Capitolo 2 TABELLE E FIGURE CAPITOLO 2

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Claudio Ferrara
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1 TABELLE E FIGURE CAPITOLO

2 Tabella 2.1. Correlazioni empiriche tra fattore di amplificazione e velocità delle onde di taglio (Lanzo, 2005). Parametro del moto sismico Fattore di Note Riferimento amplificazione Accelerazione di picco A a =(V s0 /V r ) V b = 750 m/s Midoriwaka et al. (1994) A a =( (V s0 /V r ) V b = 1400 m/s Boore et al. (1994) Velocità di picco A v =( (V s0 /V r ) V b = 1190 m/s Joyner e Fumal (1984) A v =( (V s0 /V r ) V b = 600 m/s Midoriwaka et al. (1994) Accelerazione spettrale (5% A Sa =( (V s1 /V r ) -a a = * Joyner e Fumal (1984) smorzamento V b = m/s * strutturale) A Sa =(V s0/v r ) -a a = * Boore et al. (1994) V b = m/s * A Sa = (V s0 /V r ) -a a = * Midoriwaka et al. (1994) V b = m/s * * Funzione del periodo strutturale V s0 = velocità media delle onde di taglio entro una profondità di 30 m dal piano campagna; V s1 = velocità media delle onde di taglio fino alla profondità di ¼ di lunghezza d onda per un periodo d onda di 1 s; V b = velocità delle onde di taglio del basamento di riferimento 2 22

3 Tabella 2.2 Metodi approssimati per il calcolo del periodo fondamentale T 1 di un deposito stratificato orizzontalmente (Lanzo, 2005). 2 23

4 Tabella 2.3. Principali codici di calcolo utilizzati per l analisi della risposta sismica locale (Lanzo, 2005) Geometria /Dimensioni Codice di calcolo Tipo di analisi Ambiente operativo SHAKE (Schnabel et al., 1972) DOS SHAKE91 (Idriss & Sun, 1992)* PROSHAKE (EduPro Civil System, 1999) Tensioni Lineare SHAKE2000 ( totali equivalente Windows EERA (Bardet et al., 2000)* 1-D DESRA_2 (Lee & Finn, 1978) DESRAMOD (Vucetic, 1986) Tensioni Non lineare DOS D-MOD_2 (Matasovic, 1995) efficaci SUMDES (Li et al., 1992) NERA (Bardet & Tobita, 2001)* Tensioni DEEPSOIL (Hashash e Park, 2001) totali Windows CYBERQUAKE ( Tensioni efficaci QUAD4 (Idriss et al., 1973) QUAD4M (Hudson et al., 1994) Tensioni Lineare DOS FLUSH (Lysmer et al., 1975) totali equivalente 2-D / 3-D QUAKE/W Vers. 5.0 (GeoSlope, 2002) Windows DYNAFLOW (Prevost, 2002) GEFDYN (Aubry e Modaressi, 1996) Tensioni DOS TARA-3 (Finn et al.,1986) efficaci Non lineare *gratuito FLAC vers. 4.0 (Itasca, 2000) PLAXIS vers. 8.0 ( Windows 2 24

5 Figura 2.1: Schematizzazione dei fenomeni che determinano il moto sismico alla superficie di un sito. depositi di terreno Effetti topografici Effetti stratigrafici Sito di riferimento Effetti di valle Basamento roccioso (bedrock) Figura 2.2: Tipiche configurazioni responsabili di effetti di sito (stratigrafici, di bordo e topografici) rispetto ad un sito roccioso con superficie libera orizzontale (sito di riferimento) (Lanzo, 2005). 2 25

6 superficie roccia affiorante H ρ s, V s, D ρ r, V r Onde di taglio Figura 2.3: Semplice schema 1D per lo studio dell amplificazione stratigrafica: deposito di terreno omogeneo a comportamento visco-elastico lineare su substrato elastico soggetto ad onde di taglio ad incidenza verticale. Fattore di amplificazione, a max,s / a max,r 1 f 1 f 2 f 3 Frequenza, f Figura 2.4: Tipica funzione di amplificazione monodimensionale. Figura 2.5: Influenza del contrasto di impedenza I e del rapporto di smorzamento D sull amplificazione massima relativa alla frequenza fondamentale, nel caso di strato omogeneo visco-elastico su basamento deformabile. 2 26

7 (c) Figura 2.6: Variazione dell accelerazione massima in superficie con l accelerazione massima su roccia per (a) depositi vari (Seed et al., 1976), (b) terreni coesivi teneri (Idriss, 1990) e (c) depositi sabbiosi di diverso spessore (Silva, 1991) 2 27

verticali: (a) risposta di picco dell array di

Chibaken-toho-oki del 1987 e previsioni numeriche

e Iai, 1998) (b) profilo dell array di Port Island

1995 (Yoshida e Iai, 1998) (c) profilo dell array

8 a) b) c) Figura 2.7: Dati accelerometrica ottenuti da array verticali: (a) risposta di picco dell array di Chiba (Giappone) durante il terremoto di Chibaken-toho-oki del 1987 e previsioni numeriche secondo due differenti codici di calcolo (Yoshida e Iai, 1998) (b) profilo dell array di Port Island e registrazioni durante il terremoto di Kobe del 1995 (Yoshida e Iai, 1998) (c) profilo dell array di Treasure Island e registrazione durante il terremoto di Gilroy del 1993 (Elgamal et al., 1996). 2 28

9 Figura 2.8: Schematizzazione dei fenomeni di generazione e propagazione delle onde di superficie in una valle alluvionale. Figura 2.9: Modello geotecnico della valle sedimentaria dello EUROSEISTEST; i rombi neri indicano gli accelerografi installati (Makra et al., 2001). 2 29

10 Figura 2.10: Confronto tra sismogrammi registrati e calcolati per diverse stazioni lungo la superficie della valle dello EUROSEISTEST (Raptakis et al., 2000). 2 30

11 a) Figura 2.11: Funzioni di amplificazioni sperimentali ottenute con riferimento alle finestre temporali delle onde P, S e di superficie SW: (a) componente trasversale (b) componente verticale (Raptakis et al., 2000). b) 2 31

12 Figura 2.12: Storie temporali calcolate alla superficie del modello 2D della valle dello EUROSEISTEST per incidenza verticale di onde SH (Chavez-Garcia et al., 2000). 2 32

13 Figura 2.13: Funzione di amplificazione al centro di una valle nel caso di geometria mono-, bi- e tridimensionale (Bard e Riepl-Thomas, 1999). 2 33

14 l V S h a) b) c) Figura 2.14: Schema dei principali meccanismi di risonanza 2D di una valle sinusoidale: in-plane bulk (moto verticale associato alle onde P), in-plane shear (moto orizzontale SV) e antiplane shear (moto orizzontale SH). Per ciascuna categoria è rappresentato il moto lungo la superficie della valle e lungo una linea verticale al centro della valle per due istanti di tempo: t 0 generico e t *t 0 (linee continue). La linea tratteggiata rappresenta la superficie libera in condizioni di quiete e all istante t *t 0. Il moto SH, perpendicolare al piano della valle, è stato disegnato su un asse obliquo. f 0 = frequenza di risonanza 2D; f h = V S /(4*h) frequenza di risonanza 1D al centro della valle (Bard e Bouchon, 1985). 2 34

15 Figura 2.15: Condizioni per il verificarsi della risonanza 2D nel caso di una valle sinusoidale soggetta ad onde SH. Il fenomeno può avere luogo se il punto definito dal rapporto di forma della valle e dal contrasto di impedenza cade al di sopra della curva; al di sotto della curva il fenomeno bidimensionale principale è costituito dalla generazione e propagazione di onde di superficie (Bard e Bouchon, 1985). 2 35

16 A terreno /A roccia Funzione di trasferimento o rapporto spettrale SSR 1 frequenza A(f) A(f) a(t) frequenza tempo spettri di Fourier storie temporali della componente orizzontale a(t) frequenza tempo deposito di terreno basamento roccioso Figura 2.16: Schema della tecnica sperimentale SSR (Standard Spectral Ratio). 2 36

17 Figura 2.17: Confronto tra diverse tecniche sperimentali per due siti (RCHU e RTES) dello EUROSEISTEST; dall alto verso il basso confronto tra: (a) Generalized Inversion Scheme (GIS) Technique e Standard Spectral Ratio (SSR) Technique, (b) Coda wave technique e SSR, (c) Horizontal to Vertical Spectral Ratio (HVSR) Technique e SSR, (d) SSR e metodo Nakamura (Riepl et al., 1998). 2 37

18 A orizz /A vert 1 Funzione di trasferimento o rapporto spettrale HVSR spettri di Fourier storie temporali A(f) A(f) a(t) a(t) componente orizzontale componente verticale frequenza tempo deposito di terreno basamento roccioso Figura 2.18: Schema della tecnica sperimentale HVSR (Horizontal to Vertical Spectral Ratio). 2 38

19 Figura 2.19: Funzioni di trasferimento ottenute alla cresta del rilievo mostrato nella parte bassa della figura tramite analisi numeriche. (a) e (b) componente orizzontale e verticale rispettivamente per input costituito da onde SV. (c) e (d) componente orizzontale e verticale rispettivamente per onde P incidenti. Ogni linea si riferisce ad un angolo di incidenza (compreso tra 60 e 60 ), la linea più spessa rappresenta la media. Il parametro η è la frequenza adimensionalizzata (larghezza del rilievo/lunghezza d onda incidente) (Chavez- Garcia et al., 1996). 2 39

20 Figura 2.20: Confronto tra le funzioni di trasferimento teoriche della componente orizzontale (linee spesse) e gli HVSR calcolati a partire dalle funzioni di trasferimento medie (linee sottili) per i sei ricevitori lungo il rilievo di figura 2.19, nel caso di incidenza di onde SV (linee continue) e onde P (linee tratteggiate) (Chavez-Garcia et al., 1996). Figura 2.21: Confronto tra la media degli HVSR (comp. radiale) ottenuti da registrazioni weak motion (linea continua) e la media dei corrispondenti HVSR teorici ottenuti per incidenza di onde SV (linea a punti). Le linee tratteggiate rappresentano la media +/- la deviazione standard per la risposta teorica (Chavez-Garcia et al., 1996). 2 40

21 a) b) Figura 2.22: Verifica del metodo Nakamura attraverso un confronto con il metodo SSR relativamente a 33 siti differenti: (a) stima della frequenza fondamentale del sito (b) stima dell amplificazione massima (Bard e Riepl-Thomas, 1999). Figura 2.23: Confronto tra HVSR da registrazioni weak motion (linee continue) e HVSR medi (+/- deviazione standard) calcolati da microtremori (linee a punti) per la componente radiale (EW) con riferimento al rilievo di figura 2.19 (Chavez-Garcia et al., 1996). 2 41

22 Figura 2.24: Stima di alcuni parametri rappresentativi del moto sismico mediante metodi empirici (Lanzo, 2005). 2 42

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