UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI FIRENZE DIPARTIMENTO DI INGEGNERIA CIVILE e AMBIENTALE Sezione Geotecnica. I Terremoti. Origine, propagazione, misura

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1 UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI FIRENZE DIPARTIMENTO DI INGEGNERIA CIVILE e AMBIENTALE Sezione Geotecnica I Terremoti Origine, propagazione, misura Placche tettoniche Prof. Ing. Claudia Madiai I terremoti 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 che aumentano nel tempo Sotto l effetto di tali sforzi la roccia si deforma proporzionalmente all'energia accumulata fino a raggiungere il limite di rottura 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 ed in parte si propaga sotto forma di onde sismiche i (teoria del rimbalzo elastico) 2 1

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 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 3 Le zone di maggiore concentrazione dei terremoti coinciderebbero con i bordi delle placche Le zolle litosferiche principali sono 7, con dimensioni di migliaia di km 2 ; comprendono crosta continentale o oceanica o di entrambi i tipi; numerose sono le zolle secondarie (anche molto piccole) 4 2

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 5 Teoria della deriva dei continenti 6 3

4 A causa dei moti convettivi all interno dell astenosfera, le placche che compongono la litosfera si spostano orizzontalmente Zona di subduzione Dorsale Zona di subduzione Litosfera = crosta e parte superficiale del mantello Rigida e discontinua Lungo le discontinuità si generano i terremoti 7 Placche tettoniche Terra Uovo Raggio medio terrestre R t 6370 km 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 u /R u 1.9% 8 4

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 ) 9 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 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 5

6 I terremoti più profondi sono generati in corrispondenza delle zone di subduzione 11 Le zone di subduzione sono quelle in cui avvengono i terremoti più violenti e frequenti (es. Giappone) 12 6

7 Le placche tettoniche si muovono con una velocità di 1 10 cm/anno (paragonabile alla velocità di crescita delle unghie delle mani) Placche divergenti si origina nuova crosta terrestre si generano terremoti superficiali a basso contenuto energetico Movimento lento (es. African Rift Valley) Movimento veloce 14 7

8 Placche convergenti la placca più densa subduce e dalla collisione si modificano (o originano) le catene montuose si generano terremoti a varie profondità ed elevato contenuto energetico Convergenza oceano/continente Convergenza continente/continente (es. Rocky Mountains) 15 Placche trascorrenti 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 16 8

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, temperatura, t 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 Faglia Area di scorrimento Fratture secondarie Superficie con asperità Area della dislocazione A 17 TIPI DI FAGLIE African Rift Valley Himalayas, Rocky Mountains San Andreas, Calif., N. Anatolian diretta (o normale) inversa trascorrente USGS photographs 18 9

10 Faglie e fratture secondarie 19 Faglie e fratture secondarie 20 10

11 Faglie e fratture secondarie 21 Faglie e fratture secondarie Haiti,

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 tutte le direzioni i i fino a raggiungere la superficie i terrestre Il punto dove ha origine la frattura si chiama ipocentro Il punto della superficie terrestre che si trova sulla verticale condotta dall ipocentro si chiama epicentro crosta litosfera epicentro ipocentro 23 Origine e propagazione delle onde sismiche Onde sismiche Onde di volume: -onde P (Primae) -onde S (Secundae) Onde di superficie: - onde di Rayleigh -onde di Love onde di volume onde di superficie stazione accelerometrica epicentro ipocentro I vari tipi di onde sismiche viaggiano a diverse velocità e deformano in diverso modo i materiali attraversati 24 12

13 Scuotimento sismico registrato in una stazione accelerometrica ampiezza rumore di fondo onde di volume onde P onde S onde di superficie rumore di fondo tempo (in secondi) INIZIO TERREMOTO FINE TERREMOTO 25 Origine e propagazione delle onde sismiche Onde di volume Onde di volume Onde di superficie 26 13

14 Fenomeni fisici associati alla propagazione delle onde sismiche in corrispondenza delle superfici di contatto stratigrafico si generano onde P ed S riflesseerifratte 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: s t P Δ = V P t S Δ = V S (s) t S t P Δ Δ = = Δ V S V P 1 V S 1 V P (km) Δ = t 1 V S S t P 1 V P 28 14

15 Localizzazione dell epicentro dei terremoti 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 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 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 parametri desunti da registrazioni strumentali parametro di riferimento: Magnitudo 3. Valutazione diretta quantitativa parametro di riferimento: Momento Sismico 30 15

16 Misura dei terremoti: Intensità macrosismica Sintesi della scala MCS Grado di Intensità I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Descrizione Rilevato solo dai sismometri Molto lieve Lieve Moderato Abbastanza forte Forte Molto forte Distruttivo Fortemente distruttivo Rovinoso Catastrofico Completamente catastrofico 31 Misura dei terremoti: Intensità macrosismica Correlazione tra scale di Intensità Scale di Intensità Max (gradi) Rossi Forel (RF) 10 Mercalli Cancani Sieberg (MCS) 12 Mercalli Modificata df (MM) 12 Medvedev Sponheuer Karnik (MSK) 12 Japan Meteorological Agency (JMA)

17 Misura dei terremoti: Intensità macrosismica Esempi di isosisme Terremoto di Piancastagnaio, Misura dei terremoti: Intensità macrosismica Esempi di isosisme Terremoto dell Irpinia,

18 Misura dei terremoti Sismoscopio di Ghang Hen (II sec d.c.) 35 Misura dei terremoti Il funzionamento di un sismografo si basa sul principio di inerzia (base fissa solidale al suolo, massa mobile dotata di notevole inerzia) 36 18

19 Misura dei terremoti Pendolo sismoscopico Cecchi e sismografo a doppio pendolo (Osservatorio Ximeniano, Firenze) 37 Misura dei terremoti Sismometro moderno tipo Willmore (H=33 cm) Sismometro elettromagnetico o elettrodinamico (a corto periodo): una bobina bi 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 (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 Vite di regolazione e indicatore del periodo proprio 38 19

20 Misura dei terremoti Rete sismometrica 39 Misura dei terremoti: Magnitudo locale Magnitudo locale (M o M L ) 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 Dalla definizione risulta: M 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) 40 20

21 Misura dei terremoti: Magnitudo locale Magnitudo locale (M o M L ) L energia E (in joule) rilasciata da un terremoto, ovvero la sua potenza disruttiva, può essere correlata alla magnitudo locale l mediante la relazione (Gutemberg e Richter, 1956): ( M ) E = 10 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.. Non disponendo generalmente di uno strumento alla distanza di 100 Km si pone: M L = log A log A 0 con A =ampiezza massima registrata alla distanza effettiva dall epicentro; A 0 =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 Calcolo della Magnitudo locale Grafico per la determinazione della Magnitudo locale T S -T P = 35 s OSS: Ao (300) Ao (100)= mm 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 42 21

22 Altri tipi di Magnitudo Magnitudo basata sull ampiezza delle onde di volume (m b ) 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) È indicata per la misura di terremoti profondi e registrazioni vicine all epicentro (le onde P non sono molto influenzate dalla profondità ipocentrale ) 43 Altri tipi di Magnitudo Magnitudo basata sull ampiezza delle onde di superficie (M S ) È calcolata a partire dall ampiezza delle onde superficiali di Rayleigh mediante la relazione: M S = loga logδ+2.0 con A= ampiezza massima (in micron) dello spostamento del terreno 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) 44 22

23 Altri tipi di Magnitudo Magnitudo momento o Momento sismico (M W ) Le definizioni di M L, m b, M S si basano sull ampiezza delle onde sismiche rilevate 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 M L e m b e intorno a 8 per M S ) Per ovviare a questo problema è stata introdotta la magnitudo momento: M W =log M 0 / con M 0 (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 Altri tipi di Magnitudo Fattori A e D che concorrono al calcolo del momento sismico D=spostamento relativo medio A=area della dislocazione 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 23

24 Fenomeni fisici associati alla propagazione delle onde sismiche I principali fenomeni che avvengono nel cammino delle onde sismiche dalla sorgente al sito sono: 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 Le principali i 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 24