Unità didattica Proprio l'osservazione delle nubi può essere utile per impostare lavori di gruppo e cartelloni di raccolta e di sistemazione delle osservazioni. Le osservazioni possono essere fatte da gruppi di 3-5 bambini e organizzate in modo che ogni gruppo osservi un pezzo di cielo in una direzione definita: il risultato dovrebbe essere costituito da una serie di osservazioni, sintetizzate nel disegno della scheda 11, (osservazioni registrate a voce, evidentemente) relative a: copertura del pezzo di cielo assegnato al gruppo (tutto celeste, un po' di nubi, tutto coperto) aspetto della copertura (uniforme, con grandi fiocchi, a pecorelle, a forma di baffi [cirri]) colore delle nuvole (bianco, grigio, grigio scuro, nero ...) tipo delle nuvole (cirri,strati, cumuli, ecc. Utilizzerei, però, nomi inventati dai bambini. Se qualche nome "vero" piace, utilizziamolo). Con tempi, sequenze temporali e modi decisi caso per caso dall'insegnante, sarebbe bene che i bambini contribuissero a "formalizzare" le osservazioni, ad esempio utilizzando il disegno su carta, batuffoli di cotone idrofilo - opportunamente colorati - forme di carta ritagliate, da incollare o attaccare con le puntine al cartellone di compensato oppure carta e polistirolo per simulare la neve. L'insegnante potrà scrivere sul cartellone i commenti dei bambini. Lo scopo di queste osservazioni è quello di definire i confronti tra forme 3D (più grande. più alto, sopra, sotto) e le associazioni tra fenomeni come: tipo di nuvole - piovosità; tipo di nuvole - vento; tipo di nuvole - temperatura, ecc.

I Venti

I movimenti delle masse d'aria nell'atmosfera, normalmente chiamati venti, avvengono a causa di differenze di pressione atmosferica: infatti, il tentativo di equilibrare le differenze di pressione per portare il sistema allo stato di minima energia potenziale viene tradotto, in pratica, nello spostamento di aria dalla zona in cui la pressione è maggiore alla zona in cui la pressione è minore, così da colmare il buco di pressione.
La direzione del movimento è quella in cui, a parità di distanza, l'abbassamento di pressione è maggiore.

C'è un modo pratico per conoscere la posizione della bassa e dell'alta pressione: mettendosi in modo da avere il vento alle spalle, la bassa pressione si trova davanti a sinistra e l'alta pressione dietro a destra. Nell'emisfero australe si invertono sinistra e destra. La variazione della pressione in funzione della distanza si chiama gradiente barico e prende origine da masse d'aria vicine tra loro ma con temperatura ed umidità diverse. L'aria calda e umida è meno densa ed esercita una pressione minore (possiamo dire che è più leggera) dell'aria secca e fredda; questo genera il gradiente di pressione (o barico) che definisce la direzione del vento e la sua velocità e quindi l'energia. Per le cose che abbiamo detto, la direzione del vento dovrebbe essere quella perpendicolare alle isobare, cioè alle curve di uguale pressione. In realtà, però, la forza di Coriolis (filmato .flv, filmato .mp4) causa una deviazione del moto dei venti verso destra nell'emisfero settentrionale e verso sinistra in quello meridionale (vedere il filmato, copia locale .wmv). Sempre a causa della forza di Coriolis i venti, nel nostro emisfero, si allontanano dalle zone di alta pressione, per dirigersi verso le zone di bassa pressione, seguendo traiettorie a spirale in senso orario. Leggenda metropolitana sulla forza di Coriolis Il verso in cui l'acqua defluisce attraverso lo scarico del lavandino viene spacciato come prova per localizzare il lavandino (cioè l'osservatore) nell'emisfero nord o in quello sud della Terra. Infatti - si dice - l'acqua ruota in senso antiorario se ci si trova nell'emisfero nord e nel verso orario se ci si trova a sud dell'equatore, e questo per effetto della forza di Coriolis. Si sono visti in tv (Turisti per caso) anche "esperimenti" fatti per i turisti, con due lavandini, posti da una parte e dall'altra dell'equatore (ad esempio in Ecuador o in Kenia) in cui si mostrava come l'acqua defluisse nello scarico con due versi di rotazione opposti. Questa è, appunto, una leggenda metropolitana. Per cercare di capire come stanno le cose, possiamo visualizzare una pagina un po' più dettagliata. Vedremo che nel caso citato la forza di Coriolis è 1000 volte più piccola degli effetti dovuti a differenze di pendenza tra i due lati del lavandino (e cioè alla costruzione dei lavandini) e che quindi gli "esperimenti" sono giochini di prestigio da parte degli intrattenitori che guadagnono qualche soldo sulla credulità dei turisti. La direzione e la velocità dei venti dipendono anche dall'altezza, rispetto al suolo, a cui soffiano: i venti che si muovono nella bassa troposfera, all'incirca dove vive l'uomo, risentono dell'orografia del territorio e quindi dell'attrito con il terreno e degli ostacoli frapposti sul loro cammino. I venti che invece viaggiano nell'alta troposfera si muovono in modo più regolare e a velocità maggiore. Nella tabella successiva viene mostrata una classificazione dei venti in base alla velocità e ai suoi effetti.

Scala Beaufort	Velocità	Velocità	Effetti
	m/s	km/h
1. bava di vento	da 0.6 a 1.7	da 2.2 a 6.1	piega il fumo
2. brezza leggera	da 1.8 a 3.3	da 6.5 a 11.9	muove le foglie
3. brezza tesa	da 3.4 a 5.2	da 12.2 a 18.7	agita le foglie
4. vento moderato	da 5.3 a 7.4	da 19.1 a 26.6	muove i piccoli rami
5. vento teso	da 7.5 a 9.8	da 27 a 35.3	muove grossi rami, increspa le acque
6. vento fresco	da 9.9 a 12.4	da 35.6 a 44.6	agita grossi rami, si avverte nelle case
7. vento forte	da 12.5 a 15.2	da 45 a 54.7	agita rami, ostacola il cammino
8. burrasca	da 15.3 a 18.2	da 55.1 a 65.5	schianta rami, agita grossi alberi
9. burrasca forte	da 18.3 a 21.5	da 65.9 a 77.4	asporta le tegole
10. burrasca fortissima	da 21.6 a 25.1	da 77.8 a 90.4	sradica e schianta alberi
11. fortunale	da 25.2 a 29	da 90.7 a 104.4	devastazioni gravi
12. uragano	più di 29	più di 104.4	distruzione generale

Un modo comune di classificare i venti è basato sulla direzione da cui provengono, misurata sia tramite i punti cardinali, sia con un angolo da 0° a 360° partendo dal nord geografico e in senso orario. Tutti o quasi sanno che lo scirocco viene da sud-est, la tramontana da nord, la bora da nord-est. Attualmente, però, si preferisce classificare i venti non più in base alla direzione di provenienza o alla periodicità (venti costanti, periodici, variabili) ma in base alle dimensioni degli spostamenti orizzontali delle masse d'aria. In questo modo si definiscono a) i movimenti su grande scala o venti planetari: spostamenti di grandi masse d'aria, dell'ordine di 2000 km, dovuti a differenze costanti di temperatura e quindi di pressione, causate dal diverso riscaldamento della Terra da parte del Sole. Sono venti planetari gli alisei, i venti occidentali, le correnti a getto (Jet Streams, v. schema) e i venti orientali polari. Questi venti generano e mantengono la circolazione generale dell'atmosfera (vedi filmato). b) i movimenti su scala media o venti secondari o perturbazioni cicloniche con dimensioni (cioè spostamenti) da 500 a 2000 km. Sono provocati dalla differenza di temperatura (pressione) tra continenti e oceani. I venti generati da questi movimenti sono i cicloni, i monsoni (v. anche disegno con i venti del monsone indiano), le brezze marine. c) i movimenti su piccola scala o venti locali, da 10 a 500 km, dipendono dall'orografia del terreno che modifica il normale moto della grande e piccola scala. Sono venti locali la bora (direzione, il mare "fuma", approfondimento) lo scirocco, il maestrale, il föhn, le brezze di terra e di mare. d) i movimenti su scala piccolissima o turbolenze atmosferiche, con movimenti inferiori ai 10 km, sono piccole variazioni locali nei movimenti a piccola scala.

Questa distesa di acqua forma gli oceani e i mari, costituiti da acqua salata e i fiumi e laghi, distese più piccole di acqua dolce. Le acque salate e quelle dolci sono l'ambiente in cui vivono sia flora (alghe) che fauna (pesci, mammiferi, rettili) in una varietà sorprendente di specie, il che giustifica a posteriori il fatto che la vita sia nata proprio nell'acqua dei mari e delle lagune primordiali.

In questo caso si tratta della stretta interazione tra masse oceaniche e atmosfera: infatti, per grandi linee, in condizioni normali gli alisei spingono le acque superficiali dell'Oceano Pacifico equatoriale verso l'Australia e l'Indonesia. Le acque superficiali sono calde e il loro spostamento provoca due fenomeni importanti:
1. Si stabilisce una cella convettiva (le acque calde scaldano l'atmosfera e quindi l'aria calda sale in quota, si sposta verso est, si raffredda e ricade al suolo, si sposta nuovamente verso ovest generando un vento che si somma agli alisei per portare ancora acqua calda verso ovest) le cui dimensioni sono dell'ordine di 5000 km attraverso il Pacifico.
   Questo scenario porta a frequenti pioggie in Indonesia con conseguente arricchimento della foresta e possibilità concreta di coltivazione di riso; l'alta pressione (aria fredda che scende al suolo) sulla costa occidentale del Sud America favorisce la pesca, resa ricca
2. dal fatto che la diminuzione di acqua calda in superficie provoca l'affioramento degli strati più profondi dell'oceano (termocline), strati ricchissimi di pesce e di nutrimento (plancton).

   In presenza di El Niño, gli alisei rallentano nel Pacifico centrale e occidentale e questo fatto porta ad un affondamento del termocline nel Pacifico orientale e ad un sollevamento nel Pacifico occidentale. In parole povere, la massa di acqua calda si estende in una zona più ad est rispetto alla situazione normale. La pioggia segue l'acqua (cioè l'aria) calda (bassa pressione) e provoca allagamenti in Perù e siccità in Indonesia e in Australia.

   Tutto questo genera e controlla eventi importanti nella circolazione generale dell'atmosfera e nel clima connesso. Le relazioni che si stabiliscono tra situazioni atmosferiche su grande scala si chiamano teleconnessioni (pagina locale). Un esempio di teleconnessioni tra El Niño e la siccità o la pioggia di regioni anche lontanissime, viene mostrato nella figura successiva
   

   
   Rappresentazione di regioni che ricevono un aumento di pioggia (linee tratteggiate) o siccità (linee continue) durante un evento El Niño.
   (0) indica che la pioggia è cambiata durante l'anno in cui è iniziato El Niño,
   (+) indica che la pioggia è cambiata durante l'anno successivo all'inizio de El Niño. Da Ropelewski and Halpert (1987).
   Un'altra immagine delle teleconnessioni e le modifiche delle correnti a getto.

Il mare, come ogni corpo, è soggetto alla forza di attrazione dei corpi celesti: questa forza è tanto maggiore quanto più i corpi sono vicini, come ci dice la legge di Newton.

In realtà bisogna considerare la posizione combinata del Sole e della Luna rispetto alla Terra: anche se l'influenza solare sulle maree è circa la metà di quella lunare, non è certamente insignificante.
Quando ci si trova nelle fasi di luna nuova e di luna piena, i tre corpi, Sole, Terra, Luna, sono praticamente allineati e l'effetto del Sole si aggiunge a quello della Luna, generando maree più forti (note come maree equinoziali o maree di plenilunio). Al contrario, durante il primo e il secondo quarto, i tre corpi sono in quadratura e le azioni mareali combinate generano maree di minore entità (sono dette maree di quadratura).
L'ampiezza delle maree non dipende soltanto da fenomeni astronomici, cioè dalla posizione relativa di Sole, Terra, Luna, ma anche dalla conformazione dei fondali marini e dalle linee di costa, dalla presenza o meno di bacini più piccoli (insenature o baie). Infatti le coste sono ostacoli al moto delle acque e in una baia l'altezza della marea aumenta.

Da un punto di vista fisico, le terre emerse occupano circa 1/3 della superficie terreste e si presentano come grandi "blocchi" di rocce in parte uniti e in parte separati dal mare. In realtà, se si guarda sul fondo degli oceani, si scopre che i "blocchi" proseguono per decine e centinaia di km, fino quasi a toccare l'equivalente parte del "blocco" vicino. I blocchi sono chiamati zolle continentali e i continenti che si vedono sulle carte geografiche sono solo la parte emersa delle zolle.
Nello spazio tra le zolle continentali si trova uno strato di rocce detto crosta oceanica. La crosta oceanica ha la caratteristica di essere più sottile (circa 5-10 km) della crosta continentale (lo spessore della zolla continentale varia entro 20-70 km) e quindi più facilmente accessibile alla fuoriuscita del magma (roccia fusa) che si trova nel mantello sottostante.
A causa del forte calore presente nel mantello, il magma, quando esce dalla crosta oceanica, possiede una pressione molto forte e "si fa largo" spingendo via le due zolle adiacenti ed opposte rispetto al punto di uscita. Le fuoriuscite avvengono in moltissimi punti, lungo fratture o rift che delimitano la separazione tra le zolle, zolle che a questo punto si muovono (animazione Powerpoint) attraverso la superficie terrestre. Si può dire che le zolle galleggiano sul magma, allontanandosi e avvicinandosi tra loro, nel corso di lunghissimi periodi di tempo, dell'ordine di 250 milioni di anni. Un esempio di cosa succede nel Mediterraneo viene mostrato in questa immagine (e anche in questa).
Tutti i movimenti delle zolle sono descritti da una teoria geologica, detta tettonica delle zolle, mentre l'apparenza dei continenti emersi e i loro movimenti sono argomento della deriva dei continenti, teoria che spiega perché si trovano animali simili o composizioni di rocce uguali da una parte all'altra dell'Atlantico, ad esempio.

Da circa 50 anni è possibile misurare lo spostamento reciproco delle placche continentali utilizzando una catena di radiotelescopi, usati come interferometri e situati nei diversi continenti a migliaia di chilometri uno dall'altro. Questa catena si chiama VLBI (Very Long Baseline Interferometers) e in Italia abbiamo due dei radiotelescopi (a Medicina , Bologna, e a Noto, in Sicilia) in funzione e uno - in Sardegna - in costruzione. I risultati delle misure del sistema VLBI si possono vedere in questa immagine.

Struttura Interna della Terra

La struttura interna della Terra è caratterizzata da una serie di gusci sferici concentrici, di spessore variabile. La prima immagine che viene alla mente è quella della cipolla: nel caso della Terra, però, non sono presenti salti improvvisi nelle caratteristiche degli strati, tranne che a tre livelli di profondità. Ci sono, in sintesi, tre superfici di discontinuità in corrispondenza delle quali le onde sismiche cambiano improvvisamente velocità di propagazione. Questi cambiamenti di velocità rappresentano variazioni di composizione chimica o di temperatura e pressione o di stato di aggregazione della materia.

La prima di queste superfici, detta Mohorovicic o Moho, si trova tra 5 e 70 km di profondità e delimita il sottile strato iniziale della struttura interna terrestre: quanto si trova al di sopra della Moho si chiama crosta. La seconda discontinuità, detta di Gutenberg, si trova a circa 2900 km di profondità. Si chiama mantello quanto si trova tra la Moho e questa discontinuità. Al di sotto della discontinuità di Gutenberg, e fino al centro della Terra si trova il nucleo. La terza superficie, quella di Lehmann, si trova a circa 5100 km e divide il nucleo in due parti: nucleo esterno e nucleo interno.

Crosta È la parte più superficiale dell'interno terrestre; il suo spessore varia da 5 a 10 km in corrispondenza degli oceani, dove è costituita da rocce basaltiche coperte da sedimenti, e tra 20 e 70 km sotto i continenti, dove è costituita da rocce essenzialmente granitiche, più leggere dei basalti. Mantello È uno strato che si estende da poco sotto la crosta ad oltre la metà del raggio terrestre. In questo spessore, che costituisce il 67 % della massa e l'83% del volume della Terra, si hanno significative variazioni di pressione e temperatura. Esse determinano una stratificazione interna al mantello con un passaggio graduale da uno strato all'altro, il che fa pensare ad una composizione quasi uniforme. Malgrado questa quasi uniformità, però, sappiamo che la parte superiore del mantello (quella più vicina alla superficie) è solida, mentre quella inferiore è costituita da materiale viscoso e plastico.

Un esempio di terremoto si può vedere nella foto, ripresa dal satellite Ikonos con un 1 metro di risoluzione, di Bam (Iran) distrutta al 70% da una scossa di magnitudo pari a 6.6 (scala Richter) il 26 dicembre 2003. Alcune informazioni su Bam si possono trovare al sito http://www.farsinet.com/bam/ (in inglese) o, anche, su http://www.mondimedievali.net/Asia/Iran/bam.htm (in italiano). Ho anche preparato una pagina con immagini di Bam che mi sono state mandate da una studentessa iraniana di Astronomia.

Come altro esempio di effetti dovuti al terremoto, le foto del sisma del Cile del 27 febbraio 2010 (mag. 8.8, il quinto di tutti i tempi per energia dissipata).

Origine dei terremoti

Quando un materiale rigido è sottoposto a sforzi di taglio (forze non perpendicolari,ndt) all'inizio si deforma in modo elastico e poi, quando raggiunge il suo limite di elasticità, si rompe liberando in modo istantaneo tutta l'energia che si era accumulata durante la compressione elastica. Questo è quanto succede quando la litosfera è sottoposta a sollecitazioni. Sotto l'influenza delle sollecitazioni, causate quasi sempre dal movimento delle placche tettoniche, la litosfera accumula energia. Quando, in certi posti, viene raggiunto il limite di elasticità si producono una o più fratture che si manifestano come faglie (vedere anche la faglia del Cile). L'energia liberata istantaneamente lungo le faglie causa i terremoti. A volte, l'improvviso rilascio di energia causa spostamenti laterali tra i due lati della faglia, come nella foto, dove si vedono gli alberi lungo la faglia spostati istantaneamente di 6 metri durante un forte terremoto nel 1940. Se le sollecitazioni si presentano ancora nello stesso luogo, l'energia si accumula di nuovo e la conseguente rottura avverrà lungo la faglia esistente. A causa delle forze di frizione tra le pareti della faglia, gli spostamenti lungo la faglia non avvengono in modo continuo e uniforme ma per impulsi successivi che, ogni volta, producono un sisma. In una data zona i terremoti si producono a più riprese lungo la stessa faglia perché questa costituisce una zona debole della litosfera. Bisogna notare che i terremoti si producono solo in un materiale rigido e che, di conseguenza, si hanno sempre nella litosfera e mai nella astenosfera che è plastica.

Quando si scatena un terremoto, un fronte di onde sismiche si propaga nella crosta terrestre. Si chiama fuoco (foyer) o ipocentro il luogo sul piano della faglia dove si produce effettivamente il sisma, mentre l'epicentro è il punto, sulla superficie terrestre, perpendicolare al fuoco.

Si distinguono due grandi tipi di onde emesse da un terremoto: le onde di profondità che si propagano all'interno della Terra e che includono le onde P e le onde S; e poi le onde di superficie, quelle che si propagano solo in superficie e che sono le onde di Love e di Rayleigh.

Le onde P sono onde di compressione, assimilabili alle onde sonore, che si propagano in tutti gli stati della materia. Le particelle si spostano secondo un movimento avanti-indietro lungo la direzione di propagazione delle onde. Le onde S sono onde trasversali che si propagano solo nei solidi. Le particelle oscillano lungo un piano verticale, ad angolo retto rispetto alla direzione di propagazione dell'onda. Le onde di Love o onde L sono onde trasversali, come le onde S, che però oscillano su un piano orizzontale. Queste onde imprimono al suolo movimenti vibratori laterali. Le onde di Rayleigh sono assimilabili ad un'onda marina: le particelle del suolo si spostano lungo un'ellisse creando una vera onda che modifica il suolo durante i grandi terremoti.

Un opuscolo divulgativo sui terremoti - Conoscere il terremoto -, distribuito dall'Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), è disponibile in formato pdf.

Forse è possibile mostrare ai bambini come si forma un terremoto e cosa si deve fare per ripararsi. Ho preparato a questo proposito la Scheda 13-1 (in formato pdf e mht). È apprezzabile l'UdA preparata da Liberti e Moroder nell'a.a. 08-09.

Misura di un terremoto

Sono a disposizione due scale per misurare un terremoto: la scala Mercalli e la scala Richter. Oggi si utilizza solo la scala Richter, ma i terremoti del passato possono essere valutati solo tramite la scala Mercalli. Vedere un confronto approssimato tra le scale Mercalli e Richter.

La scala Mercalli è stata sviluppata nel 1902 e modificata nel 1931. Indica l'intesità di un terremoto su una scala da I a XII. I valori attribuiti ad un terremoto, secondo la scala Mercalli, sono determinati da due quantità: l'ampiezza dei danni causati da un sisma e la percezione che la popolazione ha del terremoto. Si tratta di una valutazione che fa riferimento ad una certa dose di soggettività. Inoltre, la percezione della popolazione e l'ampiezza dei danni variano in funzione della distanza dall'epicentro. Si ha dunque, una scala variabile geograficamente. All'epoca, però, non si possedevano le conoscenze e i mezzi per definire una scala oggettiva.

La scala di Richter nasce nel 1935. Ci fornisce quella che chiamiamo la magnitudine di un terremoto, calcolata a partire dalla quantità di energia liberata al fuoco. L'energia si misura su una scala logaritmica senza limite superiore (aperta); a tutt'oggi il terremoto più forte ha raggiunto 9,5 sulla scala Richter (in Cile, nel 1960). Questa volta si ha un valore obbiettivo: dato un terremoto, questo si qualifica con un solo numero. Oggi si usa un sistema di calcolo un po' diverso da quello originale di Richter perchè si utilizza anche la dimensione della parte di faglia lungo la quale si produce il terremoto.

Il grafico successivo mette in relazione la magnitudine dei terremoti su una scala aritmetica e l'energia liberata al fuoco su una scala logaritmica; mostra anche un confronto tra alcuni dei terremoti più conosciuti.

Localizazione di un terremoto sulla superficie del pianeta

In meno di un'ora da un terremoto si è in grado di localizzare il suo epicentro. Come si arriva ad una localizzazione tanto rapida e precisa?

Le onde P si propagano più rapidamente delle onde S ed è proprio questa proprietà che permette di localizzare un sisma. Le onde sismiche sono registrate in molte zone del globo tramite strumenti detti sismografi. In modo approssimativo si può dire che sono apparecchi in grado di "sentire" le vibrazioni della roccia; queste vibrazioni sono trasmesse ad un ago che le "scrive" su un cilindro che ruota a velocità costante. Si ottiene quindi una registrazione di questo tipo.

Fissata la posizione del sismografo (cioè fissato il luogo di osservazione), dato che le onde P arrivano prima si avrà sulla registrazione sismografica uno spostamento tra l'inizio delle registrazioni dei due tipi di onde. Nel disegno sopra, ad esempio, si misura un ritardo di 6 minuti delle onde S rispetto alle onde P.

Le velocità di propagazione dei due tipi di onde nella crosta terrestre sono conosciute e si possiedono le cosidette curve campione, come quelle che seguono.

Questo grafico ci dice, ad esempio, che per coprire una distanza di 2000 chilometri, l'onda P impiega 4,5 minuti e l'onda S impiega 7,5 minuti per percorrere la stessa distanza: c'è una differenza di 3 minuti. Per un certo terremoto, si tratta di trovare, sul grafico, a quale distanza corrisponde la differenza misurata sulla registrazione. Si ottiene allora la distanza tra il sisma e il luogo di registrazione. Nel nostro esempio, la distanza che corrisponde ad una differenza di 6 minuti è 5000 km. Questo valore non ci fornisce, però, la posizione del sisma sulla superficie terrestre. Per conoscere la posizione abbiamo bisogno di almeno tre registrazioni.

Nell'esempio riportato nella figura in alto consideriamo le registrazioni di un sisma in tre punti: Halifax, Vancouver e Miami. Le registrazioni indicano che il terremoto è situato in un raggio di 560 km da Halifax, un raggio di di 3900 km da Vancouver e un raggio di 2500 km da Miami. Il terremoto - cioè il suo epicentro - viene allora posizionato all'intersezione dei tre cerchi precedenti. Nella pratica comune si utilizzano, per avere maggiore precisione, più di tre punti.

Il maremoto (tsunami): catastrofe conseguente un terremoto.

Il maremoto (che nel Pacifico si chiama tsunami, dal nome giapponese che significa "onda di porto") è un fenomeno particolarmente distruttivo, conseguente e successivo ad un terremoto. In qualche modo può essere definito "sornione" perché si può verificare molte ore dopo il terremoto. Lo schema successivo mostra la natura di un maremoto.

(A) Un terremoto che avviene nella crosta oceanica, nel momento in cui una parte della crosta si solleva o si abbassa rispetto alla posizione precedente, provoca un movimento oscillatorio dell'acqua (onde). Queste onde sono appena percettibili in acque profonde (meno di un metro di altezza), ma si ingrossano in acque poco profonde fino a raggiungere un'altezza di 30 metri. La velocità di propagazione di queste onde va da 500 a 800 km/ora e il loro periodo è compreso tra 15 e 60 minuti. Così un maremoto che deriva da un sisma avvenuto a 1000 km dalla costa si infrangerà sulla stessa costa circa 2 ore più tardi. È facile immaginare l'effetto distruttivo di queste onde sulle coste abitate. (B) All'avvicinarsi del maremoto, si produce prima un arretramento del mare (ed è questo che attira i curiosi). (C) Successivamente arriva la prima onda. (D) Questa può essere seguita da un secondo arretramento e poi da un'altra onda.

Il terremoto del 1960 in Cile ha prodotto una serie di onde di maremoto che hanno attraversato l'Oceano Pacifico. Questa registrazione mostra misure del livello dell'acqua fatte dal ponte del fiume Wailuku (Hilo, Hawaii) durante le prime ore dello tsunami. Da http://pubs.usgs.gov/circ/c1187/ (copia locale)

I maremoti da frana, in alcuni casi eccezionali per quantità di materia franata, potrebbero dare origine ai cosiddetti mega-tsunami che avrebbero la capacità di percorrere anche distanze trans-oceaniche mantenendo alte energie nell'onda, ma la questione è dibattuta fortemente dagli addetti ai lavori (v. ad esempio 1 (anim), 2, 3) e non ci sono evidenze geologiche che supportino questa ipotesi.

Maremoto del 26 dicembre 2004. Alcune immagini mostrano gli effetti del maremoto nel sud-est asiatico, dovuto ad un terremoto di magnitudo circa 9. Per confronto viene anche mostrato un modello di maremoto nel Mediterraneo, calcolato in occasione del forte terremoto di Algeri del giugno 2003.

Terremoto e tsunami del 26 dicembre 2004 a Sumatra La successione degli eventi nel punto di contatto tra le placche viene descritta dal disegno di fianco, dove si osserva la subduzione della placca indiana (a sinistra) che si muove sotto la placca di Burma. Quest'ultima, per qualche motivo, risultava bloccata nel suo movimento verso sinistra e il moto della placca provocava un "arricciamento" degli strati e un accumulo di energia potenziale. Quando è venuto meno il motivo del blocco la placca di Burma ha ripreso il suo moto e gli strati si sono distesi in brevissimo tempo, provocando il terremoto (in realtà molti terremoti) e il sollevamento della colonna d'acqua sovrastante, cioè l'onda anomala o di tsunami.
Terremoto e tsunami dell'11 marzo 2011 in Giappone Successione dei terremoti cede la diga(video mp4) tsunami in arrivo (video) tsunami all'interno (video) tsunami navi e auto (video) Aeroporto di Sendai (video, prima e dopo) impatto dell'onda (video) maremoto nel porto di Kesennuma (video mp4)
I principali centri di allerta per gli tsunami sono: Pacific Tsunami Warning Center West Coast & Alaska Tsunami Warning Center

Due parole sulla fisica dello tsunami http://www.geophys.washington.edu/tsunami/general/physics/physics.html Le onde del mare, quelle normali generate dal vento, ad esempio nell'Oceano Pacifico, hanno un periodo di circa 10 secondi e lunghezza d'onda di circa 150 metri. Tanto per capirsi: l'onda "normale" del Pacifico si frange sulla spiaggia una volta ogni 10 secondi e la distanza tra due onde (cioè due creste) è circa 150 metri. Nel caso dello tsunami si hanno onde con lunghezza d'onda che supera i 100 km e periodo di circa 1 ora. La velocità di queste onde, chiamiamola Vtsunami, è uguale alla radice quadrata del prodotto tra l'accelerazione di gravità (g=9,8 m/s2) e la profondità dell'oceano in cui viaggia (h, in metri). In formula Vtsunami = (g x h) Ora, la profondità media del Pacifico è 4000 m e quindi la velocità dell'onda è Vtsunami = (9,8 x 4000) = 200 m/s = 700 km/h. Quando l'onda raggiunge acque meno profonde, la sua velocità diminuisce mentre la sua energia (che dipende sia dalla velocità che dall'altezza dell'onda) diminuisce molto poco. Infatti, il ritmo con cui lo tsunami perde energia è inversamente proporzionale alla lunghezza d'onda e quindi, con lunghezza d'onda di 100 km, può attraversare un oceano senza quasi perdere energia. Succede allora che la diminuzione della velocità provochi un aumento dell'altezza che può raggiungere il valore massimo (osservato) di 30 m! Bisogna notare che l'energia, nel caso dell'onda di tsunami, è distribuita su tutta la profondità del mare; nell'onda normale invece è concentrata nella parte superficiale dell'acqua ed è più facile dissiparla. Una simulazione (.mov) di maremoto causato dal terremoto del Cile (1960). Notare la distanza percorsa dalla perturbazione ondosa. Un esempio (gif animato 8MB) di tsunami nel Mediterraneo, causato dal terremoto di Algeri del 21.5.03 (mag 6.8, più di 3000 morti). Notare le piccole altezze delle onde dovute alla bassa profondità di questo mare. L'immagine è tratta dal sito del Centro Sismologico Euro-Mediterraneo (vedere questa pagina). I maremoti nel Mediterraneo vengono modellati ed analizzati in un lavoro di ricerca del gennaio 2008 , troppo complesso per essere discusso in questa sede. Forse, però, vale la pena di osservare quale è la distribuzione più probabile e l'altezza delle onde dei maremoti possibili nel Mediterraneo.

I terremoti e la tettonica delle placche.

I terremoti non hanno una distribuzione casuale sulla superficie del pianeta, ma sono ripartiti secondo uno schema chiaramente definito. Questa ripartizione ordinata appoggia la teoria della tettonica delle placche, in particolare per quanto concerne l'esistenza delle zone di subduzione. Si osservano i terremoti soprattutto al confine tra le placche litosferiche. Si distinguono, poi, tre classi di terremoti in funzione della profondità a cui si producono: i sismi superficiali che si hanno a bassa profondità, diciamo nelle prime decine di chilometri, e si trovano tanto lungo le frontiere divergenti, cioè lungo le dorsali medio-oceaniche, quanto lungo le frontiere convergenti in vicinanza delle fosse oceaniche; i sismi intermedi che si producono tra qualche decina e qualche centinaio di chilometri di profondità e che si concentrano soltanto in vicinanza dei limiti convergenti; i sismi profondi che si producono a profondità che possono raggiungere i 700 km, diciamo, in pratica, alla base dell'astenosfera, e che si trovano soltanto vicino ai limiti convergenti.

Alla convergenza delle placche le tre classi di terremoti si distribuiscono secondo un disegno definito. Prendiamo come esempio la zona di convergenza Isole Curili-Giappone nel Pacifico nord-orientale.

Si vede qui che le tre classi di terremoti si ripartiscono secondo bande parallele alle fosse oceaniche: da est ad ovest, vediamo sismi superficiali, intermedi e profondi. Per comprendere meglio questa distribuzione, facciamo una sezione (tratto B-A nell'immagine sopra) all'altezza delle isole Curili.

Questa sezione mostra che la placca del Pacifico, a destra, penetra sotto la placca euroasiatica, a sinistra, provocando il vulcanismo che forma l'arco insulare delle Curili. Il piano di penetrazione si chiama piano di Benioff. Nei punti in cui le placche litosferiche entrano in collisione e si incurvano, le fratture nella litosfera producono sismi di bassa profondità. La penetrazione di una placca rigida nell'astenosfera plastica non avviene senza rotture e fratture in questa placca, il che produce terremoti intermedi e profondi. Dato che i terremoti possono avvenire solo all'interno di materiale rigido che si rompe, si ha qui una bella dimostrazione che c'è una chiara penetrazione della placca litosferica rigida nell'astenosfera; in caso contrario non si avrebbero terremoti intermedi e profondi. È questa la ragione per cui i terremoti intermedi e profondi si trovano alle frontiere convergenti. La distribuzione degli ipocentri (fuochi) delle tre classi di sismi in questa placca che si "infossa" chiarisce la distribuzione degli epicentri in superficie.

Ecco una illustrazione di quanto è stato detto: questa carta mostra la storia dei sismi a El Salvador (America Centrale). È stata presa dal sito http://neic.usgs.gov/ che fornisce molte informazioni su tutti terremoti della Terra. La carta mostra la distribuzione dei terremoti in funzione della loro profondità

Si possono identificare le placche tettoniche - tre, delimitate dalle righe gialle.

La carta successiva, estratta dallo stesso sito, presenta la storia dei sismi nel sud del Perù. La regione di Arechipa, a circa 750 km a sud-est di Lima, la capitale, ha conosciuto, il 23 giugno 2001, un terremoto che si classifica tra i più forti (magnitudine 8,1 sulla scala Richter). La sua posizione è indicata dalla stella.

Nella carta, come nella precedente, si vede la linea di placca, sempre in giallo.

Alla divergenza delle placche, lo spessore della litosfera oceanica supera raramente i 10-15 km per cui si possono avere solo terremoti superficiali. I moti che hanno luogo sotto la litosfera (moti convettivi) avvengono in una astenosfera plastica e di conseguenza non si possono generare rotture.

Anche se la grande maggioranza dei terremoti si situa alla frontiera delle placche, esiste un'attivita sismica cosiddetta "intraplacca", ben nota ma non sempre ben spiegata.

I vulcani

Parlando di vulcani e di vulcanismo, intendo tralasciare la classificazione tradizionale, basata sulle modalità di eruzione (hawaiana, stromboliana, vulcaniana, ecc...)- delle quali purtroppo ancora si parla in ambienti che le sentono lontane e di difficile comprensione - per descrivere una classificazione strettamente legata al dinamismo delle placche e alle trasformazioni della litosfera.
Una classificazione così fatta ha il pregio della semplicità e del tenere nel giusto conto la globalità del sistema Terra in cui il vulcanismo deve essere inquadrato. Ha anche il pregio di non essere un'elencazione quasi incomprensibile e quindi difficile da ricordare, ma una sequenza logica di eventi, dei quali si può dar conto anche senza essere specialisti della materia.

Come i terremoti, anche i vulcani non si distribuiscono in modo casuale sulla superficie della Terra. Molti si trovano alle frontiere delle placche (si ha in questo caso il vulcanismo di dorsale e di zona di subduzione), e altri si trovano all'interno delle placche (vulcanismo intra-placca, ad esempio quello dei punti caldi).

Il vulcanismo di dorsale. - Sappiamo, per averlo osservato direttamente nelle esplorazioni sottomarine, che ci sono vulcani sottomarini lungo tutte le dorsali, in particolare nel rift centrale dove si forma nuova litosfera oceanica. La composizione della lava di questi vulcani indica che ci si trova vicino alla zona in cui avviene la fusione parziale del mantello. Se non ci fossero tensioni in questa zona delle dorsali, non si avrebbero quelle fratture che permettono al magma prodotto dalla fusione di penetrare nella litosfera e formare i vulcani. Questo tipo di vulcanismo ci è noto dalle esplorazioni sottomarine ma anche per via di un caso particolare, quello dell'Islanda, nettamente posizionata sulla dorsale Nord-Atlantica e formata esclusivamente da vulcani. In questo caso il vulcanismo della dorsale è riuscito a sollevarsi al di sopra del livello del mare e a formare un'isola vulcanica che è un laboratorio naturale per lo studio del vulcanismo della frontiera divergente. Alcune ipotesi recenti propongono inoltre che ci sia un punto caldo sotto l'Islanda e quindi si tratterebbe anche di vulcanismo dei punti caldi.

Il vulcanismo della zona di subduzione. - Il vulcanismo legato al movimento di una placca sotto un'altra (subduzione) genera anelli di vulcani. La famosa Cintura di fuoco attorno al Pacifico è la manifestazione di questo vulcanismo di convergenza ma, a seconda che si tratti di collisione tra due placche oceaniche o tra una placca oceanica e una continentale, la natura del vulcanismo è diversa. Nel caso di convergenza tra due placche oceaniche, ci sarà formazione di un anello di vulcani che si elevano al di sopra della superficie marina e costituiscono un arco insulare. Ad esempio tutta la parte della Cintura di fuoco che si trova nel Pacifico Settentrionale e Occidentale è associata a questo tipo di collisione. Nel caso della convergenza tra una placca oceanica e una placca continentale, i vulcani si trovano sul bordo della placca continentale e formano un arco continentale. Un esempio rappresentativo di questa situazione è la catena Cascades Range, nell'occidente del continente nord-americano.

Questo disegno mostra le relazioni tra le tre placche litosferiche del Pacifico, di Juan de Fuca e Nord-americana. Nella zona di subduzione, la placca di Juan de Fuca preme sulla placca nord-americana, dando così origine ai vulcani di Cascades Range. Questa catena vulcanica fa parte della regione orientale della Cintura di fuoco e si estende dal Mount Garibaldi, a nord di Vancouver (Canada), fino a Lassen Peak, nel nord della California. In questa catena vulcanica si trovano, tra gli altri, il vulcano attivo Mount St. Helen, il Mount Rainer, la cima più alta della catena, e il magnifico Crater Lake (2), un lago che occupa il cratere del vulcano Mazama che è stato letteralmente vuotato da una straordinaria eruzione avvenuta solo 7000 anni fa.

Va sottolineato che la composizione delle lave dei vulcani dei due tipi di convergenza è caratteristica di ognuno degli ambienti.

Il vulcanismo del punto caldo. - Il vulcanismo del punto caldo è un vulcanismo "intraplacca" che si trova principalmente, ma non esclusivamente, sulle placche oceaniche. Gli anelli vulcanici dei punti caldi appoggiano la teoria dell'espansione dei fondi oceanici: per ragioni non ancora chiarite, in alcune regioni del mantello si forma una concentrazione locale di calore che produce una fusione parziale del materiale. È quello che si chiama punto caldo (hot-spot; mantle plume; pennacchio caldo).

Il materiale fuso che si trova sopra il punto caldo è meno denso del materiale circostante; per questo sale verso la superficie, fora la litosfera e forma un vulcano. Questi "vulcani di punto caldo" sono molto numerosi all'interno delle placche litosferiche, soprattutto sulle placche oceaniche. Il fondo oceanico del Pacifico costituisce un buon esempio nel quale si hanno molti vulcani, sottomarini per la maggior parte, ma di cui un buon numero emerge dalla superficie oceanica per formare arcipelaghi come le Caroline, le Marshall o le isole Hawaii. I punti caldi sono stazionari (cioè restano nello stessa posizione) e possono essere attivi per molti milioni di anni, fino a 100 Ma (milioni di anni).

I due schemi che seguono illustrano la formazione di una dorsale di "vulcani di punto caldo".

Se una placca litosferica si sposta lateralmente al di sopra di un punto caldo che funziona sporadicamente, si costruisce una dorsale di vulcani. I vulcani più vecchi si trovano all'estremità più lontana dal punto caldo, mentre i più giovani si trovano più vicino al punto caldo. Esempi di questa situazione sono, ad esempio, le Hawaii fino alle fosse delle Aleutine - Curili (Dorsale Hawaii-Imperatore) nel Pacifico settentrionale.

Questa corona di vulcani è un buon esempio del segno lasciato sul fondo oceanico dallo spostamento di una placca al di sopra di un punto caldo. Si è trovato che i vulcani delle Hawaii - all'estremità sud dell'anello - sono, tutto sommato, recenti: hanno un'età inferiore a 1 Ma. L'età dei vulcani lungo la dorsale è sempre maggiore, man mano che ci si allontana dalle Hawaii. Il fondo oceanico all'altezza della fossa delle Aleutine mostra un'età di 80 Ma, il che è come dire che sono occorsi 80 Ma per formare l'intera dorsale. Quest'ultima si è formata per lo spostamento della placca del Pacifico al di sopra di un punto caldo situato nelle isole Hawaii.

Il tracciato e l'età della dorsale Hawaii-Imperatore forniscono informazioni su due punti: 1) la direzione dello spostamento si è bruscamente modificata durante lo spostamento della placca, circa 40 Milioni di anni fa; nel periodo -80 ÷ -40 Ma la placca si è spostata secondo il verso e la direzione indicati dalla freccia rossa in figura, generando la catena dell'Imperatore mentre negli ultimi 40 Ma lo spostamento è avvenuto secondo il verso della freccia azzurra, dando origine alla catena delle Hawaii; 2) conoscendo la distanza tra due vulcani di età nota si può calcolare la velocità media di spostamento della placca tra questi due punti: così, ad esempio, si trova una velocità media di 6,7 cm/anno tra le Hawaii e il punto di cambiamento di direzione (una distanza di circa 2700 km). Ovviamente non sappiamo cosa possa essere successo prima di 80 Ma perché il fondo oceanico della placca del Pacifico è stato inghiottito dall'astenosfera a causa del moto di subduzione diretto sotto la placca euro-asiatica.