Perché avvengono i terremoti (e perché non possiamo prevederli)

Erano le 5:12 del mattino del 18 aprile 1906, e gran parte di San Francisco dormiva ancora. Sotto Sacramento Street, e lungo circa 477 chilometri della faglia di Sant'Andrea, due enormi lastre della crosta terrestre che erano rimaste bloccate insieme per decenni si liberarono finalmente. La placca pacifica scattò verso nord-ovest scivolando oltre la placca nordamericana nel giro di pochi secondi, il terreno si sollevò, e un terremoto di magnitudo 7,9 attraversò la città. Nel giro di minuti i primi incendi salivano tra le macerie verso la baia, e nei tre giorni successivi quegli incendi avrebbero causato molti più danni delle scosse stesse. Quando il fumo si diradò, gran parte della città non esisteva più.

Ciò che accadde quella mattina non fu una violenza casuale di un pianeta in collera. Fu lo scarico improvviso di un'energia che si era accumulata silenziosamente nelle rocce per il corso di una vita umana, rilasciata nell'unico modo che la fisica consente. Capire come funziona spiega sia perché i terremoti sono inevitabili lungo certe linee sulla mappa, sia perché, nonostante oltre un secolo di studi attenti, non possiamo ancora dirti il giorno in cui ne arriverà uno. Questa è la storia di che cosa sia davvero un terremoto, di come lo misuriamo, e del perché la previsione che desideriamo resta fuori dalla nostra portata.

La lenta compressione e lo scatto improvviso

Tolto il dramma, un terremoto è un evento meccanico straordinariamente semplice. È il rapido rilascio della deformazione elastica immagazzinata nelle rocce ai due lati di una faglia. Una faglia è una frattura nella crosta in cui due blocchi di roccia possono muoversi l'uno rispetto all'altro, e la parola chiave nella definizione è "elastica". La roccia, per quanto sembri assolutamente rigida quando ci stai sopra, si comporta un po' come una molla d'acciaio sottoposta a pressione costante. Si piega.

L'equivoco fondamentale da chiarire è l'immagine di placche che scorrono dolcemente l'una accanto all'altra. Non è così. I due lati di una faglia si agganciano per attrito e si bloccano insieme, a volte per centinaia di anni, ma le forze che guidano il movimento delle placche non smettono mai di spingere; così, mentre la superficie della faglia resta bloccata, la roccia ai due lati si deforma lentamente, immagazzinando energia esattamente come fa un righello piegato. Alla fine lo sforzo accumulato supera la resistenza dell'attrito che tiene chiusa la faglia. La roccia scatta indietro verso la sua forma non sollecitata, i due blocchi si superano a scatti nel giro di secondi, e tutta quell'energia elastica immagazzinata si irradia sotto forma delle scosse che avvertiamo.

Questa idea, secondo cui le faglie si caricano lentamente e si rompono all'improvviso, è chiamata teoria del rimbalzo elastico, e fu elaborata subito dopo il 1906 dal geofisico Henry Fielding Reid. Egli notò che le linee topografiche che attraversavano la faglia di Sant'Andrea erano state visibilmente piegate negli anni prima del sisma e poi violentemente raddrizzate durante di esso, come se un arco teso fosse stato liberato. Più di un secolo dopo, il rimbalzo elastico resta il fondamento del modo in cui i geologi comprendono il comportamento delle faglie, e porta con sé un corollario scomodo: qualsiasi faglia bloccata è per definizione impegnata in questo momento ad accumulare l'energia per il suo prossimo terremoto.

La faglia di Sant'Andrea e i tre modi in cui la roccia può rompersi

La faglia che distrusse San Francisco è l'esempio da manuale di uno dei tre tipi fondamentali di faglia, e vale la pena conoscerli tutti e tre, perché si sovrappongono perfettamente all'architettura della tettonica delle placche. La faglia di Sant'Andrea è una frattura quasi verticale che segna il confine tra la placca pacifica e la placca nordamericana, e si estende per circa 1.200 chilometri dal Salton Sea a sud fino a Cape Mendocino a nord, passando abbastanza vicino a città come Daly City da far correre il confine tra due grandi placche quasi attraverso i giardini delle case.

Le faglie sono classificate in base a come i due blocchi si muovono l'uno rispetto all'altro. La faglia di Sant'Andrea è una faglia trascorrente, il che significa che i blocchi scivolano orizzontalmente l'uno oltre l'altro con poco movimento verticale, come due mani che si sfregano palmo contro palmo. Il secondo tipo è la faglia normale, che si forma dove la crosta viene tirata e stirata, permettendo a un blocco (il tetto) di abbassarsi rispetto all'altro. Il terzo è la faglia inversa, o la sua cugina a basso angolo, la faglia di sovrascorrimento, che si forma dove la crosta viene compressa, spingendo il tetto verso l'alto e sopra l'altro blocco.

Questi tre stili non sono arbitrari. Corrispondono alle tre cose che i confini di placca possono fare. Dove le placche scivolano l'una accanto all'altra si ha la fagliazione trascorrente; dove si separano si ha la fagliazione normale; dove collidono e una viene spinta sotto l'altra si ha la fagliazione inversa e di sovrascorrimento. Il modo in cui il terreno si rompe in un dato terremoto è quindi una lettura diretta delle forze più grandi che plasmano quel tratto del pianeta, ed è per questo che un geologo può spesso raccontarti la storia tettonica locale solo dal movimento registrato su una singola faglia.

Mettere un numero sulle scosse

Per gran parte della storia umana, i terremoti potevano essere descritti solo dai loro effetti, il che rendeva impossibile confrontare in modo significativo un evento con un altro. Le cose cambiarono nel 1935, quando Charles Richter, lavorando con Beno Gutenberg al Caltech, pubblicò la scala della magnitudo locale per ricondurre i terremoti della California meridionale a un unico numero ricavato dall'ampiezza delle oscillazioni registrate da un sismografo standard.

La caratteristica distintiva della scala è di essere logaritmica, e questo è il fatto in assoluto più frainteso sui terremoti. Ogni passo di un numero intero verso l'alto sulla scala rappresenta un aumento di circa dieci volte dell'ampiezza del movimento del suolo e, poiché l'energia cresce in modo ancora più ripido, circa 32 volte più energia rilasciata. Quindi una magnitudo 7 non è "il doppio" di una magnitudo 6 in nessun senso ordinario. Fa tremare il terreno circa dieci volte più forte e rilascia qualcosa come 32 volte l'energia. Sali di due gradini, dalla magnitudo 6 alla magnitudo 8, e stai parlando di un salto di energia di circa mille volte.

La scala Richter ha funzionato bene per i terremoti moderati, ma aveva un difetto fatale all'estremità superiore. Si satura sopra circa la magnitudo 7, il che significa che i terremoti più grandi in assoluto risultavano tutti con numeri simili anche quando uno era enormemente più distruttivo di un altro, perché le onde misurate da Richter smettono di crescere in proporzione alle reali dimensioni delle rotture giganti. Nel 1979, Thomas Hanks e Hiroo Kanamori introdussero la scala della magnitudo del momento per risolvere questo problema. Invece di leggere l'ampiezza di una singola onda, viene calcolata a partire dagli ingredienti fisici della rottura stessa: l'area della faglia che è scivolata, di quanto è scivolata e la rigidità della roccia. Questo dà agli eventi più grandi la dimensione che meritano davvero, ed è la scala citata ogni volta che un grande terremoto finisce nelle notizie, anche se le persone continuano a chiamarla in modo impreciso "la scala Richter".

Dall'ipocentro nascosto alla mappa triangolata

Ogni terremoto inizia in un punto della crosta dove la rottura si libera per prima, chiamato ipocentro, o fuoco. Il punto sulla superficie esattamente sopra di esso, il luogo che le persone considerano la posizione del terremoto, è l'epicentro. Dal fuoco, l'energia si irradia verso l'esterno in diverse famiglie di onde sismiche che viaggiano a velocità differenti, e proprio quella differenza di velocità si rivela il trucco che ci permette di individuare i terremoti.

Le più veloci sono le onde P, o onde primarie, che sono compressive e spingono e tirano la roccia nella direzione in cui viaggiano, proprio come il suono attraverso il terreno. Dietro di loro arrivano le più lente onde S, o onde secondarie, che fanno scorrere la roccia da un lato all'altro e non possono attraversare i liquidi. Ultime e di solito più distruttive sono le onde superficiali, che viaggiano lungo il terreno stesso e producono gran parte delle scosse che fanno crollare gli edifici. La traccia di un singolo sismografo mostra questa sequenza distribuita nel tempo: prima l'onda P, poi l'onda S, poi il lungo rotolio delle onde superficiali.

L'intervallo tra l'arrivo dell'onda P e quello dell'onda S è la chiave. Poiché le due onde viaggiano a velocità note e diverse, l'ampiezza di quell'intervallo di tempo dice a un sismologo quanto era lontano il fuoco, allo stesso modo in cui stimi la distanza di un fulmine dal ritardo tra il lampo e il tuono. Una singola stazione ti dà la distanza ma non la direzione, quindi ne servono almeno tre. Ogni stazione traccia attorno a sé un cerchio di distanze possibili, e l'unico punto in cui tutti e tre i cerchi si incontrano è l'epicentro. Questa triangolazione, eseguita oggi attraverso reti globali che condividono le loro tracce quasi in tempo reale, individua un terremoto in qualsiasi punto del pianeta nel giro di minuti.

Quando il fondale si solleva e l'oceano risponde

I terremoti più grandi che la Terra produce, e i più letali di gran lunga, avvengono su un tipo speciale di faglia nascosto sotto il mare. Nelle zone di subduzione, dove una placca tettonica si immerge sotto un'altra, il contatto tra la placca oceanica discendente e la placca sovrastante forma una superficie dolcemente inclinata chiamata megathrust. Poiché questa interfaccia può bloccarsi su un'area enorme, accumula una quantità colossale di deformazione prima di cedere, e quando cede produce i numeri più grandi sulla scala della magnitudo.

Il terremoto di Valdivia del 1960, al largo della costa del Cile, raggiunse la magnitudo 9,5, la più grande mai registrata strumentalmente, e il terremoto di Tōhoku del 2011, al largo del Giappone nord-orientale, raggiunse la magnitudo 9,0 o 9,1. Ciò che rende gli eventi di megathrust unicamente pericolosi non è soltanto la loro grandezza, ma la loro geometria. Quando la faglia si rompe, solleva verso l'alto di diversi metri una vasta area del fondale marino, e quello spostamento improvviso spinge l'intera colonna d'acqua sovrastante. Il risultato è uno tsunami, una serie di onde a grande lunghezza d'onda che possono attraversare un oceano e devastare coste a migliaia di chilometri dall'epicentro. L'acqua che si riversò sull'entroterra in Giappone nel 2011 fu la conseguenza diretta del balzo del fondale durante quei pochi minuti di rottura.

Perché la risposta onesta è "non sappiamo quando"

Dato tutto ciò che ora comprendiamo, la domanda ovvia è perché non possiamo semplicemente prevedere il prossimo. Sappiamo dove sono le faglie pericolose, e sappiamo che si caricano lentamente e si rompono all'improvviso. Possiamo persino stimare, dai terremoti passati e dal lento accumulo di deformazione, la probabilità a lungo termine che una data faglia si rompa nei prossimi decenni. Quel tipo di previsione, espressa come probabilità su un arco di anni, è davvero utile e sta alla base dei codici edilizi e delle assicurazioni.

Ciò che non possiamo fare è prevedere il giorno, l'ora, la magnitudo. Il motivo è intrecciato con la fisica descritta in precedenza. Una faglia resta bloccata finché lo sforzo non supera di pochissimo l'attrito che la tiene chiusa, e quella soglia dipende da dettagli che non possiamo misurare: l'esatta rugosità della superficie della faglia a chilometri di profondità, la distribuzione precisa dello sforzo, la pressione dei fluidi in minuscole fessure. Una differenza minuscola e non misurabile nel momento critico decide se una piccola porzione scivola in modo innocuo oppure se la rottura si propaga a cascata in un grande terremoto. Decenni di ricerca di segnali precursori affidabili, scosse premonitrici, inclinazione del suolo, variazioni nell'acqua dei pozzi, comportamento degli animali, non hanno prodotto nulla che funzioni in modo coerente, perché gli stessi piccoli segnali compaiono di continuo senza che segua alcun terremoto. La posizione intellettualmente onesta, condivisa in tutta la comunità scientifica, è che la previsione dei terremoti a breve termine non è attualmente possibile, e potrebbe non esserlo mai. La protezione migliore non è prevedere il futuro, ma costruire per la rottura che sappiamo essere in arrivo.

Punti chiave

Un terremoto è il rapido rilascio della deformazione elastica che si accumula mentre la roccia ai due lati di una faglia bloccata si deforma lentamente sotto l'incessante movimento delle placche, finché l'attrito cede e i blocchi si superano a scatti, un'idea formalizzata per la prima volta come teoria del rimbalzo elastico dopo il terremoto di San Francisco del 1906. Le faglie si presentano in tre tipi, trascorrente, normale e inversa, che corrispondono direttamente alle tre cose che i confini di placca fanno (scivolare l'uno accanto all'altro, separarsi o collidere), con la faglia di Sant'Andrea come classico esempio di faglia trascorrente. La magnitudo è logaritmica, quindi ogni passo verso l'alto significa circa dieci volte il movimento del suolo e all'incirca 32 volte l'energia, motivo per cui la scala Richter del 1935 fu alla fine sostituita per i grandi eventi dalla scala della magnitudo del momento del 1979, costruita a partire dall'area della faglia, dallo scorrimento e dalla rigidità della roccia. I terremoti iniziano in un ipocentro sotto un epicentro, emettono onde P, S e superficiali le cui velocità differenti permettono a tre stazioni di triangolare la posizione, e raggiungono la loro forma più catastrofica nei megathrust delle zone di subduzione, dove rotture come quelle di Valdivia 1960 e Tōhoku 2011 sollevano il fondale marino e scatenano tsunami capaci di attraversare gli oceani. Possiamo prevedere le probabilità a lungo termine, ma il momento esatto della rottura dipende da condizioni sotterranee inaccessibili e da una soglia di innesco di sensibilità infinitesimale, ed è per questo che una previsione affidabile a breve termine resta al di là delle nostre possibilità.