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DIPARTIMENTO DI INGEGNERIA DIPARTIMENTO DI INGEGNERIA STRUTTURALE STRUTTURALE

Università di Pisa

Corsi di Laurea in Ingegneria Edile ed EdileCorsi di Laurea in Ingegneria Edile ed Edile--ArchitetturaArchitettura

Costruzioni in Zona Sismica. Parte 1.Introduzione al Corso.

Origini e distribuzione geografica dei terremoti.Misura e pericolosità del moto sismico

Docente:

Ing. Walter Salvatore

Anno Accademico 2003Anno Accademico 2003--20042004

Costruzioni in Zona Sismica - Corsi di Laurea in Ingegneria Edile ed Edile Architettura - A.A. 2003-04 2

Introduzione al Corso

Lo sviluppo dell’INGEGNERIA SISMICA come disciplina

indipendente risale agli ultimi 40 – 50 anni.

PRINCIPALI MOTIVI DI SVILUPPO:

- installazione in tutto il mondo di una densa rete di accelerografi- le migliorate potenzialità dei mezzi e dei programmi di calcolo (hardware e software)- l’esecuzione di un gran numero di analisi sperimentali in laboratorio su sotto-strutture o prototipi al vero

- la migliorata conoscenza dei materiali- lo sviluppo di terremoti simulati per la verifica dei modelli- la messa a punto e l’utilizzo di tecniche di monitoraggio e prove sperimentali in situ- la migliore conoscenza delle caratteristiche dei terreni



Con l’aumentare delle conoscenze, è diventato chiaro come il problema della progettazione sismica delle strutture sia in realtà collegato all’energia.

Affinché una struttura non raggiunga il collasso, occorre che possa assorbire e dissipare l’energia trasmessa durante l’eccitazione sismica.

La ricerca del bilancio tra energia trasmessa ed energia assorbita e dissipata è stata la chiave dello sviluppo della moderna progettazione sismica, che ha seguito in generale tre direzioni:

1. La progettazione di strutture con elementi capaci di dissipare in campo post- elastico

2. L’isolamento sismico

3. L’utilizzo di dispositivi speciali preposti alla dissipazione di energia



Tutti questi sviluppi tecnologici e scientifici sono stati regolarmente assorbiti dalle normative moderne di tutto il mondo.

Ciononostante le perdite dovute a terremoti distruttivi, sia in termini di vite umane che di danni economici, rimango alte.

Le cause sono essenzialmente:

1. la crescente urbanizzazione delle città combinata spesso con la costruzione non controllata e/o illegale di nuovi edifici

2. il gran numero di edifici esistenti caratterizzati spesso da strutture vecchie ed inadeguate

3. l’utilizzo indiscriminato dei nuovi materiali che consentono la realizzazione di luci ed altezze sempre maggiori

4. il fatto che ogni terremoto fornisce sempre nuove lezioni sul complicato problema delle progettazione antisismica


Introduzione al Corso Terremoto del 17 agosto 1999

Turchia[Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia]

Rappresentazione medievale dell'apocalisse, Arazzo di Angers

Adapazari, 23 Agosto 1999



Terremoto del 31 0ttobre 2002 Molise

[Fonte: Joint Research Centre, Ispra]



Giappone, 28 ottobre 1891 [Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulaconologia]



Marcello Bonito, Dottore e Marchese di S. Giovanni, Cavaliere dell’Ordine di Calatrava.

Dopo un terremoto avvenuto a Napoli il 5 giugno 1688, Bonito decise di scrivere una cronologia estesa dei terremoti “dalla creazione del mondo al tempo presente (1691)”.

[Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulaconologia]


CARME RITMICO SUL TERREMOTO, XII SECOLO Se il terremoto mi fosse del tutto noto potrei parlare veramente del moto della terra, ma poiché non conosco bene ciò che riguarda lo spazio mi chiedo se io sia veramente competente trattando ciò che sia da insegnare. Che imparino le genti le cause che producono il moto. Raccontano i vati che, sotto la terra esistono cunicoli nei quali i venti sono imprigionati da un grande carcere. Da queste cavità trattenuti combattono una violente battaglia, da queste chiusi, lottando agitano le valli e i monti, la terra trema, i mari ed i fiumi. In queste situazioni vacillano le menti degli uomini temendo la fine. Questa descrizione chiarisca il moto della terra, però in migliore modo procede la filosofia la quale, sulla base dell’insegnamento di Platone, mostra che i corpi sono composti nei venti dai quattro elementi. Questi cambiano col tempo mentre vengono attenuati. La terra viene scavata dall'acqua, una volta indebolita e attenuata ha corpo rarefatto, e al contatto con 1’acqua si liquefà. Affonda portando la forza di sufficiente umidità, finché si rassoda e ammorbidita si apposta. Scende molto in basso facendo grandissimo tumulto e mentre scende tende verso 1’inferno. Vengono scisse le torri, scosse le mura. Per questo trema la gente timorosa, temendo la morte immediata, di essere sommersa o condotta sotto una di loro. Per questo le preghiere del popolo rivolte al Cristo facciano in modo che dallo stesso destino ci salvi, fin tanto che infuria la bruciatura della carne, finché non saremo giusti, che per il peso del peccato non ci tragga 1’inferno ma quel luogo celeste e che quegli spaziosi atri di Dio a noi siano luoghi di riposo.


[Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulaconologia]



In conseguenza di ciò occorre prestare eguale attenzione oltre che alla

progettazione di nuovi edifici capaci di resistere efficacemente all’azione sismica

anche alla

1. verifica della sicurezza di strutture esistenti

2. verifica delle sicurezza di strutture esistenti danneggiate dal sisma

3. sviluppo di tecnologie atte alla

riparazione di strutture danneggiate dal sisma sì da ripristinarne le precedenti condizioni di sicurezza

adeguamento di strutture esistenti ritenute non capaci di sostenere la relativa azione sismica di progetto

[Rif. Bibl.Penelis, G. G., Kappos, A. J., 1997. Earthquake-resistant Concrete Structures. E & FN Spon, London.]


Sismicità ed origine dei terremoti

Terremoti:

Crostali fino a circa 60 km

Intermedi da 60 a 150-200 km

Profondi fino a circa 600 km

Oltre i 650 km non si registrano terremoti, avendo i materiale comportamento plastico.

Astenosfera

[Rif. Bibl.Faccioli E., 1997. Dispense del corso di Ingegneria Sismica Applicata al territorio. A.A. 1999-2000, Politecnico di Milano]

Sezione equatoriale della terra



Tettonica a zolle

La litosfera è suddivisa in frammenti, chiamati zolle o placche, che subisconomovimenti fra loro.

Vi sono 7 zolle continentali (africana, eurasiatica, nord e sudamericana, antartica, indo-australiana e pacifica)

14 zolle hanno dimensioni sub-continentali.

Configurazione di litosfera ed astenosfera secondo il

modello della tettonica a zollemodello della tettonica a zolle



Distribuzione dei terremoti



Margini fra zolleMargini fra zolle

Margini in distensione (danno luogo alle fratture oceaniche con fuoriuscita di nuovo materiale crostale)

Margini di subduzione (sprofondamento di crosta oceanica al di sotto delle zolle continentali adiacenti)

Margini in collisione (zolle di tipo continentale - per es. Africa ed Eurasia, che tendono a frammentarsi ed accavallarsi l'una sull'altra dando origine a importanti rilievi - Alpi, Hymalaia - e margini molto complessi)

Margini trascorrenti (si sviluppa moto orizzontale tra due zolle a contatto, talchéilvettore di spostamento relativo è parallelo all’azimut della faglia. Il moto trascorrente dà origine a terremoti per lo più compresi entro 20 km di profondità, nel cosiddetto "spessore sismogenetico" della crosta)



Zona di subduzione



Due casi estremi di zone di subduzione



I 10 terremoti con più elevato rilascio di energia; periodo 1904 – 1991.



Quadro tettonico del mediterraneo NO



Ciclo sismico in corso in Turchia

Meccanismo del rimbalzo elastico su una faglia trascorrente



Cause della sismicità nell’area mediterranea

La causa principale della sismicità nell'area mediterranea è costituita dal fatto che

il blocco africano e quello euroasiatico, sollecitati dall'apertura degli oceani circostanti, sono in corso di reciproco avvicinamento.

La chiusura di questa gigantesca morsa causa necessariamente la riduzione dello spazio compreso tra i due blocchi. In parte, il sacrificio" viene sostenuto dal margine settentrionale africano, che scompare immergendosi sotto le zolle egea e anatolica, e in parte dalle strutture mediterranee che si deformano e si riassestano in modo da occupare uno spazio sempre più limitato" (rif. bibl. Mantovani, 1991).

Due strutture la cui dinamica, strettamente interconnessa, ha un ruolo chiave nel quadro tettonico del Mediterraneo centrale sono la (micro) zolla adriatica e il bacino tirrenico.



Cause della sismicità nell’area mediterranea


Sismicità ed origine dei terremoti Cause della sismicità della penisola italiana

La zolla Adriatica, resto di un vasto promontorio "africano" che occupava in origine gran parte dell'attuale Mediterraneo centro-occidentale, ha subito negli ultimi 10-15 milioni di anni, sotto la spinta dell'Africa, una rotazione antioraria che ha prodotto da una parte compressione verso le strutture balcaniche, e, dall'altra estensione progressiva del bacino tirrenico.

La particolarità sta nel fatto che l'Africa e l'Adriatico sono ancora connessi lungo un margine ora immerso sotto l'Arco calabro e il Tirreno meridionale sino ad alcune centinaia di km di profondità.


Sismicità ed origine dei terremoti Cause della sismicità della penisola italiana

Nella sua parte settentrionale la zolla adriatica urta il margine europeo lungo le Alpi orientali, dando luogo a deformazioni evidenti (sistemi di faglie inverse) e a sismicità abbastanza intensa.

Lo studio degli ultimi terremoti importanti in questa zona (Friuli, 1976-77) ha messo chiaramente in evidenza come essi siano legati al sottoscorrimento della zolla adriatica alle Alpi orientali.

Lungo il margine occidentale, il regime di sforzi tettonici distensivi che accompagnano la su accennata espansione ha dato luogo all'apertura del bacino tirrenico, che ha le caratteristiche geologiche di un oceano "giovane" (crosta sottile, flusso termico levato) e che una decina di milioni d'anni or sono non esisteva ancora. "Questo campo di sforzi distensivi (..) ha lasciato tracce evidenti anche lungo il versante occidentale della penisola italiana (..) ed è tuttora attivo, come è indicato dal fatto che i terremoti in questa zona sono prevalentemente associati a faglie normali (cioè che separano blocchi in allontanamento reciproco)." (Mantovani, 1991).



Cause della sismicità della penisola italiana

Schema strutturale/cinematico dell'Italia e aree circostanti, mostrante la rotazione della placca africana rispetto a quella europea e della microplacca adriatica rispetto all'Europa (da Meletti C., Patacca E., Scandone P., (2000a): Construction of aseismotectonic model: the case of Italy. Pageoph, 157, 11-35.).




Ipotesi interpretativa geodinamica dell’Appennino meridionale (Scandone, 1987).

Isosisme (scala MCS) dei più importanti terremoti nell’Appennino meridionale fino al 1980 (Scandone, 1987).




Carta delle zone sismotettoniche.

In bianco viene rappresentata l’area toscana a crosta assottigliata (Settore A); in giallo, verde e celeste vengono indicate le varie zone all’interno dell’area appenninica in distensione (Settore B); in arancio viene rappresentata l’area appenninica in compressione (Settore C).

[Fonte Gruppo Nazionale Difesa Terremoti, GNDT]




Faglie attive dell’Appennino Settentrionale.

Faglie attive del settore compreso tra i fronti compressivi emiliani e il bacino della Garfagnana e tra il Mugello e l'AltaValTiberina.





Faglie attive dell’Appennino Nord-Occidentale.

Faglie attive e considerate attive dell’Appennino a Nord-Ovest del Sistema del Taro, del Fronte Appenninico e della Lunigiana.

.



Il moto sismico

SourceHypocentre

EpicenterAlluvial deposit

Foca

l dep

th H

Epicentral distance

Hypoc

entra

l dista

nce Z

Earthquakes:

Shallow crustal earthquakesH < 25 km

Normal crustal earthquakes25 ≤ H < 70 km

Intermediate earthquakes70 ≤ H < 300 km

Profound earthquakesH ≥ 300 km

[Rif. Bibl.Gioncu V., Mazzolani F.M., 2002. Ductility od seismicresistant steel structures. Spon Press, New York]

Ipocentro ed epicentro


Il moto sismico [Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia]

Terremoti crostali Terremoti intermedi e profondi


Il moto sismico

La particolarità delle onde sismiche dipendono da molti fattori ciascuno dei quali non si presta ad una valutazione diretta o possiede caratteristiche variabili, come ad esempio

Ipocentro (potenza, direzione di rottura, presenza e carattere delle rotture secondarie, profondità)

Stratificazioni del terreno (tipo, spessore, numero ed ordine)

Strati superficiali della Terra (rigidezza, consistenza, contenuto d’acqua e spessore)

I terremoti profondi possiedono una maggiore energia in origine, ma la dissipazione (dovuta al passaggio tra le diverse stratificazioni del terreno) è notevolmente maggiore, cosicché i terremoti poco profondi, che possiedono energia relativamente piccola, provocano spesso scosse più intense anche se su un territorio più limitato.

Esistono tre tipi principali di onde sismiche.[Rif. Bibl.Poljakov S. V., 1987. Costruzioni anti-sismiche degli edifici. Edizioni Mir, Mosca]


Il moto sismico Onde longitudinali o primarie P – responsabili della propagazione delle deformazioni

di compressione-estensione. La direzione del fronte d’onda longitudinale coincide con la direzione di spostamento delle particelle del terreno. Sono più veloci e raggiungono per prime la superficie della Terra.

Onde trasversali o secondarie S – sono responsabili della variazione di forma. La direzione del movimento del fronte d’onda è perpendicolare allo spostamento delle particelle del terreno. Hanno velocità più piccola rispetto alle onde P.


Il moto sismico Onde superficiali o lunghe L – sono caratterizzate da grandi periodi e si propagano

soltanto nello strato superficiale della Terra provocando i maggiori spostamenti. Non producono grandi accelerazioni. Si distinguno due tipi di onde L: onde di Love L ed onde di Rayleigh R. Nelle onde L le particelle si muovono perpendicolarmente alla direzione di propagazione, nelle onde R si muovo nella direzione di propagazione ed in senso verticale descrivendo un’ellisse nel piano verticale. Hanno velocità più piccole delle onde P ed S.

Raggiunta la superficie le onde sismiche si riflettono e si diffrangono. L’accavallamento di varie onde sismiche porta a terremoti con contenuti in frequenza molto ricchi.


Il moto sismico

Near-field Far-field

SourceHypocentre

EpicenterAlluvial deposit

Rock Free field station

Intermediate-field

Propagation path

P and S waves

L and R waves

Onde sismiche



Misura del moto sismico

Per la caratterizzazione della sismicità di una regione, o sito, e dei movimenti sismici del terreno durante i terremoti violenti è necessaria la misura del moto sismico del terreno in un punto. In particolare la misura del moto sismico è necessaria per:

- Localizzazione di eventi importanti, studi sismotettonici, di sismicità regionale (o globale), e di predizione dei terremoti. Tipicamente basati sull’impiego di reti sismiche fisse, usano i parametri focali e la distribuzione spazio-temporale dei terremoti per determinare le zone sismogenetiche, o per seguire le variazioni di attività e di proprietà fisiche nel tempo a scopo di predizione.

- Osservazioni sulla sismicità a breve termine, mediante strumentazione portatile o temporanea, per lo studio di piccoli terremoti locali, l’identificazione di faglie sismicamente attive, o lo studio della sismicità indotta dal riempimento di invasi per impianti idroelettrici.

- Osservazioni di repliche di terremoti importanti, per valutare la natura della faglia sismogenetica, il decadimento temporale dell’energia rilasciata, gli effetti di sito. Di particolare importanza per decisioni a breve termine nell’ambito della protezione civile.



- Registrazioni accelerografiche di scosse violente (“strong-motion”) generate da terremoti moderati o forti, anche a distanza molto ravvicinata dalla sorgente, a fini di progettazione antisismica delle costruzioni (intese in senso lato) o di studi sismologici della sorgente stessa. Si usa anche strumentazione installata in edifici per misurarne in dettaglio il comportamento dinamico durante un terremoto.

- Indagini geofisiche a piccola profondità, basate sull’impiego di metodi della sismica attiva e passiva, per determinare stratigrafia e proprietà dinamiche (velocità di propagazione a e b) dei terreni, variazioni laterali nella geologia di superficie, profondità di falda etc.

Strumenti di misura

- Sismografo: misura lo spostamento del terreno in funzione del tempo.

- Accelerografo (analogico o digitale): misura lo spostamento del terreno in funzione del tempo.


Misura del moto sismico Sismografo

Uno strumento di misura fissato al terreno che risponda alla variazione temporale del moto del terreno si chiama sismometro. Se lo strumento fornisce anche una registrazione del moto del terreno, si parla di solito di un sismografo.

Il metodo più comunemente usato per misurare lo spostamento del terreno è basato sul principio di inerzia, attraverso il sismometro meccanico a pendolo.

Il sismometro a pendolo può rappresentarsi come un oscillatore semplice ad 1 grado di libertà.



Accelerografo convenzionale (di tipo analogico)

Nonostante gli strumenti di tipo analogico siano stati tecnicamente superati dagli strumenti digitali, la loro presenza in reti accelerometriche èabbastanza diffusa in tutto il mondo.

Nell’accelerografo "strong-motion“ convenzionale, il pendolo èrealizzato con un sistema a torsione. In tal modo gli spostamenti angolari possono essere facilmente amplificati e registrati su pellicola con un sistema ottico.


Accelerografo digitale

I segnali generati dai trasduttori vengono dapprima amplificati e filtrati, quindi vengono inviati all’unità di conversione analogico-digitale A/D, costituita idealmente da due sezioni: commutatore e voltmetro digitale. Il commutatore ha il compito di convogliare in successione i segnali di tensione provenienti da più linee di ingresso verso il voltmetro digitale. Il segnale, misurato e digitalizzato dal voltmetro, viene quindi registrato nella memoria di massa di un calcolatore.

Generalmente lo strumento dispone di piùcanali di lettura, per esempio 3 se si vogliono misurare le 3 componenti spaziali del moto.



Misura del moto sismico Rete Accelerometrica Nazionale

Dal 1998 la proprietà della rete, ridenominata RAN (Rete AccelerometricaNazionale), è passata al Servizio Sismico Nazionale, che si avvale per la gestione di ENEL SpA, e che sta gradualmente provvedendo a rinnovarla con accelerografidigitali. Tuttavia, nella rete esistono ancora molti accelerografi analogici, installati di norma in cabine elettriche di trasformazione, che garantiscono condizioni abbastanza uniformi di registrazione in campo libero (free-field).

Tutti i principali eventi sismici occorsi in Italia a partire dagli anni ’70 sono stati registrati dalla rete accelerometrica.


Analisi delle registrazioni accelerometriche

L’esame delle registrazioni permette di notare sensibili differenze, non soltanto da un posto all’altro, ma anche da un terremoto all’altro.Il primo tipo di differenza si spiega facilmente con l’influenza del terreno di fondazione e dei terreni circostanti. Il secondo tipo pone in evidenza il fatto che ogni terremoto è un evento diverso dagli altri sia per “intensità” che per “forma” e “durata”.Secondo Newmark-Rosenblueth si possono distinguere 4 tipi di terremoto.Il primo tipo è sostanzialmente costituito da un singolo urto, si verifica a breve distanza dall’epicentro, in suolo compatto, per terremoti poco profondi: condizioni essenziali per evitare l’intervento di riflessioni multiple che modificherebbero sostanzialmente la natura del terremoto. Si ricordano i terremoti distruttivi di Agadir (1960) e Skopje (1963).



Misura del moto sismico Analisi delle registrazioni accelerometriche

Il secondo tipo consiste in un moto alquanto prolungato, caratterizzato da un’estrema irregolarità. Si verifica a media distanza dall’epicentro, in suolo compatto ed è tipico dei terremoti della California. Il terzo tipo è caratterizzato dal prevalere di determinate frequenze, quale risultato di un filtraggio da parte dei terreni e di successive riflessioni di onde sismiche.


[Fonte: NISEE, National Information Service for EarthquakeEngineering, University of California, Berkeley] Misura del moto sismico

Analisi delle registrazioni accelerometriche

Il quarto tipo comporta deformazioni permanenti del terreno con fratture e liquefazione del suolo.

Terremoto di El Asnam 1980


Misura del moto sismico Analisi delle registrazioni accelerometriche

Il quarto tipo comporta deformazioni permanenti del terreno con fratture e liquefazione del suolo.

Terremoto in Alaska 1964 Terremoto di Niigata 1980



Accelerazioni registrate in terremoti italiani.

Ancona 14.06.1972 (ML = 4.5) Friuli 06.05.1976


Spettro di Fourier

Una rappresentazione interessante del moto sismico si ottiene utilizzando la Trasformata di Fourier. Detta la componente dell’accelerazione del terreno considerata, si pone: ( )tx0


( ) ( ) ( ) ( ) ( ) ( )∫∫∞∞

⋅=⋅=00

cos sin dtttxBdtttxA ωωωω

( ) ( ) ( ) ( ) ( )( )ωωωφωωω A

BtBAC 222 g =+=

( ) ( ) ( ) ( ) ( )∫∫∞∞

⋅+⋅=00

cos1 sin1 ωωωπ

ωωωπ

dtBdtAtx

La funzione continua C(ω) prende il nome di spettro di Fourier dell’ampiezza e φ(ω) è lo spettro di Fourier della fase.

Lo spettro C(ω) indica il contributo di ogni frequenza all’accelerogramma, costituendo cosìuna definizione della “forma” del terremoto,


Misura del moto sismico Spettro di Fourier

Due diversi esempi di spettro di Fourier di terremoti.

[Rif. Bibl.Gavarini C., 1978. Dinamica delle Strutture. ESA, Roma]


Misura del moto sismico La determinazione delle Magnitudo

Con il diffondersi delle stazioni sismiche nei primi decenni del secolo, si è gradualmente posto il problema di misurare i terremoti con una scala "assoluta" di tipo strumentale. Il passo decisivo in questa direzione fu compiuto nei primi anni '30 da C.F.Richter, presso il California Institute of Technology (Caltech) di Pasadena, che partì da due osservazioni:

- Dati due terremoti aventi diversa intensità ma la stessa profondità focale, registrati dallo stesso sismografo a distanze poco diverse, il più forte produce oscillazioni del suolo di maggiore ampiezza e quindi farà anche tracciare dallo strumento un sismogramma di maggiore ampiezza. Solo se gli epicentri sono a diversa distanza, e l’evento più piccolo èmolto più vicino alla stazione, esso può generare un sismogramma di ampiezza maggiore dell’evento più grande.

- Si supponga che gli stessi due terremoti siano registrati non più da uno solo, ma da vari strumenti a distanze diverse. Se per ogni strumento si riporta la massima ampiezza registrata su un grafico in funzione della distanza epicentrale, si possono costruire due curve (una per ciascun terremoto) congiungendo i punti relativi alle varie stazioni. Risulteràche la curva più alta sarà quella associata al terremoto più forte.



L’uso dei valori di picco dei sismogrammi registrati consentì a Richter di analizzare quantitativamente i terremoti della California meridionale; infatti il laboratorio sismologicodel Caltech disponeva di una rete regionale di 7 stazioni dotate di sismografi (a torsione) del tipo Wood-Anderson.

Dopo aver costruito le curve relative a terremoti diversi in grafico logaritmico, egli notò che esse erano simili e, come si aspettava, con ordinate maggiori per gli eventi maggiori. La similitudine significa che le differenze tra i logaritmi delle ampiezze per due diversi terremoti sono grosso modo indipendenti dalla distanza, ovvero che le ampiezze stanno tra loro in rapporto costante.

Con ciò si poteva ottenere direttamente una misura quantitativa relativa tra due terremoti. Per avere una misura assoluta bisognava prendere un terremoto "zero" come base di confronto. Richter lo scelse, arbitrariamente, come quell’evento che su un Wood-Anderson(WA) genera un’ampiezza di picco di 0,001 mm a 100 km di distanza epicentrale, e gli assegnò magnitudo 0. Inoltre, fissato questo punto su un grafico, ricavò le ordinate A0 di magnitudo 0 per distanze diverse da 100 km tracciando una curva simile in media alle precedenti.



Misurando la differenza tra l’ordinata log A di un evento registrato ad una certa distanza ed il valore di log A0 per la stessa distanza si ottiene una misura assoluta del terremoto. L’evento di magnitudo 0 può essere visto come l’evento piùpiccolo registrabile dallo strumento WA di riferimento in una data regione.

Si ricava la definizione della magnitudo Richter:

ML = log A - log A0

dove:

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.



I valori di log A0 stabiliti empiricamente da Richter per distanze "regionali" comprese tra 0 e 600 km, e sono descritti da un’espressione del tipolog A0 = a log (R / 100) + b (R - 100)dove R è la distanza ipocentrale (in km) e a, b sono coefficienti numerici.

4.96004.64604.13203.41802.8654.95904.64504.13103.41702.8604.95804.644043003.31602.7554.95704.643042903.31502.6504.95604.54203.92803.21402.5454.85504.54103.92703.21302.4404.85404.54003.82603.11202.3354.85304.43903.82503.11102.1304.85204.43803.724031001.9254.85104.33703.72303951.7204.75004.33602.652203901.6154.74904.33503.62102.9851.5104.74804.23403.52002.9801.454.74704.23303.51902.8701.40

[km][km][km][km][km][km]-log A0∆-log A0∆-log A0∆-log A0∆-log A0∆

∆ distanza epicentrale.



Occorre sottolineare alcune limitazioni della magnitudo ML:

1. Essa richiede l’uso di uno specifico sismografo a corto periodo (WA); tuttavia, per questo e per altri motivi, ML è la magnitudo più direttamente utile per le applicazioni ingegneristiche.

2. L’andamento dei valori di log A0 con la distanza deriva evidentemente dalle caratteristiche di attenuazione delle onde sismiche ad alta frequenza nella crosta superiore della California meridionale: esso si applica quindi solo per eventi non profondi (H < 20 km), e per ciascuna regione dovrebbe a rigore essere elaborata una curva appropriata. Gli studi in questo campo mostrano tuttavia che le differenze regionali della funzione log A0 divengono apprezzabili solo per distanze relativamente elevate.

3. La scala ML è costruita solo per terremoti regionali ( ∆ < 600 km).

4. I valori di ML tendono a "saturare" tra 7.0 e 7.5; ciò dipende in buona parte dalle limitazioni del sismografo WA, che non lo rendono adatto a registrare le oscillazioni a lungo periodo generate dai grandi terremoti.

Sono state a tal proposito introdotte nuovo scale di magnitudo, comunque meno utilizzate.



La determinazione delle Magnitudo

La magnitudo ML del terremoto è legata all’energia rilasciata in corrispondenza dell’epicentro attraverso la relazione:

Log E = 12.24 + 1.44 ML [erg]

Dalla quale è facile notare come l’aumento di un’unità in termini di magnitudo del terremoto è equivalente ad un aumento di energia di circa 28 volte.

Il più grande terremoto mai registrato è di magnitudo 8.9 della scala Richter (Colombia-Ecuador 1906, Giappone 1933).

Si ritiene che 8.9 sia il massimo valore raggiungibile, corrispondente alla massima quantitàdi energia che si può accumulare nella crosta terrestre prima della frattura.

Da un punto di vista ingegneristico, si ritiene che terremoti di magnitudo inferiore a 5 non siano distruttivi per le strutture civili.

[Rif. Bibl. Penelis, G. G., Kappos, A. J., 1997. Earthquake-resistant Concrete Structures. E & FN Spon, London.]



Distribuzione dei terremoti nell’area mediterranea con magnitudo ML < 4



Distribuzione dei terremoti nell’area mediterranea con magnitudo ML > 4




Le scale di Intensità Macrosismica

Le scale di intensità macrosismica classificano in modo empirico la severità di un sisma secondo una scala ordinata in gradi degli effetti prodotti in una zona limitata dallo scuotimento del suolo sulle strutture civili (danni alle costruzioni) e, in misura minore, dei cosiddetti danni deformativi indotti (danno di natura geologica o geo-morfologica).

La prima di queste scale, proposta da Rossi e Forel alla fine del secolo 19° e rivista da Mercalliagli inizi del '900 (scala Mercalli), comprendeva 10 gradi. Tale classificazione è stata poi ampliata a 12 gradi da Cancani a seguito del disastroso terremoto di Messina e Reggio Calabriadel 1908, e perfezionata da Sieberg con la scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS) del 1923 e la versione definitiva del 1930. Nel Nordamerica si introdusse la scala Mercalli modificata (MM) nel 1931, aggiornata ed espressa in forma più concisa nel 1956. Benché le ultime distinguano 12 gradi di intensità, esse sono in realtà scale di 10 gradi giacché l’intensità I non corrisponde ad alcunché di osservabile e le intensità XI e XII sono difficili da distinguere. Da qualche anno èstata consolidata la versione definitiva della scala EMS-98 (European Macroseismic Scale 1998), che contempla una casistica dettagliata di tipologie costruttive e di livelli di danno, miranti a rendere il più oggettiva possibile la valutazione dell’intensità.




Il rilievo macrosismico a seguito di un terremoto è schematicamente condotto eseguendo valutazioni sul terreno, che in alcuni casi possono riguardare anche molte migliaia di edifici, e rappresentando i risultati su una mappa degli effetti del terremoto, o sotto forma di un piano quotato, in cui su ciascuna località viene riportato il grado di intensità, o tracciando curve dette isosisme attorno all’epicentro.

Le isosisme delimitano zone, tipicamente una per ciascun grado di intensità significativa, entro le quali il terremoto ha provocato effetti comparabili.

Occorrono in generale alcuni mesi dopo l’evento per raccogliere tutti gli elementi necessari al tracciamento di mappe di intensità comprendenti anche i gradi inferiore al V, mentre per i gradi superiori bastano in generale pochi giorni.

Il grado della isosisma epicentrale rappresenta l’intensità attribuita al sisma.

L’isosima di grado VI MCS identifica invece la soglia del danneggiamento agli edifici.


[Fonte: Bollettino Macrosismico dell'Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia] Misura del moto sismico

La scala Mercalli-Cancani-Sieberg (1930)

All'aperto il terremoto è percepito da pochi. Nelle case è notato da numerose persone ma non da tutti, a seguito del tremolio o di oscillazioni leggere di mobili. Cristalleria e vasellame, posti a breve distanza, urtano come al passaggio di un pesante autocarro su strada dissestata. Finestre tintinnano; porte, travi e assi in legno scricchiolano; cricchiano i soffitti. In recipienti aperti, i liquidi vengono leggermente mossi. Si ha la sensazione che in casa si sia rovesciato un oggetto pesante; si oscilla con tutta la sedia o il letto come una barca. 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.

ModeratoIV

Anche in zone densamente abitate viene percepito come terremoto, soltanto da una piccola parte degli abitanti nell'interno delle case, come nel caso del passaggio di un pesante mezzo. Da alcuni viene riconosciuto come terremoto soltanto dopo averne parlato con altri.

LeggeroIII

Sentito soltanto da persone estremamente sensibili o nervose, in perfetta quiete e quasi sempre nei piani superiori dei caseggiati.

Molto leggeroII

Rilevato soltanto da sismografi.ImpercettibileI

Descrizione degli effettiDenominazione

del terremotoGrado


Misura del moto sismico La scala Mercalli-Cancani-Sieberg (1930)

Il terremoto viene notato da tutti con paura, molti fuggono all'aperto, alcuni hanno la sensazione di instabilità. Liquidi si muovo fortemente; quadri, libri e oggetti simili cadono dalle pareti e dagli scaffali; porcellane si frantumano; suppellettili assai instabili, e perfino pezzi di arredo vengono spostati se non rovesciati; piccole campane in cappelle e chiese, e orologi di campanili battono. Case isolate, solidamente costruite subiscono danni leggeri; spaccature all'intonaco, caduta del rinzaffo di soffiti e di pareti. Danni più forti, ma non ancora pericolosi si hanno sugli edfici mal costruiti. Qualche tegola e pietra di camino cade.

ForteVI

Nel pieno delle attività giornaliere, il sisma viene percepito da numerose persone nelle strade e se sensibili anche in campo aperto. In casa si avverte in seguito allo scuotere dell'intero edificio. Piante e piccoli rami di cespugli ed alberi si muovono con evidenza, come se ci fosse un vento moderato. Oggetti pendenti come lampade, tendaggi, lampadari non troppo pesanti entrano in oscillazione, campanelle suonano. Gli orologi a pendolo si fermano od oscillano con maggior periodo, a seconda della direzione della scossa se perpendicolare o normale al moto di oscillazione. A volte orologi a pendolo fermi riprendono il movimento. La luce elettrica guizza o viene a mancare in seguito a movimenti della linea. I quadri urtano, battono contro le pareti oppure si spostano; da recipienti colmi e aperti vengono versate piccole quantità di liquido; ninnoli e oggetti del genere possono cadere come pure gli oggetti addossati alle pareti; arredi leggeri possono essere spostati di poco; mobili ritronano; porte ed imposte sbattono; vetri delle finestre si infrangono. Quasi tutti i dormienti si svegliano. Sporadici gruppi di persone fuggono all'aperto.

Abbastanza forteV


del terremotoGrado


Misura del moto sismico La scala Mercalli-Cancani-Sieberg (1930)

Interi rami d'albero pendono rotti e perfino si staccano. Anche i mobili più pesanti vengono spostati lontano e a volte rovesciati. Statue, monumenti in chiese, in cimiteri e parchi pubblici, ruotano sul proprio piedistallo oppure si rovesciano. Solidi muri di cinta in pietra si rompono e crollano. Circa un quarto delle case è gravemente leso, alcune crollano, molte diventano inabitabili; gran parte di queste cadono. Negli edifici intelaiati cade gran parte della tamponatura. Case in legno vengono schiacciate o rovesciate. Spesso campanili di chiese e di fabbriche con la loro caduta causano danni agli edifici vicini più di quanto non avrebbe fatto da solo il terremoto. In pendii e terreni acquitrinosi si formano crepe. In terreni bagnati si ha l'espulsione di sabbia e di melma.

RovinosoVIII

Notevoli danni vengono provocati ad oggetti di arredamento anche di grande peso. Grandi campane rintoccano. Corsi d'acqua, stagni e laghi si agitano e s'intorbidiscono a causa della melma smossa. Qua e là, parte delle sponde di sabbia e ghiaia scivolano via. Varia la portata delle sorgenti. Danni moderati a numerosi edifici costruiti solidamente: piccole spaccature nei muri; caduta di toppe piuttosto grandi della incalcinatura e dello stucco, a volte anche di mattoni. Caduta generale di tegole. Molti fumaioli vengono lesi da incrinature. Camini già danneggiati 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'intonaco e all'intelaiatura sono più gravi. In casi isolati distruzione di case mal costruite oppure riattate.

Molto forteVII


del terremotoGrado




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., chi più, chi meno, 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 large pieghe ondose. In terreni meno densi e più umidi si creano spaccature fino alla larghezza di più decimetri; si notano parallelamente ai corsi d'acqua spaccature che raggiungono larghezze fino a un metro. Non solo pezzi di terreno scivolano dai pendii, ma interi macigni rotolano a valle. Grossi massi si staccano dagli argini dei fiumi e da coste scoscese; riviere basse subiscono spostamenti di masse sabbiose e fangose, per cui il livello del terreno viene notevolmente variato. Le sorgenti subiscono frequenti cambiamenti di livello dell'acqua. Da fiumi, canali e laghi ecc. le acque vengono gettate contro le sponde.

Completamente distruttivoX

Circa la metà di case in pietra sono distrutte; molte crollano; la maggior parte diviene inabitabile. Case ad intelaiature sono divelte dalle proprie fondamenta e crollano; travi strappate a seconda delle circostanze contribuiscono alla rovina.

DistruttivoIX


del terremotoGrado




Non regge alcuna opera dell'uomo. Lo sconvolgimento del paesaggio assume aspetti grandiosi. Corsi d'acqua sia superficiali che sotterranei subiscono mutamenti vari, si formano cascate, scompaiono laghi, fiumi deviano.

Completamente distruttivoXII

Crollo di tutti gli edifici in muratura, resistono soltanto le capanne di legno e le costruzioni ad incastro di grande elasticità. Anche i ponti più sicuri crollano a causa della caduta di pilastri in pietra o del cedimento di quelli in ferro. Binari si piegano fortemente e si spezzano. Tubature interrate vengono spaccate e rese irreparabili. Nel terreno si manifestano vari mutamenti di notevole estensione, a seconda della natura del suolo, si aprono grandi crepe e spaccature; soprattutto in terreni soffici e acquitrinosi il dissesto è considerevole sia orizzontalmente che verticalmente. Ne segue il trabocco di sabbia e melma con diverse manifestazioni. Sono frequenti lo sfaldamento di terreni e la caduta di massi.

DistruttivoXI


del terremotoGrado




La classificazione in termini di intensità è legata inevitabilmente alla qualità ed alla tipologia delle costruzioni locali, e dipende anche dalla concentrazione abitativa della regione colpita. Al limite, un sisma violento che colpisca una regione desertica e non arrechi danni, potrebbe essere classificato con un grado di intensità molto basso, mentre un sisma di magnitudo moderata (M = 5.0 –5.5) che colpisca una zona con edifici vulnerabili e causi vittime verràclassificato con un grado relativamente elevato.

Terremoto umbro-marchigiano del 26.09.1997: piano quotato delle intensità MCS e isosisme(Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia).


Misura del moto sismico (Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia).


Misura del moto sismico (Fonte: Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia).

Terremoto del 24 gennaio 1810, Mor (Ungheria). Intensità epicentrale IX.



Le massime intensitàmacrosismiche osservate nei comuni italiani.



Mappe macrosismiche compilate dal prof. Giuseppe Mercalli (Milano 1850 - Napoli 1914).



Pericolosità sismica

Pericolosità e rischio sismico

Pericolosità sismica è, in senso lato, qualunque effetto fisico diretto (ad es. scuotimento del suolo) o indotto (ad es. instabilità di versanti), capace di causare conseguenze avverse (perdite) sulle attività umane, riconducibile ai terremoti.

Pericolosità sismica in senso probabilistico è la probabilità che un valore prefissato di pericolosità, espresso da un parametro di moto sismico del suolo (quale ad es. l’accelerazione massima) o da un grado di intensità macrosismica, venga superato in un sito dato (o in un insieme di siti) entro un dato periodo di tempo.

Rischio sismico indica, in senso lato, le perdite attese (vittime e danni diretti, ma anche danni indiretti) per effetto dei terremoti. In senso probabilistico, esso definisce la probabilità che un livello prefissato di perdite causate da terremoti sia superato entro un dato periodo di tempo in un sito, insieme di siti oppure un area. Si noti che, per effetto di questa definizione il rischio è cumulativo, cioè mette in conto le perdite complessive generate da terremoti diversi, eventualmente riportate su base annua.


Pericolosità sismica Pericolosità e rischio sismico

Mitigare il rischio vuol dire dunque ridurre le conseguenze avverse dei terremoti; ciò si puòottenere:

- progettando e costruendo adeguatamente là dove sono prevedibili i terremoti, e

- predisponendo un sistema efficace di protezione civile, sia pre-evento (mediante diffusione di informazioni, e sistemi di allarme, se possibile) che post-evento (gestione dell’emergenza).

Per realizzare tali condizioni è necessario quanto meno:

1. definire quali siano le zone più o meno sismicamente pericolose di un territorio,

2. stabilire se e come sia possibile riconoscere condizioni di allerta sismica, ovvero se sia fattibile la previsione dei terremoti nella regione in esame

3. conoscere l’efficacia delle norme sismiche per le costruzioni, cioè in che misura si riducono i danni attesi all’aumentare della severità, e del grado di aggiornamento (modernità), delle norme stesse.



Sismicità storica e strumentale

La fonte principale di dati statisticamente elaborabili sulla sismicità è costituita dai cataloghi dei terremoti passati. Anche se i primi sismografi iniziano ad operare sin dalla fine del 19° secolo, rendendo possibile la registrazione strumentale dei terremoti piùenergetici, la sismologia quantitativa in senso moderno si afferma con l’introduzione della scala delle magnitudo da parte di C. F. Richter, nei primi anni ’30.

Pertanto, i cataloghi dei terremoti di molti paesi sono prevalentemente di tipo storico, cioèbasati sulle osservazioni macrosismiche, all’incirca fino alla 2a guerra mondiale (e in alcuni paesi anche oltre), e divengono prevalentemente o esclusivamente strumentali nella seconda metà del secolo.

Deve inoltre essere sottolineato che, con il progressivo miglioramento dei sistemi di osservazione sismologica (accentuatosi in particolare dopo l’avvento della strumentazione digitale), la qualità e la completezza dei cataloghi sono soggette a variare significativamente con il tempo.



Sismicità storica e strumentale

Per l’Italia, paese di antica civilizzazione e tradizione scritta, si dispone di cataloghi di buona qualità che si estendono – si pure con ovvie lacune - su un arco temporale di molti secoli. I cataloghi recenti dei terremoti italiani a cui si fa generalmente riferimento sono:

- il Catalogo NT, prodotto dal Gruppo Nazionale per la Difesa dai Terremoti (GNDT), nella versione 4.1.1 pubblicata nel 1997 (sito http://emidius.mi.ingv.it/NT), e aggiornata nel 1998, e

-il Catalogo dei Forti Terremoti in Italia (CFT), commissionato dall'Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) alla società SGA, in due versioni pubblicate nel 1995 e 1997 (a stampa, su CD-ROM e nel sito http://80.117.141.2/cft/)

In entrambi i cataloghi viene assegnata anche ai terremoti pre-strumentali una magnitudo “macrosismica”, indicata con Mm, che in NT viene stimata mediante la correlazione

Mm = 0.56 I0 + 1.08



Sismicità strumentale (1981-1996) Sismicità storica (476 a.C. - 1997) M > 2.5 e profondità < 40 km 700 eventi con M > 5


Pericolosità sismica Sismicità strumentale (1981-1996) M > 2.5 e profondità < 40 km

Italia Centrale


Pericolosità sismica Macro e micro-zonazione

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 presuppongono che sia disponibile per ciascun territorio nazionale di applicazione una carta di macrozonazione 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 aventi probabilità di superamento pari a 0.10 in 50 anni.

Viceversa, la microzonazione si rivolge ad un territorio di limitata estensione, 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 innescata o riattivata da terremoti ed altri casi di comportamento instabile dei terreni, come la liquefazione.



Sismicità di una regione

Le zone sorgente dei terremoti o zone sismogenetiche, brevemente ZS, possano venire quantitativamente caratterizzate, oltre che dalla loro posizione e geometria, da alcune grandezze e funzioni, tra cui la distribuzione di probabilità della magnitudo FM (m), definibile sulla base della conoscenza del numero ν(M) medio annuo di eventi con magnitudo ≥ M che si verificano nella ZS, conteggiato al crescere di M al di sopra di una soglia minima, o anche l’intervallo medio di ricorrenza tra due eventi magnitudo ≥ M, ovvero T(M) = 1/ ν (M).

In modo analogo, se si ragiona in termini di intensità, si può introdurre la distribuzione probabilistica FIo (i0), oppure la correlazione ν(I0).

Le fonti di informazione per costruire le funzioni e correlazioni di cui sopra sono le conoscenze di carattere sismotettonico (per definire le ZS), i dati descrittivi dei terremoti del passato (cataloghi sismici, basi di dati per l’intensità) e della sismicità strumentale, le registrazioni accelerometriche di scosse forti, i modelli di propagazione delle onde sismiche, etc.


Pericolosità sismica Sismicità di una regione

Si definisce come zona sismogenetica (o zona sorgente) un’area che, ai fini di calcolo della pericolosità sismica e del rischio, si ritiene dotata di un tasso di sismicità n(M) uniforme, ovvero di un’unica distribuzione FM(m) della magnitudo, nonché di un’unica descrizione del processo di occorrenza temporale dei terremoti.

Il problema di definire la distribuzione di probabilità di M si traduce nella valutazione, per una regione la cui sismicità è quantitativamente descritta da un opportuno catalogo di terremoti, della frequenza relativa di accadimento dei terremoti più forti (e quindi più rari) rispetto a quelli più deboli (e quindi più frequenti).

Rappresentando in un grafico, in ascisse, i valori degli intervalli di magnitudo e in ordinate, in scala logaritmica, i corrispondenti valori delle frequenze, si ottengono dei punti il cui andamento risulta, in generale, bene approssimato dalla relazionelog ν = a – bMcomunemente denominata “relazione frequenza – magnitudo” o relazione di Gutenberge Richter (G&R), dal nome dei due noti sismologi che usarono negli anni ’30 per la prima volta questo tipo di costruzione .



AB

C

D

B

E

E

E

F

F

A. Zone di interazione tra piastra adriatica e piastra europea (Alpi e Sudalpino) e zone diinterazione tra piastra adriatica e sistema dinarico(Dinaridi ed Ellenidi fino allo svincolo diCefalonia).

B. Zone legate al margine interno della piastra padano-adriatico-ionica in subduzione sotto la catena appenninica.

C. Zone legate al recente sollevamento della catena appenninica, successivo ad una lunga storia di migrazione spazio-temporale del sistema catena-avampaese.

D. Zone legate ad un regime compressivogiovane impostato su un precedente regime distensivo.

E. Zone di rottura all'interno della piastra di avampaese e lungo i suoi margini in flessione.

F. Zone vulcaniche

Zone sismogenetiche



F. Zone vulcaniche

Relazione di Gutenberg e Richter


Pericolosità sismica Descrizione probabilistica del succedersi degli eventi sismici

Il succedersi degli eventi sismici in una prefissata regione è generalmente modellato nell’ipotesi di processo stocastico Poissoniano.

Il processo di Poisson è privo di memoria. Se il processo è privo di memoria, la distribuzione dei tempi di intercorrenza tra terremoti è indipendente da quella della magnitudo.

E’ facile dimostrare che la relazione di G&R implica, oltre ad una distribuzione esponenziale della magnitudo che può essere scritta come:

ν (M) = λ exp[-β (m-m0)],

un processo degli eventi di tipo Poissoniano, ovvero l’indipendenza tra magnitudo e tempo di intercorrenza tra un terremoto e quello successivo.

Nei casi in cui la sismicità dell’area si discosti significativemante dalla G&R, come nel succitato caso di terremoto caratteristico, occorrerà fare riferimento processi stocastici detti non-Poissoniani.


Pericolosità sismica Analisi probabilistica della pericolosità sismica

Si definisce pericolosità sismica come la probabilità che, in un sito assegnato ed all’interno di un certo intervallo temporale, venga superato un prefissato valore di una grandezza Y che denoti l’intensità dello scuotimento sismico del suolo. Tipicamente Y puòessere l’accelerazione o la velocità di picco del suolo, l’intensità macrosismica al sito, etc.

Per la determinazione della pericolosità sismica al sito è necessario disporre preliminarmente delle seguenti informazioni:

• contesto sismotettonico (posizione di eventuali faglie sismogenetiche, informazioni geologico-strutturali, meccanismi focali da attività sismica recente), sintetizzato in un modello di ZS;

• sismicità dell’area, tipicamente descritta da un catalogo sismico;

• relazione di attenuazione Y = f (M,R), scelta opportunamente in funzione dell’area in studio e del contesto sismotetonico dominante, che leghi la grandezza in studio alla magnitudo e ad un’opportuna misura della distanza del sito dalla sorgente sismica, oltre che alle condizioni di sito.



Relazioni di attenuazione

Le relazioni di attenuazione descrivono appunto, in forma molto semplificata, come si attenua il moto del suolo dalla sorgente sismica al sito. Esse impiegano una unica grandezza descrittiva dell’intensità del terremoto alla sorgente (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).

Esistono diverse leggi di attenuazione ottenute empiricamente. In Europa è molto diffusa la relazione proposta da Ambraseys e Bommer; in Italia uno studio completo è stato condotto da Sabetta e Pugliese che hanno proposto la forma

log amax,h = -1.562 + 0.306 M - log (r2+5.82)1/2 + 0.169 S1 + 0.173 P

per l’accelerazione di picco orizzontale (in g), dove S = 0 per siti rigidi o depositi alluvionali profondi, 1 per depositi superficiali, r è la distanza epicentrale, in km, e P = 0 se si vuole stimare il valore medio dell’accelerazione, P = 1 se si cerca il valore medio aumentato di uno scarto.


Pericolosità sismica [Fonte: Gruppo Nazionale Difesa Terremoti GNDT]

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