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Misure in situ di velocità S nella città di Spoleto dall’analisi e inversione della dispersione delle onde di Rayleigh e Love Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale di Trieste Dipartimento “Centro di Ricerche Sismologiche” Borgo Grotta gigante 42c 34010 Sgonico (Ts) Alessandro Vuan (*) , Marco Romanelli (*) , Carla Barnaba (*) , Enrico Priolo (*) , Erica Cazzador (*) , Alessio Buccioli (**) , e Riccardo Cardinali (**) (*) Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale di Trieste (**) Comune di Spoleto Trieste, 23 Agosto 2006 Per contatti: Dr. Alessandro Vuan — Tel. 040-2140370 — Fax. 040-327307— Email: [email protected] REL OGS 2006/74-CRS 16 MODES dd. 23/08/2006 Il Direttore del Dipartimento CRS

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Misure in situ di velocità S nella città di Spoleto dall’analisi e inversione della dispersione delle

onde di Rayleigh e Love

Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale di Trieste Dipartimento “Centro di Ricerche Sismologiche” Borgo Grotta gigante 42c 34010 Sgonico (Ts)

Alessandro Vuan(*), Marco Romanelli(*), Carla Barnaba(*), Enrico Priolo(*), Erica Cazzador(*), Alessio Buccioli(**), e Riccardo Cardinali(**)

(*) Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale di Trieste (**) Comune di Spoleto

Trieste, 23 Agosto 2006

Per contatti: Dr. Alessandro Vuan — Tel. 040-2140370 — Fax. 040-327307— Email: [email protected]

REL OGS 2006/74-CRS 16 MODES dd. 23/08/2006

Il Direttore del Dipartimento CRS

Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Misure in situ di velocità S nella città di Spoleto dall’analisi e inversione della dispersione delle onde di Rayleigh e Love.

Alessandro Vuan(*), Marco Romanelli(*), Carla Barnaba(*), Enrico Priolo(*), Erica Cazzador(*), Alessio Buccioli(**), e Riccardo Cardinali(**)

(*) Istituto Nazionale di Oceanografia e Geofisica Sperimentale di Trieste (**) Comune di Spoleto

Introduzione

Nell’ambito del progetto di “Microzonazione sismica di dettaglio del

Centro Storico della Città di Spoleto” finanziato dalla Regione Umbria ed

in collaborazione con il Comune di Spoleto sono state eseguite delle

misure sismiche per la stima della velocità delle onde di taglio dall’analisi

ed inversione della dispersione delle onde di Rayleigh e Love.

Le onde di superficie possono essere utilizzate per determinare la

velocità delle onde di taglio dei suoli non consolidati e dei materiali più

rigidi come le rocce. Queste onde in genere si propagano con velocità

tipiche dei materiali superficiali e ultimamente sono sempre più utilizzate

nella definizione delle proprietà elastiche ed anelastiche dei terreni e per

determinare la rigidità dei materiali. Tali metodologie, infatti, oltre a non

essere invasive sono anche economicamente vantaggiose e hanno

mostrato in passato, quando confrontate con tecniche più costose (rilievi

sismici down e cross-hole), una buona accuratezza nella definizione dei

parametri indagati (Clayton et al., 1994; Gordon et al., 1995; Vuan,

1996).

I metodi che utilizzano le onde di superficie hanno il vantaggio di

considerare un area del sito abbastanza vasta e soggetta a livelli di

deformazione, principalmente dovuti alle onde sismiche che si propagano

nel mezzo, molto bassi. La rigidità del terreno dipende essenzialmente dal

livello di deformazione. Nelle prove di laboratorio (i.e. prove triassiali) i

livelli di deformazione utilizzati per stimare la rigidità dei campioni sono

molto più alti di quelli normalmente presenti nel terreno quando si

propagano onde sismiche (Matthews et al., 1996; Matthews et al., 2000).

Si è anche osservato che la rigidità aumenta al decrescere del livello di

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

deformazione ed è ormai generalmente accettato il fatto che le

deformazioni del terreno associate con la maggior parte dei problemi

connessi all’interazione suolo-struttura hanno bassi valori percentuali

(0.1%) (e.g. Jardine et al., 1986). Per questo motivo la classificazione dei

suoli sulla base dei metodi che utilizzano le onde di superficie rappresenta

oramai lo stato dell’arte.

La metodologia applicata è una metodologia non-invasiva, non

necessita di perforazioni di pozzi e non presenta i problemi che sono legati

ai metodi “borehole” (i.e. disturbo del campione di materiale). Inoltre il

metodo è particolarmente indicato per suoli fortemente eterogenei dove le

prove penetrometriche ed i campioni in pozzo offrono indicazioni

scarsamente accurate.

Acquisizione dei dati

I due siti indagati si trovano all’interno della cinta muraria del centro

storico di Spoleto (vedi Figura 1) e sono stati scelti soprattutto per

semplificare le difficoltà in fase di acquisizione dei dati dovute, sia all’uso

di un autogru per sollevare una massa battente di circa 1200 kg, sia alla

necessità di avere stendimenti sufficientemente lunghi all’interno dell’area

urbana.

Per la misura della velocità delle onde S, la tecnica utilizzata in

questo studio impiega l’analisi delle onde di superficie su registrazioni

effettuate lungo uno stendimento di 4 stazioni sismiche Reftek 130 ad

ampia dinamica (24 bit) non collegate da canali di trasmissione dati. Per

ogni stazione sismica sono utilizzati due sensori a 1 Hz Lennartz Le-3C a

tre componenti. Come già accennato in precedenza, come sorgente

sismica viene utilizzata una massa battente del peso di circa 1200 kg (Fig.

2a) sganciata con un autogru da un’altezza di 4 m circa. In fase di

acquisizione le quattro stazioni sismiche sono alimentate da apposite

batterie e collegate ad un antenna GPS per la sincronizzazione dei tempi

di registrazione (Fig. 2b). In questo studio per valutare meglio anche le

frequenze inferiori ad 1 Hz abbiamo utilizzato anche un sensore Lennartz

a 5 s (con banda piatta tra 5s e 40 Hz). I sensori sono posti a distanze di

2 m l’uno dall’altro mentre la massa battente energizza il terreno

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

nell’intervallo di distanze comprese tra 20 m e 160 m circa . Il

campionamento utilizzato nella registrazione dei segnali è di 8 ms. Una

stazione aggiuntiva è posta in prossimità della massa battente per

registrare il tempo GPS relativo all’impatto della massa sul terreno. La

fase di acquisizione sia dei dati sismici che delle misure di rumore

ambientale per i due siti è stata completata in circa 4 ore.

L’utilizzo di una sorgente di tali dimensioni è una assoluta novità

nell’ambito della determinazione della velocità delle onde S in superficie.

L’enorme massa lasciata cadere da un altezza variabile da 3 a 6 m ha

permesso di energizzare il terreno in una banda in frequenza ben inferiore

ai 10 Hz, consentendo di risolvere la velocità S per profondità superiori a

80-100. La conoscenza della struttura di velocità per profondità maggiori

dei 30 metri prestabiliti nell’ordinanza 3274 in materia di classificazione

dei suoli permetterà una interpretazione più accurata delle misure di

amplificazione sismica derivate sia dalla registrazione dei terremoti sia

dalle misure di rumore ambientale

Misure di velocità di fase

Ai dati registrati con la metodologia di acquisizione descritta sopra

viene applicata una procedura di trattamento del segnale finalizzata a

riconoscere le onde di superficie di Rayleigh e di Love, ed in particolare il

modo fondamentale. Si utilizza una trasformata bidimensionale del campo

d’onda ottenendo una rappresentazione dello stesso in frequenza e

velocità di fase. La tecnica è stata derivata da McMechan and Yedlin

(1981) per ottenere anche le velocità di fase qualora si impieghi un

insieme di registrazioni. La tecnica utilizza una trasformata p-τ (p=1/c,

slowness) seguita da una ulteriore trasformata in frequenza. Il risultato è

un diagramma delle ampiezze spettrali del segnale espresso in dB in

funzione della velocità di fase e della frequenza.

Questa rappresentazione permette di interpretare le curve di

dispersione della velocità di fase del modo fondamentale e dei primi due

modi superiori, poichè evidenzia la coerenza del segnale per diversi

intervalli di frequenza. E’ così possibile separare dal contesto generale del

campo d’onda delle curve che vengono interpretate come modo

fondamentale e modi superiori delle onde di Rayleigh e Love.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Le caratteristiche delle onde di superficie sono misurate in termini di

curve di dispersione della velocità di fase nel intervallo di frequenze tra 2-

3 e 30 Hz circa. In Figura 5 si vede un esempio delle curve di velocità di

fase relative al campo d’onda osservato.

Le velocità di fase osservate possono essere utilizzate per

determinare la struttura dei sedimenti attraverso il confronto con velocità

di fase calcolate per un largo insieme di modelli. Le curve di dispersione

della velocità di fase dipendono principalmente dalla velocità delle onde di

taglio e sono scarsamente dipendenti da variazioni realistiche di densità

e/o velocità delle onde P.

L’inversione delle proprietà di dispersione delle onde di superficie

generalmente mostra profili di velocità S medi “lisciati” che riguardano il

sito di indagine al di sotto dello stendimento dei sensori.

L’intervallo di frequenze considerato tra 3 e 20-25 Hz permette una

risoluzione della velocità S fino alla profondità di circa 80-100 m, la

risoluzione minima (strati sottili è limitata ai 5 m).

Procedura di inversione

Per i siti considerati abbiamo invertito simultaneamente la velocità di

fase del modo fondamentale delle onde di Rayleigh e di Love utilizzando

una tecnica derivata da Nolet, (1981) e Herrmann (2002).

Come modello di partenza nell’inversione abbiamo usato i dati relativi

all’analisi semplificata di sismica a rifrazione S effettuata sulla

componente trasversale del moto. Abbiamo utilizzato una tecnica lineare

di inversione generando però con diverse parametrizziazioni della

struttura di partenza diverse soluzioni (profili di velocità S) in grado di

produrre curve di dispersione molto simili a quelle osservate. E’

importante sottolineare che l’inversione delle velocità di fase delle onde di

Rayleigh e Love non restituisce un unico modello di velocità. I metodi

come quello qui utilizzato hanno lo svantaggio di convergere verso un

unico minimo relativo (metodo ai minimi quadrati). Per ovviare a questo

in genere si utilizzano diversi modelli di partenza e si scelgono

solitamente i modelli finali più semplici, dove esiste in genere un aumento

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

della velocità con la profondità. Esiste comunque una certa ambiguità

perché le soluzioni possono essere molteplici e diverse tra loro.

Per scegliere quindi i modelli finali che di seguito saranno presentati

abbiamo scartato tutti i modelli che non erano in grado di generare le

frequenze di risonanza osservate nei rapporti spettrali H/V del rumore

ambientale. Nel nostro studio i profili di velocità S ottenuti dall’inversione

delle proprietà di dispersione delle onde di Rayleigh e Love sono in

accordo con i dati di sismica a rifrazione (tempi di arrivo S) e con i

rapporti spettrali H/V misurati nei siti interessati. Questo rende più

attendibile la soluzione ottenuta attraverso il processo di inversione in

quanto si riesce ad eliminare ogni ambiguità relativa ai problemi di “trade-

off” tra profondità e velocità che sono ben conosciuti quando si utilizzano

solamente le onde di superficie. Utilizzando i tempi di arrivo S e la

frequenza di risonanza fondamentale si riesce in questo modo a vincolare

la profondità dove esista un contrasto di velocità.

Risultati per il sito S1

Il sito S1 si trova nella piana a sud della Rocca Albornonziana,

pressochè allo stesso livello altimetrico del torrente Tessino. In fig. 2

mostriamo la sorgente utilizzata e lo stendimento degli strumenti di

registrazione e dei sensori. Sono state effettuate circa 15 battute

nell’intervallo di distanze compreso tra 20 e 160 m circa distanziate una

dall’altra di 10 m circa. Sono stati registrati circa 120 segnali sismici per

ognuna delle tre componenti.

Le sezioni sismiche ottenute presso il sito S1 sono mostrate in fig. 3.

In fig. 3a sono evidenziati i primi arrivi delle onde P mentre in fig. 3b

viene mostrata la componente trasversale e l’intepretazione per gli arrivi

S con relative velocità.

Da queste figure è già possibile dedurre una serie di vincoli che

saranno utili nella definizione poi dei profili di velocità S. I primi arrivi P ad

una certa distanza (da 30 – 40 m in poi) hanno velocità molto simile a

quella dell’acqua, il che induce a pensare che presso il sito la tavola

d’acqua sia abbastanza prossima alla superficie. Inoltre dall’analisi degli

arrivi S si notano dei cambiamenti marcati di pendenza delle dromocrone

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

S con conseguente evidenza di contrasti di velocità in profondità. Tali

contrasti di velocità sono anche responsabili dell’ampiezza osservata nei

rapporti spettrali H/V calcolati a partire dalle registrazioni di rumore

ambientale nel sito S1 (vedi fig. 4). In S1 infatti si osservano su tutte le

stazioni utilizzate frequenze di risonanza attorno a 2.6-2.8 Hz indicative di

un contrasto di velocità in profondità.

Ai dati mostrati in fig. 3 viene applicata la procedura di analisi

descritta sopra per identificare le velocità di fase delle onde di Rayleigh e

delle onde di Love. Per separare i due contributi le conponenti orizzontali

sono state ruotate per ottenere la componente radiale (Rayleigh) e quella

trasversale (Love). Nella fig. 5 sono visibili i diagrammi di velocità di fase

in funzione delle frequenza ottenuti. Da questi vengono estratti dei valori

di velocità di fase per il modo fondamentale delle onde di Rayleigh e Love

in funzione della frequenza.

Nella successiva inversione abbiamo utilizzato in modo congiunto i

valori per Rayleigh e Love per ottenere un modello isotropico di velocità.

Il modello ottenuto è presentato in fig. 6 e confrontato con il modello

derivato dall’interpretazione della sismica a rifrazione S. Questo modello

(vedi Tab. 1) come si può vedere anche in fig. 6b è in grado come

peraltro il modello dedotto dalla semplice rifrazione di soddisfare le misure

ottenute dalla stima dei rapporti spettrali H/V. Per calcolare l’ampiezza

dell’amplificazione dipendente dalla frequenza si utilizza il codice EERA

che è sostanzialmente un’implementazione di quanto pubblicato da Seed

and Idriss nel 1977.

Per il modello ottenuto sono anche state calcolate attraverso un

metodo modale (Herrmann, 2002) le velocità di fase teoriche che sono

state sovrapposte agli spettri di velocità di fase osservati in fig. 5.

Il modello finale come preannunciato presenta una forte discontinuità

di velocità alla profondità di circa 37 m (vedi Tab.1) mentre la sismica a

rifrazione pone questa discontinuità a 42 m circa. A questa profondità la

velocità S passa da 400-500 m/s a circa 1200-1350 m/s.

E’ importante inoltre sottolineare come l’uso di una massa di circa

1200 kg abbia permesso di eccitare il terreno nell’intervallo di frequenze

fra 3 e 10 Hz in un intervallo di distanze tra la massa ed i sensori così

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

contenuto. Questo ha permesso di definire il modello di velocità S con

accuratezza fino alla profondità di circa 80-100 m.

Risultati per il sito S2

Il sito s2 si trova all’interno del parco “Chico Mendez” in prossimità

del campo sportivo e si trova all’interno di un’area in passato soggetta a

fenomeni franosi come testimoniato da alcune prove fotografiche.

In fig. 7 mostriamo il sito dove abbiamo utilizzato la stessa sorgente

mostrata in precedenza. Sono state effettuate circa 8 battute

nell’intervallo di distanze compreso tra 30 e 100 m circa distanziate una

dall’altra di 10 m circa. Sono stati registrati circa 64 segnali sismici per

ognuna delle tre componenti. Le sezioni sismiche ottenute presso il sito

S2 sono mostrate in fig. 8. In fig. 8a sono evidenziati i primi arrivi delle

onde P mentre in fig. 8b viene mostrata la componente trasversale e

l’intepretazione per gli arrivi S con relative velocità. Anche da queste

figure è già possibile dedurre una serie di vincoli che saranno utili nella

definizione poi dei profili di velocità S. Anche per questo sito è probabile

che la tavola d’acqua sia abastanza superficiale mentre non sono

evidenziati forti cambiamenti di pendenza sia negli arrivi P che negli arrivi

S. Confrontando inoltre le sezioni qui mostrate con quelle ottenute al sito

S1 (i due siti distano in linea d’aria all’incirca 400 m) si nota come le

sezioni sismiche in S2 siano molto più confuse in termini di allineamento

delle fasi e gli arrivi delle onde di superficie siano molto più lenti rispetto

agli arrivi evidenziati in S1. Ci si aspetta quindi un sito con 1) delle

variazioni topografiche che incidono nell’allineamento delle onde di

superficie (propagazione prettamente orizzontale), sicuramente 2) un

profilo di velocità S senza grossi contrasti di velocità e, 3) in confronto ad

S1 un profilo di velocità più lento specialmente in profondità. L’assenza di

marcati contrasti di velocità è subito confermata dalla scarsa ampiezza

osservata nei rapporti spettrali H/V ottenuti presso S2 (fig. 9). In questo

sito i rapporti H/V sono abbasatnza appiattiti con delle deboli

amplificazioni attorno a 0.9-1.0 Hz indice di un gradiente di velocità S in

profondità.

Ai dati mostrati in fig. 8 viene applicata la procedura di analisi

descritta sopra per identificare le velocità di fase delle onde di Rayleigh e

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

di Love. Nella fig. 10 sono visibili i diagrammi di velocità di fase in

funzione delle frequenza.

Da questi vengono estratti dei valori di velocità di fase per le onde di

Rayleigh e Love in funzione della frequenza. Nella successiva inversione

abbiamo utilizzato in modo congiunto i valori per Rayleigh e Love per

ottenere un modello isotropico di velocità. Il modello ottenuto è

presentato in fig. 11. Questo modello (vedi Tab. 2) come si può vedere

anche in fig. 11b è in grado di soddisfare le misure ottenute dalla stima

dei rapporti spettrali H/V.

Per il modello di velocità S qui presentato come precedentemente

fatto per il modello S1 sono anche state calcolate attraverso un metodo

modale (Herrmann, 2002) le velocità di fase teoriche che sono state

sovrapposte agli spettri di velocità di fase osservati in fig. 10.

Il modello finale come preannunciato presenta un gradiente di

velocità senza evidenziare particolari contrasti di velocità.

Dobbiamo qui rilevare come si può notare in fig. 10 che per la

componente trasversale del moto le massime ampiezze sono eccitate dal

primo modo superiore e non dal modo fondamentale. Per il sito S2 la

profondità massima del profilo S risolto dall’inversione è attorno ai 60-80

m.

Conclusioni

Nell’ambito del progetto di “Microzonazione sismica di dettaglio del

Centro Storico della Città di Spoleto” finanziato dalla Regione Umbria ed

in collaborazione con il Comune di Spoleto sono state eseguite delle

misure sismiche per la stima della velocità delle onde di taglio dall’analisi

ed inversione della dispersione delle onde di Rayleigh e Love presso due

siti.

Seppur vicini i siti investigati mostrano caratteristiche e profilo di

velocità S in profondità ben distinti. Presso il sito S1, si evidenzia un forte

contrasto di velocità mentre nel sito S2 sembra che la velocità cresca in

modo abbastanza continuo con la profondità. S1 in termini di velocità S è

molto più veloce in profondità rispetto ad S2.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

I profili di velocità S sono determinati fino a profondità di 80-100 m e

60-80m rispettivamente per i siti S1 e S2.

I modelli ottenuti oltre che riprodurre le curve di dispersione

osservate sono in accordo sia con le velocità derivate dalla sismica a

rifrazione sia con le frequenze di risonanza osservate nei rapporti spettrali

H/V del rumore ambientale.

Bibliografia Clayton, C.R.I., Gordon, M.A. and Matthewss, M.C. (1994). Measurements of stiffness of soils and weak rocks using small strain laboratory testing and geophysics. Proc. Int. Symp. on Pre-failure Deformation Characteristics of Geomaterials, Balkema, Rotterdam, 1, 229-234. Gordon, M.A., Clayton, C.R.I., Thomas, T.C. & Matthews, M.C. (1995). The selection and interpretation of seismic geophysical methods for site investigation. Proc. ICE Conf. on Advances in Site Investigation Practice, March 1995. Herrmann, R. B., and Ammon, C. J. (2002). Computer Programs in Seismology. VOLII-Version 3.20 Jardine, R.J., Potts, D.M., Fourie, A.B. and Burland, J.B. (1986). Studies of the influence of non-linear stress-strain characteristics in soilstructure interaction. Geotechnique, 36(3), 377-396. Matthews, M.C., Clayton, C.R.I., and Own, Y. (2000). The use of field geophysical techniques to determine geotechnical stiffness parameters. Proc. Instn Civ. Engrs Geotech. Engng. January. Matthews, M.C., Hope, V.S. & Clayton, C.R.I. (1996). The use of surface waves in the determination of ground stiffness profiles. Proc. Instn Civ. Engrs Geotech. Engng 119, April, 84-95. McMechan, G. A. and M. J. Yedlin (1981). Analysis of dispersive waves by wave field transformation, Geophysics. 46: 869-874. Nolet, G. (1981). Linearized inversion of data, in The solution of the Inverse Problem in Geophysical Interpretation, R. Cassinis (ed.), 9-37, Plenum Press. Vuan, A. (1996). Tesi di Dottorato in Geofisica “Misure in situ delle proprietà elastiche ed anelastiche dei suoli dall’analisi delle onde di superficie”. Università degli Studi di Trieste, Trieste.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 1 – Foto aerea del centro storico della città di Spoleto. La posizione dei siti che interessano questo studio sono indicati rispettivamente in rosso (S1) ed in blu (S2). S1 si trova nella parte Sud della città e il profilo sismico segue Via delle Mura. S2 invece si trova all’interno del parco “Chico Mendez” in prossimità del campo sportivo.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 2 – In alto, la massa di circa 1200 kg utilizzata per energizzare il terreno nel sito S1 viene sganciata da un’altezza di circa 4 m. In basso, lo stendimento delle stazioni di acquisizione e dei geofoni a 1 Hz presso il sito S1.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 3 – a) sopra, sezione sismica acquisita presso il sito S1 per la componente verticale. La linea nera continua evidenzia i primi arrivi delle onde P. b) sotto, sezione sismica per la componente orizzontale trasversale. Le linee indicano rispettivamente gli arrivi stimati per le onde P ed S. Nei riquadri bianchi vengono indicate le velocità S stimate nella sezione sismica.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 4 – Rapporti spettrali H/V calcolati con le registrazioni di rumore ambientale presso il sito S1. Viene individuata chiaramente una frequenza di risonanza fondamentale di circa 2.7 Hz.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 5 – Determinazione della velocità di fase per le componenti verticale (in alto), orizzontale radiale (al centro) e orizzontale trasversale (in basso) presso il sito S1. I massimi valori di stack (coerenza) della velocità di fase sono indicati in rosso. I punti neri evidenziano i massimi relativi all’interno delle aree di contour. Le curve continue (in bianco il modo fondamentale, in nero i modi superiori) sovrapposte sulla mappa indicano invece le curve calcolate a partire dal modello di velocità S mostrato in Figura 6a.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 6 – a) modello di velocità S (in rosso) selezionato tra le 12 inverisoni effettuate confrontato con il modello a rifrazione S (in blu) dedotto dalla sezione sismica mostrata in Figura 3b. b) calcolo del rapporto spettrale H/V per i due modelli mostrati in Figura 6a e confronto con le misure osservate presso il sito (curve continue in nero).

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Tabella 1 – Valori rissuntivi di spessore (H) e velocità S (VS) per il modello ottenuto dall’inversione dei valori di velocità di fase misurati presso il sito S1.

Sito S1 H(KM) VS(KM/S)

0.0050 0.1985 0.0070 0.2600 0.0070 0.3169 0.0090 0.4273 0.0090 0.3141 0.0100 1.2525 0.0200 1.3623 0.0200 1.8579 0.1000 1.4881 0.0000 1.6631

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 7 – In alto, la massa di circa 1200 kg utilizzata per energizzare il terreno nel sito S2 sta per essere sganciata da un’altezza di circa 4 m. In basso, la stazione di riferimento per registrare il tempo GPS relativo alle battute.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 8 – a) Sezione sismica acquisita presso il sito S2 per la componente verticale. La linea nera continua evidenzia i primi arrivi delle onde P. b) Sezione sismica per la componente orizzontale trasversale. Le linee indicano rispettivamente gli arrivi stimati per le onde P ed S. Nei riquadri bianchi vengono indicate le velocità S stimate nella sezione sismica.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 9 – Rapporti spettrali H/V calcolati con le registrazioni di rumore ambientale presso il sito S2. I rapporti spettrali mostrano bassi valori in ampiezza con valori che si elevano dalla media a frequenze attorno a 0.9 – 1.0 Hz.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 10 – Determinazione della velocità di fase per le componenti verticale (in alto), orizzontale radiale (al centro) e orizzontale trasversale (in basso) presso il sito S2. I massimi valori di stack (coerenza) della velocità di fase sono indicati in rosso. I punti neri evidenziano i massimi relativi all’interno delle aree di contour. Le curve continue (in bianco il modo fondamentale, in nero i modi superiori) sovrapposte sulla mappa indicano invece le curve calcolate a partire dal modello di velocità S mostrato in Figura 11a.

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Figura 11 – a) modello di velocità S (in rosso) selezionato tra le 12 inverisoni effettuate. b) calcolo del rapporto spettrale H/V per il modello mostrato in Figura 10a e confronto con le misure osservate presso il sito (curve continue in nero).

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Progetto: Microzonazione sismica di dettaglio del Centro Storico della Città di Spoleto

Sito S2 H(KM) VS(KM/S) 0.0040 0.1639

0.0050 0.2314

0.0050 0.2369

0.0050 0.3213

0.0100 0.3220

0.0100 0.5879

0.0100 0.3128

0.0100 0.5029

0.0100 0.6112

0.0200 0.6800

0.0200 1.0489

0.0200 1.2011

0.0200 1.2350

0.0200 1.2474

0.0200 1.2480

0.0200 1.3450

0.0200 1.3376

0.0200 1.3318

0.0200 1.4301

0.0200 1.8369

0.0000 1.8370

Tabella 2 – Valori rissuntivi di spessore (H) e velocità S (VS) per il modello ottenuto dall’inversione dei valori di velocità di fase misurati presso il sito S2.

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