Prof. Ing. Claudia Madiai

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UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI FIRENZEDIPARTIMENTO DI INGEGNERIA CIVILE e AMBIENTALE Sezione Geotecnica

I Terremoti

Placche tettoniche

I TerremotiOrigine, propagazione, ‘misura’

Prof. Ing. Claudia Madiai

I terremotiI terremoti (dal latino terrae motu) sono vibrazioni del suolo prodotte dal brusco rilascio di energia meccanica accumulata nel tempo in zone profonde della crosta terrestre per effetto di complesse dinamiche che interessano il pianeta e che producono nelle rocce degli stati di sforzo

prof. ing. Claudia MadiaiCorso di Ingegneria Geotecnica Sismica

interessano il pianeta e che producono nelle rocce degli stati di sforzo che aumentano nel tempo

Sotto l’effetto di tali sforzi la roccia si deforma proporzionalmente all'energia accumulata fino a raggiungere il limite di rotturaA quel punto la massa rocciosa si rompe creando una frattura nella crosta terrestre (faglia) lungo la quale si verifica un movimento relativo dei due blocchi di roccia con liberazione di energia che viene in parte dissipata sotto forma di calore, in parte come lavoro per compiere lo spostamento d i t i tt f di d i i h ed in parte si propaga sotto forma di onde sismiche

(teoria del rimbalzo elastico)

22

2

L’origine dei terremoti viene spiegata ricorrendo alla “Teoria delle placche” basata sulla constatazione che i terremoti hanno origine in fasce ristrette e ben definite del globo

Origine dei terremoti


Secondo la Teoria delle placche la parte più esterna del globo (litosfera) è fratturata in grandi pezzi, chiamati placche o zolle

Piccola % dei terremoti annuali nel mondo

33

Le zone di maggiore concentrazione dei terremoti coinciderebbero con i bordi delle placche

Le zolle litosferiche principali sono 7, con dimensioni di migliaia di km2;



comprendono crosta continentale o oceanica o di entrambi i tipi; numerose sono le zolle secondarie (anche molto piccole)

44

3

Teoria della deriva dei continenti La teoria delle placche nasce dalla teoria della deriva dei continenti (Alfred Wegener, 1912), basata sull’ipotesi che i continenti attuali si siano formati per smembramento di un unico supercontinente (Pangea) e che le dinamiche di separazione siano tuttora in atto


p

55

Teoria della deriva dei continenti


66

4

A causa dei moti convettivi all’interno dell’astenosfera, le placche che compongono la litosfera si spostano orizzontalmente



Zona di subduzione

Zona di subduzione

Dorsale

•Litosfera = crosta e parte superficiale del mantello

•Rigida e discontinua•Lungo le discontinuità si generano i terremoti

77

Placchetettoniche

Terra Uovo


Raggio medio terrestre Rt ≅ 6370 kmS di li f S 100 kSpessore medio litosfera St ≅ 100 km

St/Rt ≅ 1.6%

Raggio medio uovo Ru ≅ 20 mmSpessore guscio Su ≅ 0.38 mm

Su/Ru ≅ 1.9%88

5

Nel movimento, i margini delle placche tendono ad entrare in collisione (‘margini convergenti’), ad allontanarsi (‘margini divergenti’) o a scorrere l’uno contro l’altro (‘margini trascorrenti’)



99

Lo spessore delle placche è di circa 70 km sotto gli oceani e circa il doppio sotto i continenti

In corrispondenza dei margini divergenti il materiale caldo risale



In corrispondenza dei margini divergenti il materiale caldo risale verso la superficie, le placche tendono a espandersi muovendosi come corpi rigidi e, a causa del diverso peso, alcune di esse tendono a scorrere le une sotto le altre (‘subduzione’)

1010

6

Origine dei terremotiI terremoti più profondi sono generati in corrispondenza delle zone di subduzione


1111

Le zone di subduzione sono quelle in cui avvengono i terremoti più violenti e frequenti (es. Giappone)



1212

7

Le placche tettoniche si muovono con una velocità di 1÷10 cm/anno (paragonabile alla velocità di crescita delle unghie delle mani)



1-2

1-3

1-3

4-59-10

1-37 7

5-7

1313


Placche divergenti si origina nuova crosta terrestre


si generano terremoti superficiali a basso contenuto energetico

Movimento veloce

Movimento lento(es. African Rift Valley)

1414

8


Placche convergentila placca più densa subduce e dalla collisione si modificano (o


p p (originano) le catene montuose

si generano terremoti a varie profondità ed elevato contenuto energetico

Convergenza oceano/continente Convergenza continente/continente(es. Rocky Mountains)

1515


Placche trascorrenti

Le placche scorrono orizzontalmente l’una contro l’altra per cui non


Le placche scorrono orizzontalmente l una contro l altra per cui non si genera né si distrugge crosta terrestre

Faglia trascorrente semplice(es. Faglia di S. Andrea, California)

Faglia trascorrente ai due lati di una dorsale

1616

9

Lungo i margini delle placche (non netti, ma costituiti da ampie fasce, anche centinaia di Km), i movimenti generano sforzi la cui entità aumenta nel tempo e dipende da molti fattori (pressione, t t )



temperatura, ecc.)

Quando gli sforzi superano la resistenza a rottura della roccia l’energia potenziale precedentemente accumulata si trasforma in energia cinetica

Il piano di scorrimento è denominato “faglia”

Area di Fratture

FagliaArea di

scorrimento

Area della dislocazione

secondarie

A

Superficie con asperità

1717

Origine dei terremotiTIPI DI FAGLIE

African Rift ValleyHimalayas,

Rocky MountainsSan Andreas, Calif.,

N. Anatolian


diretta (o normale) inversa trascorrente

USGS photographs 1818

10

Faglie e fratture secondarie


1919



2020

11



2121

Faglie e fratture secondarieHaiti, 2010


2222

12

Origine e propagazione delle onde sismiche

Una parte di energia liberata dalla frattura genera delle vibrazioni, ovvero delle onde elastiche (‘onde sismiche’) che si propagano in

l di i i fi i l fi i


Il punto dove ha origine la frattura si chiama ipocentro

Il punto della superficie terrestre che si trova sulla

epicentro

litosfera

crosta

tutte le direzioni fino a raggiungere la superficie terrestre

verticale condotta dall’ipocentro si chiama epicentro

ipocentro

2323

stazione accelerometrica

d di


Onde sismiche


ipocentroonde di volume

epicentroonde di

superficieOnde di volume:

- onde P (Primae)

- onde S (Secundae)

Onde di superficie:

- onde di Rayleigho de d ay e g

- onde di Love

I vari tipi di onde sismiche viaggiano a diverse velocità e deformano in diverso modo i materiali attraversati

2424

13

Scuotimento sismico registrato in una stazione accelerometrica


ampi

ezza rumore

di fondorumore di fondo

onde di volume onde di superficie

onde P onde S

INIZIO TERREMOTO FINE TERREMOTO

tempo (in secondi)

2525

Onde di volume



Onde di volume

Onde di superficie

2626

14

Fenomeni fisici associati alla propagazione delle onde sismiche

in corrispondenza delle superfici di contatto stratigrafico si generano onde P ed Sriflesse e rifratte


2727

Localizzazione dell’epicentro dei terremoti

Il fatto che le onde P e S si propaghino con diversa velocità viene utilizzato per localizzare l’epicentro di un terremoto


Si ha infatti:

PP V

t Δ=

SS V

t Δ=s

(s)

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−=−=−

PSPSPS V

1V1

VVtt Δ

ΔΔ

PS

PS

V1

V1

tt

−

−=Δ

(km)

⎠⎝ PSPS

2828

15

Il percorso avviene prevalentemente all’interno di roce dure, dove la velocità delle onde P e delle onde S non è molto variabile (VP ≅3÷8 km/s; VS ≅2÷5 km/s ); perciò rilevando dal sismogramma il valore della quantità tP – tS si risale alla distanza epicentrale Δ

Localizzazione dell’epicentro dei terremoti


della quantità tP tS si risale alla distanza epicentrale Δ

La posizione dell’epicentro è sulla circonferenza di raggio pari a Δ con centro nella stazione di registrazione ⇒ con 3 stazioni è possibile identificare la posizione dell’epicentro

2929

‘Misura’ dei terremoti

Con ‘misura’ di un terremoto si intende in senso generale la misura dell’energia da esso rilasciata


Per la misura di un terremoto si può ricorrere a:

1. Stima indiretta tramite la valutazione qualitativa degli effetti percepiti dall’uomo e prodotti sull’ambiente costruito, secondo una determinata scalaparametro di riferimento: Intensità Macrosismica

2. Stima indiretta quantitativa attraverso la misura di qparametri desunti da registrazioni strumentaliparametro di riferimento: Magnitudo

3. Valutazione “diretta quantitativa”parametro di riferimento: Momento Sismico

3030

16

‘Misura’ dei terremoti:Intensità macrosismica

Grado diDescrizione

Sintesi della scala MCS


IntensitàDescrizione

I Rilevato solo daisismometri

II Molto lieveIII LieveIV ModeratoV Abbastanza forteVI ForteVII Molto forteVIII DistruttivoIX Fortemente distruttivoX RovinosoXI CatastroficoXII Completamente

catastrofico 3131

Correlazione tra scale di Intensità

‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica


Scale di Intensità Max(gradi)

Rossi Forel (RF) 10

Mercalli Cancani Sieberg (MCS) 12ll d f ( )Mercalli Modificata (MM) 12

Medvedev Sponheuer Karnik (MSK) 12Japan Meteorological Agency (JMA) 8

3232

17

Esempi di isosisme



Terremoto di Piancastagnaio, 1920

3333

Esempi di isosisme



Terremoto dell’Irpinia,

1930

3434

18


Sismoscopio di Ghang Hen (II sec d.C.)


3535

Il funzionamento di un sismografo si basa sul principio di inerzia (base fissa solidale al suolo, massa mobile dotata di notevole inerzia)



3636

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Pendolo sismoscopico “Cecchi” e sismografo a doppio pendolo (Osservatorio Ximeniano, Firenze)



3737

Sismometro moderno tipo Willmore (H=33 cm)


Sismometro elettromagnetico o elettrodinamico( t i d ) b bi i


Vite di regolazione e indicatore del periodo proprio

(a corto periodo): una bobina si muove in un campo generato da un magnete permanente. La forza inerziale prodotta dal moto del suolo sposta la massa dalla sua posizione di equilibrio, e lo spostamento, o la velocità, della massa sono convertiti in un segnale elettrico

( l i d ) l f(a lungo periodo): la forza inerziale è bilanciata da una forza generata elettricamente in modo che la massa si muova il meno possibile. Per osservare la forza inerziale il movimento deve essere di entità significativa

3838

20



Rete sismometrica

3939

‘Misura’ dei terremoti: Magnitudo locale

Magnitudo locale (M o ML)

Definizione originaria (Richter, 1930):


ML = log A

con A=ampiezza massima delle onde sismiche (in micron) registrata da un sismografo standard (Wood- Anderson) situato a 100 Km di distanza dall’epicentro

Dalla definizione risulta:

• ML =0 per un terremoto che produce uno spostamento Lmassimo di un micron su un sismografo standard posto a 100 km di distanza

• ML è una grandezza continua che non ha limite superiore o inferiore (si registrano comunemente terremoti con ML<0; il massimo ML

ad oggi osservato è circa 9.5 per il terremoto del Cile, 1960)

4040

21

‘Misura’ dei terremoti: Magnitudo locale

Magnitudo locale (M o ML)

L’energia E (in joule) rilasciata da un terremoto, ovvero la sua t di tti ò l t ll it d l l


potenza disruttiva, può essere correlata alla magnitudo locale mediante la relazione (Gutemberg e Richter, 1956):

)M5.18.11(10E +=ne consegue che, essendo E2/E1=101.5(M2-M1) , una differenza di una unità di magnitudo corrisponde ad una differenza di circa 30 volte in termini di energia, una differenza di 2 unità di magnitudo corrisponde ad una differenza di 1000 volte in termini di energia, ecc..

Non disponendo generalmente di uno strumento alla distanza di 100 Km si pone: ML = log A – log A0

con A =ampiezza massima registrata alla distanza effettiva dall’epicentro; A0 =ampiezza di riferimento alla stessa distanza per un evento di magnitudo 0 (calcolato per distanze maggiori e minori di 100 Km e riportato in appositi abachi e tabelle)

4141

Calcolo della Magnitudo locale Grafico per la determinazione della Magnitudo locale


TS-TP = 35 s

OSS:

La Magnitudo locale viene calcolata mediante appositi grafici; non è pertanto una ‘misura’ in senso stretto

La Magnitudo locale non fa distinzione tra i diversi tipi di onde

È indicata per la ‘misura’ di terremoti piuttosto superficiali registrati a distanza epicentrale minore di circa 600 km

Ao (100)= 0.001 mm

Ao (300)

4242

22

Altri tipi di Magnitudo

Magnitudo basata sull’ampiezza delle onde di volume (mb)


È calcolata a partire dall’ampiezza dei primi cicli di onde P, mediante la relazione:

mb = logA – logT +0.01Δ+5.9

con A = ampiezza massima (in micron) delle onde P

T = periodo prevalente delle onde P (generalmente ≅1s)

Δ = distanza epicentrale, misurata in gradi (rispetto alla circonferenza terrestre)

È indicata per la ‘misura’ di terremoti profondi e registrazioni vicine all’epicentro (le onde P non sono molto influenzate dalla profondità ipocentrale )

4343

Magnitudo basata sull’ampiezza delle onde di superficie (MS)



È calcolata a partire dall’ampiezza delle onde superficiali di Rayleigh mediante la relazione:

MS = logA +1.66 logΔ+2.0

con A= ampiezza massima (in micron) dello spostamento del terreno

Δ = distanza epicentrale misurata in gradi (rispetto alla Δ = distanza epicentrale, misurata in gradi (rispetto alla circonferenza terrestre)

È indicata per la ‘misura’ di terremoti superficiali (profondità ipocentrale < 70 km), di media e elevata intensità, registrati a grandi distanze dall’epicentro (oltre 1000 km circa)

4444

23

Magnitudo momento o Momento sismico (MW)

Le definizioni di ML, mb, MS si basano sull’ampiezza delle onde sismicherilevate mediante registrazioni strumentali



Sono grandezze correlate empiricamente all’energia rilasciata, non una misura dell’energia

In realtà, per terremoti forti, le caratteristiche del moto sismico (e quindi anche l’ampiezza) diventano meno sensibili alla quantità di energia rilasciata (fenomeno noto come saturazione che si verifica intorno a 6÷7 gradi per ML e mb e intorno a 8 per MS)

Per ovviare a questo problema è stata introdotta la magnitudo momento:

MW= log M0/1.5 - 10.7

con M0 (in dyn⋅cm) = momento sismico = τ⋅A⋅D essendo

τ = resistenza a rottura della roccia in corrispondenza della superficie di faglia; A=area di faglia interessata dalla rottura; D=spostamento relativo medio delle superfici di faglia

4545

D=spostamento relativo medio

Fattori A e D che concorrono al calcolo del momento sismico



A=area della dislocazione

Acalcolo del momento sismico

Confronto tra diversi tipi di Magnitudo

l’energia di un terremoto di magnitudo 4 è paragonabile a quella prodotta dall’esplosione di 1000 tonnellate di tritolo

4646

24

I principali fenomeni che avvengono nel cammino delle onde sismiche dalla sorgente al sito sono:

Fenomeni fisici associati alla propagazione delle onde sismiche


1) perdita di energia per: - radiazione geometrica (geometrical damping)- rifrazione e riflessione onde sismiche (scattering)- smorzamento interno dei materiali attraversati (material damping)

2) verticalizzazione del cammino di propagazione

L i i li d i dd tti f iLe principali conseguenze dei suddetti fenomeni sono:

• in un sottosuolo ideale (rigido e pianeggiante) la severità dello scuotimento si attenua con la distanza dall’epicentro

• ad una certa distanza dall’epicentro, il moto sismico (dovuto prevalentemente alle onde S, che hanno ampiezza maggiore) è all’incirca orizzontale

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