Fenomeni vulcanici e sismici

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Il vero motore delle eruzioni esplosive è la fisica dei gas disciolti. In profondità l'alta pressione tiene i gas («H₂O», «CO₂», «SO₂») disciolti nel magma (legge di Henry: la solubilità di un gas è proporzionale alla pressione); durante la risalita la pressione cala e i gas si separano formando bolle (essoluzione), come quando si stappa una bottiglia di acqua gassata. In un magma fluido (basico) le bolle sfuggono facilmente e l'eruzione è tranquilla; in un magma viscoso (acido) le bolle restano intrappolate e la pressione cresce finché il magma si frammenta violentemente in piroclasti, scagliati con la colonna eruttiva. La grandezza che misura la potenza esplosiva è l'indice di esplosività vulcanica (VEI), scala logaritmica basata sul volume di prodotti emessi. Anche la distribuzione dei vulcani ha una spiegazione precisa nel tipo di fusione: alle dorsali e ai punti caldi il magma nasce per fusione da decompressione del mantello, generando basalti fluidi; nelle zone di subduzione l'acqua rilasciata dalla placca che sprofonda abbassa il punto di fusione del mantello sovrastante (fusione indotta dai fluidi) e i magmi che ne derivano, più ricchi di silice, alimentano gli strato-vulcani esplosivi della «cintura di fuoco». Le caldere, come i Campi Flegrei, si formano quando il rapido svuotamento di un'enorme camera magmatica fa collassare il tetto.

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Il rimbalzo elastico si inserisce in un ciclo sismico ripetuto: una lunga fase intersismica di accumulo di deformazione (le placche si muovono di pochi centimetri l'anno mentre la faglia resta «bloccata»), il rilascio cosismico improvviso durante il terremoto e una fase postsismica di riassestamento con le scosse di assestamento. È utile distinguere lo sforzo (la forza applicata per unità di superficie) dalla deformazione (la variazione di forma che ne consegue): finché la roccia risponde in modo elastico la deformazione è reversibile; superato il limite di rottura si ha la frattura fragile che genera il sisma. Questo comportamento fragile è però possibile solo nella parte più fredda e superficiale della litosfera: in profondità, con temperature elevate, le rocce si deformano in modo duttile (plastico) e non accumulano energia rilasciabile di colpo. Come è allora possibile che esistano terremoti profondi fino a «≈ 700 km»? Solo lungo le placche in subduzione, dove una lastra di litosfera fredda e rigida sprofonda nel mantello caldo mantenendo un comportamento fragile: la distribuzione dei loro ipocentri disegna un piano inclinato, il piano di Benioff, che «fotografa» la placca discendente. Le zone di faglia rimaste a lungo silenziose ma cariche di deformazione (lacune sismiche) sono considerate a maggiore probabilità di rottura futura.

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La natura logaritmica della magnitudo si può quantificare. L'energia liberata cresce con la magnitudo secondo una relazione del tipo «log E ≈ 1.5 M + costante»: aumentando di un grado, l'ampiezza registrata si moltiplica per «10» ma l'energia per «≈ 31.6» («10¹·⁵»), e due gradi corrispondono a circa «1000» volte l'energia. La scala Richter, tarata su strumenti e distanze specifici, «satura» per i grandi terremoti; per questo oggi si usa la magnitudo momento «Mw», legata al momento sismico «M₀ = μ·A·d» (rigidità della roccia × area della faglia che si rompe × entità dello scorrimento), che descrive fedelmente anche gli eventi più forti. Il comportamento delle onde permette inoltre di esplorare l'interno del pianeta: attraversando materiali diversi le onde sismiche si rifrangono e si riflettono, e le brusche variazioni di velocità hanno rivelato le discontinuità principali — la Moho (crosta-mantello, Mohorovičić), la discontinuità di Gutenberg (mantello-nucleo) e quella di Lehmann (nucleo esterno-interno). Poiché le onde S non attraversano i liquidi, la loro assenza in una vasta «zona d'ombra» dimostra che il nucleo esterno è fluido. La differenza dei tempi di arrivo «Δt = t_S − t_P», infine, cresce linearmente con la distanza e fornisce, con almeno tre stazioni e una triangolazione, la posizione dell'epicentro; i terremoti sottomarini che spostano bruscamente il fondale possono inoltre generare maremoti (tsunami).

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La pericolosità sismica si esprime in termini probabilistici. A ogni faglia o zona si associa un periodo di ritorno, il tempo medio che intercorre fra due eventi di una certa intensità, e la pericolosità viene mappata come la probabilità di superare un dato valore di scuotimento in un intervallo di riferimento (per esempio il «10 %» di probabilità in «50 anni»). Il parametro usato nelle mappe e nelle norme tecniche è spesso l'accelerazione di picco al suolo (PGA): tanto più alta è la PGA attesa, tanto più severi devono essere i criteri costruttivi. Ma il fenomeno osservato in superficie non dipende solo dalla sorgente: gli effetti di sito possono amplificare enormemente lo scuotimento. Suoli soffici e sedimenti sciolti (per esempio i riempimenti di antiche valli fluviali) intrappolano e amplificano le onde sismiche, mentre la roccia compatta le trasmette attenuate; per questo, a parità di magnitudo e distanza, due località vicine possono subire danni molto diversi. In terreni sabbiosi saturi d'acqua lo scuotimento può inoltre provocare la liquefazione, con perdita improvvisa di portanza del terreno. La prevenzione integra dunque la microzonazione sismica (mappe locali di amplificazione), la progettazione antisismica (strutture duttili, isolatori sismici) e i piani di emergenza. Per i vulcani, il monitoraggio multiparametrico continuo e i livelli di allerta permettono, a differenza dei terremoti, una previsione a breve termine più affidabile.