della loro traiettoria.

• Crosta si estende dalla superficie fino a 10-35 Km di profondità (è solida anche se si sono osservati fenomeni di rifrazione nella propagazione delle onde, che hanno evidenziato la presenza di materiali in parte fusi, come sotto le dorsali oceaniche)
• Segue la discontinuità di Moho.
• Mantello, si estende dalla moho fino a 2.900 Km; è solido tranne che nella zona dell’astenosfera (tra i 70 e i 250 Km di profondità) dove le onde di taglio subiscono una forte diminuzione per poi tornare a crescere in profondità.
• Tra il mantello e il nucleo esterno c’è la discontinuità di Gutenberg.
• Nucleo esterno da 2.900 a 5.170 Km è fluido poiché le onde P diminuiscono la velocità mentre le onde S non riescono ad attraversarlo.
• Nucleo interno va da 5.170 fino al centro della terra; è solido e subisce la pressione degli strati sovrastanti ed è ricco di ferro e di nichel (pesanti).

L’ insieme di crosta e parte del mantello formano la litosfera che al contrario della astenosfera è solida.

Da un punto di vista morfologico e geologico si possono distinguere quattro principali tipi di zone sismiche attive:

• Lungo l’asse delle dorsali medio-oceaniche, in corrispondenza delle quali i terremoti sono poco profondi (meno di 70 Km)
• Lungo le grandi fratture della crosta terrestre (faglia di sant’Andrea e la faglia dell’Anatolia) caratterizzate da terremoti poco profondi e assenza di attività vulcanica.
• Presso le fosse oceaniche e i sistemi di archi insulari (quelli che bordano il pacifico occidentale).
• In queste zone i terremoti possono essere superficiali (fino a 70 km) intermedi (da 70 a 300) e profondi (da 300 a 700). La litosfera oceanica discende nel mantello presso le fosse lungo un piano inclinato detto piano di Benioff, altamente attivo dal punto di vista sismico.
• Lungo la zona continentale associata a elevate catene montuose (Himalaia) che si estende attraverso l’Asia, dalla Birmania al Mediterraneo.

Esempio



  



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