Terremoti, ambienti tettonici e faglie regionali

La posizione geografica degli epicentri di terremoti registrati in tutto il mondo a partire dal 1976 (Fig. 1), evidenzia la loro distribuzione secondo delle fasce che segnano i più importanti margini di placca. I meccanismi di faglia dei terremoti lungo queste fasce, sono coerenti con il tipo di faglie che corrono lungo tali margini (Fig. 2).

Fig. 1 - Carta globale dell'attività sismica dal gennaio 1976 a ottobre 2013. Ogni punto rappresenta un terremoto di magnitudo maggiore di 5. I colori indicano la profondità dell'ipocentro. Si noti la concentrazione di terremoti lungo i margini tra le principali placche litosferiche.

Margini Divergenti

Le strette fasce di terremoti poco profondi che corrono lungo i bacini oceanici coincidono con le creste delle dorsali oceaniche e con i settori di faglie trasformi che collegano i singoli tratti di dorsale. Il meccanismo di faglia dei terremoti lungo le creste delle dorsali, rilevato dall'analisi dei dati sismologici, corrisponde a faglie normali. Le faglie corrono parallele alla direzione delle dorsali e si immergono verso l'asse della rift valley che corre lungo la sommità della dorsale. Le faglie normali indicano che, mentre le placche si allontanano fra loro, durante l'espansione dei fondali oceanici, in profondità sono presenti forze tensionali. I terremoti indicano meccanismi di faglie dirette anche nelle zone dove la crosta continentale si sta aprendo (in ambiente continentale e non marino) come la famosa Rift Valley nell'Africa Orientale e nella provincia Basin and Range, nel Nordamerica.

Fig. 2 - Distribuzione dei terremoti lungo i principali margini di placca, di dorsale, faglia trasforme e fossa (subduzione).

Margini di faglie trasformi

L'attività sismica è ancora maggiore lungo i margini di placca trasformi che collegano segmenti consecutivi di dorsali. Questi terremoti mostrano meccanismi di faglia trascorrenti, proprio come ci si aspetterebbe dove settori di placca scivolano uno accanto all'altro in direzione opposte. Non solo, ma dall'analisi dei terremoti che si verificano lungo questi tratti di faglia trasformi, il rigetto indicato dal meccanismo focale è sinistrorso quando la cresta della dorsale al di là della faglia è spostata a destra, mentre è destrorso quando la cresta risulta spostata verso sinistra. Queste direzioni sono opposte rispetto a quelle che sarebbero necessarie per giustificare le interruzioni della cresta della dorsale, ma sono coerenti con la direzione dello scivolamento previsto dall'espansione del fondo oceanico. A metà degli anni '60 i sismologi usavano questa caratteristica specifica della faglie trasformi, per appoggiare l'ipotesi dell'espansione dei fondali oceanici. Anche la direzione dello scivolamento delle faglie trasformi che corrono attraverso la crosta continentale, come la faglia di San Andreas in California e la faglia Alpina in Nuova Zelanda (entrambe destrorse), concorda con quanto previsto dalla tettonica delle placche.

Margini convergenti

I più forti terremoti al mondo avvengono lungo i margini delle placche convergenti. I quattro maggiori terremoti degli ultimi cento anni sono avvenuti lungo questo tipo di margine: il terremoto del Tohoku del 2011 di M 9.0; il terremoto di Sumatra del 2004 di M 9.1; il terremoto dell'Alaska del 1964 di M 9.2; e, il più forte di tutti, il terremoto del 1960 di M 9.5, accaduto nella zona di subduzione ad ovest del Cile. Durante il terremoto del Cile la crosta della Placca di Nazca scivolò in media di 20 m sotto la crosta della Placca Sudamericana lungo una superficie di faglia con un'area complessiva quasi uguale a quella della superficie dell'Italia! Il meccanismo focale indica che tali grandi terremoti avvengono per compressione, lungo enormi faglie di sovrascorrimento, che si attivano nelle fasce lungo le quali una placca va in subduzione al di sotto di un'altra. Tutti e quattro questi terremoti hanno dislocato il fondo marino, generando tsunami che hanno devastato le coste. Nel terremoto dell'Alaska, uno dei più devastanti che l'uomo abbia mai conosciuto, viene spesso ricordato l'effetto devastante di grandi ondate riversatesi in terraferma come conseguenza di una gigantesca frana in mare di un'ampia fascia costiera; in realtà il terremoto fu prodotto dallo scivolamento di un settore del fondo dell'Oceano Pacifico sotto l'Alaska (lungo la Fossa delle Aleutine), che fece sollevare un'ampia fascia del fondo marino e provocò uno tsunami le cui onde invasero il Pacifico settentrionale, sommergendo via via le coste dell'Oregon e della California, raggiungendo le Hawaii e arrivando fino alle coste del Giappone.
Anche i terremoti più profondi avvengono lungo i margini convergenti. Quasi tutti i terremoti che hanno origine al di sotto dei 100 km di profondità sono causati da faglie in placche oceaniche che stanno scendendo in zone di subduzione. I meccanismi focali di questi terremoti profondi mostrano diverse orientazioni dei piani di faglia, ma queste orienzazioni sono coerenti con le deformazioni prevedibili all'interno di una placca in discesa all'interno del mantello. I terremoti più profondi hanno luogo nelle placche discendenti più fredde, come quelle sotto il Sudamerica, il Giappone e gli archi insulari dell'Oceano Pacifico occidentale.

Terremoti intraplacca

La maggior parte dei terremoti avviene lungo i margini delle placche, ma una piccola percentuale della sismicità mondiale ha origine all'interno delle placche. Gli ipocentri di questi terremoti intraplacca sono relativamente poco profondi e si verificano per la maggior parte nei continenti. Alcuni tra i più noti terremoti della storia sismica del Nordamerica rientrano proprio in questa categoria: una sequenza di tre forti terremoti vicino New Madrid, in Missouri, nel 1811-1821; il terremoto di Charleston, in South Carolina, nel 1886; il terremoto di Cape Ann, vicino Boston, in Massachusetts, nel 1755. Molti di questi terremoti intraplacca si verificano lungo antichi margini di placca; da lungo tempo, ormai, queste faglie non sono più margini di placche, ma rimangono ugualmente zone di debolezza crostale, nelle quali si concentrano le deformazioni e si rilasciano sforzi intraplacca.
Il sisma che ha avuto luogo nel 2001 vicino Bhuj, nello stato di Gujarat (India occidentale), con M 7.6, è stato tra i terremoti intraplacca che hanno causato il maggiore numero di vittime: si stima che abbiano perso la vita 20000 persone. Il terremoto di Bhuj è stato prodotto da un sovrascorrimento precedente sconosciuto, localizzato 1000 km a Sud del margine tra la Placca Indiana e la Placca Euroasiatica, ma gli sforzi di compressione responsabili dell'attivazione della faglia sono stati generati dal gigantesco e complesso processo di collisione in corso tra queste due placche. I terremoti intraplacca dimostrano che possono svilupparsi potenti forze crostali, capaci di attivare grandi faglie all'interno di una placca litosferica anche lontano dagli attuali margini della placca.

Sistemi di faglie regionali (esempio della faglia di San Andreas)

Fig. 3 - Margine trasforme destrirso di San Andreas

La maggior parte dei più forti terremoti è coerente con i meccanismi focali previsti dal modello della Tettonica delle Placche; tuttavia, ben raramente un margine di placca può essere descritto come un'unica faglia, in particolare quando il margine coinvolge crosta continentale. Piuttosto, la zona di deformazione tra due placche in movimento comprende di solito una rete di faglie che interagiscono fra di loro, cioè un sistema di faglie. Il sistema di faglie della California meridionale ne è un esempio interessante.
La "faglia principale" di questo sistema è la ben nota San Andreas (Fig. 3), un lungo tratto di una faglia trasforme, che collega due settori di dorsale oceanica molto lontane tra loro (uno in corrispondenza della Baia della California, l'altro a Nord a largo di San Fransisco nell'oceano Pacifico). La faglia che corre in direzione NO-SE, attraverso la California, dal Lago Salato, presso il confine con il Messico, fino a proseguire in mare nella parte nord-orientale dello stato, mostra un movimento destrorso, ma su entrambe i suoi lati si trova un gran numero di faglie sussidiarie, che generano comunque forti terremoti. In effetti, la maggior parte dei terremoti che hanno causato gravi danni nella California Meridionale nell'ultimo secolo è avvenuta lungo queste faglie ausiliarie.

Fig. 4 - Carta del sistema di faglie della California Meridionale. Sono indicate le tracce in superficie della faglia di San Andreas (linea bianca spessa) e le sue faglie ausiliarie (linee bianche sottili). I cerchi colorati indicano gli epicentri dei terremoti con magnitudo maggiore di 5.5 durante il XX secolo. I terremoti più significativi sono distinti con il, loro nome, l'anno e la magnitudo. SN - Montagne della Sierra Nevada; OV - Owens Valley; SG - Monti di San Gabriel.

Perchè il sistema di faglie di San Andreas è così complesso? Una parte della spiegazione riguarda la geometria della San Andreas stessa. Una curvatura dell'andamento in pianta della faglia crea forze di compressione che si sono manifestate con una serie di faglie inverse nell'area Nord di Los Angeles. Alcune faglie inverse di questa Big Band ("grande piega") sono state responsabili di due recenti terremoti, che hanno causato un numero notevole di vittime: il terremoto di San Fernando, del 1971 di M 6.6, e il terremoto di Northridge, del 1994, di M 6.7. Negli ultimi milioni di anni, queste faglie inverse hanno fatto aumentare l'altezza dei Monti di San Gabriel da 1800 a 3000 metri.
Un'altra complicazione è data dalla deformazione estensionale che si sta verificando nel settore di placca a Est della California, nella provincia Basin and Range (che attraversa lo stato del Nevada e gran parte dello stato Utah e dell'Arizzona). Questa larga zona di divergenza si collega al sistema di San Andreas tramite una serie di faglie che corre lungo la parte orientale della Sierra Nevada e attraverso il deserto Mojave. Le faglie di questo sistema sono state responsabili dei terremoti di Landers, nel 1992 di M 7.3, e di Hector Mine, nel 1999, di M 7.1, così come del terremoto della Owens Valley, nel 1872, di M 7.6.

Riferimenti Bibliografici
Balocchi P., 2018 - Le sequenze sismiche e loro classificazione.
Balocchi P., 2019 - La Bassa California e la sua faglia "beante".
G.M.P.E. - La Tettonica delle Placche, una teoria unificante.
GrotzingerJ.P. & Jordan T.H., 2016. Capire la Terra. Zanichelli Ed.
Kearey P. & Vine F.J., 1994. Tettonica Globale. Zanichelli Ed.

Il principio dell'isostasia: perché gli oceani sono profondi e le montagne alte?

Le terre emerse sono più rilevate dei fondali oceanici, sia perché sono costituite da rocce più leggere, sia perché formate da una litosfera più spessa. Le rocce più comuni dei continenti sono a composizione granitica e risultano generalmente più leggere di quelle basaltiche, tipiche dei fondali oceanici. La diversità di peso fra graniti e basalti non basta, però, da sola a spiegare, per esempio, il forte dislivello tra la catena himalayana, che supera gli 8000 m di altitudine, e il fondo dell'oceano indiano, che raggiunge profondità superiori ai 10000 m. Perché tale differenza? La risposta viene dal principio dell'isostasia, che mette in relazione le quote di continenti e oceani con la densità delle rocce della crosta e del mantello. Secondo questo principio, le zolle in cui la litosfera è suddivisa galleggiano, per la loro relativa leggerezza, sull'astenosfera, che si comporta come un fluido particolarmente denso e pesante. Fig . 1 - modello dell'Isostasia ...