Geologia
Indagare le cause e le locazioni comuni dei terremoti
In questa sezione, imparerai cosa causa i terremoti e perché. Imparerai anche le località dei terremoti più comuni.
Cosa imparerai a fare
- Descrivere i terremoti e le loro caratteristiche
- Identificare le cause dei terremoti
- Identificare dove si verificano comunemente i terremoti
La natura dei terremoti
Sismologia
La sismologia è lo studio delle onde sismiche. La sismologia è anche lo studio dei terremoti, principalmente attraverso le onde che producono. Misurando e analizzando le onde sismiche, i sismologi possono ricavare informazioni quali:
- L’epicentro di un terremoto
- La profondità del fuoco di un terremoto
- La magnitudo (potenza) di un terremoto
- Il tipo di movimento della faglia che ha prodotto un terremoto
- Se è probabile che un terremoto sotto l’oceano abbia generato uno tsunami (un insieme di onde oceaniche giganti)
In aggiunta alle informazioni sui terremoti e sulle faglie, la sismologia ci dà la conoscenza degli strati della terra. Molto di quello che sappiamo sulla crosta, la litosfera, l’astenosfera, il mantello e il nucleo deriva dalla sismologia. Vedi la pagina di base dell’interno della Terra.
La sismologia ci dà anche informazioni sui test nucleari sotterranei che hanno luogo ovunque sulla terra, permette di localizzare possibili serbatoi di petrolio nella crosta terrestre e ci aiuta a prevedere quando un vulcano sta per eruttare.
Seismografi e sismometri sono gli strumenti usati per misurare le onde sismiche. Il tradizionale sismografo analogico utilizza una penna (stilo) incastrata in un pesante peso, che è sospeso su molle. Quando la terra si muove durante un terremoto, un pezzo di carta che rotola sotto lo stilo si muove con la terra, ma lo stilo, con il suo peso sospeso su molle, rimane fermo, disegnando linee sul foglio di carta che mostrano i movimenti sismici della terra. La foto dell’USGS qui sotto mostra un sismogramma di un sismografo situato a Columbia, California, che ha registrato il terremoto di Loma Prieta del 1989.
Con la tecnologia moderna, i sismografi con penne e fogli di carta arrotolati sono stati sostituiti da sismometri con sensori elettronici e schermi di computer. Sia i sismografi che i sismometri producono un sismogramma, che è una registrazione grafica delle onde sismiche, visualizzata su carta o sul monitor di un computer.
Le cause dei terremoti
Il seguente video spiega la causa dei terremoti.
Panoramica della teoria del rimbalzo elastico
In un terremoto, il punto iniziale dove le rocce si rompono nella crosta è chiamato fuoco. L’epicentro è il punto sulla superficie terrestre che si trova direttamente sopra il fuoco. In circa il 75% dei terremoti, il fuoco si trova tra i 10 e i 15 chilometri (da 6 a 9 miglia) della crosta. I terremoti poco profondi causano più danni perché il fuoco è vicino a dove vivono le persone. Tuttavia, è l’epicentro di un terremoto che viene riportato dagli scienziati e dai media (figura 1).
Figura 1. Nella sezione trasversale verticale della crosta, ci sono due caratteristiche etichettate: il fuoco e l’epicentro, che si trova direttamente sopra il fuoco.
Guarda questa animazione che riassume la teoria del rimbalzo elastico.
Figura 2. Tipi di faglie
I terremoti tettonici si verificano ovunque nella terra dove c’è sufficiente energia di deformazione elastica immagazzinata per guidare la propagazione della frattura lungo un piano di faglia. I lati di una faglia si muovono l’uno accanto all’altro senza problemi e in modo asismico solo se non ci sono irregolarità o asperità lungo la superficie della faglia che aumentano la resistenza all’attrito. La maggior parte delle superfici di faglia hanno tali asperità e questo porta ad una forma di comportamento stick-slip. Una volta che la faglia si è bloccata, il continuo movimento relativo tra le piastre porta ad un aumento della tensione e quindi dell’energia di deformazione immagazzinata nel volume intorno alla superficie della faglia. Questo continua fino a quando la tensione è aumentata sufficientemente per rompere l’asperità, permettendo improvvisamente lo scorrimento sulla porzione bloccata della faglia, rilasciando l’energia immagazzinata.
Questa energia viene rilasciata come una combinazione di onde sismiche di deformazione elastica irradiata, riscaldamento per attrito della superficie della faglia, e fessurazione della roccia, causando così un terremoto. Questo processo di accumulo graduale di deformazioni e sollecitazioni, punteggiato da occasionali cedimenti sismici improvvisi, viene definito teoria dell’elasticità e del rimbalzo. Si stima che solo il 10% o meno dell’energia totale di un terremoto sia irradiata come energia sismica. La maggior parte dell’energia del terremoto è usata per alimentare la crescita della frattura del terremoto o è convertita in calore generato dall’attrito. Pertanto, i terremoti abbassano l’energia potenziale elastica disponibile della Terra e ne aumentano la temperatura, anche se questi cambiamenti sono trascurabili rispetto al flusso conduttivo e convettivo di calore dall’interno profondo della Terra.
Tipi di faglie sismiche
Ci sono tre tipi principali di faglie, che possono tutte causare un terremoto interplacca: normale, inversa (thrust) e strike-slip. Le faglie normali e inverse sono esempi di dip-slip, dove lo spostamento lungo la faglia è nella direzione di dip e il movimento su di esse comporta una componente verticale. Le faglie normali si verificano principalmente in aree dove la crosta viene estesa, come un confine divergente. Le faglie inverse si verificano nelle aree in cui la crosta viene accorciata, come in un confine convergente. Le faglie strike-slip sono strutture ripide dove i due lati della faglia scivolano orizzontalmente l’uno sull’altro; i confini di trasformazione sono un tipo particolare di faglia strike-slip. Molti terremoti sono causati da movimenti su faglie che hanno componenti sia dip-slip che strike-slip; questo è noto come slittamento obliquo.
Le faglie inverse, in particolare quelle lungo i confini convergenti delle placche sono associate ai terremoti più potenti, i terremoti megatrust, compresi quasi tutti quelli di magnitudo 8 o più. Le faglie strike-slip, in particolare le trasformazioni continentali, possono produrre grandi terremoti fino a circa magnitudo 8. I terremoti associati a faglie normali sono generalmente inferiori a magnitudo 7. Per ogni unità di aumento di magnitudo, c’è un aumento di circa trenta volte dell’energia rilasciata. Per esempio, un terremoto di magnitudo 6.0 rilascia circa 30 volte più energia di un terremoto di magnitudo 5.0 e un terremoto di magnitudo 7.0 rilascia 900 volte (30 × 30) più energia di un terremoto di magnitudo 5.0. Un terremoto di magnitudo 8,6 rilascia la stessa quantità di energia di 10.000 bombe atomiche come quelle usate nella seconda guerra mondiale.
Figura 3. Foto aerea della faglia di San Andreas nella pianura di Carrizo, a nord-ovest di Los Angeles
Questo perché l’energia rilasciata in un terremoto, e quindi la sua magnitudo, è proporzionale all’area della faglia che si rompe e alla caduta di tensione. Quindi, più lunga è la lunghezza e più ampia è la larghezza dell’area fagliata, maggiore è la magnitudo risultante. La parte più alta e fragile della crosta terrestre, e le lastre fredde delle placche tettoniche che scendono nel mantello caldo, sono le uniche parti del nostro pianeta che possono immagazzinare energia elastica e rilasciarla nelle rotture delle faglie. Le rocce più calde di circa 300 gradi Celsius scorrono in risposta alle sollecitazioni; non si rompono nei terremoti. Le lunghezze massime osservate delle rotture e delle faglie mappate (che possono rompersi in una singola rottura) sono circa 1000 km. Esempi sono i terremoti in Cile, 1960; Alaska, 1957; Sumatra, 2004, tutti in zone di subduzione. Le rotture sismiche più lunghe su faglie a scorrimento perpendicolare, come la faglia di San Andreas (1857, 1906), la faglia dell’Anatolia settentrionale in Turchia (1939) e la faglia di Denali in Alaska (2002), sono lunghe circa da metà a un terzo di quelle lungo i margini di placca in subduzione, e quelle lungo faglie normali sono ancora più corte.
Il parametro più importante che controlla la magnitudo massima del terremoto su una faglia non è comunque la lunghezza massima disponibile, ma la larghezza disponibile, perché quest’ultima varia di un fattore 20. Lungo i margini convergenti delle placche, l’angolo di immersione del piano di rottura è molto basso, tipicamente circa 10 gradi. Così la larghezza del piano all’interno della crosta friabile superiore della Terra può diventare da 50 a 100 km (Giappone, 2011; Alaska, 1964), rendendo possibili i terremoti più potenti.
Le faglie a slittamento tendono ad essere orientate quasi verticalmente, risultando in una larghezza approssimativa di 10 km all’interno della crosta friabile, quindi non sono possibili terremoti con magnitudini molto più grandi di 8. Le magnitudini massime lungo molte faglie normali sono ancora più limitate perché molte di esse sono situate lungo i centri di diffusione, come in Islanda, dove lo spessore dello strato fragile è solo di circa 6 km.
Inoltre, esiste una gerarchia del livello di stress nei tre tipi di faglie. Le faglie di spinta sono generate dai livelli di stress più alti, lo strike slip da quelli intermedi e le faglie normali da quelli più bassi. Questo può essere facilmente compreso considerando la direzione della massima sollecitazione principale, la direzione della forza che “spinge” la massa rocciosa durante la faglia. Nel caso delle faglie normali, la massa rocciosa è spinta verso il basso in direzione verticale, quindi la forza di spinta (massima sollecitazione principale) è uguale al peso della massa rocciosa stessa. Nel caso della spinta, la massa rocciosa “sfugge” nella direzione della minore sollecitazione principale, cioè verso l’alto, sollevando la massa rocciosa verso l’alto, quindi il sovraccarico è uguale alla minore sollecitazione principale. La faglia strike-slip è intermedia tra gli altri due tipi descritti sopra. Questa differenza nel regime di stress nei tre ambienti di fagliazione può contribuire a differenze nella caduta di stress durante la fagliazione, che contribuisce a differenze nell’energia irradiata, indipendentemente dalle dimensioni della faglia.
Terremoti lontani dai confini di placca
Dove i confini di placca si verificano all’interno della litosfera continentale, la deformazione è distribuita su un’area molto più grande del confine di placca stesso. Nel caso della trasformazione continentale della faglia di San Andreas, molti terremoti si verificano lontano dal confine di placca e sono legati a deformazioni sviluppate all’interno della più ampia zona di deformazione causata da grandi irregolarità nella traccia della faglia (ad esempio, la regione della “Grande curva”). Il terremoto di Northridge era associato al movimento su un thrust cieco all’interno di una tale zona. Un altro esempio è il confine di placca convergente fortemente obliquo tra la placca araba e quella eurasiatica, che attraversa la parte nord-occidentale dei Monti Zagros. La deformazione associata a questo confine di placca è suddivisa in movimenti di senso thrust quasi puri perpendicolari al confine su un’ampia zona a sud-ovest e movimenti strike-slip quasi puri lungo la faglia principale recente vicino al confine di placca stesso. Questo è dimostrato dai meccanismi focali dei terremoti.
Tutte le placche tettoniche hanno campi di stress interni causati dalle loro interazioni con le placche vicine e dal carico o scarico sedimentario (per esempio la deglaciazione). Queste sollecitazioni possono essere sufficienti a causare il cedimento lungo i piani di faglia esistenti, dando luogo a terremoti intraplacca.
Terremoti a fuoco superficiale e profondo
Figura 4. Edificio crollato del Gran Hotel nella metropoli di San Salvador, dopo il terremoto poco profondo di San Salvador del 1986.
La maggior parte dei terremoti tettonici hanno origine all’anello di fuoco a profondità non superiori alle decine di chilometri. I terremoti che si verificano a una profondità inferiore a 70 km sono classificati come terremoti a bassa profondità, mentre quelli con una profondità focale compresa tra 70 e 300 km sono comunemente definiti terremoti a media profondità o di profondità intermedia. Nelle zone di subduzione, dove la crosta oceanica più vecchia e più fredda scende sotto un’altra placca tettonica, i terremoti a fuoco profondo possono verificarsi a profondità molto maggiori (da 300 a 700 chilometri).
Queste aree di subduzione sismicamente attive sono note come zone Wadati-Benioff. I terremoti a fuoco profondo si verificano ad una profondità in cui la litosfera in subduzione non dovrebbe più essere fragile, a causa dell’alta temperatura e pressione. Un possibile meccanismo per la generazione di terremoti a fuoco profondo è la fagliazione causata dall’olivina che subisce una transizione di fase in una struttura a spinello.
Terremoti e attività vulcanica
I terremoti si verificano spesso nelle regioni vulcaniche e sono causati lì, sia da faglie tettoniche che dal movimento del magma nei vulcani. Tali terremoti possono servire come un avvertimento precoce di eruzioni vulcaniche, come durante l’eruzione del 1980 del Monte St. Gli sciami di terremoti possono servire come marcatori per la posizione del magma che scorre nei vulcani. Questi sciami possono essere registrati da sismometri e tiltmetri (un dispositivo che misura la pendenza del terreno) e usati come sensori per prevedere eruzioni imminenti o imminenti.
Dinamica della rottura
Un terremoto tettonico inizia con una rottura iniziale in un punto della superficie della faglia, un processo noto come nucleazione. La scala della zona di nucleazione è incerta, con alcune prove, come le dimensioni della rottura dei terremoti più piccoli, che suggeriscono che è più piccola di 100 m, mentre altre prove, come una componente lenta rivelata dagli spettri a bassa frequenza di alcuni terremoti, suggeriscono che è più grande. La possibilità che la nucleazione coinvolga una sorta di processo di preparazione è supportata dall’osservazione che circa il 40% dei terremoti sono preceduti da scosse preliminari. Una volta che la rottura è iniziata, inizia a propagarsi lungo la superficie della faglia. La meccanica di questo processo è poco compresa, in parte perché è difficile ricreare le alte velocità di scorrimento in laboratorio. Inoltre gli effetti del forte movimento del terreno rendono molto difficile registrare informazioni vicino alla zona di nucleazione.
La propagazione della rottura è generalmente modellata usando un approccio di meccanica della frattura, paragonando la rottura ad una fessura di taglio di modo misto che si propaga. La velocità di rottura è una funzione dell’energia di frattura nel volume intorno alla punta della frattura, che aumenta con la diminuzione dell’energia di frattura. La velocità di propagazione della rottura è ordini di grandezza più veloce della velocità di spostamento attraverso la faglia. Le rotture sismiche si propagano tipicamente a velocità che sono nell’intervallo 70-90% della velocità delle onde S, e questo è indipendente dalla dimensione del terremoto. Un piccolo sottoinsieme di rotture sismiche sembra essersi propagato a velocità maggiori della velocità delle onde S. Questi terremoti supershear sono stati tutti osservati durante grandi eventi strike-slip. La zona insolitamente ampia di danni coseismici causati dal terremoto di Kunlun del 2001 è stata attribuita agli effetti del boom sonico sviluppato in tali terremoti. Alcune rotture sismiche viaggiano a velocità insolitamente basse e sono indicate come terremoti lenti. Una forma particolarmente pericolosa di terremoto lento è il terremoto tsunami, osservato quando le intensità relativamente basse, causate dalla bassa velocità di propagazione di alcuni grandi terremoti, non riescono ad allertare la popolazione della costa vicina, come nel terremoto di Sanriku del 1896.
Cluster di terremoti
La maggior parte dei terremoti fa parte di una sequenza, collegata l’una all’altra in termini di luogo e tempo. La maggior parte dei cluster di terremoti consiste in piccole scosse che causano pochi o nessun danno, ma c’è una teoria secondo cui i terremoti possono ripetersi in un modello regolare.
Scosse di assestamento
Una scossa di assestamento è un terremoto che si verifica dopo un terremoto precedente, la scossa principale. Una scossa di assestamento si trova nella stessa regione della scossa principale, ma è sempre di magnitudo inferiore. Se una scossa di assestamento è più grande della scossa principale, la scossa di assestamento viene ridefinita come scossa principale e la scossa principale originale viene ridefinita come scossa preliminare. Le scosse di assestamento si formano quando la crosta intorno al piano di faglia spostato si adatta agli effetti della scossa principale.
Sciami sismici
Gli sciami sismici sono sequenze di terremoti che colpiscono un’area specifica in un breve periodo di tempo. Sono diversi dai terremoti seguiti da una serie di scosse di assestamento per il fatto che nessun singolo terremoto nella sequenza è ovviamente la scossa principale, quindi nessuno ha magnitudini notevolmente più alte degli altri. Un esempio di sciame sismico è l’attività del 2004 al Parco Nazionale di Yellowstone. Nell’agosto 2012, uno sciame di terremoti ha scosso la Imperial Valley della California meridionale, mostrando la maggiore attività registrata nell’area dagli anni ’70.
A volte una serie di terremoti si verifica in quella che è stata chiamata una tempesta sismica, dove i terremoti colpiscono una faglia in gruppi, ciascuno attivato dallo scuotimento o dalla ridistribuzione dello stress dei terremoti precedenti. Simili a scosse di assestamento ma su segmenti di faglia adiacenti, queste tempeste si verificano nel corso degli anni, e con alcuni dei terremoti successivi altrettanto dannosi di quelli iniziali. Un tale modello è stato osservato nella sequenza di circa una dozzina di terremoti che hanno colpito la Faglia Anatolica Settentrionale in Turchia nel 20° secolo ed è stato dedotto per gruppi anomali più vecchi di grandi terremoti in Medio Oriente.
Posizioni comuni dei terremoti
Terremoti e confini di placca
La maggior parte dei terremoti, ma non tutti, si verificano presso o vicino ai confini di placca. Una grande quantità di stress si concentra e una grande quantità di deformazioni, molte delle quali sotto forma di rottura della terra, hanno luogo nei luoghi in cui due placche divergono, si trasformano o convergono l’una rispetto all’altra.
La tensione è lo stress dominante ai confini di placca divergenti. Le faglie normali e le rift valley sono le strutture sismiche predominanti ai confini delle placche divergenti. I terremoti ai confini di placca divergenti sono di solito relativamente poco profondi e, anche se possono essere dannosi, i terremoti più potenti ai confini di placca divergenti non sono così potenti come i terremoti più potenti ai confini di placca convergenti.
I confini di placca trasformati sono zone dominate dal taglio orizzontale, con faglie strike-slip il tipo di faglia più caratteristico. La maggior parte dei confini di placca trasformati tagliano la crosta oceanica relativamente sottile, parte della struttura del fondo dell’oceano, e producono terremoti relativamente poco profondi che solo raramente sono di grande magnitudo. Tuttavia, dove i confini di placca trasformati e le loro faglie a slittamento tagliano la crosta più spessa delle isole o la crosta ancora più spessa dei continenti, può essere necessario accumulare più stress prima che le masse di roccia più spesse si rompano, e così le magnitudini dei terremoti possono essere più alte che nelle zone di confine di placca trasformata confinate alla crosta oceanica sottile. Questo è evidente in luoghi come la zona della faglia di San Andreas in California, dove una faglia trasformata taglia la crosta continentale e i terremoti lì a volte superano la magnitudo 7.0.
I confini di placca convergenti sono dominati dalla compressione. Le faglie principali trovate nei confini di placca convergenti sono di solito faglie inverse o di spinta, tra cui una faglia di spinta principale al confine tra le due placche e tipicamente diverse faglie di spinta più importanti che corrono approssimativamente parallele al confine di placca. I terremoti più potenti che sono stati misurati sono terremoti di subduzione, fino a più di 9.0 di magnitudo. Tutte le zone di subduzione nel mondo sono a rischio di terremoti di subduzione con magnitudo fino a o anche superiore a 9.0 in casi estremi, e possono produrre tsunami. Ciò include la zona di subduzione Cascadia della California settentrionale e delle coste dell’Oregon e di Washington, la zona di subduzione Aleutiana dell’Alaska meridionale, la zona di subduzione Kamchatka della Russia del Pacifico, la zona di subduzione Acapulco del Messico meridionale del Pacifico, la zona di subduzione centroamericana, la zona di subduzione andina, la zona di subduzione dell’India occidentale o dei Caraibi, e le zone di subduzione di Indonesia, Giappone, Filippine e molte altre zone di subduzione nell’Oceano Pacifico occidentale e sud-occidentale.
Terremoti intraplacca
Alcuni terremoti avvengono lontano dai confini delle placche. I terremoti possono verificarsi ovunque ci sia sufficiente tensione nella crosta terrestre per spingere le rocce a rompersi.
Per esempio, le Hawaii sono a migliaia di km da qualsiasi confine di placca, ma i vulcani che compongono le isole si sono formati così rapidamente che sono ancora in fase di stabilizzazione gravitazionale. Settori delle isole hawaiane occasionalmente crollano lungo faglie normali, producendo terremoti intraplacca. La maggior parte dei terremoti si verifica sulla grande isola delle Hawaii, che è composta dai vulcani più giovani e di più recente costruzione. La documentazione geologica mostra che parti delle isole più vecchie hanno subito grandi crolli negli ultimi milioni di anni, con sezioni delle isole che scivolano sul fondo del mare in frane pavimentate su faglie normali poco profonde.
Un altro esempio è la regione Basin and Range degli Stati Uniti occidentali, compresi Nevada e Utah orientale, dove la crosta è sottoposta a tensione. I terremoti si verificano lì su faglie normali, lontano dall’entroterra dai confini delle placche sulla costa occidentale. La tensione nella crosta della provincia Basin and Range può essere in parte dovuta a un sistema di dorsale medio-oceanica che si è subdotta sotto la California e ora si trova sotto la Basin and Range, causando tensione nella litosfera.
Anche la regione intorno al Parco Nazionale di Yellowstone è soggetta a grandi terremoti occasionali su faglie normali. I terremoti in quell’area possono essere dovuti al punto caldo di Yellowstone che causa un’espansione termica differenziale della litosfera in un’ampia zona intorno al centro del punto caldo.
Diverse città della costa orientale, tra cui Boston, New York e Charleston nella Carolina del Sud, hanno subito terremoti dannosi negli ultimi due secoli. Le faglie sotto queste città potrebbero risalire al rifting di Pangea e all’apertura dell’Oceano Atlantico, iniziata circa 200 milioni di anni fa.
Nell’area della città di New Madrid, lungo il fiume Mississippi nel Missouri sud-orientale e nel Tennessee occidentale, si sono verificati grandi terremoti nel 1811-1812. Terremoti da minori a moderati continuano a verificarsi lì, mantenendo attiva la possibilità che si verifichino nuovamente terremoti dannosi in futuro. Il sistema di faglie sotto quell’area potrebbe risalire ai tempi della collisione continentale e del rifting continentale nel lontano passato geologico, e il recente stress nella crosta intorno a New Madrid potrebbe derivare dal massiccio accumulo di sedimenti nella regione del delta del fiume Mississippi, che si estende a sud di quell’area.
Terremoti e vulcani
I collegamenti tra terremoti e vulcani non sono sempre ovvi. Tuttavia, quando il magma si muove sotto un vulcano, e quando un vulcano erutta, produce terremoti. I terremoti vulcanici sono distinti dal tipo più comune di terremoti che si verificano per rimbalzo elastico lungo le faglie.
I sismologi possono usare i modelli e i segnali dei terremoti che provengono da sotto i vulcani per prevedere che il vulcano sta per eruttare, e possono usare le onde sismiche per vedere che un vulcano sta subendo un’eruzione anche se il vulcano si trova in un luogo remoto, nascosto nell’oscurità, o nascosto nelle nuvole di tempesta.
Le bocche vulcaniche, e i vulcani in generale, si trovano comunemente lungo le faglie, o all’intersezione di diverse faglie. Le faglie maggiori che già esistono nella crosta possono essere percorsi naturali per incanalare il magma che sale. Tuttavia, sui grandi edifici vulcanici, le faglie meno profonde sono un prodotto dello sviluppo del vulcano. Ci sono effetti di feedback tra la pressione verso l’alto della spinta del magma nella crosta, la crescita delle faglie nelle zone vulcaniche e lo sfogo dei vulcani, che non è ancora completamente compreso.
Come è stato notato all’inizio di questa sezione, non tutti i terremoti sono dovuti allo scivolamento di blocchi solidi di roccia lungo le faglie. Quando un vulcano subisce una potente eruzione piroclastica – in altre parole, quando un vulcano esplode – fa tremare la terra. I terremoti causati da un’eruzione vulcanica esplosiva producono un segnale sismico diverso dai terremoti causati dallo slittamento lungo le faglie.
Un altro esempio di terremoti che sono causati almeno in parte dal movimento del magma, piuttosto che dallo slittamento di roccia interamente solida lungo le faglie, sono i terremoti provocati dal movimento del magma verso l’alto sotto un vulcano, o verso livelli più alti della crosta, che ci sia o meno un vulcano in cima. Questo movimento di magma verso l’alto all’interno della crosta è talvolta chiamato iniezione di magma. I sismologi stanno ancora ricercando le interazioni tra il movimento del magma nella crosta e il relativo scivolamento lungo le faglie che può essere causato dalla pressione e dal movimento del magma.
L’anello di fuoco
L’anello di fuoco è un’area dove si verifica un gran numero di terremoti ed eruzioni vulcaniche nel bacino dell’Oceano Pacifico. In una forma a ferro di cavallo di 40.000 km (25.000 miglia), è associato a una serie quasi continua di trincee oceaniche, archi vulcanici e cinture vulcaniche e/o movimenti di placca. Ha 452 vulcani e ospita oltre il 75% dei vulcani attivi e dormienti del mondo. A volte è chiamata la cintura circum-pacifica.
Figura 5. L’anello di fuoco del Pacifico
Circa il 90% dei terremoti del mondo e l’81% dei terremoti più grandi avvengono lungo l’anello di fuoco. La successiva regione più attiva dal punto di vista sismico (5-6% dei terremoti e 17% dei terremoti più grandi del mondo) è la fascia delle Alpi, che si estende da Java a Sumatra attraverso l’Himalaya, il Mediterraneo e l’Atlantico. Il Mid-Atlantic Ridge è la terza cintura sismica più importante.
L’anello di fuoco è il risultato diretto della tettonica a placche e del movimento e delle collisioni delle placche litosferiche. La sezione orientale dell’anello è il risultato della placca di Nazca e della placca Cocos che vengono subdotte sotto la placca sudamericana che si muove verso ovest. La placca Cocos è stata subdotta sotto la placca caraibica, in America centrale. Una parte della placca del Pacifico e la piccola placca Juan de Fuca sono state subdotte sotto la placca nordamericana. Lungo la porzione settentrionale, la placca del Pacifico che si muove verso nord-ovest viene subdotta sotto l’arco delle isole Aleutine. Più a ovest, la placca del Pacifico viene subdotta lungo gli archi della penisola di Kamchatka a sud del Giappone. La porzione meridionale è più complessa, con un numero di placche tettoniche più piccole in collisione con la placca del Pacifico dalle Isole Marianne, le Filippine, Bougainville, Tonga e la Nuova Zelanda; questa porzione esclude l’Australia, poiché si trova al centro della sua placca tettonica. L’Indonesia si trova tra l’Anello di Fuoco lungo le isole nordorientali adiacenti alla Nuova Guinea e incluse, e la fascia Alpide lungo il sud e l’ovest da Sumatra, Java, Bali, Flores e Timor. La famosa e molto attiva zona della faglia di San Andreas in California è una faglia trasformata che sfalsa una parte dell’East Pacific Rise sotto gli Stati Uniti sud-occidentali e il Messico. Il movimento della faglia genera numerosi piccoli terremoti, più volte al giorno, la maggior parte dei quali sono troppo piccoli per essere sentiti. La faglia attiva della Regina Carlotta sulla costa occidentale delle Haida Gwaii, nella Columbia Britannica, in Canada, ha generato tre grandi terremoti durante il 20° secolo: un evento di magnitudo 7 nel 1929; un terremoto di magnitudo 8.1 nel 1949 (il più grande terremoto registrato in Canada); e un terremoto di magnitudo 7.4 nel 1970.
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