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
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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)
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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
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Secondo la Teoria delle placche la parte più esterna del globo (litosfera) è fratturata in grandi pezzi, chiamati placche o zolle
Piccola % dei terremoti annuali nel mondo
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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;
Origine dei terremoti
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comprendono crosta continentale o oceanica o di entrambi i tipi; numerose sono le zolle secondarie (anche molto piccole)
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Teoria della deriva dei continenti La teoria delle placche nasce dalla teoria della deriva dei continenti (Alfred Wegener, 1912), basata sull’ipotesi che i continenti attuali si siano formati per smembramento di un unico supercontinente (Pangea) e che le dinamiche di separazione siano tuttora in atto
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p
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Teoria della deriva dei continenti
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A causa dei moti convettivi all’interno dell’astenosfera, le placche che compongono la litosfera si spostano orizzontalmente
Origine dei terremoti
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Zona di subduzione
Zona di subduzione
Dorsale
•Litosfera = crosta e parte superficiale del mantello
•Rigida e discontinua•Lungo le discontinuità si generano i terremoti
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Placchetettoniche
Terra Uovo
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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
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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’)
Origine dei terremoti
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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
Origine dei terremoti
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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
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Origine dei terremotiI terremoti più profondi sono generati in corrispondenza delle zone di subduzione
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Le zone di subduzione sono quelle in cui avvengono i terremoti più violenti e frequenti (es. Giappone)
Origine dei terremoti
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1212
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Le placche tettoniche si muovono con una velocità di 1÷10 cm/anno (paragonabile alla velocità di crescita delle unghie delle mani)
Origine dei terremoti
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1-2
1-3
1-3
4-59-10
1-37 7
5-7
1313
Origine dei terremoti
Placche divergenti si origina nuova crosta terrestre
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si generano terremoti superficiali a basso contenuto energetico
Movimento veloce
Movimento lento(es. African Rift Valley)
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Origine dei terremoti
Placche convergentila placca più densa subduce e dalla collisione si modificano (o
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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
Origine dei terremoti
Placche trascorrenti
Le placche scorrono orizzontalmente l’una contro l’altra per cui non
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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
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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 )
Origine dei terremoti
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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
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diretta (o normale) inversa trascorrente
USGS photographs 1818
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Faglie e fratture secondarie
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1919
Faglie e fratture secondarie
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2020
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Faglie e fratture secondarie
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2121
Faglie e fratture secondarieHaiti, 2010
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2222
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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
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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
Origine e propagazione delle onde sismiche
Onde sismiche
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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
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Scuotimento sismico registrato in una stazione accelerometrica
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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
Origine e propagazione delle onde sismiche
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Onde di volume
Onde di superficie
2626
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Fenomeni fisici associati alla propagazione delle onde sismiche
in corrispondenza delle superfici di contatto stratigrafico si generano onde P ed Sriflesse e rifratte
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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
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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
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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
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della quantità tP tS si risale alla distanza epicentrale Δ
La posizione dell’epicentro è sulla circonferenza di raggio pari a Δ con centro nella stazione di registrazione ⇒ con 3 stazioni è possibile identificare la posizione dell’epicentro
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‘Misura’ dei terremoti
Con ‘misura’ di un terremoto si intende in senso generale la misura dell’energia da esso rilasciata
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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
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‘Misura’ dei terremoti:Intensità macrosismica
Grado diDescrizione
Sintesi della scala MCS
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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
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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
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Esempi di isosisme
‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica
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Terremoto di Piancastagnaio, 1920
3333
Esempi di isosisme
‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica
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Terremoto dell’Irpinia,
1930
3434
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‘Misura’ dei terremoti
Sismoscopio di Ghang Hen (II sec d.C.)
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Il funzionamento di un sismografo si basa sul principio di inerzia (base fissa solidale al suolo, massa mobile dotata di notevole inerzia)
‘Misura’ dei terremoti
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Pendolo sismoscopico “Cecchi” e sismografo a doppio pendolo (Osservatorio Ximeniano, Firenze)
‘Misura’ dei terremoti
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3737
Sismometro moderno tipo Willmore (H=33 cm)
‘Misura’ dei terremoti
Sismometro elettromagnetico o elettrodinamico( t i d ) b bi i
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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
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‘Misura’ dei terremoti
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Rete sismometrica
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‘Misura’ dei terremoti: Magnitudo locale
Magnitudo locale (M o ML)
Definizione originaria (Richter, 1930):
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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
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‘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
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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)
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Calcolo della Magnitudo locale Grafico per la determinazione della Magnitudo locale
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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
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Altri tipi di Magnitudo
Magnitudo basata sull’ampiezza delle onde di volume (mb)
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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)
Altri tipi di Magnitudo
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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)
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Magnitudo momento o Momento sismico (MW)
Le definizioni di ML, mb, MS si basano sull’ampiezza delle onde sismicherilevate mediante registrazioni strumentali
Altri tipi di Magnitudo
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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
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D=spostamento relativo medio
Fattori A e D che concorrono al calcolo del momento sismico
Altri tipi di Magnitudo
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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
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I principali fenomeni che avvengono nel cammino delle onde sismiche dalla sorgente al sito sono:
Fenomeni fisici associati alla propagazione delle onde sismiche
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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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