Sviluppa, per questo scopo, ricerche sulla propagazione delle onde in mezzi elastici, viscosi, firmo-elastici (che ammettono attrito interno), ecc. e confronta i risultati delle teorie con quelli delle osservazioni. È in tal modo che si sono potute determinare, fra l'altro, le stratificazioni della crosta terrestre, le superfici di discontinuità e scoprire il nucleo centrale alla profondità di 2900 km. ca.
Tutto ciò presuppone l'opportuna registrazione dei vari sistemi d'onde che, destati da un terremoto in un determinato punto (per profondità che variano da 0 ad 800 km. ca.), si propagano in tutte le direzioni e a tutte le distanze. Da qui la necessità di apparecchi le cui registrazioni consentano di risalire, il più fedelmente possibile, al movimento reale del suolo.
I. S. STRUMENTALE. - La registrazione dei fenomeni sismici si ottiene ricorrendo al moto pendolare, inteso in senso lato. I primi sismografi erano privi di smorzamento, ciò che rendeva le loro registrazioni inutilizzabili ai fini di una interpretazione scientifica. La sola specie di smorzamento la cui azione non ingenera difficoltà teoriche è quello in cui la forza smorzante riesce proporzionale alla velocità del movimento. Generalmente si fa ricorso ad una tale specie di smorzamento.
SISMOLOGIA - Andamento della velocità delle onde longitudinali nell'interno del nucleo terrestre.
I sismografi Galitzin, e gli altri ad amplificazione elettromagnetica, servono quasi esclusivamente per la registrazione di terremoti di lontana origine. H. Benioff è riuscito ad ideare un tipo di sismografo fotoelettro-magnetico che consente un'amplificazione sufficiente per la registrazione sia dei terremoti lontani che di quelli vicini. La sensibilità del transduttore Benioff è elevata. Collegato con galvanometro a lungo periodo, è possibile rivelare chiaramente spostamenti dell'armatura dell'ordine di 5 x 10^-7 cm, pari a 1/100 della lunghezza d'onda della luce del sodio.
II. TEORIA DEI RAGGI SISMICI; COSTITUZIONE INTERNA DELLA TERRA
Uno degli argomenti fondamentali, oggetto di vaste, profonde indagini da parte di sismologi geofisici, è quello che concerne la propagazione dell'energia sismica nell'interno della Terra.Generalmente ci si riferisce alla traiettoria sismica normale alla superficie d'onda, nel punto preso in esame. Lo sviluppo della teoria sui raggi sismici (propagazione diretta, rifrazione, diffrazione, diffusione) ha consentito di perseguire le conoscenze, attualmente più sicure, sull'interno della Terra. I raggi sismici possono essere considerati, da questo punto di vista, come i raggi Roentgen della Terra: dalle caratteristiche che presentano le registrazioni sismiche ottenute a diverse distanze possibili risalire alla determinazione delle superfici di discontinuità, ai salti bruschi di velocità (tab. I) o di accelerazione e quindi delle proprietà elastiche e di densità dell'interno della Terra. È per questa via che Gutenberg determinò la profondità del nucleo terrestre, assegnandole un valore di 2920 km. Successive ricerche hanno confermato questo valore. La tabella I contiene la velocità delle onde sismiche nell'interno della Terra, dalla superficie esterna al nucleo. Ci sono altri metodi che consentono la determinazione della profondità del nucleo. Uno di questi si vale dei tempi di registrazione delle onde longitudinali (o trasversali) che sono giunte alla stazione di osservazione dopo essersi riflesse sul nucleo centrale. Per questa via, si è pervenuti ad un valore per la profondità del nucleo pari a km. 2920, che conferma quello ottenuto da Gutenberg.
I giapponesi Wadati e Masuda risolsero nel 1934 la questione relativa alla determinazione dei tempi di tragitto delle onde longitudinali nell'interno del nucleo: alcuni accorgimenti, consentirono loro di applicare, anche al nucleo, il metodo di Wiechert-Herglotz. Da allora, le ricerche sulla propagazione delle onde sismiche nell'interno del nucleo si susseguirono numerose.
Qui si accennerà solo agli ultimi risultati. Si è riusciti a provare (Lehmann, Gutenberg e Richter, Jeffreys) che anche nel nucleo la propagazione dell'energia sismica non avviene con uniforme variazione di velocità: nel nucleo esiste una discontinuità (di I ordine secondo Jeffreys, di II ordine secondo Gutenberg e Richter) che lo divide in una parte esterna, in cui la velocità dell'onda sismica è bassa, e in una parte interna, caratterizzata da una maggiore velocità.
Tabella I.
| 0 | 5.55 | 3.3 | 1202 |
| 400 | 9.1 | 5.0 | 2000 |
Nelle tre figg. sono riportati in grafico i risultati delle ricerche condotte sull'argomento dal 1914 al 1950.
III. - Generalmente, la parte più cospicua di un sismogramma è quella che segue la registrazione delle onde trasversali, riflesse una o più volte contro la superficie terrestre: tale parte, consistente in oscillazioni a lungo periodo, con spiccato carattere sinusoidale, è costituita da onde che interessano, nella loro propagazione, solo la parte superficiale della Terra, in modo particolare le stratificazioni della crosta terrestre. Sono queste le onde indicate genericamente con la qualifica di onde superficiali. Per terremoti lontani, originati a lieve profondità, la loro registrazione può durare parecchie ore.
Le onde superficiali sono state e sono oggetto di un gran numero di ricerche teoriche, intese a spiegare il meccanismo di produzione e propagazione. Fra le più note sono le teorie di Love e di lord Rayleigh. La teoria di Love riguarda la fase iniziale delle onde superficiali, costituita da onde trasversali-tangenziali (senza componente verticale). Sono invece definite come onde di Rayleigh le onde superficiali oscillanti nel piano principale, comprendente l'ipocentro, la stazione d'osservazione e il centro della Terra.
Lo studio delle onde superficiali non ha soltanto un grande interesse teorico; esso serve pure per il conseguimento delle caratteristiche fisiche della crosta terrestre. Nella tab. II sono contenute le velocità di propagazione delle onde sismiche nelle stratificazioni della crosta terrestre e gli spessori di dette stratificazioni, ottenuti con metodi vari, compresi quelli basati sulla dispersione delle onde superficiali.
| 1000 | 4000 | 5000 | 6000 |
| V, in km/h | | GUTHEBERG E RICHTEN (1938) | |
| | | NUVEA CUBRA (1939) | |
| | | | |
SISMOLOGIA - Andamento della velocità delle onde longitudinali dalla superficie al centro della Terra.
In media, la crosta terrestre ha uno spessore di 40 km. In alcune parti del mondo, anziché di due essa sembra consistere di tre strati sovrapposti. Sotto i sistemi montani, la stratificazione presenta spessori complessivi alquanto maggiori: 60 km. ca. sotto la Sierra Nevada (California), 55-60 km. sotto le Alpi, 60 km. sotto gli Appennini. Tale spessore è invece notevolmente ridotto in corrispondenza degli Oceani: 20 km. ca. per i bacini del Pacifico e dell'Atlantico. Le stratificazioni in corrispondenza delle montagne sono in prevalenza saliche, mentre simatiche si presentano in corrispondenza degli Oceani.
IV. TERREMOTO
Quali sono le cause del terremoto? Prescindendo dai terremoti di origine vulcanica e da quelli determinati da cause strettamente locali, superficialissime (frane, slittamenti di strati, ecc.) si possono suddividere i movimenti sismici in due grandi categorie: quelli che originano nella crosta terrestre (avente uno spessore variabile fra i 20 e 60 km.) e quelli che provengono da più grandi profondità.Le catene di montagne sono la risultante verticale di forze prementi tangenziali che si manifestano ai lati delle aree geosinclinali, in cui attraverso i tempi geologici si accumulano grandi masse di sedimenti di notevole spessore. Se i movimenti orogenici, compiutisi energeticamente nelle geosinclinali all'epoca terziaria, continuano ai nostri giorni, come tutto fa supporre, sia pure con semata intensità, è naturale vedere nei terremoti della crosta terrestre uno degli aspetti sotto cui quei movimenti si manifestano.
L'altra categoria di movimenti sismici riguarda i terremoti che si verificano sotto la crosta terrestre, a profondità che possono assumere valori elevatissimi (100, 200, 500, 700 e più km.).
A quelle profondità, la materia si trova a temperature e a pressioni tali da poter escludere la possibilità di dislocazione, scoscendimenti o fratture. Soltanto fenomeni fisico-chimici con bruschi cambiamenti di stato della materia, possono essere invocati per spiegare l'origine; e non è azzardato attribuirli a reazioni nucleari, analoghe a quelle, per intenderci, a cui dobbiamo la bomba atomica.
I materiali costituenti la crosta terrestre si comportano come viscosi (in senso lato) se sottoposti all'azione di forze lungamente applicate; come elastici, se le forze agiscono bruscamente e per breve periodo di tempo.
La prima qualità è manifesta nelle rocce sedimentarie, formate in tempo sul fondo dei mari e sottoposte successivamente alla lenta azione di corrugamento della crosta terrestre (bradisismi), rivelata anche dai livellamenti di precisione; la seconda è testimoniata dalla propagazione delle onde sismiche, determinate dalle brusche rotture d'equilibrio (terremoti). La semplice osservazione dei movimenti iniziali determinati da una scossa in un certo numero di osservatori, opportunamente distribuiti intorno all'epicentro, consente oggi di poter dedurre la natura fisica della causa a cui la scossa stessa è dovuta.
Se il primo movimento (onde longitudinali dirette) si verifica, per certe stazioni, nella direzione stazione-ipocentro (dilatazione), per altre nella direzione opposta (compressione) e se questi movimenti si suddividono, in superficie, in modo da distribuirsi in quattro quadranti (caso generale), così da avere nelle due coppie di quadranti opposti movimenti del suolo dello stesso segno (compressioni o dilatazioni), allora il terremoto è dovuto a frattura.
Avviene talvolta che in zone, a forma circolare, intorno all'epicentro il movimento iniziale sia unidirezionale in tutti gli azimut: se tale movimento è di dilatazione, avremo un terremoto di sprofondamento. Se invece è di compressione il terremoto è di sollevamento. Nella zona delle Alpi prevalgono i terremoti dovuti a frattura, nell'alto Adriatico i terremoti di sprofondamento, negli Appennini, invece, quelli di sollevamento.
V. I MICROSISM
Con il nome di microsismi si vuole indicare quel complesso di piccole oscillazioni, aventi generalmente l'aspetto di sinusoidi smorzate, che vengono registrate dagli strumenti sismici, specie durante l'inverno e la primavera. I periodi di tali oscillazioni, per i microsismi propriamente detti, possono variare da qualche decimo di secondo a 12 secondi ca. a seconda della causa agente e della distanza origine. Fra i vari tipi di microsismi i più frequenti e di più notevole ampiezza sono quelli comunque legati ai fenomeni meteorologici.TABELLA II.
| Württemberg | 20 | 5,6 | 3,3 | 25 | 6,3 | 3,7 |
| Alpi settentrionali e zone circostanti | 35 | 5,6 | — | 20-25 | 6,5-7,0 | 3,7 |
| Alpi Carniche | 35-40 | 5,7 | 3,4 | 15 | 6,6 | 3,7 |
| Jugoslavia | 15 | 5,5 | — | 25 | 6,3 | 3,65 |
| Italia centrale (Appennino) | 25 | 5,3 | 3,0 | 35 | 6,6 | 3,6 |
| Nuova Zelanda | 10 | 5,0-5,55 | 3,4 | 20 | 6,5 | 3,8 |
| Asia centrale | 35 | 5,5 | 3,20 | 15 | 6,25 | 3,7 |
| California centrale | 10 | 5,6 | 3,3 | 25 | 6,7 | — |
| Sierra Nevada (California) | 20 | 5,6 | 3,3 | 40 | 6-7 | — |
* \(d_1\) = spessore primo stato; \(d_2\) = spessore secondo strato.
È stato constatato che microsismi, più o meno notevoli, accompagnano i cicloni, nel loro tragitto sull'Atlantico (in generale, sul mare). Mentre la velocità di traslazione dei cicloni è in media di 50-60 km. all'ora, i microsismi possono propagarsi con velocità dell'ordine di 10.500-11.000 km. all'ora; con velocità quindi 200 e più volte maggiore. Ecco una caratteristica particolare, mentre favorevole, di cui non va sottovalutata l'importanza per la risoluzione del problema relativo alla previsione del tempo.