Il terremoto teoria ed esempi di danni - Prof. Aiello

COSTRUZIONI IN ZONA SISMICA
a.a. 2012-2013
Prof.ssa Maria Antonietta AIELLO
Prof.ssa Marianovella Leone
Ing. Pier Silvio MARSEGLIA
PROGRAMMA DEL CORSO
Concetti
introduttivi
di sismologia.
Cenni di sismologia;Origine dei terremoti; propagazione delle onde sismiche; Scala
Mercalli, Magnitudo locale Ml (Richter), Magnitudo Ms, Momento sismico. Macro e
microzonazione del territorio nazionale. Introduzione alla normativa di riferimento
Dinamica delle
Strutture
L’oscillatore semplice. Oscillazioni libere non smorzate. Oscillazioni libere
smorzate. Oscillazioni forzate armonicamente. Energia dissipata. Rappresentazione
complessa. Isolamento alla base. Risposta ad un’azione periodica. Risposta ad una
forza impulsiva. Risposta ad un’azione non periodica. Risposta ad un impulso unitario
e ad un gradino. Spettri di risposta. Integrale di Duhamel.
Sistemi discreti con più di un grado di libertà : La matrice delle masse e matrice
delle rigidezze. Equazioni del moto. Condensazione statica. Vibrazioni libere non
smorzate. Modi propri di vibrare. Combinazione dei modi di vibrare.
Analisi modale. Sovrapposizione delle risposte modali.Oscillazioni smorzate e forzate.
Matrice di smorzamento. Telaio shear type. Analisi di strutture tridimensionali.
Analisi non lineare: oscillatore elastoplastico.
Azione Sismica
Normativa di riferimento.Definizione dell'azione sismica di progetto. Principi base
della progettazione antisismica. Forme strutturali. Regolarità strutturale. Duttilità,
duttilità richiesta, duttilità disponibile. Gerarchia delle resistenze. Gerarchia
della duttilità. Metodi di analisi lineare e non lineare delle strutture : analisi
statica lineare, analisi modale, analisi pushover, cenni di analisi dinamica non
lineare. Performance-based design, capacity design, stati limite ultimo e di danno.
2
9°
parte
PROGRAMMA DEL CORSO
esercitazioni
CALCOLO DI UN TELAIO A PIU' PIANI -ESERCITAZ. SAP 2000 NL
CALCOLO DI UN TELAIO SPAZIALE MONOPIANO
IMPOSTAZIONE SU SOFTWARE DI STRUTTURE BIDIMENSIONALI E TRIDIMENSIONALI.
Progetto e
verifica di
strutture in
cemento
armato.
Regole generali per la progettazione. Tipologie strutturali e fattore di struttura.
Applicazione del criterio della gerarchia delle resistenze. Progetto e verifica.
Dettagli costruttivi dei controventi, travi, pilastri e nodi trave - pilastro. Modello
dell'implacato (bielle equivalenti-piastra).
SOLUZIONI DI STRUTTURE BIDIMENSIONALI E TRIDIMENSIONALI CON SOFTWARE
Progetto e
verifica di
strutture in
muratura.
Caratteristiche dei materiali ed dei sistemi costruttivi. Tipologie strutturali.
Modelli di calcolo. Normativa di riferimento.
Edifici
esistenti
Miglioramento ed adeguamento sismico, valutazione del comportamento di strutture
danneggiate dal sisma. Tipologie di intervento.
esercitazione sul calcolo e verifica di strutture in muratura.
Isolamento
sismico
Isolamento sismico. Concetti generali e principali apparecchi isolatori/dissipatori e
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di controllo delle vibrazioni.
PROGRAMMA DEL CORSO
Esercitazioni Progettuali
-Progetto di un edificio in c.a.
-Analisi e verifica di un edificio esistente
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BIBLIOGRAFIA DI RIFERIMENTO
TESTI CONSIGLIATI
•G. Muscolino, Dinamica delle Strutture. Mc Graw Hill,
•A. Ghersi, Edifici Antisismici con Struttura intelaiata in cemento armato, CUEN
•L. Petrini, R. Pinho, G.M. Calvi, Criteri di Progettazione antisismica degli Edifici,IUSS PRESS
•E. Cosenza, G. Magliulo, M. Pecce, R. Ramasco,Progetto Antisismico di Edifici in cemento armato, IUSS PRESS
•L. Boscotrcase, F. Piccarretta, Edifici in muratura in zona sismica, Flaccovio Editore
•E. Cosenza, G. Manfredi, G. Monti, Valutazione e riduzione della Vulnerabilità sismica di edifici esistenti in cemento armato,
Polimetrica Editrice
•N. Augenti, Il calcolo sismico degli edifici in muratura, UTET
•T. Pauley, M.J.N. Priestley, Seismic Design of Reinforced Concrete and Masonry Building,John Wiley & Sons, Inc.
•Normativa Tecnica
•Manuale del Software SAP2000
•A. Castellani E. Faccioli. Costruzioni in zona Sisimica. Hoepli
•M. Mezzina, G. Uva, D. Raffaele, G. Marano, Progettazione sismoresistente di edifici in c.a., Città studi edizioni
•Progettazione Sismica di Edifici in calcestruzzo armato, Vol.2, AICAP,Ed. Pubblicemento
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IL TERREMOTO
DALLA LEGGENDA ALLA SCIENZA
Volontà divine
Movimenti e Lotte di animali leggendari che vivono sottoterra
(tartarughe giganti, serpenti alati, elefanti)
Protesta della Terra contro la malvagità umana
XVIII Secolo: lo studio dei terremoti assume carattere scientifico
(Lisbona 1755, Calabria 1783)
1855: Nascita del primo sismografo
1902: Nasce la scala Mercalli
1935: Nasce la scala Richter
XX Secolo: La struttura assume un ruolo nella progettazione antisismica
IL TERREMOTO
(Reggio e Messina, 1908)
La progettazione antisismica si traduce in regole costruttive
Nasce il concetto di isolamento sismico
(Tokyo, 1923)
Si sviluppano i primi metodi analitici per l’analisi
delle strutture in zona sismica
1956
Primo congresso mondiale di Ingegneria Sismica
(San Francisco)
Si introduce lo spettro di risposta
Sviluppo della ricerca sperimentale
Studio del comportamento non lineare delle strutture
in presenza di azioni cicliche
1960-1970
Si pongono le basi teoriche e sperimentali dell’ingegneria sismica
(resistenza e duttilità della struttura, analisi dinamiche, analisi non lineari)
Stima
delleeperdite
annue
Danni
Perdite

In media 10,000 persone muoiono ogni anno a causa di terremoti (dati
UNESCO, 1980)

$10,000,000,000 – danni materiali dei terremoti fra il 1926 e il 1950
(UNESCO, 1980)
1. Shansi, Cina - 830.000 morti - 23 gennaio 1556
2. Sumatra - 283.106 morti - 26 dicembre 2004
3. Tangshan, Cina - 255.000 morti - 27 luglio 1976
4. Aleppo, Siria - 230.000 morti - 9 agosto 1139
5. Damghan, Iran - 200.000 morti - 22 dicembre 856
6. Tsinghai, Cina - 200.000 morti - 22 maggio 1927
7. Gansu, Cina - 200.000 morti - 16 dicembre 1920
8. Ardabil, Iran - 150.000 morti - 23 marzo 823
9. Kanto, Giappone - 143.000 morti - 1 settembre 1923
10. Messina e Reggio Calabria, Italia - 130.000 morti - 28 dicembre 1908
11. Ashgabat, URSS - 110.000 morti - 5 ottobre 1948
12. Chihli, Cina - 100.000 morti - settembre 1290
13. Pakistan - 80.361 morti - 8 ottobre 2005
14. Caucaso - 80.000 morti - novembre 1667
15. Tabriz, Iran - 77.000 morti - 18 novembre 1727
16. Gansu, Cina - 70.000 morti - 25 dicembre 1932
17. Lisbona, Portogallo - 70.000 morti - 1 novembre 1755
18. Perù - 66.000 morti - 31 maggio 1970
19. Quetta, Pakistan - tra 30.000 e 60.000 morti - 30 maggio 1935
20. Sicilia, Italia - 60.000 morti - 11 gennaio 1963
8
FRIULI -1976
Magnitudo=6.5
Numero Vittime=1000
9
IRPINIA -1980
Magnitudo=7.2
Numero Vittime=2800
Sant’Angelo dei Lombardi:
il crollo dell’ospedale
Avellino
10
UMBRIA-MARCHE -1997
Magnitudo=6.2
Numero Vittime=11
Basilica di Assisi
11
ABRUZZO -2009
Magnitudo=6.3
Numero Vittime=308
12
CILE – 27 Febbraio 2010
Magnitudo=8.8
Numero Vittime=452
13
INDONESIA - 2010
Magnitudo= 7.7
Numero vittime= 222.517
14
Giappone- 11 Marzo 2011
Magnitudo= 9.0
Numero vittime= 15550
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Emilia Romagna- 20 -29 Maggio 2012
Magnitudo= 5.9-5.8
Numero vittime= 27
L’accelerazione massima
registrata è stata di 0.30g ,
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SISMOGENESI
Per comprendere l'origine dei fenomeni sismici è utile richiamare schematicamente
la costituzione interna della terra.
• La parte più esterna (crosta) è relativamente rigida ed ha uno spessore variabile da
un minimo di 5 km, sotto gli oceani, a un massimo di 40-50 km sotto i continenti.
•La porzione sottostante (mantello) è meno rigida giacché al suo interno avviene una
transizione graduale verso un comportamento di tipo plastico del materiale a causa
dell'aumento di temperatura e pressione.
• La zona più interna (nucleo) si divide in due parti, il nucleo interno e il nucleo
esterno, ed è caratterizzata dalla presenza di materiali pesanti (ferro, nichel) allo
stato fluido.
LA TERRA
17
SISMOGENESI
Il guscio esterno più rigido (di circa 80 km), comprendente la crosta
e il mantello superiore, viene chiamato litosfera, la regione
sottostante
è
chiamata
astenosfera
(asthenes=debole)
considerevolmente meno rigida e di alcune centinaia di km di
spessore.
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SISMOGENESI
La teoria della tettonica a zolle ( o a placche) fornisce il principale quadro di riferimento
per interpretare i fenomeni sismici. Secondo questa teoria, la rigida litosfera (crosta terrestre +
parte più esterna del mantello) è suddivisa in grandi placche che ‘navigano’ su uno strato più
viscoso (astenosfera).
Si distinguono 6 grandi placche principali: l’Eurasia, il Pacifico, l’Africa, le Americhe, l’Antartide,
l’India. Si possono individuare poi delle placche secondarie: Caraibi, Arabia, Filippine, Somalia,
….., e poi ciascuna di queste si può suddividere in placche più piccole ancora. Le zolle attuali
sono relativamente recenti e si muovono le une rispetto alle altre con spostamenti relativi
compresi all'incirca tra 1 cm/anno e 10 cm/anno.
19
SISMOGENESI
20
DISTRIBUZIONE DELL’ATTIVITA’ SISMICA
Se si riporta sulla carta geografica un puntino per ciascun epicentro si scopre che i terremoti sono
concentrati lungo contorni ben delineati: i confini delle placche.
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SISMOGENESI
La litosfera è, dunque, come un grande mosaico costituito da enormi
tessere: le PLACCHE
La principale caratteristica della LITOSFERA è quella di essere “fredda”, cioè la sua temperatura è ben
al di sotto della temperatura di fusione delle rocce che la costituiscono. A tale caratteristica si associa il
comportamento FRAGILE e quindi la propensione a fratturarsi.
L’ ASTENOSFERA è a temperatura e pressione più elevate, per cui presenta un comportamento di tipo
DUTTILE.
A causa del calore che naturalmente si produce nella Terra, i materiali che si trovano in profondità si
dilatano e si alleggeriscono, spostandosi verso l’alto.
Si generano dei moti convettivi nell’astenosfera che tendono a portare il materiale astenosferico in
superficie. In corrispondenza delle dorsali il materiale astenosferico fuoriesce e successivamente si
raffredda andando ad aggiungere nuovo materiale alla Litosfera.
D’altra parte il materiale dalla litosfera viene assorbito dall’Astenosfera in corrispondenza delle fosse,
perdendo le sue caratteristiche di fragilità. Tale fenomeno di sprofondamento o subduzione avviene
nel contatto fra la crosta oceanica e la zolla continentale adiacente o fra due zolle oceaniche. La
convergenza fra de zolle continentali non comporta subduzione, per cui la “collisione fra due zolle
continentali porta ad un ripiegamento della crosta che viene spinta verso l’alto.
Es: l’Himalaya è nata dalla “collisione” fra due zolle continentali.
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SISMOGENESI
Margini Conservativi (faglie trasformi o trascorrenti)
La crosta non viene né creata né distrutta poiché le faglie scorrono lateralmente l’una accanto
all’altra.
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SISMOGENESI
Margini Divergenti (Costruttivi)
Si genera nuova crosta lungo il confine, dove le due placche tendono ad allontanarsi.
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SISMOGENESI
Margini Convergenti
Le zolle si avvicinano l’una all’altra ed entrano in collisione. Se trattasi di una zolla
oceanica ad una continentale si ha la subduzione della prima; se trattasi di due zolle
oceaniche si ha la subduzione di una delle due.
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SISMOGENESI
Fase di preparazione (instabile):
i movimenti relativi nella Litosfera
conducono all’accumulo di energia di deformazione
Fase di stabilità :
Si verificano elevati spostamenti
sino ad una nuova condizione di equilibrio
Fase di rottura :
Nella zone più deboli (faglie) della Litosfera
viene superata la resistenza e si verifica la frattura.
L’energia di deformazione si trasforma in calore ed
energia cinetica.
ELASTIC REBOUND
TIPI DI FAGLIE
Una faglia è la materializzazione della superficie lungo cui avviene la rottura della
roccia. A seconda del tipo di movimento relativo delle porzioni di roccia, le faglie
prendono differenti nomi.
Faglia Trasforme
I due blocchi ai lati della faglia
scorrono orizzontalmente l’uno
rispetto all’altro
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Faglia Normale (o diretta o tensionale)
Faglia Inversa (o compressiva)
tetto
letto
letto
tetto
Tetto ribassato rispetto al letto
Tetto rialzato rispetto al letto
Tetto: blocco roccioso al di sopra del piano di faglia
Letto o muro: blocco roccioso al di sotto del piano di falda
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SCOSSE DI ASSESTAMENTO
L’accumulo di energia di deformazione non è uniforme, per cui raggiunta la
tensione di rottura in alcune zone, lo sforzo in esse si riduce notevolmente.
Nelle zone adiacenti lo stesso può aumentare per effetto della ridistribuzione;
ciò può condurre al verificarsi di ulteriori fratture. Gli effetti di queste fratture
sono noti come scosse di assestamento.
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TERMINOLOGIA
IPOCENTRO: Punto da cui ha inizio la frattura e da cui vengono emesse le prime onde
sismiche
EPICENTRO: Punto sulla superficie terrestre sulla verticale passante per l’ipocentro
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TERREMOTI
-In base alla profondità focale si distinguono:
-I terremoti crostali (fino a circa 60 km)
-I terremoti intermedi (da 60 a 150-200 km)
-I terremoti profondi (fino a circa 600 km).
I primi sono i più numerosi e, a causa della vicinanza alla superficie
terrestre, quelli normalmente responsabili di distruzioni all'ambiente
umano.
A profondità maggiori di 650 km non si registrano eventi sismici, in
quanto in materiali a comportamento prevalentemente plastico non
possono più verificarsi fenomeni di frattura.
incendi, tsunami, dissesti
dovuti alla liquefazione del terreno
Ai terremoti possono associarsi danni indiretti quali
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TERREMOTI: EVENTI CORRELATI
San Francisco (1906): l’incendio fece più danni del
terremoto
Taiwan
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TERREMOTI: EVENTI CORRELATI
Alla subduzione di una placca oceanica corrisponde una reazione opposta della placca continentale. Tale
spostamento trasmette un impulso all’acqua che si innalza (cresta) in corrispondenza dell’innalzamento
della crosta e si abbassa (ventre) in corrispondenza dell’abbassamento della crosta. La cresta e il ventre
costituiscono l’onda di maremoto
Tale onda si propaga con piccole altezze in mare aperto mentre aumenta In prossimità della crosta,
raggiungendo anche i 20 m.
Indonesia (ottobre 2010): un muro d’acqua alto tre metri ha spazzato via interi villaggi.
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TERREMOTI: EVENTI CORRELATI
La liquefazione del terreno comporta elevati slittamenti o anche la perdita di capacità
portante del terreno
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EVENTO SISMICO
Il bilancio energetico di un evento sismico:
ES  EE  EH  ED
EE= Energia sotto forma di onde elastiche,
che produce il moto del suolo avvertito dall’uomo
EH= Calore
ED= Energia di deformazione, spesa per spostare le zolle
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LE ONDE SISMICHE
L’energia liberata dal sisma si propaga sotto forma di onde:
Esistono diversi tipi di onda che si propagano con diversa velocità ed hanno un diverso
contenuto energetico.
ONDE DI VOLUME (o di massa)
Si propagano ad elevata velocità ed interessano l’intero volume terrestre.
Esse possono trasmettersi in qualsiasi punto di un mezzo materiale
indipendentemente dalle sue proprietà geometriche.
ONDE DI SUPERFICIE
Si propagano solo in superficie ed hanno un elevato contenuto energetico.
Esse possono essere assimilate alle onde che perturbano la superficie libera
di una massa d’acqua, la cui ampiezza decresce con la profondità.
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LE ONDE SISMICHE
Onde di Volume- Onde P (Primae o di pressione)
L’elemento di volume subisce successive compressioni e rarefazioni mantenendo
inalterata la propria forma.
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LE ONDE SISMICHE
Onde di Volume- Onde P (Primae)
E (1  )
vp 
 (1  )(1  2 )
Dipende dal modulo di Elasticità normale
e dalla densità
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LE ONDE SISMICHE
Onde di Volume- Onde S (Secundae o di taglio)
L’elemento subisce distorsioni mantenendo inalterato il proprio volume..
Non si propagano all’interno di mezzi fluidi
La velocità dipende dal modulo di taglio, G
LE ONDE SISMICHE
Onde di Volume- Onde S (Secundae)
G
vs 

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Rappresentazione grafica
delle deformazioni
generate dal passaggio dei
diversi tipi di onde
elastiche propagantisi
nella stessa direzione:
onda di superficie, tipo
Love; onda di superficie,
tipo Rayleigh.
ONDA di LOVE: si propagano in un piano orizzontale parallelo alla superficie terrestre,
normale alla direzione di oscillazione delle onde.
ONDA di RAYLEIGH: Il moto avviene secondo traiettorie ellittiche su un piano verticale
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CENNI DI SISMOMETRIA
Un terremoto viene registrato attraverso un sismometro che consiste essenzialmente in un pendolo ed un
apparato di registrazione. Il passaggio dell’onda sismica provoca il movimento del supporto del pendolo.
Il sismometro consente di ottenere
un
sismogramma
variazione
nel
che
dà
tempo
la
di
Accelerazione/Velocità/spostamento
In realtà quando l’obiettivo è la
misurazione
del’accelerazione
si
parla di accelerometro; l’output in
questo caso è un accelerogramma
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ESEMPI DI REGISTRAZIONI
Sono diversi il PGA, il contenuto in frequenza e la durata
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Nonostante gli strumenti di tipo analogico siano stati tecnicamente superati dagli strumenti
digitali, la loro presenza in reti accelerometriche è ancora molto diffusa in tutto il mondo
Il DPC (Dipartimento della Protezione Civile)
gestisce la Rete Accelerometrica Nazionale
(RAN). La RAN è costituita da 388 strumenti, di
cui 119 analogici e 269 digitali.
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DETERMINAZIONE DELL’EPICENTRO
I parametri fondamentali nell'analisi del segnale sismico sono:
1) il tempo di arrivo delle onde P e il primo impulso;
2) il tempo di arrivo di onde successive (es S);
3) l'ampiezza massima della traccia
4) Il contenuto in frequenza;
5) la durata della traccia sismica.
Il tempo di arrivo delle onde P e S viene utilizzato per la localizzazione del terremoto
Se in una registrazione sono leggibili sia il tempo delle onde P che delle onde S, si possono usare gli
intervalli di tempo S-P per avere una stima della distanza epicentrale dalla stazione:
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DETERMINAZIONE DELL’EPICENTRO
Noti i tempi di arrivo delle onde P e S e stimate vP e vS è possibile ricavare la posizione dell’epicentro
to è il tempo iniziale.
Si determina il valore di “d” in tre osservatori: d 1, d2, d3
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DETERMINAZIONE DELL’EPICENTRO
Si tracciano tre circonferenze con centro nell’osservatorio e raggio “d”, l’intersezione delle tre circonferenze
individua l’epicentro.
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CURIOSITA’
Il primo sismografo costruito in metallo, funzionante ad acqua. Alto più di 1 metro; le
vibrazioni del terreno provocavano la caduta delle perle d’oro in bocca ai draghi dentro
la bocca delle rane che emettevano un suono percepibile fino a 500 metri.
Sismografo di Zhang Heng
132 d.C
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LA PERCEZIONE DEI SEGNALI SISMICI
I segnali sismici sono dell'ordine di qualche Hz (oscillazioni/secondo) e pertanto al di sotto
della soglia di percezione dell'orecchio umano che arriva a percepire i toni "bassi" fino ad un
minimo di 30-50 Hz.
Alcuni segnali subsonici sono percepiti per esempio da alcuni animali come cani gatti e galline,
animali da cortile che spesso si agitano nei primi istanti che precedono l'arrivo di un sisma
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Misura dell’Intensità di un TerremotoIntensità Macrosismica
Gli effetti di un terremoto sono stati inizialmente valutati sulla base della percezione umana e degli effetti
sui manufatti. La prima scala degli effetti di un terremoto fu realizzata all’inizio del secolo scorso da
Giuseppe Mercalli, all’indomani del terremoto di Messina (1908) . Vale la pena di notare che si può
parlare di Intensità di un terremoto solo in relazione alla presenza umana o di manufatti. Ad esempio
non ha senso parlare di intensità per un terremoto che avviene in mare. La scala MERCALLI è pertanto
una scala di intensità di tipo empirico. In Europa attualmente è in uso la scala Mercalli Cancani Sieberg:
Scala Mercalli Cancani Sieberg (MCS)
I Grado
Impercettibile: rilevato soltanto da sismografi.
II Grado
Molto leggero: recepito soltanto da rari soggetti nervosi oppure estremamente sensibili se in perfetta quiete e quasi sempre nei piani superiori
dei caseggiati.
III Grado
Leggero: anche in zone densamente abitate viene percepito come tremolio soltanto da una piccola parte degli abitanti nell’interno delle case,
come nel caso del passaggio di un’automobile a velocità elevata, da alcuni viene riconosciuto quale fenomeno sismico soltanto dopo averne
ragionato.
IV Grado
Moderato: delle persone che si trovano all’esterno degli abitati ben poche percepiscono il terremoto. All’interno viene identificato da molte,
ma non da tutte le persone in seguito al tremore, oppure a oscillazioni leggere di mobili. Cristallerie e vasellame, posti a breve distanza, urtano
come al passaggio di un pesante autocarro su pavimentazione irregolare. Finestre tintinnano, porte, travi e assi scricchiolano, cricchiano i
soffitti. In recipienti aperti, i liquidi vengono leggermente mossi. Si ha la sensazione che in casa un oggetto pesante (un sacco o un mobile) si
rovesci, oppure di oscillare con tutta la sedia o il letto come su una nave con mare mosso. In generale questi movimenti non provocano paura a
meno che le persone non si siano innervosite o spaventate a causa di terremoti precedenti. In rari casi i dormienti si svegliano.
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V Grado
Abbastanza forte: perfino nel pieno delle attività giornaliere, il sisma viene percepito da numerose persone sulle strade e se sensibili
anche in campo aperto. Nell’appartamento si avverte in seguito allo scuotere dell’intero edificio. Piante e rami deboli di cespugli ed
alberi si muovono con evidenza., come se ci fosse un vento moderato. Oggetti pendenti entrano in oscillazione, per esempio: tendaggi,
semafori e lampadari non troppo pesanti; campanelli suonano, orologi a pendolo si fermano od oscillano con maggior periodo,
dipendentemente dalla direzione della scossa se perpendicolare o normale al moto di oscillazione; a volte orologi a pendolo fermi
possono rifunzionare; molle dell’orologio risuonano; la luce elettrica guizza o cade in seguito a movimenti della linea; quadri urtano
battendo contro le pareti oppure si spostano; vengono versate piccole quantità liquide da recipienti colmi aperti; ninnoli ed oggetti del
genere si possono rovesciare, oppure oggetti addossati alle pareti, arredi leggeri possono essere spostati di poco; mobili rintronano;
porte ed imposte sbattono; i vetri delle finestre si infrangono. Quasi tutti i dormienti si svegliano. Sporadici gruppi di persone fuggono
all’aperto
VI Grado
Forte: il terremoto viene notato da tutti con paura, molti fuggono all’aperto, alcuni hanno la sensazione d’instabilità. Liquidi si muovono
fortemente; quadri, libri e cose simili cadono dalle pareti e dagli scaffali; porcellane si frantumano; suppellettili assai stabili, perfino
isolati pezzi di arredo vengono spostati se non rovesciati; campane minori in cappelle e chiese, orologi di campanili battono. Case
isolate solidamente costruite subiscono danni leggeri; spaccature all’intonaco, caduta del rinzaffo di soffitti e di pareti. Danni più forti,
ma non ancora perniciosi, si hanno sugli edifici mal costruiti. Qualche tegola o pietra di camino cade.
VII Grado
Molto forte: lesioni notevoli vengono provocate ad oggetti di arredamento anche di grande peso, rovesciandoli e frantumandoli. Grandi
campane rintoccano. Corsi d’acqua, stagni e laghi si agitano e intorbidiscono a causa della melma smossa. Qua e là, consolidamenti
delle sponde di sabbia e ghiaia scompaiono. Variazione del livello dell’acqua nelle fontane. Danni moderati a numerosi edifici di forte
struttura: piccole spaccature nei muri, cadono toppe piuttosto grandi dell’incalcinatura e dello stucco, a volte mattoni; le case vengono
scoperchiate. Molti fumaioli vengono lesi da incrinature, da caduta di tegole, da fuoriuscita di pietre; camini già rovinati si rovesciano
sopra il tetto danneggiandolo. Da torri e costruzioni alte cadono decorazioni mal fissate. Quando la casa è a pareti intelaiate, i danni
all’incalcinatura e all’intelaiatura sono più gravi. Case mal costruite oppure riattate a volte crollano.
VIII Grado
Rovinoso: interi tronchi d’albero pendono inanimi o perfino si staccano. Anche i mobili più pesanti vengono spostati e a volte
rovesciati. Statue, pietre miliari in chiese, in cimiteri e parchi pubblici ruotano sul proprio piedistallo oppure si rovesciano. Solidi muri di
cinta in pietra sono aperti ed atterrati. Un quarto circa delle case è gravemente leso; alcune crollano; molte divengono inabitabili. Negli
edifici ad intelaiatura gran parte delle intelaiature cadono. Case in legno vengono schiacciate e rovesciate. Si sente spesso che
campanili di chiese e di fabbriche dopo la loro caduta provocano a edifici vicini spesso lesioni più gravi di quanto non avrebbe fatto da
solo il terremoto. In pendii e terreni acquitrinosi si formano crepe. Dalle paludi si ha l’espulsione di sabbia e melma.
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IX Grado
Distruttivo: circa la metà delle case in pietra sono distrutte; parecchie crollano; la maggior parte diviene inabitabile. Case ad intelaiatura
sono divelte dalle proprie fondamenta, e crollano; travi strappate dipendentemente dalle circostanze contribuiscono assai alla rovina.
X Grado
Completamente distruttivo: gravissima distruzione di circa 3/4 degli edifici, la maggior parte crolla. Perfino costruzioni solide di legno e
ponti subiscono gravi lesioni, alcuni vengono distrutti. Argini e dighe ecc. sono danneggiati notevolmente, binari leggermente piegati e
tubature (gas, acqua e scarichi) vengono troncate rotte e schiacciate. Nelle strade lastricate e asfaltate si formano crepe e per pressione
sporgono larghe pieghe ondose. In terre meno dense e più umide si creano spaccature fino alla larghezza di più decimetri; si notano
parallelamente ai corsi d’acqua crepature che raggiungono larghezze fino ad un metro. Non soltanto scivolano pezzi di terra dai pendii,
ma interi macigni rotolano a valle. Grossi massi si staccano dagli argini dei fiumi e di coste scoscese, riviere basse subiscono
spostamenti di masse sabbiose e fangose, per cui il livello del terreno viene notevolmente variato. Varia di frequente il livello dell’acqua
nelle fontane. Da fiumi, canali e laghi ecc. le acque vengono gettate contro le sponde.
XI Grado
Catastrofico: crollo di tutti gli edifici in muratura, soltanto costruzioni e capanne di legno ad incastro di grande elasticità ancora reggono.
Anche i più grandi e i più sicuri ponti crollano a causa della caduta di pilastri in pietra o del cedimento di quelli in ferro. Binari si piegano
fortemente e si spezzano. Tubature vengono spaccate e lese in modo irrimediabile. Nel terreno si manifestano vari mutamenti di
notevole estensione, dipendentemente dalla natura del suolo: grandi crepe e spaccature si aprono; e soprattutto in terreni morbidi e
acquitrinosi il dissesto è considerevole sia orizzontalmente che verticalmente. Ne segue il trabocco di sabbia e melma con le diverse
manifestazioni. Sfaldamento di terreni e caduta di massi sono frequenti.
XII Grado
Grandemente catastrofico: non regge alcuna opera d’uomo. Lo scombussolio del paesaggio assume aspetti grandiosi. Flussi d’acqua
sotterranei in superficie subiscono i mutamenti più vari: si formano cascate, laghi scompaiono, fiumi deviano
Le isosisme congiungono i punti del territorio dove gli effetti del sisma
sono paragonabili
52
Misura dell’Intensità di un Terremoto
Con il diffondersi delle stazioni sismiche nei primi decenni del secolo XX, si è gradualmente posto il
problema di misurare i terremoti con una scala "assoluta" di tipo strumentale, dunque più sicura e
precisa della scala Mercalli. Il passo decisivo in questa direzione fu compiuto nei primi anni '30 da
C.F. Richter, presso il California Institute of Technology di Pasadena.
La Scale Richter è basata sulla misura della Magnitudo (M), correlata all’energia
rilasciata durante un terremoto nella porzione di crosta dove lo stesso è generato.
Richter e Gutemberg nel 1935 per definire la Magnitudo utilizzarono l’ampiezza
delle onde registrate da un sismografo standard ( Wood Anderson-WA).
Il valore di Magnitudo zero fu definito come quello corrispondente ad un terremoto
che a distanza di 100 km dall’epicentro fa registrare un’ampiezza massima di 0.001
mm.
L’aumento di un’unità nella scala di Magnitudo si fece corrispondere ad un aumento
di 10 volte dell’ampiezza massima registrata rispetto al valore immediatamente
precedente (es:passando da M=4 a M=7 l’ampiezza massima aumenta di 1000 volte)
La scala Richter dovendo descrivere terremoti di piccola e grande intensità con un
numero ragionevole di valori è stata espressa in scala logaritmica.
53
Magnitudo
Wadati & Richter (1930)
 A
M  log   f , h   Cs  Cr
T 
Da misure effettuate dallo strumento standard per eventi diversi, al variare della distanza epicentrale,
si ottengono fondamentalmente curve parallele (in terrmini di ampiezza massima espressa come
logaritmo in base 10), cioè la differenza fra le curve risulta indipendente dalla distanza. Ciò consente di
superare la limitazione di dover effettuare la misura a distanza di 100 km dall’epicentro.
54
Magnitudo Locale o Richter
Noto il valore di log Ao, al variare della distanza epicentrale, la Magnitudo è espressa come:
M = ML = log A - log A0
A = ampiezza di picco, in mm, della traccia registrata da un WA ad una data distanza;
A0 = ampiezza corrispondente del terremoto "zero" alla stessa distanza.
Per distanze fra 0 e 600 km, Richter propose la seguente espressione di log Ao:
log Ao  a log( R / 100)  b( R  100)
R = distanza epicenrale in Km;
a,b = coefficienti empirici
55
Magnitudo Locale o Richter
Con particolare riferimento alla California meridionale, Richter definì la seguente espressione di
Magnitudo:
M (M L )  log A  3 log( 8t (s))  2.92
Pertanto la Magnitudo di un evento sismico può essere determinata noti i tempi intercorsi fra la
registrazione dell onde P e quella delle onde S, e l’ampiezza massima dell’oscillazione registrata.
56
Magnitudo Locale o Richter
La principale limitazione di tale misura è legata all’uso dello
strumento standard (WA) non adatto a registrare oscillazioni di lungo
periodo generate dai grandi terremoti, ciò comporta problemi
soprattutto per M>7.
Per superare le limitazioni di tale misura di Magnitudo sono state
introdotte altre scale, basate su picchi di ampiezza registrati in
campi di frequenza diversi, valide soprattutto per elevate distanze
epicentrali e per profondità della sorgente elevate.
Inoltre, per terremoti più deboli di quello campione la Magnitudo
risulta negativa; tuttavia ciò è di scarso interesse in quanto i terremoti
percepiti dall’uomo hanno Magnitudo superiore a 2.
57
Magnitudo di Superficie- MS
Per estendere la scala di magnitudo a terremoti distanti, o "telesismi" (distanza D > 2000 km)
a partire dal 1936 Gutenberg e Richter introdussero l’uso dell’ampiezza di onde di superficie di
periodo T = 20 sec.
La scala Ms è applicabile per terremoti di profondità "normale" (< 50 km); gli eventi più profondi
generano onde superficiali molto ridotte in ampiezza, e per misurare la magnitudo conviene quindi
usare le onde di volume (P o S).
Ms = log (A/T) + 1.66 log D + 3.3, con 20°<D<160°
D è espressa in gradi: un grado corrisponde a circa 111 Km.
Magnitudo delle Onde di Profondità, Mb
Si è pertanto introdotta un’altra scala di magnitudo, denominata Mb, ricavata dal picco di ampiezza
delle onde di volume (P o S) a corto periodo.
Questa scala è conveniente per le distanze comprese fra 600 e 2000 chilometri. Il periodo T in
corrispondenza del quale la magnitudo viene di solito determinata è di 1-3 secondi. Una sua formula
semplificata è:
mb = log (A/T) + 0.01 D + 5.9 25°<D<90°
58
Magnitudo di Momento - Mw
Si basa sul parametro sismologico Momento Sismico, esso rappresenta il prodotto tra la Superficie
della faglia, la dislocazione e la resistenza della roccia, per cui è connesso all’energia liberata durante
un evento sismico:
Mw=µ uA
µ = costante di Lamé, ovvero è il modulo di taglio delle rocce crostali in cui avviene la frattura
sismica su una faglia,
u = il valore medio dello spostamento relativo sulla superficie di frattura
A = l’area di tale superficie.
59
Momento
Sismico
M0  AD
µ = modulo di rigidità (32 GPa nella crosta, 75 GPa
nel mantello)
A = area di frattura
D = dislocazione media
Sussiste una relazione tra la scala di magnitudo-momento MW e le altre scale:
MW = ML per MW ≤ 6.2 ed MW = MS per 6.2 ≤ Mw ≤ 8.0.
60
Magnitudo ed Energia
La Magnitudo di un terremoto è correlata all’energia sismica rilasciata. Calcoliamo l’energia
considerando la risposta di una particella a un campo sismico transiente. Al passaggio dell’onda,
la particella, che ha una sua energia potenziale, acquisterà velocità e quindi energia cinetica. La
somma delle energie cinetica e potenziale integrata sul tempo è l’energia totale.
Gutenberg e Richter hanno trovato le seguenti relazioni empiriche:
logE  5.8  2.4mb
logE  11.8  1.5MS
Un incremento di un’unità della Magnitudo comporta un incremento di 32 volte l’energia
rilasciata.
61
SCALA RICHTER -
1935
Magnitudo: unità di misura dell’ampiezza delle onde sismiche
pregio : permette di determinare la quantità di energia liberata
MAGNITUDO
QUANTITA’
TRITOLO
EQUIVALENTE
MERCALLI
1,0
20 Kg
0°
2,0
625 Kg
I°
3,0
20 tonn.
II°
3,5
110 tonn.
III°
4,0
625 tonn.
IV°
4,5
3500 tonn.
V°
5,0
20000 tonn.
VI°
5,5
110000 tonn.
VII°
6,0
625000 tonn.
VIII°
6,5
3.500.000 tonn.
IX°
7,5
20.000.000 tonn.
X°
8,0
10 miliardi tonn.
XI°
9,0
625 miliardi tonn.
XII°
Leggi di attenuazione
Per risalire all’intensità del terremoto a diverse distanze dall’epicentro si usano espressioni empiriche,
dette leggi di attenuazione, che descrivono in forma semplificata, come il moto del suolo si attenua in
ampiezza al crescere della distanza dalla sorgente sismica. Esse impiegano una unica grandezza per
descrivere l’intensità del terremoto alla sorgente (la magnitudo), ed una unica grandezza per mettere in
conto gli effetti legati alla propagazione delle onde sismiche dalla sorgente al sito (una misura della
distanza). Inoltre si mette in conto la categoria del suolo (es tramite VS) e anche il meccanismo di faglia
che ha generato il terremoto.
Un’espressione recente è quella di Ambraseys (2005), relativa all’accelerazione massima orizzontale e
ricavata sull’osservazione di circa 600 terremoti europei:
log amax = 2.522-0.142 MW + (-3.184+0.314MW)log d+ 0.137SS+ 0.056SA -0.084 FN+0.062 FT-0.044Fo
d
r
2
 7.6
2

1/ 2
amax = accelerazione orizzontale di picco del suolo (massimo nelle due direzioni ortogonali)
r= distanza epicentrale in Km
SA e SS dipendono dalle caratteristiche del suolo
SA ed SS = indicatori delle caratteristiche del profilo del terreno in sito, sulla base di classi di valori
della velocità media VS (=b) di propagazione delle onde trasversali entro 30 m dalla superficie. Più
precisamente, si assume:
SA = 0, SS = 0 per roccia o materiale molto rigido (VS > 750 m/s)
SA = 1, SS = 0 per profilo di terreno rigido (VS = 360–750 m/s)
SA = 0, SS = 1 per profilo di terreno soffice (VS = 180–360 m/s)
SA = 1, SS = 1 per profilo di terreno molto deformabile (VS < 180 m/s).
63
Leggi di attenuazione
log amax = 2.522-0.142 MW + (-3.184+0.314MW)log d+ 0.137SS+ 0.056SA -0.084 FN+0.062 FT-0.044Fo
d
r
2
 7.6
2

1/ 2
FN , FT , Fo: indicatori del meccanismo di faglia. Più precisamente, si assume:
FN= 1 per terremoti generati da faglie normali, altrimenti uguale a zero
FT= 1 per terremoti generati da faglie inverse altrimenti uguale a zero
Fo = 0, per terremoti generati da faglie con meccanismo sconosciuto altrimenti uguale a zero
Una legge di attenuazione derivante dalla sola osservazione di terremoti italiani è quella di Sabetta e
Pugliese (1996)
log amax =-1.562 +0.306M-log (r2+5.82) l1/2+ 0.169S
S = 0 per siti rigidi o depositi alluvionali profondi (H>20m)
S= 1 per depositi superficiali (5m<H<20m)
M assimilabile ad MW
Le precedenti relazioni sono utili per definire la mappa di pericolosità
sismica, su cui si basa la zonazione nazionale.
64
Confronto tra le relazioni di attenuazione su siti rocciosi per l’accelerazione orizzontale di picco,
agmax, di Ambraseys et. al. (2005) per i dati europei, a tratto spesso, e quella di Sabetta e Pugliese
(1996) per i dati italiani.
65
Zonazione sismogenetica
La zonazione sismica ha per scopo la determinazione della pericolosità di un sito specifico (o di una
regione estesa), cioè della severità dei terremoti attesi nel sito.
La macrozonazione
considera innanzitutto la sismicità regionale e deriva da questa la descrizione dello scuotimento del
suolo facendo riferimento a condizioni standard di suolo rigido, idealmente costituito da substrato
roccioso affiorante. Così le norme sismiche, ed in particolare l’Eurocodice 8 (a cui si sono ispirate le
norme italiane), presuppongono che sia disponibile per il territorio nazionale di applicazione una
carta di zonazione sismica, in cui si rappresenta la severità dei terremoti attesi (o pericolosità di
riferimento) con i valori del parametro ag, accelerazione di picco su suolo roccioso o comunque rigido
aventi un fissato periodo di ritorno.
La microzonazione
si rivolge ad un territorio di limitata estensione (un comune) ed ha per scopo primario di valutare le
modificazioni apportate allo scuotimento dalle condizioni geologico-geotecniche e dalle irregolarità
topografiche, locali. Rientrano tradizionalmente nelle problematiche della microzonazione anche il
trattamento degli effetti di sorgenti sismiche prossime al sito e i cosiddetti effetti “indotti” dello
scuotimento del suolo, quali l’instabilità dei versanti, i fenomeni di liquefazione dei terreni).
66
Zonazione sismogenetica
Zonazione sismogenetica :
Si identificano e caratterizzano le aree
sorgenti (faglie) nella regione considerata.
67
Mappa di pericolosità sismica
Per definire il livello di sismicità
caratteristico di ciascuna area sorgente
si procede a un’analisi statistica degli
eventi del passato. Nella stima del
tasso di occorrenza per ogni classe di
magnitudo degli eventi, occorre anche
valutare quale è l’intervallo temporale
in cui tale classe risulta completa. Le
leggi di attenuazione con la distanza
dalla
sorgente
dei
parametri
sismologici scelti quali indicatori del
livello
di
scuotimento
(intensità,
accelerazione orizzontale di picco PGA-,
etc.)
sono
prese
dalla
letteratura.
In figura è mostrata la mappa della
pericolosità del territorio italiano, come
mappa dell’intensità macrosismica che
ha una probabilità del 90% di non
essere superata in un periodo di 50
anni, ovvero che ha un periodo di
ritorno di 475 anni.
Il Rischio Sismico
R=V*E*P
V = Vulnerabilità:è la probabilità che un bene, una categoria di beni
presenti in un sito subiscano un certo livello di danno per effetto di
un certo livello di scuotimento.
E = Esposizione: è una misura della qualità e consistenza di beni e/o
persone che possono essere danneggiate dall’evento sismico.
P = Pericolosità sismica o Hazard: è la probabilità che in un sito si
verifichi un evento di una fissata intensità in un prestabilito
intervallo di tempo.
Non si può agire sull’hazard, ma si può senz’altro cercare di mitigare il
rischio.
69
La normativa sismica: la storia…
1784 – Circolare emanata da Ferdinando IV di Borbone (dopo il terremoto di Reggio Calabria)
1859 - Circolare emanata dal governo pontificio di Pio IX
1884 - Regio Decreto n. 2600
1906- Regio Decreto n. 511
1909 – Regio Decreto n. 193 - La distruzione totale di Messina e Reggio Calabria con circa 12000 vittime
condusse all’emanazione del decreto che prevedeva fra l’altro: eliminazione delle strutture spingenti, distanza
massima di 5 m fra i muri portanti, realizzazione delle costruzioni con ossatura in legno, ferro, cemento
armato, muratura armata.
1926- Regio Decreto n. 1099
Introduzione delle categorie sismiche
1969- Circolale ll.pp. 6090 “Norme tecniche per la progettazione il calcolo, l’esecuzione e il collaudo
con strutture prefabbricate in zone asisimche e sismiche”
Emanata in seguito al terremoto del Belice
1974- Legge n. 64 del 2 Febbraio 1974
1977- Introduzione del metodo POR
1996- Aggiornamento della normativa sismica
1997-Circolare n. 65 del 10 Aprile 1997
2003 – OPCM N° 3274
2005 - OPCM 3341
2005 - Ottobre, Testo unico sulle costruzioni.
2008 – Gennaio, Norme tecniche sulle costruzioni.
2009 – Febbraio, circolare 617 del 2/2/2009 esplicativa del D.M. 14/1/2008 (Testo Unico sulla Costruzioni)
2009 - CIRCOLARE 5 agosto 2009 “Nuove norme tecniche per le costruzioni approvate con decreto del
Ministro delle infrastrutture 14 gennaio 2008 - Cessazione del regime transitorio di cui all'articolo 20, comma 1,
del decreto-legge 31 dicembre 2007, n. 248.” Sulla Gazzetta Ufficiale n.187 del 13 agosto 2009 è stata
pubblicata la circolare. Il terremoto dell’Aquila ha segnato una svolta sull’eterno regime transitorio della
normativa in materia sismica.
NORMATIVA EUROPEA: EC8 (Eurocodice 8)
In 370 anni sono state emanati circa 40 fra leggi, decreti e circolare che avrebbero dovuto migliorare
notevolmente la qualità della progettazione, la pratica esecutiva, le proprietà dei materiali.
70
Reperto fotografico
Il 28 dicembre 1908, all'alba, una forte scossa di terremoto, con
epicentro nello Stretto di Messina e di magnitudo 7,2 della scala
Richter, danneggiò gravemente Messina e Reggio Calabria, e i
centri limitrofi, provocando circa 100.000 vittime e distruggendo
gran parte del patrimonio edilizio e urbanistico delle due città. Il
sisma fu seguito da un maremoto violentissimo: onde alte tra i 6
e i 10 m colpirono le coste della Sicilia orientale, causando con
ogni probabilità il maggior numero di vittime perché la gente,
uscita di casa per timore dei crolli, si era riversata proprio sulle
spiagge. Nella foto, un quartiere di Messina distrutto dal
terremoto.
Il terremoto di Valdivia del 1960, conosciuto anche
come Grande Terremoto Cileno, fu un terremoto
avvenuto il 22 maggio 1960 alle 19:11 UTC. Il suo
epicentro è localizzato nei dintorni della città di Valdivia,
Cile, con una magnitudo di 9,5º della scala Richter: è il
terremoto più forte mai registrato. Dopo la scossa
principale si registrarono una serie di importanti
movimenti tellurici che tra il 21 maggio e il 6 luglio
colpirono la maggior parte del sud del paese. Il sisma fu
avvertito in differenti parti del pianeta e produsse uno
tsunami che colpì diverse località dell'Oceano Pacifico,
come le Hawaii e il Giappone e l'eruzione del Vulcano
Puyehue. Il disastro provocò circa 3.000 morti e più di
due milioni di sfollati.
71
EFFETTO DEI TERREMOTI
Accelerazione Sismica Medio-Bassa
Ribaltamento di mobili
Danni ai tramezzi
23/11/1980 – Irpinia e Basilicata
Danni alle pareti di tamponamento
per azioni nel loro piano
EFFETTO DEI TERREMOTI
Accelerazione Sismica Elevata
Northridge, California earthquake, Jan 17 1994, M 6.69
Edificio con struttura intelaiata in c.a. non duttile, meccanismi a taglio
MECCANISMI DI PIANO
1999 – Turchia
Espulsione di blocchi di
Calcestruzzo, scorrimento
lungo la lesione
1999 – Turchia
MECCANISMI DI PIANO-Progressione del danneggiamento
Perdita di un piano intermedio
1995 – Kobe
Meccanismi di piano
S. Angelo dei Lombardi
23/11/1980 – Irpinia e Basilicata
Crollo totale – tipico (pilastri scadenti)
1999 – Turchia
Crollo totale – pilastri di ottima fattura
1994 – Northridge
IzmitIzmit (KocaeliKocaeli ), Turkey earthquake, Aug. 17, 1999 M 7.4
Danno al nodo colonna -trave
Nei riguardi della Vulnerabilità in particolare, l’esperienza del
passato ha mostrato quanto influisce sulla risposta strutturale
• La cattiva qualità muraria
Cedimenti delle fondazioni
Spanciamento del paramento murario
Danni nel Piano
Errori in edifici consolidati (cordoli non collegati)
6 Aprile 2009: l’Aquila
Secondo l’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), l’evento principale della notte del 6 Aprile è
stato generato da una faglia normale, orientata lungo la direzione NW-SE, ed ha avuto Magnitudo Locale
ML=5.8 e Magnitudo Momento MW=6.3. La profondità ipocentrale è stata di circa 10 Km.
Stazioni della RAN
Le accelerazioni registrate in prossimità dell’epicentro, entro un raggio di circa 5 km, variano tra
0.4 e 0.7 g, e sono sempre maggiori di quelle stimate da Sabetta e Pugliese alla stessa distanza,
per eventi della stessa Magnitudo. Ciò conferma la particolare intensità dello scuotimento
generato dal sisma nella zona epicentrale, che è da attribuire sia al tipo di meccanismo focale, sia
alla modesta profondità alla quale l’energia è stata rilasciata. Le accelerazioni registrate
decrescono fortemente al crescere della distanza epicentrale Tali osservazioni sono congruenti
con quanto osservato in sito circa i danni indotti, che si estinguono molto rapidamente
allontanandosi dall’epicentro.
92
6 Aprile 2009:l’Aquila
Intervallo temporale più significativo
Accelerogrammi registrati in una delle stazioni nelle tre direzioni ortogonali
La durata dello scuotimento è di circa 20 s
Gli accelerogrammi sono asimmetrici, vale a dire che l’ampiezza riferita alla stessa direzione non è
uguale nei due versi.
L’accelerazione di picco verticale è paragonabile con quella nelle due direzioni orizzontali.
93
6 Aprile 2009:l’Aquila
Intervallo di tempo più significativo
Il moto ondulatorio parte in maniera intensa subito dopo l’inizio del forte moto sussultorio (con un ritardo di
appena 1 secondo circa), quando le accelerazioni verticali sono ancora significative (finanche dell’ordine di
0.2÷0.3g). Ciò è dovuto alla breve distanza dalla faglia, per cui le onde di compressione P (Primae, più veloci)
e le onde di taglio S (Secundae, più lente) compiono un breve percorso, arrivando praticamente insieme.
Peraltro, sempre a causa del breve percorso dalla sorgente, sia le onde P sia le onde S arrivano in superficie
con angoli di incidenza variabili, contribuendo entrambe sia al moto sussultorio sia al moto ondulatorio.
94
6 Aprile 2009:l’Aquila
Contenuto in frequenza
95
6 Aprile 2009:l’Aquila
Tempo di rilascio dell’energia
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6 Aprile 2009:l’Aquila
Il terremoto de L’Aquila è stato un terremoto forte in un’area
molto concentrata nell’intorno della zona ipocentrale
(terremoto Near Fault). Nel caso specifico, purtroppo, una
intera città e molti paesi si sono ritrovati proprio a ridosso
della
zona
sismogenetica,
patendo
conseguenze
gravissime.
97
FESSURE DIAGONALI
98
FESSURE DIAGONALI
6 Aprile 2009
99
6 Aprile 2009
100
6 Aprile 2009
Collasso fuori dal piano per effetto
dell’azione orizzontale della trave in
legno.
6 Aprile 2009
Collasso fuori dal piano per meccanismo
di tipo flessionale. La presenza delle
catene ha scongiurato il ribaltamento
delle pareti.
6 Aprile 2009
Collasso fuori dal piano per effetto del
ribaltamento della facciata a causa di
mancanza di collegamento con il muro
ortogonale.
6 Aprile 2009
Danneggiamento a taglio nel piano. La presenza delle catene in corrispondenza dei muri ortogonali
ha evitato il collasso fuori dal piano.
104
6 Aprile 2009
6 Aprile 2009
6 Aprile 2009
6 Aprile 2009
Assenza di danni. Il buon ammorsamento fra i muri ortogonali e la buona qualità muraria ha evitato il
danneggiamento
6 Aprile 2009
Il collasso di una parte dell’edificio ha riguardato tutti i piani, con elevate rotazioni plastiche nelle travi.
6 Aprile 2009
Meccanismo di piano: La presenza di grandi aperture al piano terra, rispetto a quelle presenti ai
piani superiori ha determinato una concentrazione del danno in tale piano.
6 Aprile 2009
Collasso a taglio del nodo
Assenza di staffe nel nodo ed instabilità
delle barre longitudinali
6 Aprile 2009
6 Aprile 2009
6 Aprile 2009
6 Aprile 2009
Paganica
115
6 Aprile 2009
Paganica
116