Origine dei terremoti

(1)

DIPARTIMENTO DI INGEGNERIA CIVILE e AMBIENTALE Sezione Geotecnica

I Terremoti

Placche tettoniche

I Terremoti

Origine, propagazione, ‘misura’

Prof. Ing. Claudia Madiai

I terremoti

¾ I 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 Madiai

Corso di Ingegneria Geotecnica Sismica

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

¾ Sotto l’effetto di tali sforzi la roccia si deforma proporzionalmente all'energia accumulata fino a raggiungere il limite di rottura

¾ A 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)

¾ 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

¾ 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

¾ Le zone di maggiore concentrazione dei terremoti coinciderebbero con i bordi delle placche

¾ Le zolle litosferiche principali sono 7, con dimensioni di migliaia di km²;

Origine dei terremoti

comprendono crosta continentale o oceanica o di entrambi i tipi;

numerose sono le zolle secondarie (anche molto piccole)

(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 attop

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

Origine dei terremoti

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

Placche tettoniche

Terra Uovo

Raggio medio terrestre R

_t

≅ 6370 km

S di li f S 100 k

Spessore medio litosfera S

_t

^≅ 100 km S

_t

/R

_t

≅ 1.6%

Raggio medio uovo R

_u

^≅ 20 mm Spessore guscio S

_u

^≅ 0.38 mm

S /R ≅ 1.9%

(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’)

Origine dei terremoti

99

¾ Lo spessore delle placche è di circa 70 km sotto gli oceani e circa il doppio sotto i continenti

¾ In corrispondenza dei margini divergenti il materiale caldo risale

Origine dei terremoti

¾ 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’)

10 10

(6)

Origine dei terremoti

I terremoti più profondi sono generati in corrispondenza delle zone di subduzione

11 11

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

Origine dei terremoti

(7)

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

1-2

1-3 1-3

4-5 9-10

1-3

7 7

5-7

13 13

Origine dei terremoti

Placche divergenti

¾ si origina nuova crosta terrestre

¾ si generano terremoti superficiali a basso contenuto energetico

Movimento veloce Movimento lento

(es. African Rift Valley)

14 14

(8)

Origine dei terremoti

Placche convergenti

¾ la placca più densa subduce e dalla collisione si modificano (o p p ( originano) le catene montuose

¾ si generano terremoti a varie profondità ed elevato contenuto energetico

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

15 15

Origine dei terremoti

Placche trascorrenti

¾ Le placche scorrono orizzontalmente l’una contro l’altra per cui non

¾ 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

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¾ 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

temperatura, ecc.)

¾ Quando gli sforzi superano la resistenza a rottura della roccia l’energia potenziale precedentemente accumulata si trasforma in energia cinetica

¾ Il piano di scorrimento è denominato “faglia”

Area di Fratture

Faglia Area di

scorrimento

Area della dislocazione

secondarie

A Superficie con

asperità

17 17

Origine dei terremoti

TIPI DI FAGLIE

African Rift Valley Himalayas,

Rocky Mountains San Andreas, Calif., N. Anatolian

diretta (o normale) inversa trascorrente

USGS photographs 1818

(10)

Faglie e fratture secondarie

19 19

Faglie e fratture secondarie

(11)

Faglie e fratture secondarie

21 21

Faglie e fratture secondarie

Haiti, 2010

22 22

(12)

Origine e propagazione delle onde sismiche

¾ 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

¾ Il punto dove ha origine la frattura si chiama ipocentro

¾ 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

23 23

stazione accelerometrica

d di

Origine e propagazione delle onde sismiche Onde sismiche

ipocentro

onde di volume

epicentro

onde di superficie

¾ Onde di volume:

- onde P (Primae) - onde S (Secundae)

¾ Onde di superficie:

- onde di Rayleigh o 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

(13)

Scuotimento sismico registrato in una stazione accelerometrica

ampiezza

rumore di fondo

rumore di fondo onde di volume onde di

superficie onde P onde S

INIZIO TERREMOTO FINE TERREMOTO

tempo (in secondi)

25 25

Onde di volume

Origine e propagazione delle onde sismiche

Onde di volume

Onde di superficie

26 26

(14)

Fenomeni fisici associati alla propagazione delle onde sismiche

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

27 27

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:

P

P V

t ₌

Δ

S

S V

t ₌

Δ

s

(s)

⎟⎟⎠

⎜⎜ ⎞

⎝

⎛ −

=

−

=

−

P S P

S P

S V

1 V

t V

t Δ Δ Δ

P S

V 1 V

1 t t

−

= − Δ

(km)

⎠

⎝ ^S ^P

P S

(15)

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

Localizzazione dell’epicentro dei terremoti

della quantità t_P t_S 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

29 29

‘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 scala

parametro di riferimento: Intensità Macrosismica 2. Stima indiretta quantitativa attraverso la misura di q

parametri desunti da registrazioni strumentali parametro di riferimento: Magnitudo

3. Valutazione “diretta quantitativa”

parametro di riferimento: Momento Sismico

30 30

(16)

‘Misura’ dei terremoti:

Intensità macrosismica

Grado di

Descrizione

Sintesi della scala MCS

Intensità Descrizione I Rilevato solo dai

sismometri II Molto lieve

III Lieve

IV Moderato

V Abbastanza forte

VI Forte

VII Molto forte VIII Distruttivo

IX Fortemente distruttivo

X Rovinoso

XI Catastrofico XII 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) 12

ll d f ( )

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

(17)

Esempi di isosisme

‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica

Terremoto di Piancastagnaio, 1920

33 33

Esempi di isosisme

‘Misura’ dei terremoti: Intensità macrosismica

Terremoto dell’Irpinia,

1930

34 34

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‘Misura’ dei terremoti

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

35 35

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

37 37

Sismometro moderno tipo Willmore (H=33 cm)

‘Misura’ dei terremoti

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

38 38

(20)

‘Misura’ dei terremoti

Rete sismometrica

39 39

‘Misura’ dei terremoti: Magnitudo locale Magnitudo locale (M o M

_L

)

¾ Definizione originaria (Richter, 1930):

M_L = 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

¾ Dalla definizione risulta:

•

M_L_L=0 per un terremoto che produce uno spostamento

massimo di un micron su un sismografo standard posto a

100 km di distanza

• M

_L

è una grandezza continua che non ha limite superiore o

inferiore

(si registrano comunemente terremoti con M_L<0; il massimo M_L ad oggi osservato è circa 9.5 per il terremoto del Cile, 1960)

(21)

‘Misura’ dei terremoti: Magnitudo locale Magnitudo locale (M o M

_L

)

¾ 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):

) M 5 . 1 8 . 11

10

(

E =

⁺

ne consegue che, essendo E2/E1=10^1.5(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..

¾ Non disponendo generalmente di uno strumento alla distanza di 100 Km si pone: M

_L= 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)

41 41

Calcolo della Magnitudo locale

Grafico per la determinazione della Magnitudo locale

TS-TP= 35 s

OSS:

¾ La Magnitudo locale viene calcolata mediante appositi grafici; non è pertanto una ‘misura’ in senso stretto

¾ La Magnitudo locale non fa distinzione tra i diversi tipi di onde

¾ 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)

42 42

(22)

Altri tipi di Magnitudo

Magnitudo basata sull’ampiezza delle onde di volume (m

_b

)

¾ È calcolata a partire dall’ampiezza dei primi cicli di onde P, mediante la relazione:

m_b= 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)

¾ È indicata per la ‘misura’ di terremoti profondi e registrazioni vicine all’epicentro

(le onde P non sono molto influenzate dalla profondità ipocentrale )

43 43

Magnitudo basata sull’ampiezza delle onde di superficie (M

_S

)

Altri tipi di Magnitudo

¾ È calcolata a partire dall’ampiezza delle onde superficiali di Rayleigh mediante la relazione:

M_S= 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)

¾ 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 (M

_W

)

¾ Le definizioni di M_L, m_b, M_Ssi basano sull’ampiezza delle onde sismiche rilevate mediante registrazioni strumentali

Altri tipi di Magnitudo

¾ Sono grandezze correlate empiricamente all’energia rilasciata, non una misura dell’energia

¾ 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 M_Le m_be intorno a 8 per M_S)

¾ Per ovviare a questo problema è stata introdotta la magnitudo momento:

M_W= 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

45 45

D=spostamento relativo medio

Fattori A e D che concorrono al calcolo del momento sismico

Altri tipi di Magnitudo

A=area della dislocazione

calcolo del momento sismico

A

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 46 46

(24)

¾ 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

¾ L i i li d i dd tti f i

¾ Le 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

47 47