CAPITOLUL 1GENERALITĂŢI DESPRE CUTREMURELE DE PĂMÂNT

1.1. Introducere

Cutremurele de pământ sau seismele sunt fenomene geologice naturale, cu

caracter violent de natură şi origini foarte variate şi care au preocupat oamenii de

ştiinţă încă din antichitate. Datorită apariţiilor lor imprevizibile şi a cauzelor care le

generează oamenii de ştiinţă nu au reuşit să-şi impună controlul asupra

cutremurelor, care pot produce, într-un interval de timp foarte scurt, pierderi de

vieţi omeneşti şi importante pagube materiale. Avarierea sau distrugerea unor

clădiri, modificările care pot să apară în scoarţa terestră, pagubele materiale sau

spirituale produse în urma unor cutremure au implicatii economice şi sociale

deosebit de importante.

Istoria modernă a cutremurelor a reţinut o serie de date importante în

legătură cu amploarea dezastrelor inregistrate, precum şi cu informaţiile de ordin

ştiinţific furnizate de mişcările seismice.

SEISMOLOGIA – este o parte componentă a Geofizicii care reprezintă

ştiinţa cutremurelor de pământ; ea are ca scop studiul teoretic şi experimental al

apariţiei şi cauzelor cutremurelor de pământ, propagarea şi înregistrarea undelor

seismice ca şi a altor fenomene înrudite (structura pământului, mecanismul

producerii şi transmiterii şocului seismic, istoria şi prognoza seismelor etc.).

Seismologia furnizează inginerilor elemente în ceea ce priveşte caracterul şi

mărimea mişcării seismice (acceleraţia, perioada şi direcţia de propagare a

mişcării seismice) necesare la proiectarea şi executarea clădirilor care trebuie să

fie rezistente la acţiuni seismice puternice pentru a reduce pagubele materiale şi

pierderile de vieţi omeneşti.

5

INGINERIA SEISMICĂ se ocupă de efectele locale a cutremurelor de

pământ puternice. Deci, Ingineria seismică reprezintă acea parte a Dinamicii

structurilor care furnizează informaţii privitoare la comportarea structurilor supuse

la cutremure şi contribuie la definirea unor concepte unitare cu privire la

configuraţia structurală (dimensiunile şi forma elementelor constitutive,

caracteristicile materialelor, procedeele de execuţie etc.).

În prezent există cunoştinţe avansate cu privire la următoarele aspecte:

Identificarea repartiţiei principalelor focare active şi posibilitatea înregistrării

instrumentale a mişcării seismice la suprafaţa terenului cu aparatură

de înaltă tehnicitate.

Comportarea materialelor, componentelor structurale şi a unităţilor

structurale de diverse configuraţii la acţiuni seismice puternice.

Modelarea fizică, mecanică şi matematică a structurilor de rezistenţă.

Evaluarea răspunsului seismic la acţiunea cutremurelor reale sau simulate

prin rezolvări parametrice, pe baza unor scenarii de comportare utilizând

calculatoarele electronice.

Cercetarea materialelor, elementelor de rezistenţă şi a structurilor atât în

laborator cât şi cu ocazia cutremurelor puternice.

Elucidarea unor fenomene mai deosebite: comportarea postelastică, analiza

spaţială, influenţa amortizării, interacţiunea teren-structură.

1.2. Natura acţiunii seismice

Acţiunea seismică constă într-o mişcare vibratorie de amplitudine mare a

solului şi cu caracter aleator corespunzând propagării unei perturbaţii care ia

naştere în interiorul scoarţei terestre. Durata sa este foarte variabilă dar

întotdeauna mică (de la câteva secunde la câteva zeci de secunde). Proprietăţile

cutremurului de pământ depind de numeroşi factori, cum ar fi: magnitudinea,

mecanismul de focar şi adâncimea focarului, distanţa amplasamentului faţă de

6

sursă, direcţia de propagare, proprietăţile mecanice şi configuraţia mediilor

traversate, caracteristicile geologice şi topografice ale amplasamentului.

În această mişcare fiecare punct al solului se deplasează în cele trei direcţii

din spaţiu. Două puncte învecinate sunt, din considerente de continuitate,

animate de mişcări practic identice şi sincrone, dar mişcarea a două puncte

situate la o distanţă finită sunt decalate în timp cu o durată egală cu timpul de

propagare a frontului de unde între cele două puncte considerate; mai mult, ele

nu sunt riguros identice din cauza alterării semnalului pe timpul propagării sale.

Rezultă că două puncte sunt animate una faţă de cealaltă de deplasări diferite cu

atât mai importante cu cât distanţa dintre ele este mai mare. Se poate considera

că mişcarea lor devine practic independentă pentru distanţe de la 300 la 600 m

urmând natura terenului traversat. În timpul mişcărilor seismice puternice

deformaţiile apărute prin deplasări diferenţiate se situează cu certitudine în afara

domeniului de comportare elastică a solului.

1.3. Structura internă a Pământului. Tectonica plăcilor

Pământul este alcătuit din învelişuri concentrice (fig.1.1) cu compoziţie şi

proprietăţi diferite. Limita de separaţie a două învelişuri este denumită suprafaţă

de discontinuitate.

Scoarţa exterioară sau litosfera îmbracă globul pe o grosime de 40-60 km

şi este constituită dintr-un amestec de roci eruptive, cristaline şi sedimentare

bogate în Siliciu şi Aluminiu (SIAL). Sub fundul mărilor şi oceanelor scoarţa este

alcătuită din roci bazaltice în grosime de cca. 5 km. În zona continentală, litosfera

este compusă din două straturi: cel de la exterior de natură granitică şi cel de la

interior de natură bazaltică cu o grosime de cca. 30-40 km.

Mantaua bogată în Siliciu şi Magneziu (SIMA) este în stare păstos-

vâscoasă (temperatura 16000 - 2000o C). Astenosfera sau mantaua superioară se

7

găseşte la o adâncime de 100-400 km. Mantaua inferioară sau zona de tranziţie

este extinsă da la baza astenosferei până la 2900 km.

Nucleul are o rază de cca. 3500 km şi este alcătuit din material

incandescent (temperatura 40000 - 4500o C) şi greu (densitatea 97-123 N/cm3 ).

Mantaua, care este un mediu vâscos, suferă diverse deformaţii şi deplasări ca

urmare a schimbărilor în distribuţia încărcărilor la suprafaţa lor sau a unor

frământări în interiorul mantalei. Această afirmaţie este susţinută de cunoscuta

mişcare “deriva continentelor”.

Fig.1. Structura interna a Terrei

Tectonica plăcilor este partea din geologie care studiază natura şi cauzele

deformaţiilor ansamblurilor de roci şi în special deformaţiile la nivelul litosferei.

Teoria ştiinţifică a tectonicii plăcilor presupune că deformaţiile litosferei

sunt legate de forţele interne ale pământului şi că aceste deformaţii se traduc

prin decuplarea litosferei într-un număr de plăci rigide care se mişcă una în

raport cu alta alunecând pe astenosferă.

Conform teoriei tectonicii plăcilor scoarţa terestră este formată dintr-un

număr de plăci şi subplăci litosferice rigide care se reazemă în adâncime pe

astenosfera terestră, aflată în stare parţial topită la presiuni şi temperaturi

ridicate. Curenţii de convecţie termică din astenosferă determină o mişcare

continuă a plăcilor, unele faţă de altele. Această deplasare relativă a plăcilor

litosferice, separate prin dislocaţii profunde, este frânată, îndeosebi de forţele de

8

frecare care se nasc pe suprafeţele de contact dintre plăci, generând tensiuni

care cresc în timp, ceea ce duce la acumularea unor mari cantităţi de energie de

deformare mai ales în zonele de margine ale plăcilor. La un moment dat, când

echilibrul plăcilor cedează, se produc alunecări bruşte ale plăcilor pe planul

faliilor şi chiar ruperi în interiorul scoarţei terestre. Şocurile datorită acestor

fenomene brutale se propagă sub formă de unde, cu viteze foarte mari şi însoţite

de eliberarea unor cantităţi uriaşe de energie, având ca efect vibraţii ale scoarţei,

care constituie manifestările cunoscute sub denumirea de cutremure de pământ.

Fig.2 Distribuţia plăcilor tectonice

“Epure si mouve” a spus Galileo Galilei. Şi totuşi continentele însăşi se

mişcă după cum demonstrează paleontologia, stratigrafia, petrografia,

geomorfologia etc.

Aproape toate cutremurele de pe glob (95%) se produc în cele două zone

seismice lungi şi relativ apropiate: Centura seismică Circum-Pacifică (reprezintă

zona seismică principală în care apar cca. 80% din cutremure) şi zona seismică

Alpino-Himalaian (munţii Atlas, Pirinei, Alpi, Carpaţi, Balcani, Caucaz şi Himalaia)

9

şi se întinde din insulele Azore prin Spania, Italia, România, Grecia, Turcia,

Golful Persic şi nordul Indiei către Borneo şi Sumatra, apropiindu-se de centura

Circum-Pacifică în Noua Guinee.

Mişcarea plăcilor defineşte 3 tipuri de frontiere între plăci

1. Frontiere divergente – între A şi B; D şi E – plăcile se depărtează una faţă de

cealaltă

2. Frontiere convergente – între B şi C; D şi C – două plăci intră în coliziune

3. Frontiere transformante – între A şi E; B şi D; B şi E – două plăci alunecă

lateral una contra celeilalte, de-a lungul faliei; acest tip de limite permite să se

acomodeze diferenţele de viteze în deplasarea plăcilor una faţă de cealaltă sau

în direcţii opuse.

Tipuri de coliziune

A. Între două plăci oceanice – una din cele două plăci (cea mai densă) alunecă

sub cealaltă ducând la formarea zonei de subducţie

10

B. Coliziune între o placă oceanică şi una continentală - placa oceanică este

mai densă şi alunecă sub placa continentală

C. Coliziunea între două plăci continentale – poate avea ca rezultat apariţia

lanţurilor muntoase

Frontiere transformante

Frontierele transformante corespund marilor fracturi care afectează toată

grosimea litosferei. Termenul utilizat este de falie transformantă.

Cea mai cunoscută este falia San Andreas din California (se deplasează

cu 5.5cm/an San Francisco spre Los Angeles)

11

1.4. Unde seismice. Propagarea undelor seismice

Cutremurul corespunde unei mişcări vibratorii a solului provocată de o

eliberare a energiei de deformaţie acumulată în crusta terestră sau în manta. O

ipoteză pentru studierea acestui fenomen este de a considera că rocile se

comportă ca materiale elastice şi că seismele sunt produse de relaxarea bruscă

a deformaţiilor, în acest caz al alunecării urmând un plan de falie. Se trece astfel

de la o primă stare de echilibru corespunzând unor forţe importante la o stare

secundă sau după lunecare, când forţele au dispărut parţial sau total.

Ruptura încetează să se propage pentru că energia potenţială de

deformaţie este epuizată; falia astfel creată constituie o suprafaţă de minimă

rezistenţă. Dacă deformaţiile continuă în aceeaşi regiune, este de preferat ca

acestea să se producă pe o falie formată la noua ruptură. Această falie “bine

dispusă” este mult mai frecventă decât formarea unei falii noi, cauza obişnuită a

cutremurelor.

12

Conceptul de alunecare de-a lungul unei falii stă la baza studiilor despre

cutremurele de pământ. Studiile au fost în principal dezvoltate după observaţiile

făcute asuprea faliei San-Andrea (California) unde cutremurele se produc la

adâncimi mai mici de 15 kilometri.

Locul unde se produce seismul se numeşte focar sau hipocentru (fig.3)

iar punctul de pe normala la suprafaţa solului se numeşte epicentru.

Plecând din focar mişcarea seismică se propagă sub formă de unde de

diverse tipuri care, ţinând cont de heterogeneitatea solului, antrenează la

suprafaţă o mişcare complexă, dificil de prezis într-un amplasament dat.

Fig. 3

Se pot distinge următoarele tipuri de unde:a) Unde de volum

Undele de volum iau naştere în focar şi se propagă în interiorul pământului sub

două forme:

Unde primare, P, sau unde longitudinale:

- se propagă cu o viteză de 7…8 km/s

- sunt însoţite de o schimbare de volum (comprimare sau dilatare alternante).

- determina mişcarea particulelor solului paralel cu directia de propagare

- amplitudinea acestei unde este direct proportională cu magnitudinea

13

- este percepută la suprafaţa de către oameni ca pe o săltare, un mic şoc în plan

vertical

- nu este periculoasă pentru structuri (clădiri) deoarece conţine (transportă)

aproximativ 20% din energia totală a cutremurului

Unde secundare, S, sau unde transversale:

- se propagă cu o viteză de 4…5 km/s (ajunge, din acest motiv, la suprafata

solului intotdeauna dupa unda principală)

- sunt însoţite de o distorsiune în plan perpendicular pe direcţia de propagare

provocând o lunecare fără schimbare de volum.

- este resimţită la suprafaţă sub forma unei mişcări de forfecare, de balans în

plan orizontal

- este periculoasă, deoarece transporta aproximativ 80% din energia totală a

cutremurului

- determina distrugeri proporţionale cu magnitudinea cutremurului şi cu durata

cutremurului

- clădirile se degradeează datorita fenomenului de rezonanta a frecventei proprii

de oscilatie a structurii cladirii cu frecventa undei incidente, in acest caz efectul

distructiv fiind puternic amplificat

Faţă de undele longitudinale, undele transversale nu se produc în medii

lichide sau gazoase, deoarece aceste medii nu pot transmite eforturi de

lunecare.

b) Unde de suprafaţă

Undele de volum care sosesc la suprafaţa pământului produc unde de

suprafaţă fără importanţă pentru sol şi la o adâncime foarte mică.

Se disting în principal:

Unde longitudinale, R, sau unde Rayleigh: acestea sunt unde pentru care

punctele solului descriu elipse în planul vertical de propagare.. Această mişcare

14

este asemănătoare mişcării de hulă (agitaţie) (fig.4) şi provoacă atât eforturi de

compresiune (sau întindere) cât şi eforturi de lunecare în sol.

Unde transversale, Q, sau unde Love: acestea sunt unde pentru care

punctele solului se deplasează într-un plan tangent la suprafaţa perpendiculară

pe direcţia de propagare; ele nu antrenează decât eforturi de lunecare.

Fig.4 Unde seismice

Dacă solul se asimilează cu un mediu elastic şi omogen caracterizat prin

modulul de elasticitate longitudinal E, coeficientul lui Poisson, şi masa

volumică, viteza, vp a undelor P este dată de relaţia :

iar viteza undelor S de:

s

G

15

şi

şi G reprezintă constantele lui Lamé.

Raportul între vitezele de propagare a undelor P şi S se poate pune sub

forma:

Acest raport nu depinde decât de coeficientul lui Poisson:

0 vp / vs = 1.4

= 0.15 vp / vs = 1.56

= 0.25 vp / vs = 1.71

Undele longitudinale P se propagă cu o viteză de cca. 1.5 ori mai mare

decât viteza undelor transversale S. Undele P sunt undele înregistrate de

seismografe.

Dacă se cunosc vitezele vp şi vs precum şi diferenţa existentă între timpul de

sosire a undelor P şi S se poate calcula distanţa între focar şi punctul de

înregistrare. Acest calcul, plecând de la o staţie, nu permite determinarea

direcţiei în care se găseşte focarul, dar utilizând înregistrările simultane în mai

mult de trei staţii se va putea determina şi poziţia sa.

Când un front de undă întâlneşte suprafaţa de separaţie dintre două straturi

de teren cu proprietăţi fizice diferite o undă este reflectată şi revine înapoi în

primul mediu şi o alta este refractată în cel de-al doilea mediu. După reflexie sau

refracţie, natura undelor (P sau S) se poate schimba: de exemplu o undă P dă

naştere la două unde reflectate (P şi S) şi două unde refractate (P şi S). În timpul

propagării undei seismice, la fiecare suprafaţă de separaţie între două medii are

loc refracţia şi trecerea de la un tip de undă la altul şi la nivelul solului semnalul

seismic are un aspect aleator.

16

Cunoaşterea naturii sursei seismice precum şi legile de propagare a undelor

nu este decât o etapă către determinarea riscului seismic, problema principală

fiind cea a identificării mişcărilor la nivelul solului.

Mişcarea solului înregistrată în timpul unui seism se prezintă în principal sub

forma unei accelerograme care reprezintă variaţia acceleraţiei într-o direcţie dată

funcţie de timp; se pot, de asemeni, înregistra viteza sau deplasarea.

Descrierea reală a unui cutremur, din punct de vedere ingineresc, se obţine

funcţie de înregistrările după cele trei direcţii ortogonale în timpul mişcării

seismice.

Accelerogramele dau variaţia în raport cu timpul a acceleraţiilor şi se obţin

cu ajutorul accelerometrelor calibrate la un anumit nivel de intensitate seismică.

În general, mişcările seismice au o durată de cca.30 secunde; pe

accelerogramă se citeşte acceleraţia maximă a solului, parametru important

pentru definirea riscului seismic. S-a convenit să se noteze că într-un punct al

terenului dat mişcările provocate de seisme au loc în toate cele trei direcţii.

S-a constatat după înregistrările efectuate că nu există direcţii privilegiate,

de exemplu accelerogramele cutremurului din San Francisco - 22 martie 1957

înregistrate la Golden Gate Park urmând direcţia E-V şi N-S arată că

acceleraţiile maxime sunt comparabile.

17

Mişcările urmează trei direcţii în spaţiu şi sunt independente, altfel spus

mişcarea într-o direcţie nu poate fi dedusă din mişcarea în celelalte două direcţii;

trebuie deci pentru studiul răspunsului structurilor la cutremure să se dispună

pentru un loc dat de un ansamblu de trei accelerograme (două după direcţiile

orizontale şi una verticală). Amplitudinea mişcării verticale est mult inferioară

celor orizontale; în general se admite un raport de 2/3 între aceste amplitudini.

Fig.5 Înregistrări ale cutremurul El Centro, componenta N-S

Pentru un loc dat, există foarte rar un număr suficient de înregistrări de

cutremure semnificative, ceea ce explică utilizarea frecventă a înregistrărilor

efectuate în California, regiune în prezent foarte bine studiată, sau construirea

accelerogramelor artificiale care ţin cont de geologia locală. Stabilirea

accelerogramelor comportă un mare grad de aproximare.

Prima accelerogramă semnificativă a fost înregistrată la 18 mai 1940 la

staţia seismică El-Centro (California) în timpul unui cutremur de magnitudine

M=6.5 - 7.1; acceleraţia maximă a fost de 341.7 cm/s2, deci 0.348 g.

18

Fig.6 Accelerograme – cutremurul San Francisco

Acceleraţiile maxime pentru cutremurul din 4 martie 1977 din România au

fost:

Componenta N-S 201.8 cm/s2 0.206 g

Componenta E-V 174.5 cm/s2 0.178 g

Componenta verticală 107.1 cm/s2 0.109 g

O înregistrare mai specială a fost obţinută la staţia Pocoima Domo în timpul

cutremurului din San Fernando (California) din 1977 unde acceleraţia maximă a

atins valoarea de 1148.1 cm/s2 deci 1.17 g.

1.5. Intensitate

Intensitatea măsoară importanţa unui cutremur într-un loc dat funcţie de

manifestările resimţite de populaţie şi de pagubele pe care le-a produs.

Intensitatea depinde de distanţa epicentrală (intensitatea scade atunci când

distanţa epicentrală creşte) dar şi de anomaliile locale care pot apare datorită

condiţiilor geologice particulare.

19

Au fost definite diferite scări de intensitate seismică care clasează efectele

cutremurelor după importanţa lor cu ajutorul descrierii convenţionale.

Cu toate că de-a lungul ultimelor secole s-au realizat numeroase scări de

intensităţi pentru evaluarea efectelor cutremurelor, cea mai folosită este Scara

Mercalli modificată (in Statele Unite ale Americii) şi o variantă adaptată a

acesteia corespunzatoare tipurilor de clădiri specifice în Europa: Scara

Europeană a intensităţilor macroseismice. Prima scara menţionată mai sus este

rezultatul scării realizate de Mercalli in 1902 şi al modificărilor efectuate ulterior

de alţi seismologi. Aceasta scara cuprinde 12 niveluri crescătoare de intensităţi,

de la mişcări imperceptibile la distrugeri catastrofice şi este reprezentată prin

cifre romane. Scara intensităţilor nu are o bază matematică, fiind ordonată doar

pe baza efectelor observate.

Scara Mercalli Modificată (MM) descrie efectele observate de om în timpul

cutremurului asupra mediului, construcţiilor.

Gradul I - mişcare imperceptibilă de om

Gradele II-III - mişcare resimţită de un număr mic de persoane

Gradele IV-V - mişcare resimţită de numeroase persoane

Gradul VI - cutremur resimţit de majoritatea persoanelor, clopotele se pun în

mişcare, apar crăpături în tencuială

Gradul VII - avarii uşoare la clădiri, crăpături în zidării cu mortar, cad ţigle,

cornişe, parapeţi

Gradele VIII-IX - avarii importante la clădiri bine executate, apariţia fisurilor în

sol, avarii la fundaţii

Gradul X - distrugerea generală a clădirilor din zidărie, avarii puternice la

structurile din beton armat sau metal

Gradul XI-XII – catastrofă, modificări ale reliefului, râurile îşi schimbă cursul

20

Scara macroseismică M.S.K. (Medvedev, Sponheuer, Karnik) este mult

mai precisă decât MM, ea ţinând cont de evoluţia pagubelor, de tipul construcţiei

şi de procentajul de clădiri afectate.

În tabelul următor sun prezentate intensităţile

seismice funcţie de înregistrări

Intensitateaseismică

(1) Acceleraţia (cm/s2)

(2) Viteza cm/s)

(3) Deplasarea (mm)

V 12…25 1…2 0.5…1VI 26…50 2.1…4 1.1…2VII 51…100 4.1…8 2.1…4VIII 101…200 8.1…16 4.1…8IX 201…400 16.1…32 8.1…16X 401…800 32.1…64 16.1…32XI 801…1600 64.1…128 32.1…64XII 1600 128 64

(1) este acceleraţia maximă a terenului pentru perioade de 0.1…0.5 sec.(2) este viteza maximă a terenului pentru perioade de 0.5…2 sec.(3) este deplasarea relativă pentru un oscilator standard.

Aceste estimări subiective sunt utile pentru evaluarea importanţei

cutremurelor de pământ a căror înregistrări nu sunt disponibile; se poate de

asemenea estima riscul seismic pentru un loc dat şi "a cala" spectrul de răspuns,

adică a face corespondenţa ca fiecărui grad de intensitate să-i corespundă o

valoare a acceleraţiei maxime a solului.

Această metodă nu este foarte precisă deoarece intervin numeroşi factori

precum: densitatea şi repartiţia populaţiei în zona seismică, tipul şi calitatea

construcţiei, durata cutremurului de pământ etc. şi deci este dificil de a stabili o

relaţie între mişcarea solului şi efectele pe care le provoacă. În plus, pentru o

aceeaşi valoare a acceleraţiei maxime a terenului nu se poate evalua corect

răspunsul unei structuri la un seism. Acest răspuns depinde de modul în care

diverse moduri proprii de vibraţie sunt excitate; forma de excitaţie seismică este

deci esenţială la fel ca şi durata sa.

21

Deci, pentru a efectua un calcul dinamic-seismic trebuie să se dispună de o

accelerogramă care exprimă variaţia acceleraţiei solului funcţie de timp sau de

un spectru de răspuns.

1.6. Magnitudine

Magnitudinea este o măsură a tăriei cutremurului sau a energiei eliberate din

focar sub formă de unde seismice. Este o mărime specifică unui cutremur, şi se

determină instrumental folosind amplitudinea maximă şi frecvenţa oscilaţiilor,

măsurată pe seismogramele inregistrate. Magnitudinea locală a unui cutremur

este definită cu ajutorul unei formule convenţionale:

M = lg A / Ao

A este deplasarea maximă măsurată în microni înregistrată pe un

seismograf standard Wood-Anderson la o distanţă dată;

A0 este amplitudinea de referinţă (1 micron pentru o distanţă de 100

km) care corespunde magnitudinii zero

sau, cu alte cuvinte: magnitudinea reprezintă logaritmul zecimal al deplasării

maxime (exprimată în microni) înregistrată pe un seismograf standard (de tip

Wood-Anderson) cu perioada proprie de 0.8s, fracţiunea din amortizarea critică

0.8 şi factorul de amplificare de 2800, amplasat la distanţa de 100 km faţă de

epicentru, în teren tare.

Evaluarea magnitudinii a fost extinsă la alte distanţe şi adâncimi de focar

(magnitudinea M s-a determinat plecând de la undele de suprafaţă având

perioada de 20 sec.). Diverse faze ale undelor de volum au fost în mod egal

utilizate şi de asemenea a fost introdusă şi perioada undelor. Relaţia de calcul

este:

M=log(A / T)+f (,PF)+c

A este amplitudinea undei seismice alese

T este perioada proprie de vibraţie

f este funcţie de distanţa epicentrală şi de adâncimea focarului

22

c este corecţia staţiei.

În corelaţiile între diferiţi parametri trebuie acordată o atenţie deosebită

utilizării valorilor magnitudinilor obţinute funcţie de diferitele tipuri de unde.

Foarte frecvent magnitudinea locală este cea care se determină într-o gamă

de frecvenţe importante.

În practică magnitudinea unei mişcări seismice este determinată după

înregistrările mişcării solului efectuate într-un număr suficient de puncte de

observaţie situate la diverse distanţe faţă de epicentru. Plecând de la un studiu

statistic s-a putut stabili o corelaţie între energia E (exprimată în ergi) eliberată de

un cutremur şi magnitudinea M, care se traduce printr-o relaţie simplificată:

log E 9.9 1.9 M - 0.024 M2

Este de remarcat în această relaţie că energia este multiplicată de 43 de ori

când magnitudinea creşte de la gradul 5 la gradul 6.

Scara magnitudinilor sau scara Richter este o scară obiectivă şi are 9 grade.

Scara Richter, numită astfel dupa Charles F. Richter (1900-1985) de la

California Institute of Technology, este cea mai cunoscută scară de măsură a

magnitudinilor. Richter a inventat această scară in 1935 ca instrument matematic

pentru compararea mărimilor cutremurelor.

Scara este logaritmică, astfel incât o inregistrare de gradul 7 (de exemplu) indică

o mişcare a solului de 10 ori mai mare decât cea corespunzătoare unui cutremur

de grad 6, respectiv o energie de circa 30 de ori mai mare. Cutremurele de

magnitudine mai mică decât 2 sunt numite microcutremure, nu sunt simţite de

oameni şi sunt înregistrate doar de seismografele locale. Cutremurele cu

magnitudinea mai mare sau egală cu 4,5 sunt destul de puternice pentru a putea

fi inregistrate de seismografele sensibile de pe întregul glob, fiind simţite de

oameni de cele mai multe ori. Cutremurele cu magnitudinea mai mare de 6 sunt

considerate cutremure mari, iar cele mai mari de 8 grade, majore. Cu toate că

scara Richter nu are, teoretic, limită superioară, exista totuşi o limita şi anume

aceea a celui mai mare cutremur produs până în present de magnitudine 9.2.

23

Caracteristica intrinsecă a unei mişcări seismice este magnitudinea care

măsoară energia totală eliberată în focar şi care nu trebuie confundată cu

intensitatea seismică, care evaluează efectele distructive într-un loc particular.

Studiul relaţiilor existente între magnitudine şi intensitate observată la o distanţă

dată de epicentru este o problemă importantă în ingineria seismică. Dacă se ţine cont de

condiţiile geologice locale care pot produce amplificarea mişcării solului, intensitatea se

micşorează pe măsură ce ne îndepărtăm de epicentru. De exemplu, în tabelul de mai jos

sunt indicate variaţia intensităţii funcţie de distanţă constatată în timpul cutremurului de

la Kern County (Taft) California, din 21 iulie 1952, seism de magnitudine 7.6 pe scara

Richter.

Locul Distanţaepicentrală

(km)

Intensitateascara MM

Acceleraţiamaximă a solului

(% g) Taft - San Francisco 47 11 1.8 Santa Barbara 90 7 6.4 Pasadena 120 5.5 3.2 Vernon 130 6 3.2 Long Beach 163 6.5 1.3 Colton 185 6 1.3 Bishop 275 5.5 1.6 San Diego 310 4.5 0.4 San José 370 4 0.4 Hawthorne 390 4 0.32 El Centro 406 4 0.4

Se poate observa că intensitatea descreşte de la valoarea 11 măsurată la

Taft la 47 Km de epicentru la valoarea 4 la distanţa de 400 Km. La aceste valori

ale intensităţii corespund acceleraţii maxime ale solului de 0.18 g şi 0.004 g.

Cea mai mare magnitudine care s-a putut estima a fost cea a cutremurului

din Lisabona din 1755, care a fost de 9.25; cea mai mare magnitudine

înregistrată a fost de 8.75.

1.7. Comportarea solului

În timpul unui cutremur poate apare o instabilitate a solului care produce

deplasări importante la suprafaţă şi deci distrugeri considerabile în structuri.

24

Un sol cu o structură granulară de mică compactitate, ca de exemplu in

rambleu recent, riscă să prezinte tasări importante după trecerea undelor

seismice; este vorba de un tip de consolidare produsă de vibraţii. Dacă terenul

este în pantă, acest fenomen poate provoca şi lunecări.

Într-un sol saturat de apă şi cu o compoziţie granulară de mică compactitate

vibraţiile vor produc presiuni interstiţiale suplimentare a căror importanţă este

suficientă pentru a face granulele să plutească. Acest fenomen numit lichefiere

provoacă o instabilitate a cărei consecinţă este adesea răsturnarea clădirilor

(cutremurul din 1967 Niigata – Japonia). Este aproape imposibil să se păstreze

stabilitatea construcţiilor într-un teren care prezintă pericol de tasări importante

sau de lichefiere; în aceste cazuri terenul de fundare trebuie ameliorat prin

diverse procedee (compactare, drenaje etc.).

1.8. Corelaţia intensitate – parametri fizici

Au fost întreprinse numeroase tentative de a lega un parametru pur

descriptiv, ca intensitatea, de un parametru fizic reprezentativ a energiei emise

sau transmise de cutremur (magnitudine, amplitudinea mişcării solului) în diferite

regiuni de pe glob. Acestea se bazează pe o mare cantitate de înregistrări ale

cutremurelor puternice care au permis o bună analiză statistică. Corelaţiile

frecvente în ingineria seismică sunt cele care leagă intensitatea într-un punct de

un parametru al mişcării solului înregistrat în acelaşi punct.

O analiză statistică a condus la relaţia următoare între amplitudinea unui

vârf a acceleraţiei şi intensitatea observată într-un loc de înregistrare:

lgH = 0.25 I+0.25 H = componenta orizontală

lg V = 0.30 I - 0.54 V = componenta verticală

S-a analizat deopotrivă influenţa variabilelor ca magnitudinea locală (M),

distanţa epicentrală în Km)şi locul de origine al cutremurului k) şi s-a obţinut

: lgH = 0.141 + 0.24 M - 0.68 log+k

25

Valorile lui k obţinute în sudul Europei şi în vestul Statelor Unite pot

conduce, pentru aceeaşi intensitate la o abatere de factor doi în valorile vârfului

de acceleraţie. Aceasta poate duce la divergenţe în estimarea intensităţii.

1.9. Clasificarea cutremurelor de pământ

Cauzele cutremurelor de pământ pot fi:

A. Cauze naturale

A.1. Cutremure endogene (cauzate de energia internă a pământului)

cutremure vulcanice (datorate erupţiilor vulcanice)

cutremure tectonice (datorate unor modificări structurale importante ale

scoarţei terestre şi care sunt însoţite de fenomene de rupere sau de faliere a

rocilor)

A.2. Cutremure exogene (cauzate de factori externi: meteoriţi, variaţii

bruşte a presiunii atmosferice, atracţia Lunii, prăbuşirea grotelor).

B. Cauze artificiale – cutremure de pământ provocate de activităţi umane

(explozii, prăbuşiri).

Cutremurele de pământ mai pot fi clasificate şi în funcţie de:

* Distanţa epicentrală ()

seisme apropiate (este foarte mică)

seisme depărtate ( < 10.000 Km)

seisme foarte depărtate ( > 10.000Km) sau teleseisme

* Adâncimea focarului (HF)

seisme de suprafaţă (normale) 0 < HF < 70 Km

seisme subcrustale (intermediare) 70 < HF < 300Km

seisme de adâncime 300 < HF < 700Km

Cele mai puternice cutremure care au avut loc în

secolul XX

Nr Data Locul producerii Magni Intensi Accel. Adâncimea Durata

26

.crt

cutremurului de pământ tudine tate max. (cm/s2)

focarului (km) (s)

1 18.04.1906 San Francisco-Californie 8.3 XI - - 252 28.12.1908 Messina-Italie 7.5 X - - -3 16.12.1920 Kansu-Chine 8.6 XI - - -4 15.09.1923 Kanto-Japon 8.3 X-XI - 12-16 -5 29.06.1925 Santa Barbara-Californie 6.3 VIII-IX - - -6 10.03.1933 Long Beach-Californie 6.3 IX 285 16 -7 30.12.1934 Lower-Californie 6.5 IX 183 16 16.98 31.0.1935 Helena-Montana 6.0 VIII 145 - 3.79 18.05.1940 ImperialValley-Californie 6.5 X 341.7 16 24.410 10.11.1940 Vrancea-Roumanie 7.4 IX 165 - -11 21.10.1942 BorregoValley-Californie 7.3 IX-X 60 16 -12 28.06.1948 Fukui-Japon 7.3 IX-X 600 15 -13 6.10.1948 Ashabad-Rusie 7.6 IX - 20-40 1014 13.04.1949 Westem-Washington 7.1 VIII 280 - 1715 21.07.1952 Kem Kounty-Californie 7.7 XI 179 16 28.916 21.12.1954 Eureka-Californie 6.5 VII 258 - 6.817 22.03.1957 Southem-Californie 4.7 VI 167 13.8 -18 22.03.1957 San Francisco-Californie 5.3 VII 105 - 2.919 28.07.1957 Mexico-Mexic 7-7.5 VIII - - -20 22.02.1960 Agadir-Maroc 5.7 X-XI - 3 1521 22.05.1964 Chile 8.5 X-XI - - -22 26.07.1963 Scopje-Yougoslavie 6.2 X-XI - 33 -23 27.03.1963 Prince William-Alaska 8.4 XI - 20 -24 16.06.1964 Niigata-Japon 7.5 VIII 400 40 -25 20.04.1965 PugetSound-

Washington6.5 VIII 198 - -

26 26.04.1966 Taskent-Rusie 5.4 VIII - 8 -27 27.06.1966 Parkfield-Californie 5.7 VII 434 6 6.728 22.07.1967 Mudurny-Turkie 7.1 IX 220 20 -29 29.07.1967 Caracas-Venezuelle 5.7-6.5 VIII 60 20 -30 11.12.1967 Konya-Inde 6.2-7.5 IX 600 12 -31 08.04.1968 Borrego Mountain-

Californie6.5 VII 46 11.1 30

32 15.05.1968 Tokachi Oki-Japon 7.8 IX 230 - -33 31.05.1970 Chimbotr- Peru 7.7 IX - - -34 09.02.1971 San Fernando-Californie 6.6 XI 1148 13 735 23.12.1972 Managua-Nicaragua 6.2 - 351 - 536 31.10.1974 Lima-Peru 7.6 IX 250 55 -37 06.05.1976 Friuli-Italie 6.5 IX 350 - -38 28.07.1976 Tangshan-Chine 7.8 X-XI - 12-16 -39 16.08.1976 Mindano- Phillipine 8 IX - - -40 04.03.1977 Vrancea-Roumanie 7.2 IX 210 95-105 1541 23.11.1977 Argentine 7.4 X 189.5 - -42 15.04.1979 Montenegro-

Yougoslavie7.2 IX - - -

43 2.11.1979 Khorosan-Iran 7.1 IX-X - 33 -44 29.07.1980 Western Nepol-Inde 6.5 IX - 33 -45 10.10.1980 El Asnan-Algerie 7.3 IX-X - - -46 24.02.1981 Corinth-Grece 6.7 IX 330 16 -47 31.08.1986 Vrancea-Roumanie 6.4 VIII - - -48 30.05.1990 Vrancea-Roumanie 6.2 VIII - - -49 13.03.1992 Erzincan-Turcia 6.9 491

27

50 17.01.1994 Northridge-California 6.7 IX 18.4 -51 17.01.1995 Kobe-Japonia 7.2 IX - - -

1.10. Seimotectonica României

Seimotectonica României pune în evidenţă un conglomerat de plăci şi

subplăci care converg în zona Vrancea (fig.7)

Fig.7

Teritoriul României este caracterizat prin tectonică neomogenă şi activitate

seismică pronunţată în curbura Carpaţilor orientali (zona Vrancea), prin

cutremure de frecvenţă şi intensitate variabile. În afara acestei zone care

generează cutremure subcrustale (intermediare), pe teritoriul României se mai

produc cutremure superficiale şi crustale cu energii moderate. Cutremurele

superficiale şi crustale au fost localizate în: Banat, Crişana, Maramureş,

Bucovina, Zonele Făgăraşului şi Târnavelor, Câmpia Română, sudul Dobrogei.

Având în vedere totalitatea surselor seismice generatoare de mişcări tectonice

28

superficiale, rezultă că peste 50% din teritoriul României este afectat de

cutremure puternice.

Clasificarea cutremurelor româneşti:

Cutremure vrâncene HF = 60-170 Km

Cutremure de suprafaţă HF = 10-20 Km (Dobrogea, Banat, Făgăraş, Transilvania, Maramures )

Cutremure provocate de activităţile umane (în timpul execuţiei barajului

de la Bicaz au fost provocate 58 seisme într-o perioadă foarte scurtă

nov.1974 - aprilie1975)

Cele mai puternice cutremure din România în secolul XX (cu magnitudine

peste 5.5 grade pe scara Richter):

Datorită

particularităţilor mecanismului de producere (multişoc) a situaţiei singulare pe

care o reprezintă focarul intermediar vrâncean, precum şi a consecinţelor sociale

şi economice produse, cutremurul din 4 martie 1977 a suscitat un interes

Anul Epicentrul Magnitudine Adâncimea focarului (km)

1903 Vrancea 6.3 60-1601908 Vrancea 6.8 1251912 Vrancea 6 901916 Câmpulung 6.5 50-601929 Vrancea 6.6 1601934 Vrancea 6.3 901940-oct. Vrancea 6.5 120-1501940-nov. Vrancea 7.4 1331940-nov. Vrancea 5.5 1501945 Vrancea 6.5 751948 Vrancea 5.75 1401950 Vrancea 5.5 1601960 Vrancea 5.5 1601966 Vrancea 5.5 1401973 Vrancea 5.5 731976 Vrancea 5.5 1461977-4martie Vrancea 7.2 1091986 Vrancea 6.2-6.4 1401990 Vrancea 6.4 822004 Vrancea 6.2 130

29

deosebit pe plan internaţional atât din punct de vedere seismologic cât şi

ingineresc.

Celebrul seismolog american Ch. Richter s-a exprimat după cutremurul din

4 martie 1977 astfel: “…nu există nicăieri în lume o concentrare de populaţie

atât de expusă la cutremure generate în mod repetat de aceeaşi sursă” , (“…

nowhere else in the world is a center of population so exposed to earthquake

originating repeatedly from the same source”).

1.11. Riscul seismic şi hazardul seismic

În prezent există cunoştinţe referitoare la:

identificarea şi repartiţia principalelor focare active şi posibilitatea înregistrării

mişcării seismice la suprafaţa terenului utilizând aparate de înregistrare;

comportarea materialelor, componentelor structurale de diferite configuraţii la

cutremure puternice;

modelarea fizică, mecanică şi matematică a structurilor de rezistenţă;

evaluarea răspunsului seismic la acţiunea seismică reală sau sintetică

(simulată) cu rezolvări parametrice;

elucidarea fenomenelor particulare cum ar fi: comportarea postelastică,

analiza spaţială, influenţa amortizării, interacţiunea sol-structură).

Riscul seismic, Rs, este speranţa matematică de pierderi în timpul unei

perioade de referinţă şi într-o regiune considerată şi este proporţional cu numărul

de vieţi umane şi depinde de extinderea regiunii. Într-un deşert perfect riscul

seismic va fi nul oricare ar fi seismicitatea deşertului.

Într-un loc dat, riscul seismic specific sau unitar defineşte speranţa

matematică de pierderi în cursul unei perioade de referinţă şi este raportat la o

construcţie (sau un ansamblu de construcţii de valoare unitară). El se poate

descompune în două funcţii: hazardul seismic (Ai) şi vulnerabilitatea (y):

Ri = Ai · y

30

Riscul seismic propriu unei regiuni se determină din riscurile unitare pentru

diverse zone aparţinând aceleaşi regiuni, prin multiplicarea valorii construcţiilor

existente sau proiectate în fiecare zonă, Ci şi sumarea pentru toate zonele:

R R Ci ii

( )

Hazardul seismic este definit într-o zonă dată prin probabilitatea ca în

cursul unei perioade de referinţă o mişcare seismică să atingă sau să

depăşească în această zonă o anumită intensitate (este vorba de intensitate

seismică sau de parametri de mişcare ai solului: acceleraţie maximă, viteză etc.).

Evaluarea hazardului seismic într-o zonă dată revine deci la a calcula o funcţie

de repartiţie a acelor parametri în acea zonă.

Hazardul seismic pentru proiectare este descris de valoarea de vârf a

acceleraţiei orizontale a terenului, ag, determinată pentru intervalul mediu de

recurenţă de referinţă (IMR) corespunzător stării limită ultime.

Vulnerabilitatea unei construcţii (sau a unei clase de construcţii) reprezintă

raportul între costul degradărilor şi costul construcţiei. Ea se exprimă în procente

şi este funcţie de intensitatea seismului suferit. Ea este practic nulă pentru o

intensitate mai mică de gradul VI şi este de 100% pentru o intensitate de gradul

XI-XII (scara MM). Vulnerabilitatea depinde de proprietăţile construcţiei

considerate şi poate fi redusă prin aplicarea regulilor de concepţie antiseismică.

La scară regională hazardul seismic reprezintă posibilitatea pentru această

regiune de a fi supusă unei mişcări seismice de caracteristici date. Definirea

hazardului seismic impune deci rezolvarea următoarelor probleme:

definirea locului de apariţie a viitorului seism sau identificarea surselor

seismice locale sau mai îndepărtate;

caracterizarea activităţii acestor surse, în particular legea de distribuţie a

evenimentelor în timp şi legea de distribuţie a magnitudinilor;

estimarea efectelor susceptibile de a fi antrenate.

La această scară metodele probabilistice de evaluare a hazardului seismic

permit stabilirea de hărţi unde apar curbe de izovaloare a următorilor parametri:

31

probabilitatea anuală de a se resimţi într-o zonă dată a unei mişcări seismice

de intensitate superioară sau egală cu o valoare dată în general exprimată prin

inversa sa, fie perioada de revenire a evenimentului considerat;

intensitatea mişcării putând atinge sau depăşi în zonă pentru o perioadă de

timp dată sau o probabilitate fixată înainte.

La scară locală, deci la o scară semnificativă în raport cu influenţa clădirii,

hazardul seismic traduce efectele previzibile ale acestei mişcări seismice într-o

zonă dată, în funcţie de caracteristicile topografice şi geologice proprii. Metodele

probabilistice sunt insuficiente căci ele răspund modelelor care neglijează două

aspecte fundamentale:

efectele de amplificare dinamică şi de modificarea conţinutului în frecvenţă a

mişcării seismice poate induce într-o zonă dată factori locali ca topografia,

litografia sau geometria terenurilor superficiale;

efectele induse de vibraţiile seismice cum ar fi: tasări, lichefierea, lunecări.

La această scară definiţia ”completă” a hazardului seismic necesită:

modelarea răspunsului dinamic previzibil al terenului la mişcări seismice ale

căror caracteristici sunt stabilite în funcţie de contextul regional definit înainte;

identificarea precisă a eventualelor falii active afectând zona şi evaluarea

deformaţiilor tectonice la suprafaţă putând să le fie asociate.

1.12. Predicţia cutremurelor de pământ

Predicţia cutremurelor de pământ poate contribui la evitarea pierderilor de

vieţi şi la limitarea degradărilor.

Printre aspectele fundamentale care intervin în predicţia cutremurelor se

menţionează:

localizarea zonelor potenţiale sau active care pot genera puternice

cutremure de pământ;

supravegherea acestor zone cu aparatură care să permită distingerea

elementelor specifice care apar în timpul unui seism;

32

identificarea calitativă şi cantitativă a parametrilor caracteristici a

fenomenelor care preced mişcarea seismică;

interpretarea informaţiilor furnizate de fenomene care apar înaintea mişcării

seismice utilizând modele conforme.

A. Metode statistice de predicţie

Metodele statistice au la bază interpretarea informaţiilor acumulate în timp .

Principalele aspecte care sunt luate în considerare:

cercetarea in situ a apariţiei fisurilor, dislocărilor, cavităţilor de-a lungul faliilor

sau plăcilor. Aceste observaţii se fac în special în regiunile unde nu se

semnalează cutremure de pământ în ultima perioadă (falia San Andreas –

California nu a mai fost activă după 1906);

observarea migrării epicentrelor, în particular a celor de la extremităţile

plăcilor;

posibilitatea de declanşare a cutremurelor produse de diverse fenomene

astronomice.

B. Metode geofizice

Aceste metode ţin cont de schimbările sau variaţiile unor parametri

geometrici sau fizici care sunt măsurabili într-un interval de timp înaintea

cutremurului:

schimbarea configuraţiei scoarţei terestre;

variaţia tensiunilor superficiale în scoarţă;

anomalii în ceea ce priveşte viteza de propagare a undelor seismice P şi S;

mari variaţii ale nivelului apelor subterane;

variaţii în emisia şi concentraţia de radon (gaz cu proprietăţi radioactive) şi a

altor gaze subterane;

apariţia preşocurilor;

zgomote puternice.

33

C. Metode biologice

Aceste metode sunt bazate pe comportamentul şi reacţiile animalelor

înaintea producerii unui cutremur. Animalele cele mai sensibile sunt: reptilele,

peştii, câinii, şoarecii, păsările.

Numai un organism oficial, guvernamental, va putea decide pe baza

predicţiei seismologilor, asupra avertizării populaţiei şi să preia

responsabilitatea tuturor consecinţelor. Previziunea şi avertizarea vor

contribui la salvarea multor vieţi omeneşti deoarece majoritatea victimelor

se datorează panicii, neprevăzutului şi prăbuşirii clădirilor.

În prezent nu există nici o metodă care să aibă suficientă certitudine în

ceea ce priveşte predicţia momentului, locului şi magnitudinii unui viitor

cutremur puternic.

1. 8 octombrie 1620 – magnitudine intre 7 si 8 grade pe Scara Richter.

2. 8 august 1681 (9 august 1679 ) -cutremur ce are loc in timpul domnitorului Şerban Cantacuzino. magnitudine intre 7 si 8 grade pe Scara Richter.

3. 12 iunie 1701 – magnitudine intre 7 si 8 grade pe Scara Richter.

4. 31 mai 1738 – in timpul domniei lui Constantin Mavrocordat …într-o însemnare grecească apare că a avut loc un „cutremur foarte cumplit” iar pe un ceaslov o altă însemnare menţionează că în 31 mai, la ora 3 dimineaţa pămîntul s-a cutremurat şi chiar „s-au despicat şi au eşit apă cu miros de iarbă de puşcă şi de pucioasă”…5. 6 aprilie 1790 – magnitudine intre 7 si 8 grade pe Scara Richter.

6. 26 octombrie 1802 – ora 12:55, magnitudine 7,9 grade, adâncime 150 km -la Bucureşti, cutremurul a durat 2 minute şi jumătate iar cronicile si insemnarile Bisericii Ortodoxe precizeaza faptul ca “au cazut turnuri de la sfintele biserici, iar alte biserici au cazut de tot” si ca in Bucuresti ” s-a rupt turnul cel inalt, Coltea, care era podoaba orasului, iar din casele boieresti si din cele de obste putine au scapat zdravene”…de asemenea o mare parte a caselor din Bucuresti, fiind de lemn, au ars.

34

7. 5 martie 1812 – ora 2:30, magnitudine 6,5 grade, adâncime 130 km – nu am gasit informatii despre pagubele produse.

8. 14 noiembrie 1829 – ora 3:40, magnitudine 7,3 grade, adâncime 150 km – a avut o durată de un minut şi, despre el, dascălul de la Batiştea scria „cu puţin lucru nu s-a potrivit cu cutremurul din leatul 1802 octombrie 14”.

9. 23 ianuarie 1838 – ora 20:45, magnitudine 7,5 grade, adâncime 150 km – raporul întocmit de prefectul poliţiei arată că au fost 8 morţi, 14 răniţi, 36 case dărîmate în întregime şi multe cu stricăciuni serioase.

10. 31 august 1894 – magnitudine 7,1 grade – la acest cutremur s-a remarcat prabusirea malurilor Prutului pe o lungime de peste 500 de metri in judetul Galati, precum si distrugerea mai multor case vechi de la periferia Bucurestiului.

10. 6 octombrie 1908 – ora 23:40, magnitudine 7,1 grade, adâncime 125 km. – a fost un cutremur ce s-a anifestat in 3 faze consecutive, din ce in ce mai puternice, si care a durat aproximativ 3minute.A avariat mai ales casele vechi din Bucuresti si din estul Munteniei si sudul Moldovei.

11. 10 noiembrie 1940 – ora 3:39, magnitudine 7,7 grade, adâncime 133 km – Efectele lui au fost devastatoare în centrul şi sudul Moldovei, dar şi în Muntenia. Numărul victimelor a fost estimat la 1000 de morţi şi 4000 de răniţi, majoritatea în Moldova. Datorită contextului în care s-a produs, cifra exactă a victimelor nu a fost cunoscută, informaţiile fiind cenzurate în timpul războiului. In Bucureşti multe alte blocuri din Bucureşti au fost considerabil deteriorate si au existat circa 300 de morţi, majoritatea la prabuşirea blocului Carlton,o structură cu 8 etaje din beton armat.

12. 4 martie 1977 – ora 21:22, magnitudine 7,4 grade, adâncime 94 km – a făcut în timp de circa 55 de secunde, 1.578 de victime, din care 1.424 numai în Bucureşti. La nivelul întregii ţări au fost circa 11.300 de răniţi şi aproximativ 35.000 de locuinţe s-au prăbuşit. Majoritatea pagubelor materiale s-au concentrat la Bucureşti unde peste 33 de clădiri şi blocuri mari s-au prăbuşit. Tot oraşul Zimnicea a fost distrus, şi s-a trecut la reconstruirea sa din temelii. Printre victimele cutremurului s-au numărat şi câteva personaje marcante, precum Toma Caragiu.

13. 30 august 1986 – ora 00:28, magnitudine 7,1 grade, adâncime 131,4 km – a produs mai multe pagube in Bsarabia decat in tara, la Chisinau prabusindu-se 4 blocuri.

14. 30 mai 1990 – ora 13:40, magnitudine 6,9 grade, adâncime 80-90 km – nu a cauzat pagube majore

35

15. 31 mai 1990 – ora 3:15 , magnitudine 6,4 grade, adâncime 80-90 km – ca si predecesorul sau, nu a produs pagube majore.

16. 27 octombrie 2004 – ora 22.34, magnitudine 6,0 grade, adâncime 90-100 km – de asemenea nu a produs pagube importante.

36