UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI FIRENZE
DIPARTIMENTO DI INGEGNERIA CIVILE e AMBIENTALE
Sezione Geotecnica
I Terremoti
Origine, propagazione, ‘misura’
Placche tettoniche
Prof. Ing. Claudia Madiai
prof. ing. Claudia Madiai
Corso di Ingegneria Geotecnica Sismica
I terremoti
¾ I terremoti (dal latino terrae motu) sono vibrazioni del suolo prodotte
dal brusco rilascio di energia meccanica accumulata nel tempo in zone
profonde della crosta terrestre per effetto di complesse dinamiche che
interessano il pianeta e che producono nelle rocce degli stati di sforzo
che aumentano nel tempo
¾ Sotto l’effetto di tali sforzi la roccia si deforma proporzionalmente
all'energia accumulata fino a raggiungere il limite di rottura
¾ A quel punto la massa rocciosa si rompe creando una frattura nella crosta
terrestre (faglia) lungo la quale si verifica un movimento relativo dei due
blocchi di roccia con liberazione di energia che viene in parte dissipata
sotto forma di calore, in parte come lavoro per compiere lo spostamento
ed
d in
i parte
t sii propaga sotto
tt forma
f
di onde
d sismiche
i i h
(teoria del rimbalzo elastico)
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1
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Origine dei terremoti
¾ L’origine dei terremoti viene spiegata ricorrendo alla “Teoria delle
placche” basata sulla constatazione che i terremoti hanno origine in
fasce ristrette e ben definite del globo
¾ Secondo la Teoria delle placche la parte più esterna del globo (litosfera)
è fratturata in grandi pezzi, chiamati placche o zolle
Piccola % dei terremoti annuali nel mondo
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Origine dei terremoti
¾ Le zone di maggiore concentrazione dei terremoti coinciderebbero con i
bordi delle placche
¾ Le zolle litosferiche principali sono 7, con dimensioni di migliaia di km2;
comprendono crosta continentale o oceanica o di entrambi i tipi;
numerose sono le zolle secondarie (anche molto piccole)
4
2
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Teoria della deriva dei continenti
La teoria delle placche nasce dalla teoria della deriva dei continenti
(Alfred Wegener, 1912), basata sull’ipotesi che i continenti attuali si siano
formati per smembramento di un unico supercontinente (Pangea) e
che le dinamiche di separazione
p
siano tuttora in atto
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Teoria della deriva dei continenti
6
3
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Origine dei terremoti
A causa dei moti convettivi all’interno dell’astenosfera, le placche
che compongono la litosfera si spostano orizzontalmente
Zona di
subduzione
Dorsale
Zona di
subduzione
• Litosfera = crosta e parte
superficiale del mantello
• Rigida e discontinua
• Lungo le discontinuità si
generano i terremoti
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Placche
tettoniche
Terra
Uovo
Raggio medio terrestre Rt ≅ 6370 km
S
Spessore
medio
di li
litosfera
f
St ≅ 100 km
k
St/Rt ≅ 1.6%
Raggio medio uovo Ru ≅ 20 mm
Spessore guscio Su ≅ 0.38 mm
Su/Ru ≅ 1.9%
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Origine dei terremoti
Nel movimento, i margini delle placche tendono ad entrare in collisione
(‘margini convergenti’), ad allontanarsi (‘margini divergenti’) o a
scorrere l’uno contro l’altro (‘margini trascorrenti’)
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Origine dei terremoti
¾ Lo spessore delle placche è di circa 70 km sotto gli oceani e circa il
doppio sotto i continenti
¾ In corrispondenza dei margini divergenti il materiale caldo risale
verso la superficie, le placche tendono a espandersi muovendosi come
corpi rigidi e, a causa del diverso peso, alcune di esse tendono a
scorrere le une sotto le altre (‘subduzione’)
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Origine dei terremoti
I terremoti più profondi sono generati in corrispondenza
delle zone di subduzione
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Origine dei terremoti
Le zone di subduzione sono quelle in cui avvengono i
terremoti più violenti e frequenti (es. Giappone)
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Origine dei terremoti
Le placche tettoniche si muovono con una velocità di 1÷10
cm/anno (paragonabile alla velocità di crescita delle unghie delle mani)
1-2
1-3
1-3
4-5
9-10
1-3
7
7
5-7
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Origine dei terremoti
Placche divergenti
¾ si origina nuova crosta terrestre
¾ si generano terremoti superficiali a basso contenuto energetico
Movimento veloce
Movimento lento
(es. African Rift Valley)
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Origine dei terremoti
Placche convergenti
¾ la p
placca p
più densa subduce e dalla collisione si modificano ((o
originano) le catene montuose
¾ si generano terremoti a varie profondità ed elevato contenuto
energetico
Convergenza oceano/continente
Convergenza continente/continente
(es. Rocky Mountains)
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Origine dei terremoti
Placche trascorrenti
¾ Le placche scorrono orizzontalmente l’una
l una contro l’altra
l altra per cui non
si genera né si distrugge crosta terrestre
Faglia trascorrente semplice
(es. Faglia di S. Andrea, California)
Faglia trascorrente ai due lati
di una dorsale
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Origine dei terremoti
¾ Lungo i margini delle placche (non netti, ma costituiti da ampie
fasce, anche centinaia di Km), i movimenti generano sforzi la cui
entità aumenta nel tempo e dipende da molti fattori (pressione,
t
temperatura,
t
ecc.))
¾ Quando gli sforzi superano la resistenza a rottura della roccia
l’energia potenziale precedentemente accumulata si trasforma in
energia cinetica
¾ Il piano di scorrimento è denominato “faglia”
Fratture
secondarie
Area di
scorrimento
Faglia
A
Area della
dislocazione
Superficie con
asperità
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Origine dei terremoti
TIPI DI FAGLIE
African Rift Valley
diretta (o normale)
USGS photographs
Himalayas,
Rocky Mountains
inversa
San Andreas, Calif.,
N. Anatolian
trascorrente
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Faglie e fratture secondarie
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Faglie e fratture secondarie
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Faglie e fratture secondarie
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Faglie e fratture secondarie
Haiti, 2010
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Origine e propagazione delle onde sismiche
¾ Una parte di energia liberata dalla frattura genera delle vibrazioni,
ovvero delle onde elastiche (‘onde sismiche’) che si propagano in
tutte lle di
direzioni
i i fi
fino a raggiungere
i
lla superficie
fi i terrestre
¾ Il punto dove ha
origine la frattura si
chiama ipocentro
¾ Il punto della
superficie terrestre
che si trova sulla
verticale condotta
dall’ipocentro si
chiama epicentro
epicentro
crosta
litosfera
ipocentro
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Origine e propagazione delle onde sismiche
stazione
accelerometrica
Onde sismiche
¾ Onde di volume:
onde
d di
superficie
epicentro
- onde P (Primae)
- onde S (Secundae)
¾ Onde di superficie:
-o
onde
de di
d Rayleigh
ay e g
onde di
volume
ipocentro
- onde di Love
I vari tipi di onde sismiche viaggiano a diverse velocità e
deformano in diverso modo i materiali attraversati
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ampiezza
Scuotimento sismico registrato in una stazione
accelerometrica
rumore
di fondo
onde di volume
onde P
onde di
superficie
rumore
di fondo
onde S
tempo (in secondi)
INIZIO TERREMOTO
FINE TERREMOTO
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Origine e propagazione delle onde sismiche
Onde di
volume
Onde di volume
Onde di superficie
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Fenomeni fisici associati alla propagazione
delle onde sismiche
in corrispondenza delle superfici di contatto stratigrafico si generano onde P ed S
riflesse e rifratte
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Localizzazione dell’epicentro dei terremoti
Il fatto che le onde P e S si propaghino con diversa velocità
viene utilizzato per localizzare l’epicentro di un terremoto
Si ha infatti:
s
Δ
tS =
VP
Δ
VS
(s)
tP =
tS − tP =
Δ
VS
−
Δ=
(km)
⎛ 1
1
= Δ ⎜⎜
−
VP
⎝ VS VP
Δ
⎞
⎟
⎟
⎠
tS − tP
1
1
−
VS VP
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Localizzazione dell’epicentro dei terremoti
Il percorso avviene prevalentemente all’interno di roce dure, dove la
velocità delle onde P e delle onde S non è molto variabile (VP ≅3÷8
km/s; VS ≅2÷5 km/s ); perciò rilevando dal sismogramma il valore
della quantità tP – tS si risale alla distanza epicentrale Δ
La posizione dell’epicentro è sulla circonferenza di raggio pari a Δ con
centro nella stazione di registrazione ⇒ con 3 stazioni è possibile
identificare la posizione dell’epicentro
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‘Misura’ dei terremoti
Con ‘misura’ di un terremoto si intende in senso generale la
misura dell’energia da esso rilasciata
Per la misura di un terremoto si può ricorrere a:
1. Stima indiretta tramite la valutazione qualitativa degli
effetti percepiti dall’uomo e prodotti sull’ambiente
costruito, secondo una determinata scala
parametro di riferimento: Intensità Macrosismica
2. Stima indiretta q
quantitativa attraverso la misura di
parametri desunti da registrazioni strumentali
parametro di riferimento: Magnitudo
3. Valutazione “diretta quantitativa”
parametro di riferimento: Momento Sismico
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‘Misura’ dei terremoti:
Intensità macrosismica
Sintesi della scala MCS
Grado di
Intensità
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Descrizione
Rilevato solo dai
sismometri
Molto lieve
Lieve
Moderato
Abbastanza forte
Forte
Molto forte
Distruttivo
Fortemente distruttivo
Rovinoso
Catastrofico
Completamente
catastrofico
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‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica
Correlazione tra
scale di Intensità
Rossi Forel (RF)
Max
(gradi)
10
Mercalli Cancani Sieberg (MCS)
Mercalli
ll Modificata
df
(
(MM)
)
Medvedev Sponheuer Karnik (MSK)
Japan Meteorological Agency (JMA)
12
12
12
8
Scale di Intensità
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‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica
Esempi di isosisme
Terremoto di
Piancastagnaio, 1920
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‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica
Esempi di isosisme
Terremoto
dell’Irpinia,
1930
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‘Misura’ dei terremoti
Sismoscopio di Ghang Hen (II sec d.C.)
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‘Misura’ dei terremoti
Il funzionamento di un sismografo si basa sul principio di inerzia
(base fissa solidale al suolo, massa mobile dotata di notevole inerzia)
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‘Misura’ dei terremoti
Pendolo sismoscopico “Cecchi” e sismografo a doppio
pendolo (Osservatorio Ximeniano, Firenze)
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‘Misura’ dei terremoti
Sismometro moderno tipo Willmore (H=33 cm)
Sismometro elettromagnetico
o elettrodinamico
((a corto
t periodo):
i d ) una bobina
b bi sii
muove in un campo generato da
un magnete permanente. La forza
inerziale prodotta dal moto del
suolo sposta la massa dalla sua
posizione di equilibrio, e lo
spostamento, o la velocità, della
massa sono convertiti in un
segnale elettrico
Vite di regolazione
e indicatore del
periodo proprio
( lungo
(a
l
periodo):
i d ) la
l forza
f
inerziale è bilanciata da una forza
generata elettricamente in modo
che la massa si muova il meno
possibile. Per osservare la forza
inerziale il movimento deve
essere di entità significativa
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‘Misura’ dei terremoti
Rete sismometrica
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‘Misura’ dei terremoti: Magnitudo locale
Magnitudo locale (M o ML)
¾ Definizione originaria (Richter, 1930):
ML = log A
con A=ampiezza massima delle onde sismiche (in micron) registrata
da un sismografo standard (Wood- Anderson) situato a 100 Km di
distanza dall’epicentro
¾ Dalla definizione risulta:
• ML =0 per un terremoto che produce uno spostamento
massimo di un micron su un sismografo standard posto a
100 km di distanza
• ML è una grandezza continua che non ha limite superiore o
inferiore (si registrano comunemente terremoti con ML<0; il massimo ML
ad oggi osservato è circa 9.5 per il terremoto del Cile, 1960)
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‘Misura’ dei terremoti: Magnitudo locale
Magnitudo locale (M o ML)
¾ L’energia E (in joule) rilasciata da un terremoto, ovvero la sua
potenza
t
di
disruttiva,
tti
può
ò essere correlata
l t alla
ll magnitudo
it d locale
l
l
mediante la relazione (Gutemberg e Richter, 1956):
E = 10 ( 11.8 + 1.5 M )
ne consegue che, essendo E2/E1=101.5(M2-M1) , una differenza di una
unità di magnitudo corrisponde ad una differenza di circa 30 volte in
termini di energia, una differenza di 2 unità di magnitudo corrisponde
ad una differenza di 1000 volte in termini di energia, ecc..
¾ Non disponendo generalmente di uno strumento alla distanza
di 100 Km si pone: ML = log A – log A0
con A =ampiezza massima registrata alla distanza effettiva
dall’epicentro; A0 =ampiezza di riferimento alla stessa distanza per
un evento di magnitudo 0 (calcolato per distanze maggiori e minori di
100 Km e riportato in appositi abachi e tabelle)
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Calcolo della Magnitudo locale
Grafico per la determinazione della Magnitudo locale
TS-TP = 35 s
Ao (300)
OSS:
Ao (100)=
0.001 mm
¾ La Magnitudo locale viene calcolata mediante appositi grafici; non è
pertanto una ‘misura’ in senso stretto
¾ La Magnitudo locale non fa distinzione tra i diversi tipi di onde
¾ È indicata per la ‘misura’ di terremoti piuttosto superficiali registrati
a distanza epicentrale minore di circa 600 km
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Altri tipi di Magnitudo
Magnitudo basata sull’ampiezza delle onde di
volume (mb)
¾ È calcolata a partire dall’ampiezza dei primi cicli di onde P,
mediante la relazione:
mb = logA – logT +0.01Δ+5.9
con A = ampiezza massima (in micron) delle onde P
T = periodo prevalente delle onde P (generalmente ≅1s)
Δ = distanza epicentrale, misurata in gradi (rispetto alla
circonferenza terrestre)
¾ È indicata per la ‘misura’ di terremoti profondi e registrazioni
vicine all’epicentro (le onde P non sono molto influenzate dalla
profondità ipocentrale )
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Altri tipi di Magnitudo
Magnitudo basata sull’ampiezza delle onde di
superficie (MS)
¾ È calcolata a partire dall’ampiezza delle onde superficiali di
Rayleigh mediante la relazione:
MS = logA +1.66 logΔ+2.0
con A= ampiezza massima (in micron) dello spostamento del
terreno
Δ = distanza epicentrale,
epicentrale misurata in gradi (rispetto alla
circonferenza terrestre)
¾ È indicata per la ‘misura’ di terremoti superficiali (profondità
ipocentrale < 70 km), di media e elevata intensità, registrati a
grandi distanze dall’epicentro (oltre 1000 km circa)
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Altri tipi di Magnitudo
Magnitudo momento o Momento sismico (MW)
¾ Le definizioni di ML, mb, MS si basano sull’ampiezza delle onde sismiche
rilevate mediante registrazioni strumentali
¾ Sono grandezze correlate empiricamente all’energia rilasciata, non una
misura dell’energia
¾ In realtà, per terremoti forti, le caratteristiche del moto sismico (e
quindi anche l’ampiezza) diventano meno sensibili alla quantità di
energia rilasciata (fenomeno noto come saturazione che si verifica
intorno a 6÷7 gradi per ML e mb e intorno a 8 per MS)
¾ Per ovviare a questo problema è stata introdotta la magnitudo
momento:
MW= log M0/1.5 - 10.7
con M0 (in dyn⋅cm) = momento sismico = τ⋅A⋅D essendo
τ = resistenza a rottura della roccia in corrispondenza della superficie di faglia;
A=area di faglia interessata dalla rottura; D=spostamento relativo medio delle
superfici di faglia
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Altri tipi di Magnitudo
D=spostamento
relativo medio
Fattori A e D che concorrono al
calcolo del momento sismico
A
A=area della
dislocazione
Confronto tra diversi
tipi di Magnitudo
) l’energia di un terremoto di magnitudo 4 è
paragonabile a quella prodotta
dall’esplosione di 1000 tonnellate di tritolo
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Fenomeni fisici associati alla propagazione
delle onde sismiche
¾ I principali fenomeni che avvengono nel cammino delle onde sismiche dalla
sorgente al sito sono:
1) perdita di energia per:
- radiazione geometrica (geometrical damping)
- rifrazione e riflessione onde sismiche (scattering)
- smorzamento interno dei materiali attraversati (material damping)
2) verticalizzazione del cammino di propagazione
¾ Le
L principali
i i li conseguenze dei
d i suddetti
dd tti fenomeni
f
i sono:
•
in un sottosuolo ideale (rigido e pianeggiante) la severità dello
scuotimento si attenua con la distanza dall’epicentro
•
ad una certa distanza dall’epicentro, il moto sismico (dovuto
prevalentemente alle onde S, che hanno ampiezza maggiore) è
all’incirca orizzontale
47
24
