Calcolo strutture: il terremoto come laboratorio

Calcolo strutture: il terremoto come laboratorio

Postato il feb 12, 2015 in News Blog |

Calcolo Strutture – Rubrica

 

1.1 Cosa sono i terremoti

I terremoti sono eventi naturali non prevedibili che si verificano in zone molto ristrette della superficie terrestre, le quali delimitano i bordi delle placche in cui, secondo la teoria della tettonica a zolle, si pensa sia suddivisa la parte più superficiale della crosta terrestre.

cartografia terremoti

Figura 1.1.1 – Dal sito www.gte.it

La teoria della tettonica delle placche stabilisce che esse sono in continuo e lentissimo reci-proco movimento provocando notevoli deformazioni negli strati più esterni della terra.

I terremoti si verificano ogni qual volta si generano delle fratture della crosta terrestre do-vute ai suddetti fenomeni di movimenti che possono essere di svariato tipo.

La causa di un terremoto può associarsi a diverse situazioni come l’attività vulcanica, crolli di incavature sotterranee, ma soprattutto a movimenti delle zolle terrestri ai quali si associa la liberazione di elevate quantità di energia cinetica con conseguente sviluppo di forti ten-sioni interne.
Le zolle sono di due tipi: oceaniche e continentali. Nelle zone di distacco tra le zolle si ha risalita di materiale fuso che ripristina le rocce: distacco tra le zolle si ha ad esempio lungo la dorsale atlantica e in Africa nella Great Rift Valley, che attraversa la Dancalia Eritrea e il Kenia.
Il moto di una zolla oceanica verso una zolla continentale viene definito subduzione della prima rispetto alla seconda, cioè la zolla oceanica si immerge nel mantello distruggendosi.

Altro spostamento è lo scorrimento relativo di una faglia rispetto all’altra generandone una del tipo trasforme. Molto nota é la faglia di Sant’Andrea in California, il cui scorrimento ha causato molti terremoti. I movimenti relativi delle zolle generano, nelle zolle di confine, sta-ti di tensioni crescenti nel tempo. Quando i valori di tensione superano i limiti di rottura del materiale si ha una variazione notevole e brusca dell’energia potenziale elastica immagazzi-nata negli strati rocciosi. L’innesco della rottura é legato, come é intuibile, alle tensioni tan-genziali, in sostanza, al deviatore di tensioni interne. Inoltre la rottura avviene nelle superfi-ci di discontinuità degli strati rocciosi che ivi scorrono uno rispetto all’altro.

Dalla zona del volume di roccia in cui si è avuto il movimento delle faglie e successivamen-te la rottura, denominato fuoco, si libera l’energia accumulata durante la deformazione e una parte di questa energia viene dissipata sotto forma di calore ed un’altra si propaga sotto forma di onde sismiche. Il fuoco viene chiamato ipocentro e la sua proiezione verticale sulla superficie terrestre prende il nome di epicentro.

In dipendenza dalle proprietà del moto sismico possiamo distinguere (Newmark), diverse categorie di terremoti:
a) Terremoti consistenti praticamente in un singolo impulso: sono evidentemente distrut-tivi a breve distanza dall’epicentro, di magnitudo moderata, fuoco poco profondo, di-rezionali; l’accelerogramma é ricco di componenti armoniche con piccolo periodo di vibrazione.
b) Terremoti di durata moderatamente lunga caratterizzati da un accelerogramma ca-sualmente irregolare. Rientrano in questa categoria i terremoti californiani nonché quelli del Friuli del 1976 e della Campania del 1980. Loro caratteristica é una magni-tudo più elevata; hanno intensità praticamente uguali in ogni direzione di misura, du-rata da rendere importante lo smorzamento nella valutazione della risposta strutturale.
c) Terremoti di lunga durata con prevalenti periodi di vibrazione.
d) Moti sismici che comportano notevoli movimenti del terreno, con apparizione in su-perficie degli scorrimenti di faglia, fenomeni di liquefazione del suolo, larghe frane del terreno.

 

1.2 Tipi di onde sismiche trasmesse nel terreno

Ipotizzando il terreno quale mezzo isotropo è possibile ricavare le equazioni delle onde si-smiche considerando un prisma elementare di lati dx, dy e dz con massa volumica pari  le cui componenti spostamento sono pari a u, v e w.
È possibile individuare due tipi di onde; quelle di condensazione e quelle di distorsione.
Le onde di condensazione, o compressione, che si diffondono dall’ipocentro del sisma, so-no chiamate P (Primae). Le onde di distorsione sono chiamate S (Secundae). Tali denomi-nazioni sono dovute alla diversa velocità di propagazione delle onde la quale, tra l’altro, di-pende anche dalla profondità degli strati rocciosi attraversati e dalle caratteristiche chimico fisiche e meccaniche degli stessi.
Dalle differenti velocità delle onde P e S è possibile ricavare la distanza dell’ipocentro dal punto di stazione in cui sia stato rilevato il sismogramma di un terremoto.
Riflettendosi sulla superficie terrestre le onde generano onde riflesse di entrambi i tipi. In particolare onde P possono dare luogo a riflessioni sia di compressione PP, sia di taglio, in-dicate come PS. Analogamente le onde S possono dare luogo a onde SP ed SS.
I vettori d’onda, sia delle onde P sia di quelle S si incurvano attraversando gli strati più profondi del mantello a causa della rifrazione dovuta all’aumento delle velocità, sia di compressione, sia di taglio.
Al passaggio delle onde sismiche attraverso la superficie di separazione di strati di roccia aventi diverse caratteristiche fisiche, si generano anche onde superficiali; quelle di maggiore intensità si producono ovviamente nella superficie terrestre e sono contraddistinte con la lettere L (Longae). Tra le onde superficiali si distinguono le onde di Rayleigh, che sono on-de trasversali.

 

 

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