Una fortissima scossa di terremoto magnitudo 7.8 è stata registrata alle 06:12 UTC dall’Istituto Geofisico statunitense USGS al largo della penisola di Alaska, nel sudovest dello Stato USA.
L’evento ha avuto epicentro a 98 km sud-sudest da Perryville (Alaska), ed ipocentro a circa 10 km di profondità.
E’ stato emesso un allarme tsunami per un raggio di 300 km dall’epicentro del sisma, successivamente rientrato: il messaggio di allerta precisava che le regioni a rischio erano “il sud dell’Alaska, la penisola dell’Alaska” e le isole Aleutine.
La penisola di Alaska si estende per 800 km e continua attraverso le Isole Aleutine: come queste ultime, la penisola di Alaska è parte di una grande catena di vulcani attivi che corre lungo tutta la sua lunghezza.
Terremoto in Alaska, l’analisi degli esperti INGV
Il terremoto si è verificato “al confine dove tra la placca Pacifica e quella Nord-Americana. Le soluzioni del meccanismo focale per l’evento indicano che si è verificata la rottura lungo una faglia inversa con profondità ipocentrale al momento stimata a 10 km. La profondità e la soluzione del meccanismo focale dell’evento sono coerenti con la presenza della zona di subduzione tra queste placche, che è all’origine dell’arco delle isole Aleutine, lungo circa 3000 km. Nella zona interessata da questo terremoto, la placca pacifica si sposta verso nord, nord-ovest ad una velocità di circa 66 mm/anno (prendendo come riferimento la placca Nord Americana)“: è quanto si legge in un approfondimento pubblicato dagli esperti INGV sul blog INGVterremoti.
“L’arco delle isole Aleutine mostra un’attività sismica importante con 6 eventi superiori a magnitudo 8.3 avvenuti a partire dal 1900. Tra questi ricordiamo quello del 28 marzo 1964, un terremoto di magnitudo 9.2 che è attualmente il secondo più forte mai registrato. Questo evento, il cui epicentro è stato localizzato circa 1000 km a Nord-Est di quello odierno ha rotto una regione di circa 700 km della zona di subduzione, causando uno tsunami che ha prodotto danni su tutte le coste del Nord del Pacifico fino alle Hawaii.
L’evento odierno è avvenuto vicino al terremoto del 1938 (M8.3) e a quello del 1946 (M8.6). Quest’ultimo ha prodotto uno tsunami particolarmente devastante (42 m di altezza presso l’isola di Unimak) e che ha causato 100 morti a Hilo nelle Hawaii. Gli effetti di questo tsunami portarono alla creazione alle Hawaii del primo centro di allerta tsunami nel mondo.
Anche per questo evento, il Pacific Tsunami Warning Center aveva emanato l’allerta tsunami per le isole Aleutine e le coste dell’Alaska, ma non per l’intero bacino dell’Oceano Pacifico. Una variazione del livello del mare di 25 cm è stata registrata presso il mareografo di Sand Point (Alaska).
Dalla figura si possono vedere i punti (in azzurro) dove può essere misurata in tempo reale l’altezza del livello del mare, tra questi ci sono alcune stazioni in pieno oceano che fanno parte del sistema Deep-ocean Assessment and Reporting of Tsunami (DART®). Si tratta di stazioni posizionate in mare aperto vicino alla zona di subduzione costituite da sensori ancorati al fondale oceanico che misurano la pressione della colonna d’acqua sovrastante e da una boa dedicata alla trasmissione del segnale. Quando un terremoto genera un movimento del fondale marino e di conseguenza della colonna d’acqua sovrastante, questo sistema è in grado di fornire una più rapida allerta e un maggiore monitoraggio del fenomeno rispetto ad un sistema mareografi posizionati solo sulle coste.
Terremoti con magnitudo così elevata vengono registrati dai sismometri di tutto il mondo. Il grafico mostra sismogrammi di 30 minuti registrati da strumenti posti a distanza crescente dall’epicentro (da 0 gradi per una stazione collocata all’epicentro fino a 180 gradi per una stazione agli antipodi). E’ un tipo di grafico ormai classico per la sismologia da decenni. Ha anche un nome: si chiama infatti grafico Jeffreys-Bullen ed è anche grazie a queste osservazioni che oggi sappiamo che l’interno della Terra ha regioni diverse: la crosta, il mantello, il nucleo.
Ogni linea orizzontale sul grafico rappresenta un sismogramma, in cui si vedono diverse ondulazioni ognuna delle quali corrisponde all’arrivo una diversa fase delle onde sismiche (per esempio onde P, onde S) che dipende dal percorso effettuato all’interno della Terra. Più lontano è il sismometro dall’ipocentro, più lungo è il percorso, più tardi arriveranno le onde.
I sismologi hanno elaborato un intricato sistema per dare un nome a questi diversi arrivi. Ad esempio sappiamo che ci sono le onde che vanno direttamente dall’ipocentro alla stazione: le onde P (la fase delle onde compressive che arrivano per prime, da cui la lettera P) e le onde S (onde trasversali rispetto alla direzione di propagazione che arrivano per “seconde” da cui la lettera S). Ma poi ci sono una serie di fasi più complicate. Ad esempio poco dopo le P arrivano le onde PP, onde P riflesse dalla superficie verso l’interno della Terra che riemergono più distante. Poi ci sono quelle riflesse 2 volte, che si chiamano PPP.
Qui riportiamo i nomi che i sismologi utilizzano per le diverse fasi:
- P sono le onde dirette compressive
- S sono le onde dirette trasversali (o di taglio)
- K sono le onde P che attraversano la parte esterna del nucleo (fuso)
- I sono le onde P che attraversano il nucleo, ma la parte interna (solida)
- J sono le onde S che attraversano il nucleo interno
- —– non ci sono onde S che attraversano il nucleo esterno
- PP sono le onde P riflesse dalla superficie una volta
- PPP sono le onde P riflesse dalla superficie due volte
- SP sono le onde S riflesse dalla superficie e trasformate in onde compressive
- PS sono le onde P riflesse dalla superficie e trasformate in onde di taglio
- c sono le onde riflesse dalla regione che separa tra il nucleo (core) ed il mantello
- i sono le onde riflesse dal confine tra nucleo interno e nucleo esterno
- Pdiff e Sdiff sono le onde difratte al confine tra nucleo e mantello.”
