Chi non si è mai interessato di sismologia di solito ritiene che nulla o quasi accada in un sismografo sino a quando non si verifichi un forte terremoto, e che la successione di segni apparentemente confusa di una registrazione sismografica non sia di alcun interesse. Ma sul tracciato sismografico quelli che, a prima vista, sembrano semplici segni senza significato descrivono, per l’osservatore esperto, una regione costiera che viene sommersa dal mare, oppure il manifestarsi di un lontano uragano, l’attività di un vulcano o, molto più banalmente, una persona di famiglia mentre cammina dalla cucina al soggiorno.
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L’interpretazione dei sismogrammi è dunque un’operazione estremamente interessante, che si basa sul riconoscimento dei diversi tipi di onde sismiche e dei loro istanti di arrivo. Qui comunque limiteremo la nostra discussione ai soli sismogrammi prodotti dai terremoti. Qualunque sia la causa scatenante di un terremoto, esso produce un serie di onde che, a seconda del genere di vibrazione trasmessa al mezzo in cui si muovono, si distinguono in tre tipi:

•  onde P, o longitudinali, onde di pressione che fanno comprimere e dilatare la roccia lungo la propria direzione di propagazione, a completa somiglianza di quanto avviene con una molla cilindrica che viene dapprima tesa e quindi lasciata andare;
•  onde S, o trasversali, onde di stiramento che fanno vibrare la roccia di taglio, ovvero lateralmente rispetto alla direzione del loro percorso, in modo analogo a ciò che si verifica quando scuotiamo una fune tesa;
•  onde L, o superficiali, che, a differenza delle onde P ed S – da noi chiamate per semplicità onde di profondità (anche se si dovrebbe parlare, a rigore, di "onde di volume") – si propagano soltanto in superficie, producendo uno scuotimento orizzontale del terreno (onde di Love) e, nel contempo, oscillazioni ellittiche simili a quelle delle onde marine (onde di Rayleigh); si noti che è proprio il moto orizzontale e verticale prodotto dalle onde superficiali quello maggiormente percepito e devastante nel corso di un qualsiasi terremoto che avvenga sulla Terra.

I tre precedenti tipi di onda viaggiano a differenti velocità. Quando avviene un terremoto, le prime onde ad essere registrate sono le onde P (o primarie), che si spostano all’interno della Terra a una velocità compresa tra gli 8 e i 14 km/s. Dopo pochi secondi o alcuni minuti, con un ritardo che dipende dalla distanza tra il punto di origine del terremoto e il punto di rilevamento, arrivano le onde S (o secondarie), più lente, che viaggiano a una velocità compresa fra i 3,9 e i 7,5 km/s. La loro minore velocità è accompagnata da una più bassa frequenza di oscillazione e da maggiori ampiezze del moto, cioè da sinusoidi che sono, rispettivamente, più larghe orizzontalmente e più alte verticalmente sul tracciato sismografico. Poco dopo, infine, giungono le onde L (o onde lunghe), ancora più lente, che si originano quando le onde di profondità raggiungono la superficie della Terra. A loro volta, le onde lunghe sono caratterizzate da frequenze di oscillazione più basse – donde il loro nome di “lunghe” – e da ampiezze in genere più grandi rispetto alle onde P ed S.

Le onde sismiche, oltre a non originarsi tutte – come è il caso delle onde L – nel fuoco o ipocentro del terremoto (il punto al di sotto della superficie terrestre in cui il fenomeno tellurico ha origine), si propagano in maniera diversa a seconda della loro natura e del mezzo attraversato. Le onde P, per esempio, analogamente alle onde sonore si propagano anche attraverso i liquidi e i gas, mentre le onde S non si propagano nei liquidi.Questa caratteristica diversità di propagazione delle onde di profondità all’interno della Terra ha permesso di scoprire che il nucleo del nostro pianeta, nella sua parte esterna, è liquido: esso infatti blocca, come un vero e proprio schermo, le onde S che tentano di attraversarlo. Inoltre, la differenza nella velocità di propagazione tra le onde P ed S non è costante, ma in generale cresce leggermente con l’aumentare della profondità, quando ci si muove dalla base della crosta fino alla parte esterna del nucleo. A parità di tipo di onda, poi, la velocità di propagazione all’interno dei corpi rocciosi è molto variabile in funzione della densità e delle proprietà elastiche del mezzo: le onde P, ad esempio, viaggiano a velocità che arrivano fino a 14 km/s al di sotto della crosta terrestre (cioè a più di 35 km sotto i continenti, di 6 km sotto gli oceani), con variazioni anche brusche legate alla profondità raggiunta; ma più in superfice, dove si possono incontrare terreni con nette discontinuità o poco compattati, tale velocità può scendere fino a 0,5 km/s. 

In un sismogramma tipico si distinguono tre fondamentali treni o gruppi di onde – le cosiddette fasi – attribuibili, rispettivamente, alle onde P, S ed L. Le varie fasi sono sempre nella sequenza P-S-L, e ci si aspetterebbe che, a una certa distanza dal fuoco esse siano anche ben separate l’una dall’altra. In realtà, i sismogrammi sono sempre un po’ confusi. Ad esempio, il treno delle onde S comincia sempre prima che quello delle onde P sia finito. L’ampiezza delle oscillazioni della fase L rispetto alle altre due, poi, ovvero l’altezza raggiunta dalle sinusoidi L sul sismogramma, dipende fortemente dalla distanza del terremoto. Nei tracciati relativi a eventi locali e di forte intensità, le onde L sono di solito mascherate dalla coda della fase S, perché le oscillazioni associate alle onde L sono normalmente piuttosto piccole. Diversamente, la fase L di solito domina come ampiezza delle oscillazioni sulle fasi P e S nei tracciati dei terremoti poco profondi distanti oltre 600 km.

Le ragioni per cui l’ampiezza sismografica della fase L varia con la distanza sono principalmente due. La prima è che le onde superficiali si indeboliscono con la distanza più lentamente delle onde di profondità. La seconda ragione, che è anche la più importante, è invece un po’ più sottile. I vari tipi di onda, come accennato in una precedente sezione, sono caratterizzati da periodi di oscillazione diversi: il periodo dominante è sugli 0,1-1 secondi per le onde di profondità, e sui 10-100 secondi per le onde superficiali. D’altra parte, la fisica ci insegna che vengono amplificate di più le onde di periodo vicino a quello per cui un sismografo è accordato. Di conseguenza, poiché i sismogrammi dei terremoti molto distanti sono di solito ottenuti con dei cosiddetti “sismografi a lungo periodo”, cioè con degli strumenti accordati su periodi intorno ai 20 secondi, il risultato è che con questi strumenti le onde superficiali vengono amplificate molto più che non le onde di profondità.

Alcuni sismogrammi possono presentare qualche difficoltà di interpretazione per il principiante. Infatti, la presenza o meno delle fasi P ed S sul tracciato di un terremoto dipende dalla sua distanza. Per i sismi che si verificano entro circa 11.000 km dalla stazione di osservazione è possibile rivelare entrambe le fasi P ed S, e ovviamente le L. Oltre gli 11.000 km, le onde del sisma scompaiono quasi completamente (le S sono assenti, le P diventano estremamente deboli), almeno finché le lente onde superficiali L non spuntano, letteralmente, all’orizzonte: siamo nella cosiddetta “zona d’ombra” per le onde P ed S, essendo le prime rifratte, e le seconde assorbite, dalla parte esterna liquida del nucleo terrestre. A distanze più grandi, che vanno da circa 15.500 km fino alla parte opposta del globo, arrivano, sia pure ritardate, alcune onde P che attraversano il nucleo esterno (chiamate anche, in gergo, PKP, o P’) e le solite onde L, ma di nuovo non le onde S, per le quali la zona d’ombra permane, come è illustrato dalla figura qui accanto.

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