Terremoto

Schema di generazione di un terremoto: l'improvviso spostamento di una massa rocciosa, di solito non superficiale, genera le onde sismiche che raggiungono in breve tempo la superficie terrestre facendo vibrare gli strati rocciosi e i terreni soprastanti

In geofisica, il terremoto (dal latino: terrae motus, che vuol dire "movimento della terra"), detto anche sisma o scossa tellurica (dal latino Tellus, dea romana della Terra), è una vibrazione o assestamento della crosta terrestre, provocato dallo spostamento improvviso di una massa rocciosa nel sottosuolo.

Tale spostamento è generato dalle forze di natura tettonica che agiscono costantemente all'interno della crosta terrestre provocando una lenta deformazione fino al raggiungimento del carico di rottura con conseguente liberazione di energia elastica in una zona interna della Terra detta ipocentro, tipicamente localizzato in corrispondenza di fratture preesistenti della crosta dette faglie. A partire dalla frattura creatasi, una serie di onde elastiche, dette onde sismiche, si propagano in tutte le direzioni dall'ipocentro, dando vita al fenomeno osservato in superficie con il luogo della superficie terrestre posto sulla verticale dell'ipocentro, detto epicentro, che è generalmente quello più interessato dal fenomeno. La branca della geofisica che studia questi fenomeni è la sismologia.

Quasi tutti i terremoti che avvengono sulla superficie terrestre sono concentrati in prossimità dei margini tra due placche tettoniche. Queste sono infatti le aree tettonicamente attive, dove le placche si muovono le une rispetto alle altre secondo modalità di scorrimento relativo, di allontanamento reciproco oppure di collisione. Tutte queste situazioni danno luogo a deformazioni e rotture della crosta terrestre (faglie), generando così i terremoti (terremoti interplacca). Meno frequentemente i terremoti avvengono lontano dalle zone di confine tra placche, per riassestamenti tettonici dovuti a fenomeni isostatici oppure alla riattivazione di strutture crostali profonde, o ancora alle prime fasi di formazione di sistemi di rift (terremoti intraplacca). Terremoti localizzati e di minor intensità sono registrabili in aree vulcaniche per effetto del movimento di masse magmatiche in profondità o durante fasi eruttive parossistiche. Anche fenomeni franosi di notevole entità (soprattutto di crollo) possono dare luogo a terremoti avvertibili strumentalmente o in qualche caso anche dalla popolazione residente (la registrazione di questi fenomeni fa parte dei sistemi di monitoraggio dei versanti e dei corpi di frana attivi). Vi possono essere anche terremoti generati da cause artificiali (di solito localizzati e di lieve entità), dovuti ad esplosioni nucleari, ad esplosioni determinate per scopi minerari (in cave e miniere sotterranee), alla prospezione geofisica (prospezioni sismiche) e all'iniezione in profondità di fluidi pressurizzati per la coltivazione di giacimenti (geotermici e di idrocarburi).

Secondo il modello della tettonica delle placche, il movimento delle placche è lento, costante e impercettibile (se non con strumenti appositi), e deforma le rocce sia in superficie sia nel sottosuolo. Tuttavia in alcuni momenti e in alcune aree, a causa delle forze interne (pressioni, tensioni e attriti) tra le masse rocciose, la deformazione continua si arresta e la superficie coinvolta accumula tensione ed energia per decine o centinaia di anni fino a che, al raggiungimento del carico di rottura, l'energia accumulata è sufficiente a superare le forze resistenti causando l'improvviso e repentino spostamento della massa rocciosa coinvolta. Tale movimento improvviso, che in pochi secondi rilascia energia accumulata per decine o centinaia di anni, genera così le onde sismiche e il fenomeno di terremoto associato.

Descrizione

Schema che illustra la generazione di un sisma secondo la teoria del rimbalzo elastico, per rilascio di energia dovuto al movimento relativo di masse di roccia lungo una faglia. Il comportamento della roccia rappresentato è elastico. A sinistra sono riportati diagrammi ideali sforzo-deformazione corrispondenti alle tre fasi.

L'osservazione dei fenomeni sismici in natura ha consentito agli studiosi nel corso di decenni di studio di individuare una sequenza di eventi ben precisa in seguito alla quale si producono i terremoti:

Curva della relazione sforzo-deformazione di un materiale dotato di proprietà elastica. Nella prima parte della curva (punti A-C) si ha comportamento elastico e la deformazione è reversibile. Dal punto A al punto B in particolare vi è un rapporto di tipo lineare (legge di Hooke); nella seconda parte il materiale ha notevoli deformazioni, non reversibili, per piccoli incrementi dello sforzo (comportamento plastico). Per ulteriore incremento dello sforzo si ha rottura.

La pressione litostatica agisce in tutte le direzioni e determina una riduzione di volume ma non deformazione.

• Per effetto di complesse dinamiche relative all'attività geologica del pianeta, si producono all'interno delle rocce degli stati di sforzo che aumentano nel tempo.
• La roccia, sotto l'effetto di questi sforzi, subisce una deformazione che aumenta proporzionalmente all'energia accumulata, fino al raggiungimento del limite di rottura.
• A questo punto, si ha la rottura della massa rocciosa in due parti mediante una frattura lungo la quale si ha un movimento relativo dei due blocchi (faglia) con liberazione improvvisa di energia. Questa energia viene in parte dissipata come lavoro per compiere lo spostamento, in parte sotto forma di calore e in parte si propaga sotto forma di onde sismiche.

La sequenza di eventi descritta è oggetto della teoria del rimbalzo elastico (elastic rebound). Questa teoria spiega i terremoti mediante un modello che considera la massa rocciosa interessata dalla deformazione come un corpo solido elastico (allo stesso modo di una molla sotto l'effetto di una sollecitazione).

In fisica, l'elasticità è la proprietà che permette ad un corpo di deformarsi sotto l'azione di una forza esterna e di riacquisire, se le deformazioni non risultano eccessive, la sua forma originale al venir meno della causa sollecitante. Se il corpo, cessata la sollecitazione, riassume esattamente la configurazione iniziale è detto perfettamente elastico. La sollecitazione massima che garantisce il comportamento elastico del materiale è detta limite di elasticità e, nel caso venga superata, si entra nel campo di comportamento plastico, nel quale il corpo subisce una deformazione irreversibile (cioè conserva la deformazione anche una volta cessata la sollecitazione). Per un ulteriore incremento della sollecitazione si ha rottura del materiale. L'estensione dei campi elastico e plastico dipende dal tipo di materiale, dalle condizioni ambientali (ad esempio pressione e temperatura), e anche dalla modalità di applicazione della sollecitazione.
Per diversi tipi di rocce alle condizioni della superficie terrestre (come ad esempio calcari, dolomie, rocce detritiche cementate come le arenarie, la maggior parte delle rocce cristalline come i graniti e i basalti) il comportamento si può definire come prevalentemente elastico. Altre, come le rocce argillose o le rocce saline, possono avere un comportamento plastico. Il comportamento dipende anche da diverse variabili, per la maggior parte collegate tra loro:

• Profondità. In superficie le rocce tendono a fratturarsi, mentre nel sottosuolo tendono a deformarsi. Questo dipende dalla temperatura e dalla pressione, che aumentano con la profondità.
• Pressione. Un certo volume di roccia posto in profondità è sottoposto ad una pressione dovuta al peso delle rocce sovrastanti. Questa pressione agisce sia verticalmente (e in condizioni normali questa è la componente dominante), sia orizzontalmente in tutte le direzioni (e questa è la pressione "confinante" che, contrastando gli effetti della pressione verticale, impedisce che la roccia si fratturi o si deformi lateralmente sotto il peso della colonna di roccia soprastante). Questa pressione (definita pressione litostatica), agendo in tutte le direzioni determina una diminuzione di volume della roccia, senza deformazione. Pertanto, l'aumento della pressione con la profondità si oppone alla rottura della roccia e favorisce un comportamento plastico.
• Temperatura. L'aumento del calore in profondità fa aumentare il moto delle particelle e determina il rilascio di acqua, favorendo quindi il comportamento plastico.
• Acqua. La presenza di acqua aumenta la mobilità delle molecole che compongono le rocce, e inoltre agisce come "lubrificante" attenuando gli attriti tra le particelle, favorendo in tal modo un comportamento plastico.
• Tempo. Uno sforzo applicato in tempi molto lunghi può portare ad un comportamento plastico anche in rocce che sono normalmente fragili, mentre sollecitazioni rapide e improvvise portano a rottura.

Quando l'entità della sollecitazione supera quella delle forze di coesione della roccia, si ha la rottura lungo un piano di taglio (faglia) e una deformazione irreversibile, con spostamento relativo delle masse rocciose ai due lati del piano di faglia. L'energia elastica si libera quindi improvvisamente come calore (causato dall'attrito lungo la superficie di faglia) e come movimento oscillatorio violento delle masse rocciose, che si propaga in tutte le direzioni sotto forma di onde elastiche concentriche a partire dal punto di rottura.

Un terremoto (o sisma) ha origine quando l'interazione tra due zolle crostali provoca la rottura della crosta stessa lungo una superficie di faglia con subitaneo movimento relativo dei due blocchi risultanti. Questo fenomeno provoca una rapida vibrazione della crosta terrestre capace di sprigionare quantità elevatissime di energia, indipendentemente dagli effetti che provoca. Ogni giorno sulla Terra si verificano migliaia di terremoti: sperimentalmente si osserva che la maggioranza di terremoti al mondo, così come di eruzioni vulcaniche, avviene lungo la cosiddetta cintura di fuoco pacifica, le dorsali oceaniche e le zone di subduzione o di confine tra placche tettoniche e quindi interessa spesso la crosta oceanica come zona di innesco o fratturazione. Solo qualche decina sono percepiti dalla popolazione e la maggior parte di questi ultimi causano poco o nessun danno. La durata media di una scossa è molto al di sotto dei 30 secondi; per i terremoti più forti può però arrivare fino a qualche minuto.

Mappa delle zone sismiche terrestri

La sorgente del sisma è generalmente distribuita in una zona interna della crosta terrestre. Nel caso dei terremoti più devastanti questa può avere un'estensione anche dell'ordine di un migliaio di chilometri ma è idealmente possibile identificare un punto preciso dal quale le onde sismiche hanno avuto origine: questo si chiama "ipocentro" e qui si è originato il movimento a partire dalla frattura preesistente (faglia) o la sua improvvisa generazione. La proiezione verticale dell'ipocentro sulla superficie terrestre viene invece detta "epicentro", ed è il punto in cui di solito si verificano i danni maggiori. Le onde elastiche che si propagano durante un terremoto sono di diverso tipo e in alcuni casi possono risultare in un movimento prevalentemente orizzontale (scossa "ondulatoria") o verticale del terreno (scossa "sussultoria").

Alcuni terremoti si manifestano o sono preceduti da sciami sismici (foreshocks) più o meno lunghi e intensi, caratterizzati da più terremoti ripetuti nel tempo e particolarmente circoscritti in una determinata area, altri invece si manifestano subito e improvvisamente con una o più scosse principali (main shock); un'altra forma sono le sequenze sismiche, caratterizzate ciascuna da più terremoti sprigionati in successione ravvicinata e non circoscritti in una determinata zona. I terremoti di maggiore magnitudo sono di solito accompagnati da eventi secondari (non necessariamente meno distruttivi) che seguono la scossa principale e si definiscono repliche (aftershocks, spesso definite erroneamente scosse di assestamento). Quando più eventi si verificano contemporaneamente o quasi, può trattarsi di terremoti indotti (il sisma innesca la fratturazione di altra roccia che era già prossima al punto critico di rottura).

Un terremoto, inoltre, può essere accompagnato da forti rumori che possono ricordare boati, rombi, tuoni, sequenze di spari, eccetera: questi suoni sono dovuti al passaggio delle onde sismiche all'atmosfera e sono più intensi in vicinanza dell'epicentro.

Cause

In generale i terremoti sono causati da improvvisi movimenti di masse rocciose (più o meno grandi) all'interno della crosta terrestre. La superficie terrestre è infatti in lento, ma costante movimento (vedi tettonica delle placche) e i terremoti si verificano quando la tensione risultante accumulata da stress meccanici eccede la capacità o resistenza del materiale roccioso di sopportarla, cioè supera il cosiddetto carico di rottura. Questa condizione si verifica molto spesso ai confini delle placche tettoniche. Gli eventi sismici che si verificano ai confini tra placche sono detti terremoti tettonici, quelli meno frequenti che avvengono all'interno delle placche della litosfera sono invece detti terremoti intraplacca.

Quasi tutti i terremoti che avvengono sulla superficie terrestre sono quindi concentrati in zone ben precise, ossia in prossimità dei confini tra una placca tettonica e l'altra: queste sono infatti le aree più tettonicamente attive, dove cioè le placche si muovono più o meno lentamente e improvvisamente le une rispetto alle altre. Secondo la tettonica delle placche la superficie della Terra è infatti composta da circa una dozzina di grandi placche tettoniche che si muovono molto lentamente, a causa delle correnti di convezione del mantello terrestre posto sotto la crosta terrestre. Poiché esse non si muovono tutte nella stessa direzione, le placche spesso collidono direttamente slittando lateralmente lungo il bordo di un'altra (faglia trasforme). In generale il movimento delle placche è lento, impercettibile (se non con strumenti appositi) e costante; tuttavia in alcuni momenti e in alcune aree, il movimento si arresta e la zona coinvolta accumula energia per decenni o secoli fino al raggiungimento del cosiddetto carico di rottura, quando a causa delle forze interne, ovvero del bilancio tra pressioni, tensioni e attriti tra le masse rocciose, tali movimenti avvengono in maniera improvvisa e repentina rilasciando l'energia accumulata e sviluppando così un terremoto.

La disposizione delle zone sismiche risulta localizzata in massima parte lungo i margini tra le zolle tettoniche (es. cintura di fuoco) e in particolare lungo le fosse abissali (zone di subduzione), dove lo sprofondamento della crosta oceanica al di sotto di altre porzioni di crosta terrestre porta alla fusione per attrito di parte della zona rocciosa di contatto, oppure lungo le dorsali oceaniche dove il magma del mantello terrestre risale in superficie attraverso le fratture della crosta oceanica e una volta solidificato va a "saldare" le placche stesse; i terremoti lungo le dorsali sono dunque l'effetto della rottura repentina di queste saldature al raggiungimento di un certo livello di stress meccanico. In queste zone i fenomeni sismici sono spesso associati anche al vulcanismo per la concomitanza delle forze tettoniche in gioco e per questo motivo le eruzioni vulcaniche sono spesso precedute da terremoti.

Si presume dunque che la dislocazione delle placche sia il meccanismo scatenante dei terremoti. Causa secondaria è il movimento magmatico all'interno di un vulcano, che può essere indice di una imminente eruzione assieme al caratteristico tremore. In rarissimi casi, terremoti sono stati associati all'accumulo di grandi masse d'acqua nei bacini delle dighe, come per la diga di Kariba in Zambia, Africa, e con l'iniezione o estrazione di fluidi dalla crosta terrestre (Arsenale delle Montagne Rocciose). Tali terremoti avvengono perché la resistenza della crosta terrestre può essere modificata dalla pressione del fluido.

Faglie

Esempi di faglie

I terremoti si verificano su fratture della crosta terrestre note come faglie sismiche, laddove cioè si accumula lo stress meccanico indotto dai movimenti tettonici. I confini tra placche tettoniche non sono infatti definiti da una semplice rottura o discontinuità, ma questa spesso si manifesta attraverso un sistema di più fratture, che possono essere indipendenti tra loro e anche parallele per alcuni tratti, che rappresentano appunto le faglie. Esistono diversi tipi di faglie suddivise a seconda del movimento relativo delle porzioni tettoniche adiacenti alla frattura stessa e dell'angolo del piano di faglia. Il processo di formazione e sviluppo della faglia, nonché dei terremoti stessi, è noto come fagliazione e può essere studiato attraverso tecniche di analisi proprie della meccanica della frattura.

L'intensità di un sisma dipende dalla quantità di energia accumulata nel punto di rottura che dipende a sua volta in generale dal tipo di rocce coinvolte nel processo di accumulo, cioè dal loro carico di rottura, dal tipo di sollecitazione o stress interno e dal tipo di faglia.

Le onde sismiche

Si distinguono tre tipi di onde sismiche:

Onde di compressione o longitudinali (P)

Le onde longitudinali fanno oscillare le particelle della roccia nella stessa direzione di propagazione dell'onda. Esse generano quindi "compressioni" e "rarefazioni" successive in cui si propagano. La velocità di propagazione dipende dalle caratteristiche elastiche del materiale e dalla sua densità; in genere però viaggiano a una velocità compresa tra i 4 e gli 8 km/s. Poiché le onde P si propagano più rapidamente, sono anche le prime (P = Primarie) a raggiungere i sismometri, e quindi a essere registrate dai sismografi. Queste onde sismiche attraversano longitudinalmente tutti i tipi di materia: solidi, liquidi e gas.

Onde di taglio o trasversali (S)

Schema di onde sismiche (onde di corpo e onde di superficie)

Le onde S, ovvero onde "secondarie", si propagano solo nei solidi perpendicolarmente alla loro direzione di propagazione (onde di taglio). Esse sono più lente delle onde P, viaggiando nella crosta terrestre con una velocità fra 2 e 4 km/s. Le onde S non possono propagarsi attraverso i fluidi e i gas perché questi non oppongono resistenza al taglio. A differenza delle onde P, le onde S non causano variazioni di volume.

Onde superficiali (R e L)

Le onde superficiali, a differenza di ciò che si potrebbe pensare, non si manifestano nell'epicentro, ma solo a una certa distanza da questo. Tali onde sono il frutto del combinarsi delle onde P e delle onde S, e sono perciò molto complesse. Le onde superficiali sono quelle che provocano i maggiori danni.

Le onde di Rayleigh, dette anche onde R, muovono le particelle secondo orbite ellittiche in un piano verticale lungo la direzione di propagazione, come avviene per le onde in acqua.

Le onde di Love, dette anche onde L, muovono invece le particelle trasversalmente alla direzione di propagazione (come le onde S), ma solo sul piano orizzontale.

Tutte le onde sismiche sono soggette ad attenuazione con la distanza in funzione delle caratteristiche del mezzo di propagazione.

Rilevazione e misurazione

Sismografo

Le onde sismiche sono rilevabili e misurabili attraverso particolari strumenti detti sismografi, usati comunemente dai sismologi, e visualizzabili su sismogrammi; l'elaborazione incrociata dei dati di più sismografi sparsi su un territorio a una certa distanza dal sisma consente di stimare in maniera abbastanza accurata l'epicentro, l'ipocentro e l'intensità del sisma; quest'ultima può essere valutata attraverso le cosiddette scale sismiche, principalmente la scala Richter, la scala Mercalli e la scala di magnitudo del momento sismico.

Il riconoscimento dell'orientamento di arrivo delle scosse lungo i tre piani di riferimento, e la comprensione se il primo arrivo della scossa sia stato di tipo compressivo o espansivo permette di determinare il meccanismo focale della scossa e quindi di comprendere che tipo di faglia ha originato il terremoto.

Lo spostamento tettonico della crosta terrestre nelle tre coordinate spaziali in seguito a un forte terremoto può essere misurato accuratamente attraverso tecniche di telerilevamento quali le rilevazioni geodetiche e l'interferometria radar-satellitare tramite SAR nell'intera area colpita a partire dall'epicentro.

Effetti e danni

Danni provocati da un terremoto

Il disallineamento dei rocchi delle colonne del Tempio di Efesto è attribuito all'effetto sull'edificio di terremoti avvenuti nel passato

I terremoti sono gli eventi naturali di gran lunga più potenti sulla Terra; i sismi possono rilasciare in pochi secondi un'energia superiore a migliaia di bombe atomiche, solitamente misurata in termini di momento sismico. A tal riguardo basti pensare che un terremoto riesce a spostare in pochi secondi volumi di roccia di centinaia di chilometri cubi.

In conseguenza di ciò i terremoti possono causare gravi distruzioni e alte perdite di vite umane attraverso una serie di agenti distruttivi, il principale dei quali è il movimento violento del terreno - che può avvenire con accelerazioni che possono essere semplificate in orizzontali e verticali - con conseguente sollecitazione delle strutture edilizie in posa (edifici, ponti, ecc.), accompagnato eventualmente anche da altri effetti secondari quali inondazioni (ad esempio cedimento di dighe), cedimenti del terreno (frane, smottamenti o liquefazione), incendi o fuoriuscite di materiali pericolosi; se il sisma avviene sotto la superficie oceanica o marina o nei pressi della linea costiera può generare maremoti. In ogni terremoto uno o più di questi agenti possono dunque concorrere a causare ulteriori gravi danni e vittime. Gli effetti di un terremoto possono essere esaltati e presentarsi in maniera variabile anche nell'ambito di piccole distanze a causa di fenomeni di amplificazione del moto sismico, dovuti alle condizioni geologiche locali, che vanno sotto il nome di risposta sismica locale o effetti di sito.

I terremoti più forti, come quello del Giappone dell'11 marzo 2011 (terremoto del Tōhoku del 2011), possono anche spostare di alcuni centimetri il polo nord geografico (questo ad esempio l'ha spostato di circa 10 cm) a causa dell'elasticità della crosta terrestre. A livello locale gli effetti di un sisma possono variare anche sensibilmente in conseguenza dei cosiddetti effetti di sito.

Il singolo evento che ha fatto registrare più vittime negli ultimi mille anni è il terremoto dello Shaanxi (Cina) del 1556, di magnitudo 8,3, a causa del quale morirono 830 000 persone. Quello a più alta magnitudo, invece, è il terremoto di Valdivia (Cile) del 1960, che raggiunse magnitudo 9,5.

I terremoti più forti degli ultimi due secoli

I terremoti più forti del XX e XXI secolo

Classifica in base alla magnitudo. Secondo quanto riportato sul sito USGS sono i seguenti.

1. Valdivia, Cile - magnitudo 9,5 - 22 maggio 1960
2. Stretto di Prince William, Alaska - magnitudo 9,2 - 28 marzo 1964
3. Sumatra, Indonesia - magnitudo 9,1 - 26 dicembre 2004
4. Tōhoku, Giappone - magnitudo 9,0 - 11 marzo 2011
5. Kamčatka, 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 8,7 - 28 marzo 2005
10. Sumatra, Indonesia - magnitudo 8,6 - 11 aprile 2012
11. Haiyuan, Cina - magnitudo 8,6 - 16 dicembre 1920
12. Assam, Tibet - magnitudo 8,6 - 15 agosto 1950
13. Isole Andreanof, Alaska - magnitudo 8,6 - 9 marzo 1957
14. Regione di Atacama, Cile - magnitudo 8,5 - 11 novembre 1922
15. Penisola di Kamčatka, Russia - magnitudo 8,5 - 3 febbraio 1923
16. Mare di Banda, Indonesia - magnitudo 8,5 - 1º febbraio 1938
17. Isole Curili, Russia - magnitudo 8,5 - 13 ottobre 1963
18. Sumatra, Indonesia - magnitudo 8,5 - 12 settembre 2007
19. Arequipa, Camaná, Perù - magnitudo 8,4 - 23 giugno 2001
20. Regione di Coquimbo, Cile - magnitudo 8,3 - 17 settembre 2015
21. Città del Messico, Messico - magnitudo 8,3 - 19 settembre 1985
22. Città del Messico, Messico - magnitudo 8,2 - 8 settembre 2017
23. Iquique, Cile - magnitudo 8,2 - 1º aprile 2014
24. Ica, Perù - magnitudo 8,0 - 15 agosto 2007
25. Regione di Loreto, Perù - magnitudo 8,0 - 26 maggio 2019
26. Gaziantep, Turchia - magnitudo 7,8 - 7 febbraio 2023

La distribuzione del momento sismico nei terremoti del XX e XXI secolo. Si noti la percentuale di momento complessivo, espressa dai primi tre terremoti rispetto al totale.

I terremoti più disastrosi del XX e XXI secolo

Classifica in base al numero di morti dichiarati (i numeri sono da considerarsi sempre approssimativi e quasi sempre sottostimati).

1. Port-au-Prince, Haiti (2010) - 316 000 morti
2. Tangshan, Cina (1976) - 255 000 morti
3. Sumatra settentrionale, Indonesia (2004) - 230 000 morti
4. Haiyuan, Cina (1920) - 200 000 morti (dal punto di vista degli effetti, questo terremoto è stato classificato al massimo grado della scala Mercalli, il dodicesimo)
5. Qinghai, Cina (1927) - 200 000 morti
6. Kanto, Giappone (1923) - 143 000 morti
7. Messina e Reggio Calabria, Italia (1908) - 120 000 morti
8. Ashgabat, Turkmenistan (1948) - 110 000 morti
9. Sichuan orientale, Cina (2008) - 88 000 morti
10. Muzzarrafad, Pakistan e India (2005) - 86 000 morti
11. Gansu, Cina (1932) - 70 000 morti
12. Chimbote, Perù (1970) - 70 000 morti
13. Iran occidentale (1990) - 45 000 morti
14. Gulang, Cina (1927) - 41 000 morti
15. Avezzano, Italia (1915) - 33 000 morti
16. Erzincan, Turchia (1939) - 33 000 morti
17. Bam, Iran (2003) - 31 000 morti
18. Quetta, Pakistan (1935) - 30 000 morti
19. Chillán, Cile (1939) - 28 000 morti
20. Sendai, Giappone (2011) - 27 000 morti (non confermati)
21. Spitak, Armenia (1988) - 25 000 morti
22. Guatemala (1976) - 23 000 morti
23. Cina (1974) - 20 000 morti
24. Gujarat, India (2001) - 20 000 morti
25. Kangra, India (1905) - 19 000 morti
26. Karamursel/Golyaka, Turchia (1999) - 17 000 morti
27. India, (1993) - 16 000 morti
28. Agadir, Marocco (1960) - 15 000 morti
29. Tabas, Iran (1978) - 15 000 morti
30. Qazvin, Iran (1962) - 12 500 morti
31. Qaratog, Tagikistan (1907) - 12 000 morti
32. Khait, Tajikistan (1949) - 12 000 morti
33. Bihar, India-Nepal (1934) - 11 000 morti
34. Fuyun, Xinjiang (Sinkiang), Cina (1931) - 10 000 morti
35. Dasht-e Bayaz, Iran (1968) - 10 000 morti
36. Tonghai, Yunnan, Cina (1970) - 10 000 morti

Prevedibilità

Esempio di mappa di pericolo sismico

Alcuni terremoti, specialmente i più forti, sono anche accompagnati, preceduti o seguiti da fenomeni naturali insoliti detti precursori sismici come: lampi o bagliori (luci telluriche); variazioni improvvise del campo magnetico, elettrico o della radioattività locale (emissione di radon); interferenze nelle comunicazioni radio; nervosismo degli animali; variazione del livello delle falde o delle acque costiere; attività vulcanica. Tutte queste manifestazioni hanno trovato riscontro nelle osservazioni e nelle testimonianze e sono state studiate e in parte confermate dalla ricerca scientifica che è giunta alla spiegazione di ognuna di esse, anche se, in mancanza di consenso unanime, non costituiscono di fatto misure effettivamente riconosciute e adottate sul fronte della previsione.

Il terremoto di Haicheng del 4 febbraio 1975 è stato storicamente il primo e unico terremoto previsto con tali tecniche, ma in quel caso i precursori sismici di natura geologica furono talmente intensi e regolarmente progressivi da non lasciare alcun dubbio sulla prossimità e imminenza dell'evento.

Già dall'Ottocento sono state inoltre studiate le correlazioni tra le variazioni dell'altezza della falda idrica e della gravità locale, oltre che dell'emissione di radon, ma purtroppo allo stato attuale delle conoscenze non sono ancora stati elaborati modelli che permettano di evidenziare segnali utili alla previsione efficace di un terremoto o delle sue possibili caratteristiche, intensità e localizzazione spaziotemporale.

Mappa del rischio sismico in Nord Europa

In particolare il radon si forma dal decadimento radioattivo del radio ed essendo un gas nobile non si combina con gli altri elementi e composti chimici; pertanto gran parte del radon che si forma all'interno delle rocce rimane intrappolato in esse. Se improvvisamente si verificano movimenti, fessurazioni, compressioni e distensioni di rocce, come avviene durante o immediatamente prima di un terremoto, il radon contenuto in profondità affiora sulla superficie terrestre, dove peraltro è già presente in una certa concentrazione, aumentando la concentrazione locale con picchi improvvisi o i cosiddetti "spifferi". Nella speranza di poter realizzare un sistema di previsione a breve termine e affidabile dei terremoti, vari studi sono in corso; per tale ricerca si utilizza una rete di rivelatori di radon, opportunamente distribuiti sulla superficie delle zone interessate.

La prevedibilità dei fenomeni sismici è stata oggetto in Italia di discussioni e polemiche fuori dell'ambito scientifico, a seguito del terremoto dell'Aquila del 6 aprile 2009; in occasione del tragico evento, la stampa riportò con enfasi la notizia secondo la quale Giampaolo Giuliani (un tecnico di laboratorio dell'INAF, non laureato, che, durante il tempo libero, svolge studi sui terremoti a titolo personale), nelle settimane precedenti il sisma, avrebbe sostenuto varie ipotesi sull'imminenza di una scossa disastrosa, procurando anche alcuni falsi allarmi; il verificarsi di un evento sismico sarebbe stato predetto, a suo dire, in marzo, a grandi linee in quella stessa regione; affermava di basare la sua analisi sull'aumento improvviso di emissioni di radon, utilizzando però strumentazioni e metodi previsionali che non sono stati ritenuti rigorosamente validi dalla comunità scientifica.

Sullo studio dei precursori sismici di origine elettromagnetica, osservati per la prima volta nel 1880, si sta attivamente impegnando l'Associazione Radioamatori Italiana (ARI) e altri gruppi di ricerca privati, predisponendo stazioni di ascolto delle emissioni elettromagnetiche in bassa frequenza ELF (Extremely Low Frequency).

Anche il monitoraggio dell'eventuale sciame sismico prima di un mainshock spesso non sembra portare a risultati concreti in termini di previsione in quanto la stragrande maggioranza degli sciami sismici evolvono senza produrre catastrofi ovvero dissipandosi più o meno lentamente nel tempo secondo la legge di Omori.

Attualmente alcuni modelli fisici sperimentali di previsione sismica di natura statistica si sono rivelati abbastanza efficaci nel prevedere alcune sequenze di aftershock, ma abbastanza deludenti nel prevedere il main shock.

Allo stadio attuale della ricerca sismologica i risultati più concreti per la previsione dei terremoti si hanno dunque per via statistica nel lungo periodo ovvero consultando mappe di pericolosità che tengono conto dei tempi di ritorno di un sisma in un dato territorio, cioè calcolandone la probabilità di occorrenza. Tuttavia l'intervallo di tempo in cui si ritiene probabile il verificarsi di un sisma è piuttosto esteso, anche decine di anni, rendendo vano ogni tentativo ragionevole di prevenzione che renda efficace l'evacuazione delle popolazioni.

Prevenzione

Isolatore sismico

La ricerca scientifica è ancora lontana dalla previsione di un sisma: il rimedio più praticabile e saggio contro i danni materiali e umani dei terremoti è rappresentato dalla protezione attiva, ovvero dall'uso di efficaci tecniche antisismiche di costruzione di edifici proprie dell'ingegneria sismica come ad esempio l'isolamento sismico: queste tecniche allo stadio attuale sono in grado di minimizzare i danni anche di terremoti estremamente potenti e sono diffusamente utilizzate in alcune delle aree più sismiche al mondo come il Giappone.

Per individuare zone a significativo pericolo sismico e a conseguente rischio sismico si fa usualmente ricorso a studi di sismologia storica, paleosismologia e a tecniche di microzonazione sismica fornendo relative mappe di rischio, mentre per valutare gli effetti di un sisma si può ricorrere a tecniche di simulazione (vedi simulazione di terremoto).

Gestione con GDACS

Nel 2004, l'Ufficio delle Nazioni Unite per il coordinamento degli affari umanitari (OCHA) e la Commissione europea hanno istituito il Global Disaster Alert and Coordination System ("Sistema di Allerta e Coordinamento Globale dei Disastri", GDACS), per migliorare e accrescere l'efficacia della macchina dei soccorsi e dei piani di aiuto umanitario. Nato col nome di GDAS, ha inizialmente trovato impiego per sostituire con un'unica piattaforma informatica multi-evento i diversi sistemi di monitoraggio e di allerta esistenti, relativamente a terremoti, tsunami, inondazioni, eruzioni vulcaniche e cicloni tropicali.

In un secondo passo di implementazione del progetto, il sistema di monitoraggio è stato integrato con quello di gestione delle emergenze e di coordinamento degli interventi, noto come OCHA Virtual OSOCC. Ciò ha permesso di raccogliere informazioni sui rischi e pericoli concreti e attuali quasi in tempo reale, comunicando tempestivamente le notizie agli operatori coinvolti negli interventi e alla popolazione civile, secondo una modalità multicanale (dal tradizionale telefono, all'e-mail, agli SMS, al sito Web).
Il sistema GDACS, così ottenuto, è divenuto in grado di valutare le informazioni meteorologiche con i dati economici e socio-demografici delle zone prevedibilmente interessate, in modo tale da eseguire un'analisi non in termini esclusivi di probabilità dell'evento, ma anche di magnitudo dell'impatto per la popolazione e per altre realtà presenti nel territorio circostante.

Studi e credenze

• Nell'antica Grecia, Poseidone era considerato il dio dei terremoti, oltre che del mare. Il suo corrispondente romano era Nettuno.
• Tra i Romani si credeva che i terremoti fossero causati dall'energia dei venti che si accumulava nelle caverne, o dal flusso e riflusso delle acque nelle cavità della Terra.
• Nel 1626 il gesuita italiano Niccolò Longobardi diede un rilevante contributo alla spiegazione scientifica dei fenomeni sismici con il suo Trattato sui terremoti, opera scritta in cinese.
• Il giovane Immanuel Kant, appena trentunenne, quando viene a sapere del terremoto di Lisbona del 1º novembre 1755 pubblica il 24 gennaio del 1756 il primo dei suoi Scritti sui terremoti dove cercherà di dare una veste scientifica alle sue riflessioni che nel corso delle sue opere estenderà anche a considerazioni morali.
• Durante la guerra fredda, le onde P sono state studiate per tenere sotto controllo i Paesi che praticavano esperimenti nucleari. Ognuno dei due blocchi studiava i progressi nucleari del blocco contrapposto, grazie all'utilizzo dei sismometri, al punto che i test nucleari (sotterranei o in atmosfera) furono usati sia dagli USA sia dall'URSS come una sorta di avvertimento — o comunicazione indiretta — nei confronti del nemico.
• La Chiesa cattolica venera Sant'Emidio come protettore dal terremoto.

Bibliografia

• Henrik Svensen, Storia dei disastri naturali, Odoya, Bologna 2010, 320 pp., ISBN 978-88-6288-064-0

Voci correlate

• Charles Francis Richter
• Classificazione sismica dell'Italia
• Effetti di sito
• Epicentro
• Faglia
• Faglia di Sant'Andrea
• Faglia Liquiñe-Ofqui
• Fagliazione
• Geofisica
• Giuseppe Mercalli
• Identificazione delle vittime di disastri
• Ingegneria sismica
• Ipocentro
• Isolamento sismico
• Isolatori sismici
• Legge di Omori
• Lista di terremoti
• Risonanza Schumann
• Terremoti in Italia
• Terremoti in Giappone
• Terremoti in Cile
• Terremoti in Grecia
• Magnitudine (geologia)
• Magnitudo momento
• Maremoto (o Tsunami)
• Meccanismo focale
• Momento sismico
• Paleosismologia
• Scala Mercalli
• Scala Richter
• Sciame sismico
• Sismologia
• Sistema di allerta precoce dei terremoti
• Terremoti tettonici
• Terremoto intraplacca
• Terremoto simulato
• Tettonica delle placche
• Vasca sismica Grablovitz
• Big One

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Collegamenti esterni

• terremoto, su Treccani.it – Enciclopedie on line, Istituto dell'Enciclopedia Italiana.
• Giovanni Battista Alfano, TERREMOTO, in Enciclopedia Italiana, Istituto dell'Enciclopedia Italiana, 1937.
• Giancarlo Scalera, Terremoto, in Enciclopedia Italiana, VI Appendice, Istituto dell'Enciclopedia Italiana, 2000.
• terremoto, in Dizionario delle scienze fisiche, Istituto dell'Enciclopedia Italiana, 1996.
• terremòto, su Vocabolario Treccani, Istituto dell'Enciclopedia Italiana.
• terremòto, su sapere.it, De Agostini.
• Giuliana Mele, terremoto, in Enciclopedia dei ragazzi, Istituto dell'Enciclopedia Italiana, 2004-2006.
• (EN) Bruce A. Bolt, earthquake, su Enciclopedia Britannica, Encyclopædia Britannica, Inc.
• (EN) Opere riguardanti Earthquakes, su Open Library, Internet Archive.
• Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, su ingv.it.
• Hai sentito il terremoto?, progetto di citizen science di INGV
• Directory dei terremoti a partire dal 2010, su earthquake-report.com. URL consultato il 6 giugno 2012 (archiviato dall'url originale il 21 aprile 2013).
• Mappatura dei terremoti ne mondo in tempo reale, su 3bmeteo.com, Global Disaster Alert and Coordination System.
• USGS Earthquake Hazard Program, su earthquake.usgs.gov.
• Bollettino Sismico Italiano - ISIDE (Italian Seismological Instrumental and parametric Data-basE)
• Bayesian Networks for Earthquake Magnitude Classification in a Early Warning System - Sistema informatico per l'allerta precoce - G. Zazzaro, F.M. Pisano, G. Romano
• European-Mediterranean Seismological Centre Centro Sismologico Euro-Mediterraneo
• Visualizzare i terremoti in Google Earth, su gnss-info.blogspot.com.
• USGS Earthquake USGS Earthquake Hazards Program
• CFTI4Med Archiviato il 22 luglio 2011 in Internet Archive. Catalogue of Strong Earthquakes in Italy (461 B.C.-1997) and Mediterranean Area (760 B.C.-1500). Emanuela Guidoboni, Graziano Ferrari, Dante Mariotti, Alberto Comastri, Gabriele Tarabusi and Gianluca Valensise 2007 (INGV - SGA)
• DBMI11: il database INGV delle osservazioni macrosismiche dei terremoti italiani dal 1000 al 2006
• SeismoCloud, su seismocloud.com (archiviato dall'url originale il 26 agosto 2016; seconda copia archiviata il 10 agosto 2016). Progetto italiano di ricerca per l'identificazione istantanea dei terremoti (tramite crowdsourcing) e invio di Early Warning