Che cos'è la sismologia?

La sismologia intesa come scienza è nata in seguito alla costruzione del primo apparato capace di fornire una registrazione permanente del movimento del terreno e cioè con l’invenzione del sismografo a pendolo del Padre Benedettino Andrea Bina nell’anno 1751.

Gli obbiettivi attuali di questa scienza sono principalmente due: dare un contributo alla conoscenza dell’interno della Terra e studiare i Terremoti con lo scopo principale di prevenirne gli effetti e di limitarne i danni.

Un contributo notevole alla sismologia è stato dato negli ultimi anni che hanno preceduto la prima guerra mondiale, in seguito al perfezionamento degli strumenti di registrazione e, conseguentemente, con la scoperta delle principali discontinuità terrestri. Per il loro riconoscimento è stata inoltre fondamentale la sismologia attiva cioè la prospezione profonda eseguita attraverso esplosioni artificiali. Con l’uso di varie tecniche e sistemi di misura sono state effettuate prospezioni sismiche in vaste aree in modo da avere una "fotografia" dell’involucro più superficiale del Pianeta (crosta e porzione superiore del Mantello).

Struttura interna della Terra

Le sempre più precise registrazioni strumentali dei terremoti e delle esplosioni artificiali hanno consentito, a partire dall’inizio del XX secolo, di ricavare una rilevante mole di dati sismici. Questi, analizzati dagli scienziati di tutto il mondo, hanno permesso di formulare delle ipotesi riguardanti la composizione e la struttura profonda della Terra.

Mentre lo studio della porzione più superficiale della crosta terrestre viene svolta dai geologi attraverso le rocce affioranti o tramite perforazioni, le zone profonde, inaccessibili al contatto diretto dell’essere umano, vengono studiate dai Geofisici, con l’ausilio di svariati metodi e mezzi di misurazione.

Se immaginassimo di eseguire una sezione della terra attraverso il suo centro potremmo vedere un insieme di involucri concentrici caratterizzati da temperatura, pressione, composizione e stati fisici diversi.
In particolare, in una suddivisione a grandi linee, si può distingue (a partire dal centro della terra verso la superficie) il nucleo, il mantello e la crosta terrestre.

Sono state scoperte inoltre numerose discontinuità sismiche tra i principali involucri e contenuti all’interno di essi. Esse separano zone che possono differenziarsi per cambiamento repentino di composizione, differenze di densità oppure per la rapida transizione tra materiale rigido e fluido.

Il nucleo

Il nucleo ha un diametro di 3470 Km.. Le sue dimensioni sono quindi poco più grandi di quelle della luna. Nel centro della terra la temperatura supera i 4000 °C mentre nella porzione più esterna si abbassa a 3000 °C. La pressione raggiunge valori sorprendenti, oltre 3.600.000 volte più grande di quella atmosferica!

L’analisi delle registrazioni effettuate dai sismografi stabiliscono che il nucleo può essere diviso a sua volta in due involucri. Nella parte più esterna si trova del materiale che presenta le proprietà di un fluido. Il "cuore" del pianeta, con un diametro di 2740 Km. è invece solido ed il suo materiale ha una densità di 13 g/cm³.

E’ evidente che riguardo alla composizione chimica del nucleo si possono formulare solo ipotesi indirette in quanto si tratta di una zona impossibile da esplorare direttamente. Gli ultimi studi a riguardo ritengono che il nucleo sia composto prevalentemente da ferro, con la presenza di un 6% di nichel e di qualche materiale meno denso come il silicio e lo zolfo. La superficie che separa il nucleo interno da quello esterno viene chiamata superficie di Lehmann.

Il Mantello

Il nucleo è avvolto dal mantello ed è separato da questo dalla discontinuità di Gutenberg. La parte inferiore di quest’ultimo sembra essere relativamente omogenea anche se dati sismici lasciano ipotizzare la presenza di alcuni cambiamenti di fase dovuti alla riorganizzazione degli atomi in reticoli cristallini diversi (in relazione ai differenti valori della pressione e temperatura). La rigidità e la densità delle rocce diminuiscono gradualmente verso la superficie terrestre.
Nella parte superiore del mantello, all’interno della porzione terrestre compresa tra 250 e 70 Km. di profondità è presente una fascia parzialmente fusa che prende il nome di astenosfera.
Attualmente sappiamo che l’astenosfera è presente sotto gli Oceani ma non si hanno testimonianze certe della sua continuazione sotto le aree continentali. E’ possibile comunque che in queste zone essa si trovi a profondità notevolmente maggiori. Sopra l’Astenosfera le rocce ritornano ad essere rigide. Analizzando la composizione della lava che fuoriesce dai vulcani si è potuto affermare con molta probabilità che il materiale costituente gran parte del mantello sia costituito prevalentemente da silicati di ferro e Magnesio.

La crosta Terrestre

La pellicola più superficiale e fredda del Pianeta viene chiamata crosta. Essa è separata dal mantello da una discontinuità chiamata Mohorovicic che segna una sostanziale differenza di velocità delle onde sismiche.

La crosta è formata da rocce rigide ed ha uno spessore medio di 35 Km. sotto i continenti e 6 Km. sotto gli oceani. La sua composizione è estremamente eterogenea.
I fondali oceanici, sotto la sottile copertura sedimentaria, sono costituiti da rocce basiche, con densità media di 3 g/cm³. Nelle masse continentali si trovano invece prevalentemente rocce granitiche acide, più leggere di quelle basiche avendo una densità di 2,7 g/cm³.

Dove nascono i terremoti?

Contrariamente a quanto alcuni ancora pensano, il fenomeno sismico non si abbatte casualmente e senza motivo in qualsiasi parte del Mondo. Oggi sappiamo che i terremoti si manifestano solo in alcune zone ristrette della superficie terrestre alle quali viene dato il nome di zone sismicamente attive. Queste sono collocate tra vaste aree in cui, invece, non si hanno testimonianze di scosse sismiche, perlomeno da quando l’uomo è comparso nella Terra.

Secondo gli studi svolti nel campo della Geologia si è stabilito che la genesi dei terremoti può essere interpretata in relazione all’evoluzione tettonica dell’area colpita. La Tettonica è una branca della Geologia che si occupa dello studio, delle cause e dei meccanismi che portano alla deformazione delle rocce. Questa scienza ci informa che nella Litosfera cioè l’involucro rigido più esterno della terra (crosta e porzione superiore del mantello), si verificano dei lenti movimenti che determinano immense forze compressive o distensive. Tali forze sono capaci, in tempi relativamente brevi se analizzati dal punto di vista geologico, di cambiare il volto ad una intera regione. Esse provocano sollevamenti, sprofondamenti e spostamenti laterali nell’aria coinvolta dalla deformazione.

Secondo il modello della Tettonica a placche si ritiene che enormi porzioni di Terra, chiamate zattere litosferiche (ce ne sarebbero almeno 12 grandi e alcune piccole) galleggiano sopra uno strato più profondo e parzialmente fuso chiamato Astenosfera.

Le placche di litosfera compiono dei lenti movimenti laterali a causa dei movimenti convettivi compiuti dai materiali fluidi e caldi dell’astenosfera. Tali spostamenti, prevalentemente orizzontali e compresi tra 2 e 10 centimetri l’anno, fanno in modo che i margini di ogni zolla interagiscono con quelli vicini e che si sprigionino, conseguentemente, enormi quantità di energia.

Sono attualmente classificati tre distinti tipi di margini: margini convergenti, divergenti e trascorrenti. Alla prima classe appartengono quei margini che entrano in collisione tra loro a causa di forze che tendono a farli avvicinare. In corrispondenza di queste zone possono nascere alte catene montuose (come le Alpi e gli Appennini) e zone chiamate di "subduzione" cioè rotture profonde in cui la litorfera si immerge nell’astenosfera.

Nel secondo tipo rientrano i margini che si allontanano lentamente tra loro. In questi casi si ha la produzione di nuova crosta terrestre in seguito alla solidificazione del magma che, proveniente dall’astenosfera, si raffredda e diventa roccia. Esempi spettacolare di margini distensivi sono rappresentati dalla grande dorsale medio atlantica e dalla Rift Valley africana.
Nella terza classe rientrano quei margini che, scorrendo uno contro l’altro, originano rotture lunghe anche molte migliaia di chilometri senza creare o distruggere crosta terrestre (come avviene invece nei casi precedenti). La faglia di S. Andrea (California), tristemente famosa in tutto il mondo per i fortissimi terremoti che vi si sprogionano, caratterizza proprio questo tipo di margine.

Origine del terremoto: modello e meccanismo

La necessità di trovare un "perchè" al fenomeno sismico ha spinto l’uomo a formulare le più disparate teorie. Il filosofo Talete, ad esempio, pensava che la Terra galleggiasse in un universo costituito dalle acque dell’Oceano. La sua ipotesi consisteva nell’imputare il terremoto alle vibrazioni provocate dal moto ondoso.
Il terremoto è stato visto anche come un "castigo divino" che si abbatteva nelle popolazioni per purificarne le anime, come risulta dal "Corano".
Alcuni filosofi pensarono inoltre che la terra, in profondità, fosse costituita da enormi cavità dove il fuoco dell’inferno erodeva e disgregava la roccia. Per questo motivo a volte si staccavano imponenti massi che, nel precipitare verso il suolo delle grotte, rotolavano nelle ripide pareti e provocavano le tremende vibrazioni percepite in superficie. Ora queste teorie sono state superate con l’ausilio delle sempre più approfondite conoscenze scientifiche. La teoria attuale viene chiamata "teoria del rimbalzo elastico".
Le rocce rispondono alle forze deformative comportandosi in due modi diversi. Possono infatti deformarsi plasticamente o fragilmente. Il primo tipo di deformazione porta alla formazione di pieghe di dimensioni variabili da pochi metri a svariati chilometri. Il secondo, cioè quello fragile, ci interessa particolarmente in quanto è la causa diretta degli eventi sismici. Il fenomeno può essere illustrato con un esempio molto semplice: se prendiamo tra le mani i due estremi di una stecca di legno sottile ed incominciamo lentamente a comprimerli tra loro, inizialmente essa si fletterà accumulando una certa quantità di tensione interna, fino al punto in cui, superato il carico di rottura, la stecca si spaccherà sprigionando, in un unico istante, tutta la quantità di energia accumulata nel lungo periodo di deformazione.

I terremoti possono quindi essere visti sotto questa ottica: accumulo di tensione da parte delle rocce (dovuto alle imponenti forze tettoniche) e successiva rottura con spostamenti differenziale dei blocchi fratturati. L’intuizione del meccanismo descritto si deve a Harry F. Reid, il quale osservò, in seguito al potente terremoto di S. Francisco del 1906, strade e recinti troncati e a volte spostati lateralmente di più di 6 metri.

Dal piano di rottura in cui si verifica lo spostamento, l’energia di deformazione si trasmette, attraverso la Terra, con onde sismiche di diverso tipo che si propagano a notevole velocità e provocano una deformazione elastica delle rocce che attraversano. La liberazione delle onde è la causa diretta delle vibrazioni che sentiamo quando arriva un terremoto. A questo punto, bisogna precisare che esistono diversi tipi di rotture delle rocce, ai quali viene dato il nome di faglie. Un regime compressivo genera prevalentemente faglie di tipo inverso, le quali registrano un raccorciamento crostale. Un campo di stress distensivo provoca invece faglie dirette, evidenziando in questo caso un certo valore di distensione. Esiste anche un terzo tipo di faglie, le più grandi nella superficie terrestre, che prendono il nome di trascorrenti. In questo caso il tipo di movimento relativo tra i due blocchi distaccati (rigetto) è prevalentemente orizzontale.

Onde sismiche

Dall’ipocentro di un terremoto si originano due tipo di onde sismiche: onde prime (P) e onde seconde (S). Esse vengono a volte chiamate anche "onde di volume" in quanto si propagano proprio all’interno del volume della roccia, la quale reagisce al loro passaggio comportandosi elasticamente cioè deformandosi e ritornando subito dopo alle condizioni iniziali di equilibrio.
Le onde P provocano nelle rocce attraversate sollecitazioni di compressione e dilatazione. Sono chiamate in questo modo perché sono le più veloci, raggiungendo una velocità compresa tra 4 e 8 Km. al secondo. Per la loro natura possono propagarsi sia attraverso materiali rigidi, sia attraverso l’acqua e l’aria. A proposito di quest’ultima proprietà si pensi che il boato spesso avvertito durante un terremoto di rilevante potenza è originato appunto dalle onde P che, oltrepassando il suolo e propagandosi nell’atmosfera possono assumere una frequenza tale da rientrare nella banda di percezione dell’orecchio umano.

Le onde S provocano sulle rocce attraversate deformazioni di taglio in direzione perpendicolare a quella di propagazione e per tale motivo vengono chiamate anche onde trasversali o di taglio. Nelle registrazioni sismiche le onde S seguono sempre alle onde P perché la loro velocità è estremamente minore (da 2,3 a 4,5 Km. al secondo). La loro proprietà fondamentale è che non si possono propagare all’interno di mezzi fluidi. E’ per questo che il loro passaggio è ostacolato dalle grandi masse di acqua degli oceani e all’interno della terra attraverso la porzione di nucleo liquido.

I percorsi delle onde di volume risultano alquanto complessi in quanto la loro velocità e la loro direzione si modifica ogni qualvolta attraversano livelli con differenti caratteristiche fisiche. Si generano così fenomeni di riflessione e rifrazione con il risultato che, in superficie, oltre ad arrivare delle onde dirette provenienti dall’ipocentro si registrano anche onde che hanno percorso un lungo tragitto attraversi i vari livelli della crosta.

In seguito alla nascita o alla riattivazione di una faglia si generano anche un’altro tipo di onde, dovute alla interazione delle onde P ed S con la superficie. Si tratta delle onde superficiali cioè onde che si propagano dall’epicentro lungo la superficie terrestre.
Sono riconoscibili sotto due distinti tipi che prendono il nome di onde di Love (L) e onde di Rayleigh (R). Le prime fanno muovere le particelle contenute all’interno della roccia trasversalmente alla loro direzione di propagazione e le seconde producono un movimento prevalentemente ellittico. I due tipo di onde si smorzano molto rapidamente all’aumentare della profondità. Per registrarle opportunamente è comunque necessario che il sismografo si trovi ad una rilevante distanza dal punto di origine del terremoto.

Caratteristiche principali del sismografo

I sismografi sono strumenti che registrano in modo permanente le oscillazioni del suolo dovute al Terremoto e le riproducono in un grafico detto sismogramma. L’ampiezza delle onde è proporzionale al movimento del terreno.
Con l’uso appropriato di tali apparecchiature possono essere valutati, per ogni scossa tellurica, i più importanti parametri dell’evento come: intensità, direzione e distanza tra l’epicentro e il luogo dove è posto il sismografo, profondità.
Il procedimento più usato per realizzazione una adeguata registrazione è quello di sospendere una notevole massa, libera di oscillare, ad un apparato solidale al terreno. A causa dell’inerzia della massa pendolare, all’arrivo delle vibrazioni provocate dal terremoto essa tende a restare ferma mentre il supporto si muove insieme al terreno.

Il sismografo si basa quindi su questo principio (principio di inerzia) e, schematizzandolo il più possibile, può essere rappresentato dall’unione dei seguenti componenti: un sostegno, una grossa massa, una penna, un rullo di carta, un tamburo ruotante.
La massa è sospesa al sostegno e alla sua estremità è fissata la penna che lascia, con il passare del tempo, una traccia (immagine del terremoto) su un foglio di carta. Questa, a sua volta, è avvolta in un rullo che ruota a velocità costante in modo tale da porgere all’apparato scrivente una porzione di carta non ancora impressionata.
All’azione delle sollecitazioni esterne il rullo ed il sostegno, solidali tra loro, seguono i movimenti del suolo mentre la massa e la penna, teoricamente, restano immobili.

I complessi e apparentemente inesplicabili movimenti della terra possono essere analizzati in modo completo scomponendoli in tre direzioni, due delle quali poste su un piano orizzontale e perpendicolari tra loro e una terza lungo un asse verticale.
Per realizzare la misurazione delle tre componenti separate, i sismografi presentano tra loro alcune differenze (posizione del rullo e sistema di collegamento tra massa e sostegno), anche se il principio fisico su cui si basano è lo spesso.
I sismografi elementari per la misura dei movimenti orizzontali possono essere costituiti da un pendolo libero di oscillare su un unico piano verticale e vincolato nella porzione superiore del supporto. Il collegamento pendolo-supporto deve limitare il movimento della massa affinchè vengano registrate soltanto le oscillazioni orizzontali in una direzione (per esempio nord-sud o ovest-est).
Per misurare la componente verticale il pendolo può essere incernierato ad una parte laterale del sostegno e collegato in modo tale che la massa non si possa spostare orizzontalmente. Per porre la massa in equilibrio in questo caso è necessario un secondo collegamento e questo può essere costituito da una molla (collegata alla parte alta della struttura), atta a riportare ogni volta la massa al proprio punto di partenza. Con la presenza di movimenti verticali del terreno la molla a cui è appesa la massa si estende e si dilata in modo da permettere la registrazione all’apparato scrivente.

I sismografi vengono attualmente distinti in due parti: lo strumento che trasforma le oscillazioni del terreno in forme utili per la registrazione (sismometro) e le parti terminali del sismografo stesso (apparato scrivente).
Mentre nei sismografi elementari sopra descritti i due componenti in questione sono vicini tra loro, in molti casi invece possono essere distanti anche molti chilometri. Per fare un esempio si pensi che, con l’istallazione dei nuovi sistemi telemetrici di rilevamento dell’Osservatorio Sismico "A. Bina" i sismometri sono posti in vari luoghi del territorio umbro mentre le loro parti terminali si trovano nell’osservatorio stesso.
I sismometri moderni si basano sempre sugli stessi principi dei sismografi meccanici tradizionali ma il loro funzionamento è alquanto complesso.

La maggior parte di questi sono costituiti da dispositivi elettrici e elettromagnetici. In questo caso la registrazione viene effettuata mediante un magnete solidale alla massa pendolare e con bobine fissate alla struttura di sostegno. L’oscillazione delle bobine rispetto al magnete genera una tensione proporzionata al tipo di spostamenti del suolo. Questa viene elevata in seguito da opportuni sistemi di amplificazione elettronica.
I limiti dei sismografi meccanici sono attribuibili al fatto che il principio di inerzia può essere applicato alla massa del pendolo solo per intervalli di tempo estremamente brevi. Quando la massa è sottoposta infatti ad una forza, resta ferma solo per pochi istanti dopo i quali acquista un certo movimento. Il questo caso il sismografo si comporta come un pendolo. Il moto proprio del pendolo-sismografo costituisce quindi un elemento di disturbo per quanto riguarda la registrazione.

Nei sismografi moderni sono presenti dei sistemi di smorzamento del moto proprio del pendolo per sopperire a questo inconveniente. Esiste infatti un particolare meccanismo che blocca il moto proprio del pendolo dopo ogni oscillazione completa. Tale meccanismo ha lo scopo di fermare il pendolo al termine di ogni impulso in modo tale che, per poter continuare ad oscillare, devono essere presenti nuovi impulsi.

Analisi della registrazione di un terremoto

Il grafico rilasciato dall’apparato scrivente del sismografo viene chiamato "sismogramma".
Se il terreno sul quale è posto il sismometro è immobile durante la registrazione, il sismogramma viene caratterizzato da una linea prevalentemente retta che indica una situazione di completa stabilità e quindi l’assenza di eventi sismici in corso. In caso di terremoto, invece, i pennini incominciano ad oscillare impressionando la carta con una serie di picchi di svariate ampiezze. Essi rappresentano l’immagine amplificata degli spostamenti del suolo.

La corretta interpretazione di un sismogramma può portare all’individuazione delle caratteristiche principali del terremoto come l’epicentro, la profondità dell’ipocentro, il tipo e l’orientazione delle forze deformative che hanno causato il movimento lungo la faglia e la sua l’intensità.
La lettura degli elaborati cartografici in questione consiste nell’individuare i vari tipi di onde che si propagano dall’ipocentro in seguito all’arrivo di una scossa e ricavarne i tempi di arrivo (fasi), l’ampiezza, la frequenza e la durata.
Come illustrato precedentemente il foglio di carta atto alla registrazione viene avvolto in un rullo ruotante. Per fare in modo che il foglio risulti pienamente sfruttato possono essere applicati due differenti metodi. Uno consiste nel far muovere lentamente il rullo lungo il proprio asse durante la registrazione, permettendo così, agli apparati scriventi, di impressionare la carta con una traccia continua e traslata qualche millimetro ogni volta che il rullo compie un giro completo. Il secondo metodo consiste nel mantenere immobile il rullo ruotante e facendo muovere gradualmente il pennino nella direzione parallela all’asse del rullo. Con tali procedimenti si ottiene infatti un foglio impressionato da un susseguirsi di linee parallele vicine tra loro che riempiono, con il trascorrere del tempo, la maggior parte della carta a disposizione. Per fare un esempio della durata di un foglio si pensi che gli strumenti in funzione nell’Osservatorio sismico "A. Bina" possono lavorare ininterrottamente per 24 ore circa e dopo questo intervallo di tempo devono essere sostituite con carte nuove non ancora impressionate.

Nella traccia del sismogramma appaiono inoltre, ad intervalli di tempo regolari, delle tacche prodotte da impulsi inviati dall’orologio del sismografo al pennino. Essi indicano il trascorrere del tempo e consentono di calcolare in modo veloce il tempo di arrivo delle vibrazioni del terremoto, conoscendo quello iniziale della registrazione.
In fase di calcolo, i tempi vengono sempre riferiti al tempo universale del meridiano di Greenwich e non all’ora locale. Questo è necessario per eliminare eventuali discordanze tra osservatori posti su luoghi aventi differente fuso orario. Nell’ambito scientifico tutti i centri di acquisizione si riferiscono a questo unico orario di riferimento in modo tale da sincronizzare al meglio strumenti di registrazione lontani anche molte migliaia di chilometri tra loro.
La traccia di un terremoto è caratterizzata dal sostanziale cambiamento della geometria della registrazione effettuata dal pennino sulla carta, che da rettilinea diventa bruscamente ondulata. L’arrivo dell’evento è segnato dalle vibrazioni del terreno causate dalle onde prime, alle quali, alcuni istanti dopo, si sovrappongono le onde seconde. Il distacco tra i due tipi di onde è dovuto al fatto che esse si propagano con differenti velocità e percorrendo tracce di diversa lunghezza.
E’ logico che all’aumentare dell’intervallo di tempo tra l’arrivo delle onde prime e le onde seconde aumenta anche la distanza dalla stazione di registrazione e l’ipocentro.
La porzione iniziale della traccia dell’evento è composta da onde di ampiezza relativamente piccola e con alta frequenza corrispondenti all’arrivo delle onde più veloci. Dopo un certo intervallo di tempo (relazionato alla distanza tra il sismografo e l’ipocentro) si sommano a queste le onde seconde e il sismogramma presenta picchi più accentuati. Se la stazione che ha registrato l’evento si trova ad una certa distanza dall’epicentro, nella porzione finale della traccia del terremoto (coda) possono essere visibili le vibrazioni causate dalle onde superficiali, estremamente più lente delle onde prime ma con ampiezza maggiore.

Non sempre il sismogramma assume la struttura descritta anzi, molte volte, la sua lettura può risultare estremamente complessa. Questo è dovuto alle variazioni di densità e rigidità che le onde incontrano attraversando i vari livelli rocciosi che compongono la struttura interna del nostro Pianeta. Possono essere registrate inoltre dai sismografi onde prime e seconde di tipo particolare, originate in seguito a riflessioni molteplici contro la superficie esterna della terra.

Un procedimento grafico per avere informazioni sul terremoto consiste nel porre a confronto i tempi di arrivo delle onde prime e seconde di almeno tre sismogrammi relativi alla registrazione dello stesso sisma.
Il tutto può essere fatto utilizzando appositi grafici, diagrammi e tabelle, oggi largamente a disposizione dei sismologi.
Con semplici operazioni si può risalire alla distanza tra la stazione e l’epicentro (funzione dell’intervallo tra onde P e onde S) e, tracciando per ogni stazione un cerchio con raggio uguale alla distanza calcolata, si stabilisce, nel punto di intersezione comune tra le circonferenze, la posizione dell’epicentro.
Naturalmente si tratta di una procedura approssimativa ed inesatta cheattualmente non viene più utilizzata negli enti di ricerca. I più avanzati osservatori sismici, infatti, svolgono il calcolo dei parametri del terremoto completamente attraverso l’uso di potenti computers.

Magnitudo e Scale di Intensità

Oltre al luogo preciso in cui si è verificato il terremoto appare di fondamentale interesse sapere con quale forza esso si sia abbattuto. A riguardo esistono svariate scale di misura tra le quali le più usate sono la Scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS) e la Scala Richter.
Le differenze tra i due metodi di misura consistono nel fatto che la Scala Mercalli, chiamata anche scala di intensità, prende in considerazione solo i danni prodotti dal terremoto su persone, costruzioni e terreno, in una determinata zona. La Scala Richter o di magnitudo si basa invece su misure strumentali della forza del sisma nel suo punto di origine.

Nell’ambito scientifico viene usata la Scala Richter in quanto questa, rappresentando il valore reale dell’energia sprigionata dal terremoto calcolato tramite una funzione matematica, non è influenzato da fattori antropici come, per esempio, la densità abitativa di una certa zona, la qualità delle abitazioni e il tipo di terreno sul quale sono stati fondati gli edifici.
La valutazione dell’intensità del terremoto nella Scala MCS si svolge non attraverso misurazioni strumentali ma con uno studio chiamato macrosismico. Esso consiste nel compilare un questionario prestampato recandosi direttamente nelle zone colpite dalla scossa. Per ogni località devono essere riportati i danni subiti dalle strutture ed il comportamento delle persone presenti al momento dell’arrivo del terremoto. I parametri riportati vanno confrontati con la scala di intensità e ad ogni zona colpita si attribuisce così un grado di intensità, il quale decresce gradualmente allontanandosi dall’epicentro.

Riportando in pianta i valori calcolati si possono tracciare delle linee unendo punti con uguale intensità sismica. Il risultato è rappresentato dall’individuazione di aree in cui il terremoto ha colpito con intensità diverse, separate la curve chiuse chiamate isosisme.
Anche se appare sempre delicato fare delle correlazioni tra le due scale, visto la loro differenza sostanziale riguardo ai parametri usati per determinare la forza dell’evento, sono state formulate delle relazioni empiriche tra magnitudo e intensità. Nel caso di terremoti verificati in Italia Centrale può essere applicata, con forte approssimazione, la seguente espressione:

M = 0,40 I₀ + 1,69

dove M rappresenta la magnitudo e I₀ l’intensità massima nella scala MCS.

Scala Mercalli Modificata (1956)