PARTE II - Acquisizione ed analisi dei dati finalizzate alla microzonazione sismica dell'area di Cerreto di Spoleto (PG)

7. Premessa

8. Acquisizione dei dati velocimetrici

    8.1. Array localizzato lungo la dorsale carbonatica

    8.2. Array localizzato nella piana alluvionale

    8.3. localizzazione  di alcuni eventi registrati

9. Elaborazione dei dati velocimetrici

    9.1. Cenni ai metodi di analisi

    9.2. Analisi dei dati nel dominio del tempo

    9.3. analisi dei dati nel dominio delle frequenze

10. Interpretazione dei risultati

    10.1. Array localizzato nella piana alluvionale

    10.2. Array localizzato lungo la dorsale carbonatica

11. Conclusioni

12. Bibliografia

Indice Cerreto

7. Premessa

Lo studio si è avvalso anche di alcune registrazioni accelerometriche di eventi di piccola magnitudo ottenute da una rete locale installata nel comune di Cerreto di Spoleto dall’ENEA, con lo scopo di analizzare la variazione del moto del terreno in seguito a particolari condizioni geologico-morfologiche e le conseguenti implicazioni sul comportamento delle strutture durante un terremoto.

8. Acquisizione dei dati velocimetrici

8.1. Array localizzato lungo la dorsale carbonatica

Un array velocimetrico comprendente 7 postazioni, è stato progettato sulla dorsale di Cerreto di Spoleto con l’obiettivo di monitorare eventuali effetti di amplificazione dovuti a morfologia, presenza di elementi tettonici e variazioni dello stato di fratturazione dell’ammasso roccioso.

Area di Cerreto di Spoleto (PG)

Le postazioni di misura (Fig.1, Tab.1a) sono state distribuite longitudinalmente (V, M, F, C) e trasversalmente (D, W) rispetto alla struttura della dorsale, a cavallo di alcune discontinuità tettoniche ed in corrispondenza di porzioni di ammasso frantumato (F). La “stazione di riferimento locale” (R) è stata posizionata alla base della dorsale, su un sito roccioso in cui non si sono evidenziate caratteristiche predisponesti all’amplificazione sismica (Bongiovanni et al., 2001; Borcherdt, 1994). La stazione velocimetrica M è stata posizionata accanto ad una stazione accelerometrica  (CM in Fig.1) della rete locale ENEA.

Ciascuna postazione è stata equipaggiata con una terna di velocimetri SS1 KINEMETRICS a 1Hz, un acquisitore K2 a 12 canali con scheda di acquisizione PCMCIA da 20Mb e un GPS per la  temporizzazione assoluta.
L’array ha operato dal 24/09/2001 al 27/09/2001: per la registrazione di eventi sismici gli acquisitori sono stati settati in STA/LTA, mentre le misure di rumore ambientale sono state effettuate con campionamenti di 5 minuti, nell’arco delle 24 ore. Sono stati registrati numerosi terremoti locali di bassa magnitudo: in tab.2a sono elencati quelli che hanno attivato almeno 3 stazioni.

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8.2. Array localizzato nella piana alluvionale

Un array velocimetrico, composto da 5 postazioni in free field, è stato progettato al fine di monitorare eventuali effetti di amplificazione legati sia alle condizioni morfologiche della valle (geometria versanti-bedrock-alluvioni) sia alle eterogeneità litologiche presenti all’interno del materasso alluvionale (placca di travertino) (Azzara et al., 2001; De Luca et al., 2001). Le postazioni di misura sono state pertanto posizionate lungo una sezione circa trasversale alla valle (Fig.2, tab.1b): una è stata localizzata in posizione centrale rispetto alla placca di travertino sepolta (T), una su un margine della stessa placca (P), una nel centro della piana (I), dove si ipotizza il massimo spessore del riempimento alluvionale, ed una su un bordo della valle (S), in prossimità del campo sportivo, dove è anche localizzata una stazione (CC in Fig.2) della rete accelerometrica locale dell’ ENEA.

Come “stazione di riferimento locale” è stata utilizzata la stessa dell’array di dorsale.  L’array ha operato dal 27/11/2001 al 02/12/2001, con gli stessi settagli indicati per l’array di dorsale: in tab.2b sono elencati gli eventi che hanno attivato almeno 3 stazioni e nell’ultima colonna è indicata, quando possibile, la posizione dell’epicentro rispetto all’area di studio (vedi paragrafo seguente).

8.3. localizzazione  di alcuni eventi registrati

Alcuni degli eventi registrati dall’array velocimetrico installato nella piana, sono stati registrati anche dalla rete sismica locale (Re.Si.L) gestita dall’Osservatorio Andrea Bina (PG) (Fig.3)

Fig. 3 – Localizzazione stazioni dell’Osservatorio Andrea Bina (PG).

Per 11 di questi eventi è stato possibile calcolare i parametri ipocentrali mediante il programma di calcolo HYPOCENTER (Lienert et al., 1986) sviluppato dal HIG (Hawaii Institute of Geophysics). Questo programma calcola le coordinate ipocentrali e il tempo origine degli eventi, utilizzando l’algoritmo di GEIGER (1910; 1912). Nella scheda d’impostazione del file di input del programma sono stati considerati come parametri di input: una profondità attesa dell’ipocentro di 10 Km e la distanza fra le stazioni di circa 20 Km , mentre nella scheda di controllo è stata impostata la distanza più probabile degli ipocentri intorno ai 20 Km dalle stazioni e il rapporto tra la velocità delle onde Vp e Vs uguale a 1,78. Il modello crostale utilizzato per la velocità delle onde P è il seguente: tra 0 e 2 Km Vp = 4 Km/s, tra 2 e 7 Km Vp = 5 Km/s, tra 7 e 13 Km Vp = 5.6 Km/s, tra 13 e 23 Km Vp = 5.8, tra 23 e 37 Km Vp = 6.6 Km/s e al di sotto dei 37 Km la velocità è delle onde P è 8.1 Km/s. Questo modello è stato utilizzato in quanto rende minimi gli scarti quadratici medi dei residui di stazione.
La tab.3 riporta i dati di output calcolati dal programma HYPOCENTER. Come si può notare tutti i terremoti hanno una magnitudo compresa tra 1.7 e 1.9. Eventi con magnitudo inferiore sono stati registrati da numero insufficiente di stazioni sismiche e non è stato possibile calcolarne i parametri ipocentrali: è infatti noto che necessitano almeno 4 fasi per poter calcolare i tre parametri spaziali e il tempo origine.

In Fig.4 sono rappresentati gli epicentri degli eventi. Si può osservare che 7 di essi sono situati a S di Cerreto di Spoleto, due ad E ed uno a NW; l’epicentro relativo all’evento del 212001 delle ore 01:08, non compreso nella figura, è anch’esso localizzato a S di Cerreto di Spoleto.

In Fig.5a sono graficate la distribuzione in frequenza delle classi di profondità ipocentrali. Tutti gli eventi, tranne uno, sono compresi entro 10 Km di profondità. Va sottolineato che la zona di catena dove si sono verificati gli eventi considerati è caratterizzata da terremoti superficiali che avvengono entro i primi 10 Km di crosta, quindi il dato è coerente con quanto si trova in letteratura.

Mediamente come input dell’algoritmo sono state utilizzate 7 fasi (NO), come descritto dall’istogramma in Fig.5b.

 
La Fig.5 c riporta la distribuzione la distribuzione in frequenza delle classi del RMS, ossia dello scarto quadratico medio dei residui di stazione: questo parametro, unitamente agli errore sulla orizzontale e sulla verticale, indica la affidabilità della localizzazione. La media delle RMS è uguale a 0.14: questo valore è molto piccolo e ciò significa che le localizzazioni ottenute sono molto affidabili. Ciò è riscontrabile anche nei due istogrammi di frequenza che rappresentano l’errore associato alla localizzazione orizzontale (ERH, Fig.5d) e verticale (ERZ, Fig.5e) dell’ipocentro degli eventi: sull’orizzontale l’errore è inferiore ai 3 Km e per 8 di essi è inferiore ad 1 Km ; sulla verticale è per 10 eventi inferiore a 1.5 Km e solo in un caso è di 5.6 Km . Questi valori sono coerenti con quanto già visto per RMS e indicano che la localizzazione è molto affidabile.

 
Purtroppo, malgrado i dati forniti dall’Osservatorio Andrea Bina, è stato possibile localizzare soltanto uno degli eventi registrati dall’array di dorsale.

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9. Elaborazione dei dati velocimetrici

9.1. Cenni ai metodi di analisi

Una tecnica largamente utilizzata per caratterizzare l’amplificazione di sito è quella dei rapporti spettrali tra componenti orizzontali e verticali del moto.
Questa metodologia è stata inizialmente proposta da Nakamura (1989) per valutare l’amplificazione di un sito sedimentario tramite misure di microtremori: assumendo una precisa situazione geologica, vale a dire uno strato sedimentario sovrapposto a un semispazio omogeneo e un forte contrasto di impedenza tra le due formazioni, Nakamura ipotizza che la componente verticale del moto non sia amplificata in modo significativo dallo stato superficiale, ad eccezione delle onde di Rayleigh. Assumendo inoltre che l’effetto delle onde di Rayleigh sia simile tra le componenti orizzontali (H) e la verticale (V), la deconvoluzione della componente verticale dall’orizzontale, che nel dominio delle frequenze corrisponde al rapporto spettrale H/V, risulterebbe essere una buona stima della risposta del sito sia rispetto alla frequenza di risonanza che alla relativa amplificazione.
Studi successivi (Lachet et al., 1995; Bard, 1995) hanno confermato che i rapporti H/V su terreni soffici mostrano un chiaro picco, ben correlato con la frequenza di risonanza fondamentale dello strato sedimentario, mentre non sempre vengono individuate eventuali armoniche superiori e soprattutto non è dimostrabile una relazione diretta tra l’ampiezza del picco H/V e l’amplificazione del sito. Chavez-Garcia et al. (1997), inoltre, hanno recentemente ottenuto risultati sperimentali positivi anche per la determinazione di effetti di sito di origina topografica. 
Malgrado la mancanza di giustificazioni teoriche in situazioni diverse da quelle per cui la metodologia è stata inizialmente proposta, data la rapidità di esecuzione e il basso costo, la tecnica dei rapporti H/V del rumore ambientale continua ad essere largamente utilizzata non solo per stimare le frequenze fondamentali di depositi soffici, ma più in generale per valutare in modo speditivi le condizioni amplificative in una data zona.  

Nel caso in cui siano disponibili registrazioni di eventi sismici, il maggior problema nella stima della risposta di sito è la rimozione degli effetti dovuti alla sorgente e al percorso dell’onda. Il metodo di analisi più completo è attualmente quello proposto da Borchert (1970; 1994) che consiste nel confrontare gli spettri delle registrazioni ottenute nel sito di interesse con quelli relativi alle registrazioni degli stessi eventi ottenute in una stazione di riferimento. Questa stazione deve avere due caratteristiche fondamentali:

• essere abbastanza vicina al sito da poter considerare uguali e quindi eliminabili gli effetti di sorgente e di percorso; utilizzando un numero sufficientemente elevato di eventi, ci si aspetta che questi effetti si medino comunque a zero, si assume generalmente che questa condizione sia soddisfatta quando la distanza array-epicentro è almeno 5 volte maggiore di quella tra le stazioni;

• non essere influenzata da alcun effetto locale. Questa condizione corrisponde in teoria ad un sito roccioso, pianeggiante e non interessato da infiltrazioni di acqua; in pratica si parla generalmente di un riferimento locale, cioè il più rappresentativo del bedrock in relazione all’area in esame.

In alternativa, quando non è possibile individuare una valida stazione di riferimento oppure quando questa non registra perché (essendo un buon riferimento) la sollecitazione non è sufficiente ad attivare lo strumento, si può utilizzare il metodo detto della receiver function. Questo è in realtà una fusione tra il metodo di Nakamura e un metodo sismologico utilizzato da Langstom (1977; 1979) per studiare la crosta terrestre tramite registrazioni telesismiche di onde P. Langstom assume che la componente verticale del moto non sia influenzata dalle condizioni geologiche locali, mentre nelle componenti orizzontali si ritrovano i contributi (conversioni di onde P in S) dovuti alle discontinuità geologiche presenti sotto il sito. In seguito Field & Jacob (1995) hanno dimostrato che i rapporti spettrali H/V, relativamente alle sole onde S, permettono di dare una buona stima della risposta del sito anche per studi di microzonazione.

Considerando in generale i rapporti H/V (quindi sia il metodo della receiver function che quello di Nakamura), numerosi lavori (tra cui Lachet C. et al., 1996; Theodulidis et al. 1996) confermano che non sempre questi metodi individuano le frequenze di amplificazione e in ogni caso non permettono una stima del coefficiente di amplificazione, in quanto i rapporti che si ottengono risultano sempre notevolmente più bassi di quelli ricavati nelle stesse condizioni dai rapporti spettrali al riferimento.

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9.2. Analisi dei dati nel dominio del tempo

Tutte le registrazioni ottenute in settaggio STA/LTA sono stata esaminate per individuare gli eventi registrati contemporaneamente in almeno 3 stazioni (Tab.2a,b); tali registrazioni sono state allineate in base alla temporizzazione assoluta e, se necessario, le componenti orizzontali sono state ruotate, in modo da ottenere una orientazione comune (NS, WE). Sono state quindi prese in esame le singole forme d’onda degli eventi selezionati, per evidenziare eventuali caratteristiche ricorrenti nelle diverse stazioni di misura. E’ stata anche esaminata per ciascun evento e ciascuna stazione la distribuzione dell’intensità di Arias sul piano orizzontale, per individuare la presenza di eventuali effetti di direzionalità dovuti al sito in cui è localizzata la stazione. 

9.3. analisi dei dati nel dominio delle frequenze

Per le registrazioni di rumore ambientale è stata calcolata la trasformato di Fourier su una finestra mobile di 10s, al fine di ottenere gli spettri medi delle 3 componenti (NS, UP, WE) per ogni stazione e ogni campionamento; sono stati quindi calcolati i rapporti H/V per ciascun campionamento e da questi un rapporto H/V medio per ciascuna stazione.
A partire dagli eventi sono stati calcolati per ciascuna stazione gli spettri medi sulle 3 componenti, la receiver function media e la media dei rapporti al riferimento; nel caso dei dati registrati dall’array di piana, le medie sono state calcolate sia per tutti gli eventi disponibili che solo per quelli localizzati a S dell’array stesso, per evidenziare eventuali effetti legati alla direzione di incidenza rispetto all’orientazione circa NS della valle.

Sono state inoltre prese in esame le registrazioni di alcuni eventi ottenute dall’accelerometro CC (Fig.2)  e dall’accelerometro CM della rete locale ENEA (Fig.1); in particolare, lo strumento localizzato nella piana (CC) ha registrato 3 eventi (8 agosto 2000 -  Ml=3.1; 24 ottobre 2000 - Ml= 3.3; 21 gennaio 2001 - Ml=1.9), mentre lo strumento localizzato in dorsale ha registrato solo l’evento del 21 gennaio. Per questi dati si è utilizzata come stazione di riferimento una postazione di una rete accelerometrica temporanea ENEA (CV di Fig.2) finalizzata al monitoraggio della struttura dell’ex Convento S.Giacomo (oggi CEDRAV). Tale stazione era localizzata su roccia, in corrispondenza di un’estremità della dorsale su cui sorge l’abitato di Cerreto di Spoleto, nello stesso sito in cui è stata posizionata la stazione V dell’array velocimetrico di dorsale. Questa scelta è giustificata dalla mancanza di effetti amplificativi (Fig.6) osservata alla stazione CV rispetto alla stazione R in seguito alle registrazioni dell’array velocimetrico di dorsale.

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10. Interpretazione dei risultati

10.1. Array localizzato nella piana alluvionale

L’analisi delle time-history non evidenzia particolari comportamenti, se non l’elevata presenza di alte frequenze nella stazione S.
L’osservazione delle medie delle FFT (Figg.7-11) ottenute per le singole stazioni evidenzia un notevole somiglianza tra le stazioni T e P, localizzate in corrispondenza della placca di travertino sepolta, sia per ciò che riguarda la distribuzione dell’energia in due principali intervalli di frequenza (2-5 Hz e 6–7Hz) sia per quanto riguarda i livelli raggiunti.

Le stazioni T e P, inoltre, sono le uniche in cui la componente UP presenta un picco di livello significativo, che si osserva intorno ai 6-7Hz e che, in particolare, nella stazione T, raggiunge livelli superiori alle altre componenti. Al contrario, le FFT relative alle stazioni I ed S mostrano una distribuzione differente: nel caso della stazione I l’energia risulta concentrata in una prima stretta banda di frequenza intorno a 2Hz, ed in una seconda  banda più ampia tra 5 e 8Hz e raggiunge i livelli più elevati tra tutte le stazioni. Nel caso della stazione S l’energia è concentrata a frequenze relativamente elevate, comprese in un’ampia banda tra 6 e 12Hz. In ultimo, la FFT media per la stazione di riferimento R, mostra livelli energetici molto bassi rispetto a tutte le altre stazioni, senza concentrazioni in particolari bande di frequenza.
Riguardo ai rapporti spettrali, vengono inizialmente esaminati i risultati ottenuti in ciascuna localizzazione, distinguendo tra quelli relativi ai rapporti H/V (Figg.12,13) e quelli relativi ai rapporti al riferimento (Fig.14). Nel caso della sola stazione S, viene presa in esame anche la media dei rapporti al riferimento relativi ai tre eventi registrati dalla rete accelerometrica locale (Fig.15), ricordando che pur avendo un livello energetico superiore rispetto a quello dei terremoti rilevati dall’array velocimetrico, sono comunque anch’essi eventi di bassa magnitudo.

stazione S (posizionata su un bordo della valle):

• I rapporti H/V sono sostanzialmente simili ed evidenziano una banda di amplificazione tra 5 e10 Hz, più marcata sulla componente NS; nella receiver function si vedono anche due picchi intorno a 2 e 4.5 Hz;

• I rapporti al riferimento per gli eventi di bassa magnitudo mostrano sulla NS dei picchi con amplificazione superiore a 6 all’interno della banda 6-10 Hz, più altri picchi intorno a 3 e 4.5 Hz; sulla WE l’amplificazione supera 4 intorno a 2.5 e 8 Hz. Non si osservano differenze sostanziali tra le medie su tutti gli eventi e le medie sui soli eventi provenienti da S;

• I rapporti al riferimento per i dati accelerometrici mostrano picchi superiori a 4 nella banda 5-7 Hz, ma evidenziano soprattutto picchi a frequenze più alte (intorno a 10 Hz  sulla NS e  intorno a 12 Hz sulla WE). 

stazione I (posizionata nel centro della valle):

·       I rapporti H/V mostrano due bande di amplificazione: una tra 2 e 3 Hz (nel caso della receiver function è un in effetti un picco a 2 Hz) e una intorno a 6-7Hz.

·        I rapporti al riferimento dettagliano le bande già individuate con notevoli amplificazioni, ulteriormente evidenziate dagli eventi provenienti da S: in questo caso gli eventi provenienti da S, nell’intervallo 6-7 Hz, raddoppiano il fattore amplificativo sulla componente WE, che raggiunge quasi il valore 30.

·        Assumendo uno strato alluvionale sovrapposto al bedrock, appare giustificabile i picchi nell’intervallo 2-3Hz, corrispondente alla frequenza principale dello strato, mentre il secondo picco potrebbe essere dovuto ad ulteriori contrasti di rigidità  riferibili alla presenza dei livelli ciottolosi intercalati all’interno delle alluvioni del Nera.

stazione P (posizionata sul margine della placca di travertino sepolta):

• I rapporti H/V evidenziano solamente l’intervallo  2-4 Hz, lo stesso osservato nella stazione I, che nel caso dei rumori raggiunge valori notevoli, tra 5 e 6;

• I rapporti al riferimento dettagliano con numerosi picchi il suddetto intervallo e ne evidenziano un altro  tra i 6 e i 7 Hz; anche in questo caso i picchi sono amplificati dalla media degli eventi provenienti da S.

• Complessivamente si osserva un comportamento molto simile alla stazione I, anche se in questo caso i rapporti H/V non riescono ad evidenziare l’amplificazione a 6-7 Hz e la receiver function non ha il picco netto a 2 Hz. Del resto, data la sua posizione sul bordo della placca di travertino, la stazione P risente sicuramente degli effetti osservati nella parte della piana occupata dalle alluvioni;

stazione T (posizionata al centro della placca di travertino sepolta):

• I rapporti H/V non mostrano amplificazioni sulla componente WE, mentre sulla NS evidenziano i 2-2.5 Hz;

• gli eventi evidenziano mostrano queste frequenze, ma soprattutto frequenze più alte, tra 3 e 5 Hz. Tutti i picchi della componente NS sono ulteriormente amplificati dalla media degli eventi provenienti da S.

Complessivamente si osserva che all’aumentare dell’energia (quindi andando dal rumore ambientale a eventi di magnitudo crescente) l’informazione diventa più particolareggiata: i rumori evidenziano in genere delle bande di frequenza, gli eventi individuano dei picchi più definiti. 
Si conferma inoltre che i rapporti spettrali H/V (Nakamura e receiver function) forniscono risultati tra loro equivalenti e parziali (vedi stazioni T e P) rispetto a quelli forniti dai rapporti al riferimento. Questo può essere legato al tipo di fenomeno che produce l’ amplificazione: se essa si manifesta anche sulla componente verticale (come nel caso della stazione T, che nell’intervallo 6-7 Hz ha una FFT media più alta sulla componente verticale – Fig.7), i rapporti H/V non sono ovviamente in grado di evidenziarla.
In base a quanto detto, nel seguito vengono discussi principalmente i risultati ottenuti dai rapporti al riferimento. La Fig.14 evidenzia complessivamente amplificazione in 3 fasce di frequenza (2-3, 4-4.5 e 6-7 Hz) e la Fig.16 riassume i rapporti di amplificazione ottenuti per tali fasce nelle stazioni della valle, ordinate da E ad W su una generica sezione trasversale alla valle.

• intervallo 2-3 Hz  - sono evidenti due picchi di amplificazione, uno intorno a 2 Hz e l’altro intorno a 3 Hz; tali picchi sono visibili in tutte le stazioni ma i massimi valori si misurano al centro della valle (stazione I). Inoltre, essi sono più alti sulla componente NS e risultano ulteriormente incrementati se si esaminano solo gli eventi provenienti da S. Data tale distribuzione e considerati i valori di frequenza rispetto allo spessore medio ipotizzabile per i depositi alluvionali, i picchi compresi nell’intervallo in questione possono essere attribuiti alla presenza delle alluvioni e risultano ben correlabili nelle singole stazioni con il loro spessore. Inoltre, la predominanza degli effetti sulla componente NS e il fatto che questa risulti ancora più importante nel caso degli eventi provenienti da S, suggerisce un fenomeno di “canalizzazione” delle onde nella valle, che è orientata circa NS per effetto della strutturazione tettonica dell’area.

• intervallo 4-4.5 Hz – è evidente un picco intorno a 4.5 Hz, seguito da una rapida caduta, che si ritrova sulla componente NS in tutte le stazioni, con amplificazione crescente dal bordo sinistro (stazione S) al bordo destro (stazione T), mentre è assente o comunque poco evidente sulla componente WE. L’andamento crescente, che si fa più evidente proprio nelle stazioni posizionate sulla placca di travertino, porta a ritenere che il fenomeno sia legato al differente comportamento geomeccanico dei depositi alluvionali presenti in sinistra idrografica del Fiume Nera rispetto alla placca di travertino presente in destra idrografica. Inoltre, in base ai valori delle frequenze e considerando lo spessore dei riporti presenti al di sopra della placca di travertino, non si può escludere per tale effetto un contributo dovuto a tale sovrapposizione litologica. In questo caso, l’effetto amplificativo osservato risulterebbe aggravato da una modifica antropica del territorio, consistente nella messa in posto di riporti a scopi edilizi in corrispondenza di un’area di recente espansione urbana.

• intervallo 6-7 Hz – i picchi presenti in questo intervallo di frequenze sono gli unici in cui si osservano all’incirca le stesse amplificazioni su entrambe le componenti orizzontali considerate. La distribuzione dell’amplificazione mostra valori massimi in corrispondenza della parte centrale della valle (stazioni I e P) che vanno riducendosi verso i bordi. Inoltre, gli eventi provenienti da S amplificano maggiormente la componente WE. Ciononostante, considerando i rapporti H/V, le stazioni su travertino (P e T) non presentano picchi nell’intervallo di frequenza in questione poiché questi sono presenti anche sulla FFT della componente verticale (Figg.7 e 8). In base a tali considerazioni, i picchi tra 6 e 7 Hz, possono essere attribuiti alla presenza del travertino sepolto la cui terminazione laterale, interdigitata  nei depositi alluvionali del Fiume Nera, può produrre effetti di diffrazione che giustificano, in corrispondenza delle stazioni T e P l’evidenza di amplificazione su tutte le componenti alle frequenze in questione, mentre esternamente alla placca si osservano effetti prevalentemente nelle componenti orizzontali.

Inoltre, in corrispondenza della stazione S, tutte le analisi in frequenza evidenziano un’amplificazione a frequenze comprese tra 7-12 Hz, maggiore sulla componente NS,  che potrebbe essere legata ad effetti di diffrazione dovuti alla geometria degli strati in vicinanza del versante o anche alla presenza della falda di detrito, costituita da blocchi rigidi eterometrici che potrebbero contribuire a concentrare il contenuto energetico l’energia alle alte frequenze. La mancanza nella stazione S di una significativa differenza nei rapporti al riferimento tra gli eventi da Sud e gli eventi totali (Fig. 14) può essere riferita alla sua maggiore prossimità al bedrock ed alla presenza di un corpo detritico grossolano che induce una maggiore dissipazione dell’energia e, come già detto, una sua dispersione in un ampio campo di alte frequenze. Poiché la stazione S dell’array velocimetrico temporaneo ribadisce una postazione della rete accelerometrica fissa ENEA (CC di Fig. 2), i dati ottenuti nel presente studio portano a ritenere che le registrazioni di tale postazione non siano rappresentative della risposta sismica della piana alluvionale del Fiume Nera presso Borgo Cerreto, né in termini di frequenze né in termini di amplificazione (Fig. 15).

Una condizione ricorrente nei dati analizzati è il differente comportamento mostrato dalle due componenti orizzontali del moto: questa condizione, unitamente alle differenze osservate nella risposta delle stazioni I e P, che pure sono in posizione quasi simmetrica rispetto al Fiume Nera, può essere attribuita in parte all’allineamento circa NS della piana e in parte alle sue caratteristiche: essa infatti, come illustrato in precedenza, si presenta asimmetrica sia morfologicamente che geologicamente. Si può di conseguenza affermare che la situazione dell’area in esame, apparentemente semplice, è in realtà più complessa e comunque non riconducibile ad un modello rappresentativo di tipo monodimensionale.

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10.2. Array localizzato lungo la dorsale carbonatica

L’analisi delle registrazioni nel dominio del tempo evidenzia nella stazione M un caratteristico “pacchetto” di onde corrispondente ad una frequenza di circa 6 Hz (Fig.17). Nella stazione C, invece, si osserva generalmente una maggiore durata della registrazione, che può essere attribuita ad un effetto topografico, dato che la stazione si trova nella parte sommitale della dorsale. Nella stessa stazione, la distribuzione azimuthale dell’intensità di arias (esempio in Fig.18) evidenzia per tutti gli eventi esaminati la direzione N40E: anche questo comportamento può essere attributo ad un effetto topografico, essendo la dorsale di Cerreto di Spoleto orientata secondo tale direzione.

Numerose registrazioni della stazione M mostrano invece nella distribuzione azimuthale dell’intensità di arias una direzione preferenziale N60¸70E, ben correlabile con la direzione delle discontinuità tettoniche circa NS che dissecano diffusamente  la dorsale carbonatica i Cerreto di Spoleto.

Dall’analisi dell’insieme dei rapporti spettrali (Figg. 19-23)

si osserva che:

·        le stazioni V, C e D non evidenziano significativi effetti amplificativi; in particolare la stazione D si comporta come un “buon riferimento”, malgrado si trovi in una zona di ammasso frantumato (tab.1a);

·        la stazione F mostra un comportamento simile alla stazione S dell’array di piana, infatti è caratterizzata da una serie di picchi ad alte frequenze (10-11 Hz), attribuibili in questo caso all’intensa fatturazione dell’ammasso in corrispondenza della stazione: l’energia viene diffusa su un ampio campo di alte frequenze e non si osservano particolari effetti amplificativi;

·        tutte i tipi di analisi sono concordi nell’evidenziare nella stazione M una notevole amplificazione nell’intervallo 6-7 Hz, soprattutto sulla componente NS: ciò può essere attribuito ad un effetto di canalizzazione dell’energia incidente sotto forma di "trapped waves", (Rovelli et al., 2002) all’interno della fascia di intensa fatturazione che si estende tra due strutture tettoniche  orientate circa NS e N25W passanti in corrispondenza del centro abitato, rispettivamente presso il Municipio e gli edifici scolastici (Fig. 2);

·        visto il citato effetto amplificativo, sono stati prodotti i diagrammi delle intensità di arias in funzione dell’azimuth per tutte le registrazioni della stazione M, filtrate nell’intervallo 6-7 Hz: il numero di eventi che evidenziano la direzione N60-70E cresce fino al 60% del totale. Questa evidenza contribuisce a sostenere l’ipotesi che il forte effetto amplificativo osservato nella stazione M possa essere dovuto a "trapped waves", in quanto la direzione N60-70E è circa ortogonale alla citata fascia di ammasso intensamente fratturato: nel caso di onde sismiche incanalate (vedi par.3.1) l’energia tende a distribuirsi prevalentemente in direzione parallela alla struttura che incanala, mentre nel caso di onde “intrappolate”, che “rimbalzano” quindi tra due discontinuità, l’energia tende a distribuirsi in direzione ortogonale alle discontinuità stesse e la frequenza amplificata è legata alle dimensioni della fascia che intrappola e alla velocità di propagazione delle onde nel mezzo.

·        nella stazione W la media dei rapporti al riferimento evidenzia sulla componente NS un’amplificazione significativa nell’intervallo 4-7 Hz, ma non è possibile affermare che si tratti di un fenomeno simile a quello osservato nella stazione M, sia per l’ampia banda di frequenza che per la mancanza di evidenze dagli altri tipi di analisi.

Complessivamente per la dorsale si può affermare che:

·        non si evidenziano, almeno con gli eventi di bassa magnitudo presi in esame, effetti amplificativi legati al fattore morfologico; la morfologia influisce comunque sulla durata della sollecitazione e sulla distribuzione dell’energia in particolare nella stazione C, posizionata sulla parte più elevata della dorsale;

·        l’unico effetto importante ai fini della microzonazione sismica della dorsale osservato è quello relativo alla stazione M, che oltretutto si trova in pieno centro abitato.

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11. Conclusioni

Lo studio condotto dimostra l’importanza di un quadro conoscitivo di adeguato dettaglio al fine di progettare campagne di indagine sia geognostiche che geofisiche volte all’analisi della risposta sismica locale. Nel caso specifico, i dati geotecnici raccolti per i depositi alluvionali della piana del Fiume Nera, la ricostruzione delle geometrie dei contatti laterali tramite i contributi di indagini di sismica a rifrazione e di geoelettrica e la caratterizzazione geomeccanica degli ammassi affioranti sulla dorsale di Cerreto di Spoleto hanno costituito un’imprescindibile base per la progettazione dei due array velocimetrici temporanei finalizzati alla registrazione di rumore ambientale e di eventi di bassa magnitudo.
L’elaborazione dei dati ottenuti ha permesso di evidenziare effetti amplificativi rilevanti del moto sismico nell’area in esame e ha mostrato come una situazione apparentemente semplice (piana alluvionale-dorsale carbonatica) possa essere resa molto complessa e differenziata da condizioni particolari, ma comunque ricorrenti nell’Appennino centrale Umbro-Marchigiano (Parroni et al., 2001).

In particolare, il caso esaminato rimarca sia l’importanza della forma e dell’orientazione delle valli, spesso controllate da lineamenti tettonici, in relazione a fenomeni di canalizzazione delle onde sismiche, sia l’importanza delle eterogeneità dei depositi alluvionali o della presenza di fasce di ammasso intensamente fratturato ai fini della risposta sismica locale.
Sulla base di tutte le informazioni raccolte sarà possibile procedere ad una effettiva microzonazione dell’area esaminata.

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12. Bibliografia

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