Sismica storia geologica Prof. Clerici (pdf

Ente Sistema Edilizia Brescia
Seminario
Nuove tecnologie per il miglioramento sismico degli edifici esistenti
Auditorium Ente Sistema Edilizia Brescia
Via Garzetta, 51, Brescia
3 dicembre 2016
Sismicità e storia geologica dell'Italia
Alberto Clerici
DICATAM – Università di Brescia
Sismicità e storia geologica dell'Italia
Obiettivi:
- Illustrare brevemente come l’evoluzione geologica sia responsabile della
sismicità italiana
- Chiarire alcuni aspetti relativi al fenomeno sismico
QUESTA ARANCIA
raggio = 42 mm
buccia = 10 mm
1a. La Terra
non è
un’arancia
LA TERRA
raggio = 6370 km
parte esterna solida =
litosfera = crosta +
parte superiore del
mantello = 150 km ≈
1 mm nell’arancia
1b. La costituzione della parte
più esterna della Terra
profondità
superficie terrestre
km
crosta
litosfera (rigida)
Astenosfera
5 - 70
parte sup. del mantello 10 - 250
parzialmente fusa
fino a 400
zona di transizione:
prevalentemente solida
mesosfera
700
mantello solido,
sino a 2900 km
Flusso di calore
proveniente da reazioni
nel nucleo terrestre e
nel mantello
2. La Teoria della Tettonica a
placche (Wegener, 1912) non è
una teoria
Sono note
in tutto 33
zolle, di cui
7 di
maggiori
dimensioni,
6
intermedie
ed almeno
20 minori
L’insieme delle forme e dei processi che interessano la crosta
terrestre sono stati spiegati dalla Teoria della tettonica a placche
Deriva dei continenti e tettonica a placche (Wegener, 1912)
1. I moti convettivi attivi nella astenosfera, insieme a cause astronomiche ed alle diverse velocità
che i punti sulla superficie della terra posti a latitudine diversa posseggono, fanno sì che la
litosfera (crosta + mantello esterno = parte rigida sottile più esterna della Terra) si sia
suddivisa in grandi porzioni, dette placche o zolle
2. Le placche, rigide, possono essere costituite da terre emerse, da oceani o essere miste
3. Le placche, rigide, “galleggiano” sulla astenosfera parzialmente liquida (magma) sede di moti
convettivi.
4. I moti convettivi, insieme alle concause, inducono le placche, oggi come in passato, non solo a
formarsi, ma anche a muoversi reciprocamente le une rispetto alle altre
5. I margini delle placche sono le zone critiche di questi movimenti
6. Tutti i grandi fenomeni (vulcani, terremoti) e le grandi morfologie (catene montuose, fosse
oceaniche, ecc.) presenti sulla crosta terrestre sono spiegati dalla Teoria della tettonica a
placche e dipendono dal tipo di contatto esistente tra due placche vicine
Forme allungate di catene montuose antiche e recenti, dorsali
mediooceaniche, fosse oceaniche
Terremoti allineati lungo linee corrispondenti a catene montuose recenti, dorsali
mediooceaniche (e loro suddivisioni trasversali), fosse oceaniche
La suddivisione dell’unico supercontinenete (Pangea) esistente 180
milioni di anni fa ed i movimenti delle placche sino all’attuale
Oggi, come in passato, la litosfera è sede di continui movimenti reciproci delle diverse porzioni della
litosfera
3a. C’è crosta e crosta (e c’è litosfera e litosfera)
litosfera
oceanica
litosfera
continentale
astenosfera
Costituzione croste:
Spessori litosfere:
continentale = granitica (2,7g/cm3)
continentale = 100 – 250 km
oceanica = basaltica (3.0 g/cm3)
oceanica = 10 - 100 km
3b. C’è crosta e crosta (e
c’è litosfera e litosfera)
Granito e basalto
4. I margini continentali non sono dove sembra
Il limite tra continente e oceano non
corrisponde alla posizione della linea di
costa; normalmente la crosta continentale
si estende in mare per decine o centinaia di
chilometri e termina ad una profondità
compresa tra 1000 e 2000 m (alla base
della scarpata continentale)
5. In Geologia un oceano può non essere oceanico
Si definisce “oceano” una porzione di litosfera sommersa dall’acqua marina in cui sono
presenti vulcani attivi (spesso allineati lungo una dorsale, la “catena mediooceanica”), da
cui fuoriesce continuamente magma che, raffreddandosi, forma nuova crosta oceanica. Le
dimensioni, peraltro mutevoli nel tempo geologico, non contano.
dorsale
Margini divergenti
L’allontanamento tra due placche si ha
sostanzialmente lungo le catene
vulcaniche mediooceaniche dove il
magma risale continuamente e
nuova crosta (basaltica) viene
continuamente formata, come
avviene, ad esempio, lungo tutto
l’Oceano Atlantico (Islanda
compresa).
Tipi di margini tra placche e attività sismica
Schema semplificato di margini convergenti con subduzione di placca oceanica
(caso della costa pacifica sudamericana)
La convergenza tra placche con subduzione di un margine rispetto all’altro si verifica quando
una placca oceanica si sposta verso una continentale, come avviene lungo tutto il margine
pacifico dell’America meridionale
Catena montuosa
allungata e parallela
alla linea di subduzione,
Rocce e sedimenti
con abbondanti vulcani
fortemente
deformati
Sedimenti oceanici
Fossa
oceanica
Crosta oceanica< 10 km
Mantello esterno (rigido)
plutone
Astenosfera
La subduzione non avviene con
regolarità nel tempo, né coinvolgendo
tutta la porzione di litosfera qui
rappresentata, ma piuttosto con fasi di
staticità ed accelerazioni e interessando
porzioni di litosfera.
Tutta la zona è sismogenetica con
ipocentri via via più profondi
Fusione parziale
delle rocce in
subduzione, con
risalita di magmi a
formare corpi
intrusivi o apparati
vulcanici
Crosta
continentale
Astenosfera
Placca di Nazca
in subduzione
Placca sudamericana
Fossa
Ande: catena
montuosa
allungata e
parallela alla
fossa
Il Cile ha una lunga storia di forti terremoti,
tra cui:
1960 di M = 9.5 nel Cile meridionale
(massima Magnitudo assoluta)
2010, M = 8.8, Maule (Cile centrale), che ha
provocato una rottura di una sezione
lunga ~ 400 km del bordo di placca
1 aprile 2014, M = 8,2 localizzato al largo
delle coste settentrionali del Cile
settembre 2015, M = 8.3
Terremoti di magnitudo >= 4.7 avvenuti dopo la scossa principale M = 8.3, indicata
con il cerchio celeste e avvenuta il 16 settembre 2015 (Fonte dati: USGS).
Il terremoto del 16 settembre 2015 conferma ancora una volta come solo una seria
prevenzione può difendere dai danni dei terremoti.
Il Cile, dopo il disastroso terremoto del 1960 di magnitudo 9.5, ha adottato norme per
le costruzioni molto rigorose, per le quali tutti gli edifici devono resistere a
magnitudo molto elevate. Ha anche introdotto norme per invogliare la popolazione
ad adeguare la propria abitazione.
Di fatto oggi il Cile ha una vulnerabilità degli edifici molto bassa, ma anche una
popolazione educata al terremoto e questo spiega il bassissimo numero di vittime
nonostante una magnitudo così elevata (in termini di energia, il terremoto del
settembre 2015 è stato circa 5000 volte maggiore di quello avvenuto in Emilia il 20
maggio 2012.
Dagli anni ’60 il Cile è dotato anche di un buon sistema di allerta rapida per gli
tsunami, notevolmente migliorato negli ultimi anni, dopo che in occasione del
terremoto del 2010 (M 8.8) ci furono notevoli problemi nell’allerta.
Margini convergenti senza subduzione
Se sono due placche continentali a convergere, nessuna delle due riesce ad
infilarsi sotto l’altra e si ha la formazione di una catena montuosa parallela al
margine tra le placche (cioè un’orogenesi di tipo alpino-himalayano)
Schema semplificato di margini convergenti con subduzione e successiva orogenesi
La convergenza con orogenesi si verifica quando due zolle continentali entrano in
contatto, come avviene lungo tutta la catena Alpino-Himalayana; questo tipo di
contatto tra margini può verificarsi successivamente ad un più o meno lungo
periodo di subduzione che porta all’esaurimento della crosta oceanica.
Se le spinte orizzontali continuano dopo la
subduzione di tutta la crosta oceanica, si ha
il contatto tra le due croste continentali.
Poiché entrambe hanno la stessa densità, la
subduzione è solo parziale e si hanno
invece piegamenti, fagliamenti,
sovrascorrimenti di porzioni di crosta
continentale, di crosta oceanica e di
sedimenti oceanici con la formazione di
catene montuose a geologia complessa.
litosfera
oceanica
litosfera
continentale
litosfera
continentale
1
sedimenti
oceanici
Astenosfera
2
3
I movimenti convergenti avvengono in parte senza sollecitazione sismiche e in parte con sismi, rilevati
solo strumentalmente o più o meno violenti, che si generano lungo faglie
Lo scorrimento laterale tra placche si ha in tutti gli altri casi
quando, cioè, le forze che tendono a muovere le placche agiscono
in direzione sostanzialmente parallela all’andamento dei margini
Margini trasformi si hanno spesso lungo le dorsali
mediooceaniche, che sono frammentate ripetutamente da
faglie trasformi
E’ una faglia trasforme anche la Faglia di S. Andreas che, con le sue
vicarianti, mette a contatto la placca pacifica con quella del continente
nord americano; il movimento della California avviene verso nord con
una velocità (mediata sugli ultimi 200 anni) di circa 6.5 cm/anno.
Naturalmente esistono situazioni intermedie con margini transpressivi e
transtensivi
200
Quindi, tutti i movimenti
tra le placche
comportano che i
margini tra queste siano,
in alternativa:
divergenti, convergenti,
trasformi.
180
In ogni caso i margini
sono sede preferenziale
dell’attività sismica
135
65
(Evoluzione della
posizione dei
continenti negli
ultimi 200
milioni di anni)
Breve, parziale e imprecisa storia geologica di dove siamo
1. Breve: perché non dobbiamo diventare specialisti
2. Parziale: perché trascuriamo tutto ciò che è avvenuto prima di 350 milioni di anni fa
e gli eventi più recenti
3. Imprecisa: perché non accenniamo ad una quantità di eventi minori
4700
350
oggi
I fase (350 ÷ 300 milioni di anni fa):
Orogenesi ercinica e formazione del Pangea
Groenlandia
P
A
N
T
A
L
A
S
S
A
Asia
LAURASIA
America
settentrionale
Europa
PANTALASSA
Paleotetide
Africa
America
meridionale
India
GONDWANA
Australia
Antartide
I rilievi testimoni della catena montuosa formatasi durante l’orogenesi ercinica, tra 350 e 300
milioni di anni fa nell’Europa occidentale e centrale: MI = Meseta Iberica; Ch = Carrantuohill;
Co = Cornovaglia; MA Massiccio Armoricano; MC = Massiccio Centrale; MR = Massiccio
Renano; Vo = Vosgi; SN = Selva Nera; MB = Massiccio Boemo
Ch
Co
MR
MA
MB
Vo SN
MC
MI
II fase (280 Ma): formazione della Placca Cimmerica
LAURASIA
Paleotetide
Adria
Turchia
Africa
Iran
Placca
Cimmerica
GONDWANA
Neotetide
L’avanzata da sud-est
della Neotetide
III fase (210 Ma): la fratturazione del Pangea e la formazione
dell’Oceano Ligure-Piemontese
Groenlandia
America
Settentrionale
Asia
Europa
Oceano
LigureAdria
Piemontese
Neotetide
Oceano
Atlantico
settentrionale
America
Meridionale
Africa
LAURASIA
Sezione perpendicolare alla
frattura di trazione che
apre l’Oceano LigurePiemontese
Adria
crosta continentale
mantello litosferico
astenosfera
Oceano Ligure-Piemontese
LAURASIA
crosta oceanica
crosta continentale
mantello litosferico
astenosfera
Adria
IV fase: sul fondo oceanico, ma anche sulla parte
sommersa dei continenti, si depositano sedimenti
e resti di organismi animali e vegetali
PLACCA EUROPEA
emersa
Neotetide
Sistema elvetico
Francia
Sistema austroalpino
Sistema sudalpino
Spagna
Adria
Oceano Ligure- Piemontese
Sistema Pennidico
PLACCA AFRICANA
emersa
V fase (130 Ma): si apre l’Oceano Atlantico Meridionale e inizia a chiudersi
quello Ligure-Piemontese
Nord
America
Atlantico
settentrionale
Sud
America
Eurasia
Oceano LigurePiemontese
Adria
Tetide
Africa
India
Antartide e Australia
Situazione attuale
Situazione circa 130 milioni di anni fa
Placca Adria
Oceano Ligure-Piemontese
margini tra placche
divergenti
catena medio-oceanica
margini tra
placche
convergenti
fossa
oceanica
sedimenti oceanici
litosfera oceanica
litosfera
continentale
astenosfera
astenosfera
Europa
litosfera
continentale
Oceano Ligure-Piemontese
Adria
litosfera
oceanica
Astenosfera
sedimenti
oceanici
1
Cuneo di
accrezione
2
Formazione
della catena
Betico-Alpina
3
VI fase:
formazione della
catena Betico-Alpina
(Betico-Alpina)
Austroalpino
Elvetico
Penninico
Sudalpino
Linea Insubrica
Pizzo Bernina
Elvetidi =
sedimenti e
crosta
europea
Pennidico =
sedimenti e
crosta Oceano
LigurePiemontese
Austroalpino =
sedimenti e
crosta Adria
Sudalpino =
sedimenti e
crosta Adria
VII fase:
si delinea una nuova fossa
tettonica a nord ovest
della catena Betico-Alpina
ADRIA
L’estesa catena montuosa “betico-alpina” formatasi a seguito del contatto tra le placche africana ed
europea. Il processo orogenetico era iniziato decine di milioni di anni prima. Si formarono le Alpi
vere e proprie ed altri rilievi che poi andarono a costituire la porzione settentrionale della Corsica,
la parte centrale e meridionale dell’attuale Calabria, la Sicilia nord-orientale, le Kabilie algerine, le
Baleari e la Catena Betica nel sud della Spagna
30 Milioni di anni fa: apertura dell’Oceano Algero-Provenzale
Circa 28 Milioni di anni fa, parte alpina:
le Alpi Meridionali assumono vergenza verso sud
Il cuneo di rocce africane continua il suo movimento verso nord al di sopra della crosta
continentale europea in subduzione verso sud.
La parte assiale e settentrionale delle Alpi continua a deformarsi verso nord,
mentre la parte più meridionale (Alpi meridionali) e superficiale si ripiega verso sud
VIII fase: 10 Milioni di anni fa: apertura dell’Oceano tirrenico
Alpi
La situazione poco meno di
5 milioni di anni fa.
Appennini
Si è riaperta la via di
comunicazione con
l’Atlantico
La catena appenninica
continua la sua crescita ed
il suo spostamento verso
est.
Corsica
Sardegna
Tirreno in
espansione
La Pianura Padana è sotto
il livello del mare, chiusa
tra Appennini e Alpi
Meridionali
Evoluzione tettonica dell’Appennino centro settentrionale e delle Prealpi
dall’Oligocene (30 M anni)
La situazione
attuale
Le Alpi si muovono
verso verso nord
Le Alpi Meridionali si
muovono verso sud
L’Appennino
settentrionale si
muove verso nord,
quello centrale
verso est e quello
meridionale verso
sud-est
La catena
dinarica si
muove
verso ovest
La placca
Adria si
muove verso
nord
Il Tirreno si apre lungo
la direzione est-ovest
Lo Ionio subduce
sotto la Calabria
verso nord-ovest
Il sottosuolo della
Pianura Padana
Strutture alpine, prealpine ed appenniniche in parte sepolte dai
sedimenti della Pianura Padana
A = Alpi e Prealpi
B = Appennini
Principali linee di sovrascorrimento, di distensione, di taglio
Sezione sud – nord tra
l’Appennino Settentrionale, la Pianura Padana e le Alpi Meridionali
Alpi Meridionali
Pianura Padana
Isocinetiche [mm/anno]
in Pianura Padana
Variazioni nel tempo dell’altimetria: la porzione orientale della Pianura è soggetta a subsidenza
naturale, accelerata da interventi antropici, primo fra tutti il prelievo di fluidi in profondità; le Alpi
sono in crescita (1 mm/anno) e così (mediamente) gli Appennini
Stralcio da: European-Mediterranean Seismic Hazard Map
(European Seismological Commission, 2003)
Rilievi isolati di origine tettonica nella Pianura Padana
Nella Pianura sono presenti alcuni rilievi isolati, posti presso il margine oppure nel
mezzo della stessa, nettamente contrastanti con la regolarità e la bassa acclività
generale, aventi origine tettonica.
In Lombardia vi sono:
•
i rilievi di Capriano del Colle, Castenedolo, Ciliverghe e Pievedizio (Provincia di
Brescia) costituiti da alluvioni recenti deformate ed innalzate da movimenti
tettonici recenti delle Alpi Meridionali.
•
il rilievo di S. Colombano, nella bassa lodigiana, costituito da rocce prequaternarie,
dovuto a sollevamenti tettonici recenti legati alla spinta in atto verso Nord della
catena appenninica;
Monte Netto - Capriano del Colle
La collina di San Colombano al Lambro
Una evidenza delle spinte appenniniche è costituita dal Colle di San Colombano, ad est di Pavia,
una collina di 144 m di altezza che si eleva nettamente nel cuore della Pianura Padana, che in
quest’area ha gradienti morfologici di pochi punti per mille ed una quota di circa 70 m s.l.m.
Ad est di questa vi sono i più modesti rilievi di Casalpusterlengo e di Pizzighettone, aventi la stessa
origine.
Il Colle di S. Colombano rappresenta la manifestazione visibile in superficie di una dorsale sepolta
allungata est – ovest in sollevamento, costituita da una piega (anticlinale), riconosciuta,
soprattutto grazie ad indagini sismiche per ricerche di idrocarburi, tra il pavese ed il
mantovano.
Il nucleo della struttura è costituito da marne del Miocene sommitale (6 Ma – depositi marini), su
cui si sono deposte argille e calcari pliocenici (marini) e quaternari, e coperture alluvionali
(depositi continentali). Risultano piegati anche i depositi quaternari.
S
Sezioni geologiche nord-sud attraverso la Pianura lombarda tra
Pavia, S. Colombano e la confluenza Adda-Po
Asse della dorsale
di S. Colombano
N
La stessa causa tettonica è responsabile anche del percorso seguito dai
corsi d’acqua alpini
I principali corsi d’acqua alpini come, tra i maggiori, il Ticino, l’Adda e l’Oglio, raggiunta la
pianura, percorrono un tratto con direzione sostanzialmente nord-sud poi deviano in
modo netto verso est.
L’angolo che formano tra i due tratti arriva a 120° e, apparentemente, non trova spiegazioni
geomorfologiche, idrauliche o antropiche.
La causa è la migrazione verso nord del margine appenninico, con relativo sollevamento del
substrato roccioso sepolto sotto i sedimenti della pianura e, conseguentemente, della
pianura stessa.
Margine
meridionale della
Pianura, verso la
catena appenninica
Direzione delle spinte appenniniche
Margine
settentrionale della
Pianura, verso la
catena prealpina
Direzione delle spinte prealpine
Sistema dinamico: cause tettoniche
Adda
Ticino
BG
Oglio
BS
MI
120°
PV
S. Colombano
Fiume Po
Dorsale Pavia - Mantova
Sezione sud – nord tra
l’Appennino Settentrionale, la Pianura Padana e le Alpi Meridionali
Pianura Padana
Alpi Meridionali
La situazione
attuale
Le Alpi si muovono
verso verso nord
Le Alpi Meridionali si
muovono verso sud
L’Appennino
settentrionale si
muove verso nord,
quello centrale
verso est e quello
meridionale verso
sud-est
La catena
dinarica si
muove
verso ovest
La placca
Adria si
muove verso
nord
Il Tirreno si apre lungo
la direzione est-ovest
Lo Ionio subduce
sotto la Calabria
verso nord-ovest