Task 3 Relazioni di attenuazione per la compilazione della mappa di pericolosità sismica Premessa

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1 Task 3 Relazioni di attenuazione per la compilazione della mappa di pericolosità sismica (30 luglio 2003) a cura di L. Malagnini, G. Zonno, A. Akinci e V. Montaldo con la collaborazione di E. Faccioli Premessa Le relazioni di attenuazione sono un elemento importante che concorre alla valutazione della pericolosità sismica. Numerose sono le relazioni predittive dello scuotimento proposte per una grande varietà di domini tettonici. Una completa rassegna in questo senso può essere trovata in due rapporti di J. Douglas (2001 and 2002), dove sono prese in considerazione un totale di 141 relazioni di attenuazione in accelerazione sviluppate dal 1969 al Questi rapporti mostrano come lo studio sulle relazioni di attenuazione in accelerazione abbia prodotto ragguardevoli risultati proponendo relazioni sempre più realistiche. Restringendo l'analisi alle valutazioni di pericolosità sismica fatte in Europa (progetto GSHAP, Giardini et al., 1999; progetto SESAME, Jiménez et al., 2001), ma principalmente in Italia (progetto GNDT, Slejko et al. 1998; progetto ADRIA, Slejko et al. 1999), vediamo che le relazioni di attenuazione in accelerazione usate sono quelle di Ambraseys 1995 e Ambraseys et al., Mentre per valutazioni di pericolosità sismica a livello europeo la scelta di tali relazioni è diretta conseguenza della base di dati europea utilizzata, in Italia questa scelta è maturata in ambito GNDT sulla base di ragioni diverse. Rispetto alle relazioni di attenuazione sviluppate a livello nazionale (Sabetta e Pugliese, 1987; Tento et al., 1992; Sabetta e Pugliese, 1996), le relazioni di Ambraseys (1995) e Ambraseys et al (1996), sono calibrate su una base di dati più ampia e possono essere applicate in un intervallo di magnitudo maggiore (Slejko et al., 1999). Inoltre, le relazioni di Ambraseys usano esclusivamente la magnitudo (Ms), mentre le relazioni di Sabetta e Pugliese (1987 e 1996) adottano Ms come magnitudo di riferimento per terremoti con M > 5.5, e scelgono M L per i terremoti più deboli (M < 5.5). La scelta di usare la relazione di attenuazione di Ambraseys 1995 è stata preliminare alla messa a punto del catalogo sismico NT che infatti è stato costruito utilizzando come indicatore di magnitudo il valore di Ms. La versione NT4.1, che rappresenta una rifinitura del catalogo usato per la compilazione della mappa di pericolosità sismica consegnata dal GNDT al Dipartimento della Protezione Civile nel giugno 1996 (Slejko et al., 1998), è orientata all'uso della Ms. Anche il recente catalogo parametrico CPTI è calibrato sulla Ms e può essere usato congiuntamente alle relazioni di Ambraseys Va comunque ricordato che l uso della Ms pone problemi alle magnitudo più basse, a causa della mancanza di eccitazione di onde superficiali di relativamente lungo periodo; la saturazione di Ms alle magnitudo elevate non pone, viceversa, difficoltà particolari nella zonazione sismica del territorio italiano vista la limitazione superiore delle magnitudo. A rigore, le limitazioni della Ms possono essere superate soltanto attraverso l uso della magnitudo momento come magnitudo di riferimento. 1

2 Le principali relazioni di attenuazione per il territorio italiano e confronto con i dati Tutte le relazioni predittive dello scuotimento fin ora citate sono calcolate tramite una procedura statistica più o meno complessa, a partire da una base di dati strong motion. Vista la limitata disponibilità di registrazioni accelerometriche, per avere un insieme di dati statisticamente significativo è indispensabile includere nell analisi informazioni relative a domini sismotettonici diversi. Le relazioni di scuotimento di Ambraseys 1995, Ambraseys et al usano alcune centinaia di dati europei, tra cui le registrazioni dei principali terremoti italiani (si veda anche l appendice). Gli stessi terremoti italiani sono stati usati per derivare le relazioni nazionali di Sabetta e Pugliese 1987 e 1996, Tento et al. 1992, con diversi criteri di selezione e correzione dei dati. In particolare tutte queste relazioni hanno usato le registrazioni accelerometriche dei terremoti del Friuli 1976, della Valnerina 1979, dell Irpinia 1980, di Gubbio Per valutare la capacità predittiva di queste relazioni nel territorio italiano, abbiamo provato a confrontare le stime di PGA con i valori di accelerazione di picco registrati in occasione di alcuni terremoti italiani non compresi nell insieme di dati da cui è stata ricavata la relazione. In particolare sono stati scelti il terremoto di Colfiorito del 26 settembre 1997 (evento delle 09:40) di Mw 6.0 ed il terremoto del Molise del 31 ottobre 2002 Mw 5.8. Quest ultimo evento è particolarmente importante perché è avvenuto in una regione per la quale nessuna delle relazioni analizzate possiede dati. Si tratta di un terremoto con meccanismo focale associabile ad una struttura trascorrente orientata circa E-W e con chiari effetti di direttività della sorgente verso E. L attenzione è rivolta al valore di accelerazione orizzontale di picco PGA, come parametro caratterizzante lo scuotimento, e alle relazioni di attenuazione in funzione della distanza e della magnitudo relative ad un generico sito su roccia. Infatti, le Norme tecniche per il progetto, la valutazione e l adeguamento sismico degli edifici, All.2 dell Ordinanza di Protezione Civile n del 20 marzo 2003, supplemento n. 72 alla GU 8 maggio 2003, n. 105, prevedono che al fine dell applicazione delle norme, il territorio nazionale venga suddiviso in zone sismiche, ciascuna contrassegnata da un diverso valore del parametro a g - accelerazione orizzontale massima su suolo di categoria A (punto 3.2.1), definito nelle stesse norme (al punto 3.1) come costituito da Formazioni litoidi o suoli omogenei molto rigidi caratterizzati da valori di V s30 superiori a 800 m/s, comprendenti eventuali strati di alterazione superficiale di spessore massimo pari a 5 m. Di conseguenza anche i valori di PGA delle registrazioni si riferiscono a stazioni su roccia o suolo rigido; sono state escluse dall analisi le registrazioni di alcune stazioni di cui sono conosciuti effetti locali importanti (Nocera Umbra) e le registrazioni di stazioni collocate all interno o in prossimità di grandi edifici. I dati sono stati ottenuti sia dalla banca dati europea Internet Site for European Strong-motion Data ( Ambraseys et al., 2002), sia dal Servizio Sismico Nazionale, in particolare per i terremoti degli ultimi cinque anni ( dati di proprieta' del Dipartimento della Protezione Civile - Ufficio Servizio Sismico Nazionale - Servizio Sistemi di Monitoraggio). Si noti che in tutte le figure il valore di picco rappresentato corrisponde al valore massimo tra le due componenti orizzontali e non alla media dei due valori. 2

3 La figura 1 mostra il confronto tra le curve di Ambraseys 1995 e Ambraseys et al rispettivamente con i dati del terremoto di Colfiorito (fig. 1a) e del Molise (fig.1b). (a) (b) Figura 1. A sinistra: Confronto tra le curve per M S = 6.0 di Ambraseys (1995) e Ambraseys et al. (1996) con i dati del terremoto di Colfiorito (M W =6.0). A destra: confronto delle stesse per M S = 5.5 con i dati del terremoto del Molise (M w = 5.8) Nel caso del terremoto di Colfiorito (fig. 1a) si nota che entrambe le relazioni di attenuazione forniscono una stima accettabile dei valori di PGA, tenendo conto della deviazione standard. Tuttavia, nessuna delle due relazioni è in grado di fornire una stima accettabile dei PGA registrati in occasione del terremoto del Molise (fig.1b). Procedendo nello stesso modo, sono state confrontate le stime di PGA ottenute con le relazioni di Sabetta e Pugliese 1987 e 1996 e i risultati sono mostrati in figura 2a per il terremoto di Colfiorito e in figura 2b per il terremoto del Molise. 3

4 (a) Figura 2. A sinistra: Confronto tra le curve per M S = 6.0 di Sabetta e Pugliese (1987) e Sabetta e Pugliese (1996) con i dati del terremoto di Colfiorito (M W =6.0). A destra: confronto delle stesse per M S = 5.5 con i dati del terremoto del Molise (M w = 5.8) Le due relazioni di attenuazione derivano dalla stessa base di dati (si veda l appendice) perciò tra esse non vi sono significative differenze. Rispetto ai dati osservati, si vede che anche in questo caso le relazioni forniscono delle stime accettabili dei valori di PGA registrati nel caso del terremoto di Colfiorito, mentre sovrastimano i valori di PGA del terremoto del Molise. Rispetto alle curve europee presentate in figura 1a e in figura 1b, le stime fornite dalle relazioni nazionali di Sabetta e Pugliese non sembrano portare miglioramenti. In figura 3a è presentato il confronto tra i dati e la stima fornita dalla relazione di Tento et al. (1992) per il caso del terremoto di Colfiorito, mentre in figura 3b per il terremoto del Molise. (b) (a) Figura 3. A sinistra: Confronto tra le curve per M L = 6.0 di Tento et al. (1992) con i dati del terremoto di Colfiorito (M W =6.0). A destra: confronto delle stesse per M L = 5.5 con i dati del terremoto del Molise (M w = 5.8) (b) 4

5 Le relazioni di Tento et al (1992) forniscono delle stime del tutto accettabili per quanto riguarda il terremoto di Colfiorito, mentre non sono molto buone per il terremoto del Molise. Rispetto alle altre relazioni, quella in esame sembra dare risultati sostanzialmente simili all Ambraseys 1995 e leggermente migliori rispetto alle curve di Sabetta e Pugliese (1987 e 1996). Nel complesso questo confronto ha mostrato che tutte le relazioni di attenuazione presentate riescono a predire abbastanza bene i valori di accelerazione effettivamente registrati in occasione del terremoto di Colfiorito, probabilmente perché terremoti con le stesse caratteristiche cinematiche sono inclusi nella base di dati da cui le relazioni stesse sono state estrapolate. Al contrario, nessuna relazione, nemmeno quelle a scala europea derivate da insiemi di dati più numerosi e comprensivi di diversi meccanismi focali, sono in grado di stimare correttamente l attenuazione dell accelerazione di picco osservata nel terremoto del Molise. La discrepanza potrebbe essere spiegata dagli effetti di direttività osservati in questo terremoto: infatti a parità di distanza le stazioni localizzate ad E dell area epicentrale mostrano valori di picco molto maggiori rispetto alle stazioni che si trovano a W. I confronti presentati dimostrano che in zone tettonicamente complesse come la penisola italiana, le caratteristiche della propagazione crostale sono diverse nei diversi domini tettonici, da qui l esigenza di passare da relazioni valide a livello nazionale a relazioni valide per zone omogenee a livello regionale e/o interregionale. Verso relazioni di attenuazione regionali Per quanto riguarda la situazione italiana, una prima realizzazione in questa direzione risale ai lavori di Faccioli (1979) e Faccioli e Agalbato (1979) che propongono relazioni di attenuazione dell accelerazione massima del terreno elaborate da accelerogrammi significativi registrati durante i terremoti del Friuli del Nel lavoro di Chiaruttini e Siro del 1981 un insieme di dati relativi a terremoti della catena Alpidica viene analizzato per studiare la dipendenza geografica e l effetto di sito. Risultati dell analisi sono delle relazioni di attenuazione con coefficienti caratteristici per il Friuli, per la zona di Ancona e per la restante porzione della catena Alpidica (dalle Azzorre all Asia occidentale). Recentemente Zonno e Montaldo (2002) hanno stimato una relazione di attenuazione in PGA valida per l'italia centrale, utilizzando principalmente le registrazioni accelerometriche dell'area umbro marchigiana relative alla sequenza di terremoti ( ) che ha fatto seguito al terremoto di Colfiorito del 26 settembre Purtroppo questo tipo di analisi non è esportabile in altre aree del territorio italiano perché non sono disponibili insiemi di dati strong motion statisticamente significativi. Recentemente, una serie di studi ha mostrato quanto differenti siano le caratteristiche dell attenuazione in regioni relative a diversi regimi tettonici (Boore et al., 1997, Campell, 1997, Sadigh, et al., 1997, Atkinson and Silva, 1997, Spudich et al., 1999, Atkinson and Boore, 1995). Considerato che la penisola italiana è caratterizzata da differenti e complesse strutture tettoniche, è chiara l importanza della disponibilità di relazioni predittive per il moto del suolo derivate nelle principali province tettoniche in cui il territorio nazionale è suddiviso. 5

6 Per questo motivo, riveste particolare interesse la possibilità di ricavare i parametri di scuotimento dalle leggi di scala che descrivono l attenuazione crostale nelle diverse regioni italiane, derivate dall analisi di registrazioni velocimetriche di terremoti di piccola magnitudo e profili sismici (Malagnini et al., 2000a,b, 2002; Malagnini and Herrmann, 2000; Akinci e al., 2001; Bay et al., 2003; Scognamiglio et al., 2003; Morasca et al., 2003). In tal modo, un approccio basato sull'utilizzo della sismicità di fondo può ovviare in parte alla mancanza di una mole sufficiente di dati strong-motion per tutte le regioni del Paese. Gli autori appena citati hanno utilizzato grandi quantità di dati provenienti dalla sismicità di fondo in aree il più possibile omogenee. Per esempio, per quanto riguarda la regione italiana, Malagnini et al. (2002) hanno utilizzato i dati provenienti dalla rete sismometrica digitale del Friuli-Venezia Giulia: forme d onda selezionate, registrate durante 1753 eventi regionali, più tutti i dati strong motion disponibili. Nelle Alpi occidentali, Morasca et al. (2003) hanno analizzato oltre 6000 sismogrammi da 446 eventi. Negli Appennini Malagnini et al. (2000) hanno usato circa 7500 sismogrammi da 957 eventi regionali. Il tipo di analisi a cui qui si fa riferimento per l identificazione delle caratteristiche regionali dell attenuazione è quello del lavoro di Malagnini et al. (2002) sulle Alpi Orientali, che fa seguito ai primi lavori sull'attenuazione crostale in Appennino (Malagnini and Herrman, 2000; Malagnini et al., 2000b). Nel caso delle Alpi orientali, i funzionali di attenuazione ottenuti attraverso l'analisi di insiemi di dati così imponenti hanno un contenuto informativo sicuramente più completo di quello dei soli dati strong-motion. Considerata l eterogeneità che caratterizza la regione italiana, sia in termini di strutture tettoniche che di geologia regionale (Meletti et al., 2000; Montone et al., 2003), in questo rapporto verranno considerate sei diverse regioni, come descritto da Akinci et al. (2003). In questo studio, le relazioni predittive per il moto del suolo vengono fornite in termini di tabelle, per una serie di magnitudo momento e di distanze ipocentrali. Attualmente sono disponibili relazioni di attenuazione per tre zone: zona 1: Alpi occidentali; zona 2: Alpi orientali; zona 3: Appennino. Alle altre regioni vengono estesi i risultati relativi a regioni 'simili', ottenendo in questo modo la copertura dell'intero territorio nazionale con relazioni predittive del ground motion determinate sulla base delle caratteristiche regionali della sismicità e della propagazione crostale (figura 4). In particolare, la zona 4 (Arco calabro) è assimilata alla zona 1; la zona 5 (Sicilia settentrionale) alla zona 3; la zona 6 (Sicilia meridionale e piattaforma apula) alla zona 2. 6

7 Figura 4. Zonazione di attenuazione (Akinci et al., 2002) sovrapposta alla nuova zonazione ZS7. Colori uguali identificano le zone che sono state associate. Una serie di test ha dimostrato che queste relazioni sono complessivamente in accettabile accordo con i valori di picco di registrazioni accelerometriche non comprese negli insiemi di dati usati per la calibrazione. In figura 5 sono mostrati alcuni confronti che si riferiscono alla zona 1 delle Alpi occidentali e alla zona ad essa assimilata, cioè la zona 4 dell Arco calabro. La relazione applicata a queste zone è quella di Morasca et al. (2003). I dati accelerometrici utilizzati per il confronto in figura 5a sono stati registrati in occasione di diversi terremoti di magnitudo circa 5, mentre in figura 5b è stato usato il main shock del terremoto Campano-Lucano del 1980 (Mw 6.9). (a) Figura 5. A sinistra: Confronto tra le curve per M W = 5.0 di Morasca et al. (2003) con i dati di alcuni terremoti di M 5 registrati nelle zone 1 e 4. A destra: confronto delle stesse per M W = 7.0 con i dati del terremoto Campano-Lucano del (M W = 6.9) (b) 7

8 In generale, da tutti i test fatti si evince che l accordo per magnitudo intermedie ( ) sembra ragionevole, mentre le curve tendono a sottostimare i valori di PGA di terremoti di magnitudo inferiore (quest ultimo confronto non è qui illustrato). Le leggi di scala che riguardano la zona 2 (Alpi orientali) sono estese anche a tutta la piattaforma Apula e alla Sicilia meridionale (zona 5). In figura 6 sono poste a confronto le stime di PGA ottenute dalle relazioni di Malagnini et al. (2002) con i valori registrati in occasione del principale aftershock del terremoto del Friuli (evento del 15 settembre 1976, Mw 6.1) e con i dati del terremoto del Molise. L accordo è accettabile in entrambi i casi, soprattutto per quanto riguarda il terremoto del Molise. (a) (b) Figura 6. A sinistra: Confronto tra le curve per M W = 6.0 di Malagnini et al. (2002) con i dati del terremoto del Friuli (evento del ) di M W = 6.1. A destra: confronto delle stesse per M W = 5.5 con i dati del terremoto del Molise (M w = 5.8) Infine, la figura 7 mostra il confronto tra le curve ottenute dalle relazioni di Malagnini et al (2000b) relative all Appennino (zona 3) e i dati di terremoti della sequenza umbro-marchigiana del In figura 7a, i valori di PGA registrati si riferiscono a diversi aftershocks di magnitudo Mw comprese tra 4.5 e 5, mentre in figura 7b sono mostrati i dati relativi al terremoto di Colfiorito del 26 settembre :40 (Mw 6.0). Si osserva che l accordo tra le stime predittive e i valori di PGA effettivamente registrati è generalmente buono. 8

9 (a) (b) Figura 7. A sinistra: Confronto tra le curve di Malagnini et al. (2000b) per M W = 4.5 (in nero) e per M W = 5.0 (in rosso) con i dati di alcuni aftershocks della sequenza unbro-marchigiana del (4.5 < M W < 5). A destra: confronto delle stesse per M W = 6.0 con i dati del terremoto di Colfiorito M W = 6.1 I test fatti hanno chiarito quali sono i limiti di applicabilità delle curve e hanno permesso di imporre alcuni necessari vincoli. In particolare, dal momento che le curve sono definite solo per distanze ipocentrali superiori a 10 km, si è deciso che a distanze inferiori, per ciascuna magnitudo il valore di PGA a 1 km di distanza epicentrale è vincolato a quello fornito dalla relazione di Ambraseys et al (1996). Il raccordo tra il valore a 1 km e quello delle curve originali a 10 km è assunto lineare. Questa scelta nasce da due considerazioni: in primo luogo la relazione di Ambraseys et al. (1996) è ben vincolata in questo campo di magnitudo e distanza perché è stata usata una base di dati particolarmente ricca per magnitudo basse (M < 5.0); inoltre questa relazione è stata usata in altre mappe di pericolosità (in particolare nel progetto GSHAP) e rappresenta quindi un riferimento. Nel caso delle curve relative alla zona 2 (Alpi orientali), per magnitudo prossime a 7 e superiori e distanze brevi, si ottengono valori di PGA molto elevati, non vincolati da osservazioni. Per ovviare, si adotta come valore di riferimento a breve distanza epicentrale quello delle corrispondenti curve di Ambraseys et al. (1996), che viene esteso orizzontalmente fino a incrociare le curve di Malagnini et al. Al di là dell intersezione le curve di Malagnini et al. si mantengono inalterate. Le curve corrispondenti a M 6.5 e M 7.0 forniscono delle stime ragionevoli dei valori di PGA registrati in occasione del terremoto del Friuli ( , Mw 6.5) e del Montenegro ( , Mw 6.9), come si può notare dalle figure 8a e 8b. Si ricorda che le registrazioni accelerometriche del terremoto del Friuli sono incluse nell insieme di dati elaborato da Malagnini et al. (2002). La curva relativa a M 7.5 non verrà utilizzata perché non vi sono dati accelerometrici di terremoti avvenuti all interno delle zone 2 e 6 con cui verificare l attendibilità della stima e perché non sarà necessaria nei calcoli di pericolosità. 9

10 (a) (b) Figura 8. A sinistra: Confronto tra le curve per M W = 6.5 di Malagnini et al. (2002) con i dati del terremoto del Friuli (evento del ) di M W = 6.5. A destra: confronto delle stesse per M W = 7.0 con i dati del terremoto del Montenegro, evento del M W = 6.9 Le seguenti figure mostrano l insieme delle curve di attenuazione così come sono state modificate: figura 9a riguarda le zone 1 e 4 (Alpi occidentali e arco calabro), la figura 9b riguarda le zone 2 e 6 (Alpi orientali, piattaforma apula e Sicilia meridionale) e la figura 9c riguarda le zone 3 e 5 (Appennino e Sicilia settentrionale). (a) (b) 10

11 (c) Figura 9. Aspetto generale delle curve di Morasca et al. (2003) (fig.9a), Malagnini et al. (2002) (fig.9b) e Malagnini et al. (2000b) (fig.9c). Come si vede dalla figura 9, le curve di attenuazione che si ottengono dalle leggi di scala regionalizzate differiscono dalle relazioni di attenuazione tradizionali ricavate per regressione dai dati accelerometrici perché il decadimento dipende fortemente dalla magnitudo del terremoto e anche perché l attenuazione in funzione della distanza non è geometrica ma trilineare. Conclusioni preliminari Le relazioni di attenuazione regionalizzate definite da Malagnini et al. (2000b e 2002) e da Morasca et al. (2003) contengono informazioni caratteristiche sulla propagazione per i diversi domini crostali considerati, inoltre sono calibrate su un vasto insieme di osservazioni. La fase di verifica indipendente delle curve con i dati accelerometrici registrati ha mostrato un accordo complessivamente accettabile, per tanto si decide di utilizzare queste curve per la generazione della mappa di pericolosità. L uso di queste relazioni pone tuttavia alcuni problemi: - a ciascuna zona sismogenetica dovrà essere associata la relazione di attenuazione opportuna - dovrà essere identificata una profondità focale media per ciascuna zona sorgente. Questa informazione potrà essere usata per convertire le distanze ipocentrali in distanze epicentrali da usarsi in SEISRISKIII, ma sarà anche esplorata la possibilità di impiegare quanto meno a scopo di confronto - altri codici di calcolo della pericolosità che usano direttamente la distanza focale - la magnitudo di riferimento deve essere Mw. Inoltre, si ritiene che l impiego di relazioni di attenuazione in intensità potrebbe dimostrarsi utile per confermare in alcuni casi particolari le tendenze regionali indicate dall attenuazione dei piccoli terremoti. 11

12 Appendice Relazione di attenuazione di Faccioli (1979) La relazione di attenuazione di Faccioli (1979) è stata elaborata a partire da 19 valori di accelerazione di picco relativi alle componenti orizzontali delle registrazioni su roccia di alcuni terremoti del Friuli (1976). Le registrazioni si riferiscono a tre stazioni situate su roccia e cioè Somplago, San Rocco e Robic. Queste stazioni sono state scelte perché lo scopo del lavoro era di fornire criteri per la zonazione sismica del Friuli, che fossero liberi dalle influenze delle condizioni di sito. La forma funzionale della relazione è la seguente: log(pha) = * M 2.66* log (R + 25) ± 0.12 dove PHA è espresso in gal e R è la distanza focale. Tutte le registrazioni selezionate sono comprese tra 10 e 30 km perché vista la piccola estensione dell area in cui è massima l attività sismica, le distanze brevi e intermedie sono quelle di interesse primario. Relazione di attenuazione di Faccioli e Agalbato (1979) La relazione di attenuazione di Faccioli e Agalbato (1979) è stata elaborata a partire da 112 valori di accelerazione di picco relativi alle componenti orizzontali e 52 valori di picco relativi alla componente verticale delle registrazioni di alcuni terremoti del Friuli (1976). L analisi è stata condotta sull intero insieme di dati e su insiemi selezionati in funzione delle condizioni geologiche al sito. Le stazioni sono divise in due categorie: roccia (rock like) e suolo. La relazione di attenuazione ricavata per l insieme di dati completo (112 valori di picco) è la seguente: log(pha) = * M 1.29* log (R + 25) ± 0.24 dove PHA è espresso in cm/sec 2 e R è la distanza focale. Relazioni di attenuazione di Chiaruttini e Siro (1981) La base di dati utilizzata per ricavare la relazione di Chiaruttini e Siro del 1981 è costituita da 120 accelerogrammi registrati in occasione del terremoto del Friuli del 1976, 40 registrazioni del terremoto di Ancona del 1972 e 64 registrazioni di terremoti avvenuti lungo la catena Alpidica (dalle Azzorre al Pakistan). I dati selezionati hanno PHA maggiore di 0.015g. La magnitudo M L è assunta come magnitudo di riferimento. Le condizioni geologiche al sito sono definite in modo diverso da un area all altra. Per il Friuli esistono tre categorie: siti su roccia o suolo rigido; deposito alluvionale con spessore maggiore di 20 m; deposito alluvionale con spessore inferiore a 20 m (inclusi i siti in cui vi sono pochi metri di roccia alterata al di sopra del bedrock). Nelle restanti aree (Ancona e catena Alpidica) le categorie usate sono due: roccia (o rock-like) e deposito alluvionale (alluvium-like). L analisi viene fatta inizialmente per ciascuna zona geografica e per ciascuna condizione di sito, poi viene utilizzato tutto l insieme di dati. La forma funzionale della relazione di attenuazione in termini di PHA è la seguente: 12

13 Log(PHA) = b 0 + b AN *X AN + b AB *X AB + b M * M + b d * Log (d) dove X AN e X AB sono coefficienti che assumono il valore 1 rispettivamente per Ancona e per la catena Alpidica, altrimenti sono nulli; M è la magnitudo M L. Da notare che PHA è definito in g/100. Per i valori dei coefficienti in funzione dell area e delle condizioni di sito, si veda la tabella 3 di pagina 2000 nell articolo originale di Chiaruttini e Siro (1981). Relazioni di attenuazione di Sabetta e Pugliese (1987) La base di dati utilizzata per ricavare la relazione di Sabetta e Pugliese del 1987 è costituita da 190 componenti orizzontali di accelerogrammi registrati dalla rete accelerometrica nazionale a partire dal 1976, che si riferiscono a 17 terremoti di magnitudo compresa tra 4.6 e 6.8. La definizione di magnitudo non è univoca, infatti per terremoti fino a 5.5 viene usata la ML, mentre per terremoti più forti la Ms. La relazione è stata definita usando due diverse definizioni di distanza: la distanza epicentrale, oppure la minore distanza tra il sito e la proiezione in superficie della faglia, stimata usando le dimensioni della zona di rottura o in alternativa, usando delle relazioni empiriche tra la magnitudo e la lunghezza di faglia. Le condizioni geologiche al sito sono definite da due categorie: siti rigidi (stiff), che comprendono tutte le situazioni in cui la velocità media delle onde di taglio supera 800 m/s, oppure suoli quando la velocità è compresa tra 400 e 800 m/s. Quest ultima categoria viene ulteriormente divisa in base allo spessore del deposito, che sarà superficiale (shallow soil) se compreso tra 5 e 20 m, oppure profondo (deep soil) se supera i 20 m. La relazione di attenuazione in termini di PHA per la distanza epicentrale, è la seguente: Log(PHA) = * M - Log (r ) 1/ *S ± dove S è il coefficiente di sito che assume valore 0 per siti rigidi o depositi superficiali, e valore 1 per suoli spessi oltre 20 m. Relazioni di attenuazione di Tento et al. (1992) La base di dati utilizzata per ricavare la relazione di Tento et al. del 1992 è costituita da 137 accelerogrammi relativi a 40 terremoti di magnitudo M L compresa tra 4.0 e 6.6, registrati in Italia a distanze comprese tra 3.2 e 170 km. La distanza è definita come minore distanza dalla faglia. Nella forma funzionale non sono specificate le condizioni di sito: Ln(PHA) = * M - Ln (d 2 + h 2 ) 1/ *Ln(d 2 + h 2 ) 1/2 ± 0.67 dove M è la magnitudo M L, d è la distanza dalla faglia e h è la profondità media del gruppo nel quale è incluso il terremoto. Relazioni di attenuazione di Ambraseys (1995) La relazione di Ambraseys del 1995 utilizza una base di dati costituita da 1260 registrazioni triassiali relative a 619 terremoti con profondità focale inferiore a 26 km, avvenuti in Europa e Medio Oriente. Queste registrazioni sono state suddivise in cinque sottoinsiemi, per ciascuno dei quali è stato calcolato un set di equazioni. 13

14 La legge di attenuazione preferita è definita sulla base di 830 registrazioni relative a 334 terremoti di magnitudo Ms compresa tra 4.0 e 7.3. Per gli eventi più forti contenuti nella base di dati, spesso associabili a fagliazione superficiale, la distanza sorgente-sito è definita come la minore distanza tra il sito e la proiezione in superficie del piano di faglia. Alcune leggi sono definite utilizzando la distanza ipocentrale. Non vi sono indicazioni riguardo alle condizioni di sito. La legge di attenuazione del PHA, senza considerare la profondità focale, è la seguente: Log(PHA) = * Ms * (r ) 1/ * log(r) ± Questa legge di attenuazione è stata usata per la compilazione della mappa di pericolosità sismica del territorio nazionale in termini di PGA con 10%PE in 50 anni, (Slejko et al., 1998). Nel compilare la mappa è stato usata la deviazione standard propria della legge tranne per le ZS 41, 43 e 54, mentre è stata ridotta a metà per le ZS 56 e 73. Relazioni di attenuazione di Ambraseys et al. (1996) La relazione di Ambraseys et al. (1996) utilizza una base di dati Europea composta da 422 registrazioni triassiali generate da 157 terremoti di magnitudo Ms compresa tra 4.0 e 7.9, e profondità focale inferiore a 30 km. Per quanto riguarda la definizione di distanza, non vi sono differenze rispetto alla legge del 1995, mentre a differenza di questa vengono introdotti due coefficienti di sito, dei quali il primo è relativo a suoli rigidi, mentre il secondo è per i suoli soffici. La classificazione dei suoli è basata sul valore della Vs30: valori superiori a 750 m/s identificano i siti genericamente definiti su roccia ; valori compresi tra 360 e 750 m/s indicano suoli rigidi (stiff soils), mentre valori inferiori a 360 m/s sono propri dei suoli soffici (soft soils). La legge di attenuazione del PHA, senza considerare la profondità focale, è la seguente: Log(PHA) = * Ms * Log (r ) 1/ *S A S S ± 0.25 dove S A e S S sono coefficienti che possono assumere solo i valori 0 o 1 a seconda delle condizioni geologiche del sito: per siti su roccia saranno entrambi 0, per suoli rigidi S A sarà 1 e S S varrà 0, viceversa per suoli soffici. Relazioni di attenuazione di Sabetta e Pugliese (1996) La relazione di Sabetta e Pugliese del 1996 è una revisione della legge precedente a partire dalla stessa base di dati. Valgono le considerazioni di cui sopra relative alla scelta della magnitudo, della definizione di distanza e della classificazione dei siti. La relazione di attenuazione in PGA (g) proposta in questo studio è la seguente: Log(PGA) = * M - Log (r ) 1/ *S *S 2 ± dove S 1 e S 2 sono i coefficienti di sito che possono assumere valore 0 o 1, rispettivamente per depositi superficiali e per suoli spessi oltre 20 m. 14

15 Relazioni di attenuazione di Zonno e Montaldo (2002) Una relazione di attenuazione valida per l'italia centrale (Zonno e Montaldo, 2002) è stata stimata utilizzando principalmente le registrazioni accelerometriche, dell'area umbro marchigiana, relative alla sequenza di terremoti ( ) in seguito al terremoto di Colfiorito del 26 settembre Sono stati utilizzati un insieme di 322 componenti orizzontali di registrazioni strong motion conmagnitudo Ml compresa tra 4.5 e 5.9 in un intervallo di distanza fino a 100 km. Il funzionale di attenuazione utilizzato è dato dalla seguente relazione: Log(PGA) = * M - Log (r ) 1/2 ± dove M è la magnitudo (M L ), R è la distanza epicentrale in km, h è la pseudo profondità stimata dalla regressione, il coefficiente e tiene in conto l'effetto di sito e σ è la deviazione standard del logaritmo di Y. Leggi di scala di Malagnini et al. (2000b e 2002) e Morasca et al. (2003) Gli autori sono partiti dalla constatazione che le quantità che concorrono alla determinazione delle caratteristiche del moto del terreno durante un terremoto sono: i) le caratteristiche spettrali della radiazione sismica, e delle loro variazioni in funzione della magnitudo; ii) quelle dell'attenuazione crostale (anelastica-scattering); iii) quelle della durata temporale del moto del suolo in funzione della distanza dall'epicentro e della frequenza; iv) la distorsione del moto del suolo indotta dalle caratteristiche della geologia di superficie. Una definizione della durata del moto del suolo, fornita in base alle caratteristiche dell'integrale dell'energia che segue l'arrivo delle onde S, viene utilizzata per quantificare un funzionale durata T(r,f) attraverso opportune regressioni sulle durate osservate. Le caratteristiche di cui ai punti i), ii), iv) vengono anche desunte direttamente dai risultati di regressioni sulle ampiezze del moto del suolo osservate, ovvero sui loro spettri di Fourier. Per ottenere le informazioni appena descritte, una regressione viene effettuata sulle ampiezze osservate sulle forme d onda del database, filtrate passa-banda a una serie di frequenze centrali. Il logaritmo dell ampiezza osservata su ciascun sismogramma (es. valore di picco del sismogramma filtrato) viene scritto in termini della somma di tre contributi: sorgente, sito e attenuazione crostale. Quest ultimo è parametrizzato come una funzione regolare a tratti con numerosi nodi. Una inversione (effettuata minimizzando la norma L-1 del vettore residui) fornirà il valore di ciascun parametro. Durante il processamento dei dati viene anche quantificata la durata del segnale corrispondente alla specifica forma d onda (alla specifica distanza ipocentrale) alle diverse frequenze di campionamento. Una regressione su tutte le durate disponibili fornirà un funzionale che descrive la durata in funzione della frequenza di campionamento e della distanza ipocentrale. Una volta che le regressioni sono completate, lo strumento della teoria delle vibrazioni aleatorie (Random Vibration Theory, o RVT, Cartwright e Lounguet-Higgins, 1956) viene utilizzato per ottenere stime teoriche delle ampiezze di picco del moto del suolo. La RVT viene utilizzata per sintetizzare accurate stime dei valori di picco del moto del suolo (PGA, PGV) e degli spettri di risposta in velocità e/o accelerazione (PSA, PSV), in funzione della magnitudo, della distanza ipocentrale ed eventualmente della frequenza. 15

16 I parametri di input per il metodo stocastico possono essere separati in due sottoinsiemi: quelli relativi alla propagazione crostale e quelli relativi alla sorgente sismica. I primi sono i seguenti: il parametro di attenuazione anelastica crostale e la sua dipendenza dalla frequenza (Q(f)=Q 0 f η ), una funzione multi-lineare (nello spazio log log) di attenuazione geometrica, fornita in termini di distanze di cross-over e di esponenti cui viene elevata la distanza ipocentrale tra i nodi di questa funzione, ed una funzione che descrive l andamento della durata dello scuotimento del terreno in funzione della distanza ipocentrale. Oltre ai parametri appena discussi, ci sono quelli che descrivono le caratteristiche della radiazione sismica (lo spettro di Fourier). Il modello spettrale utilizzato per le simulazioni è quello a singola corner-frequency, caratterizzato da un parametro di stress legato allo stress drop sulla faglia, ma anche al comportamento dei siti rocciosi sui quali è stato determinato ( σ) e da un parametro di attenuazione anelastica di alta frequenza, κ 0. Viene fornito anche il valore di radiation pattern medio che è stato calibrato per la regione specifica. Le simulazioni prodotte in questo studio vanno riferite al comportamento medio dei siti su roccia che sono stati utilizzati nelle diverse regressioni. Per spiegazioni di maggior dettaglio circa il significato dei parametri ottenuti dalle regressioni nella regione italiana, il lettore è rimandato ai lavori di Malagnini et al. (2000b, 2002) e Morasca et al. (2003). Nel seguito sono inseriti i files di ingresso del programma SMSIM (Boore, 1996), che forniscono tutte le informazioni sui parametri di attenuazione/eccitazione nelle tre regioni italiane per cui è disponibile uno studio di attenuazione (Alpi Orientali, Alpi Occidentali, Appennino). Le relazioni di PGA nelle varie regioni vengono fornite in funzione di magnitudo momento e distanza ipocentrale. ############################################################ WESTERN ALPS (ROCK SITE) - SMSIM 1.8 ############################################################ rho, beta, prtitn, rtp, fs: spec shape: source (1=Single Corner;2=Joyner;3=A93;4=custom), pf, pd (1-corner spectrum = 1/(1+(f/fc)**pf)**pd; else 0.0) (usual model: pf=2.0,pd=1.0; Butterworth: pf=4.0,pd=0.5) (Note: power of high freq decay --> pf*pd) spectral scaling: stressc, dlsdm, fbdfa, amagc (stress=stressc*10.0**(dlsdm*(amag-amagc)) (fbdfa, amagc for Joyner model, usually 4.0, 7.0) (not used for source 3, but placeholders still needed) gsprd: nsegs, (rlow(i), slope(i)) (Set rlow(1) = 1.0) q: fr1, Qr1, s1, ft1, ft2, fr2, qr2, s source duration: weights of 1/fa, 1/fb path duration: nknots,(rdur(i),dur(i),slope of last segment

17 0.060 site amplification: namps, (famp(i), amp(i)) site diminution parameters: fm, akappa, dkappadmag, amagkref low-cut filter parameters: fcut, norder rv int param:zup,eps_int(int acc),cutoff(for fup)osc(1bj,2lp) win param:indw(0=box,1=exp),taper(<1),twdtmot,eps_win,eta_win timing stuff: dur_fctr, dt, tshift, seed, nruns remove dc from series before freq domain trans(0=no;1=yes)? 0 ############################################################## EASTERN ALPS (ROCK SITE) - SMSIM 1.8 ############################################################## rho, beta, prtitn, rtp, fs: spec shape: source (1=Single Corner;2=Joyner;3=A93;4=custom), pf, pd (1-corner spectrum = 1/(1+(f/fc)**pf)**pd; else 0.0) (usual model: pf=2.0,pd=1.0; Butterworth: pf=4.0,pd=0.5) (Note: power of high freq decay --> pf*pd) spectral scaling: stressc, dlsdm, fbdfa, amagc (stress=stressc*10.0**(dlsdm*(amag-amagc)) (fbdfa, amagc for Joyner model, usually 4.0, 7.0) (not used for source 3, but placeholders still needed) gsprd: nsegs, (rlow(i), slope(i)) (Set rlow(1) = 1.0) q: fr1, Qr1, s1, ft1, ft2, fr2, qr2, s source duration: weights of 1/fa, 1/fb path duration: nknots,(rdur(i),dur(i),slope of last segment

18 0.075 site amplification: namps, (famp(i), amp(i)) site diminution parameters: fm, akappa, dkappadmag, amagkref low-cut filter parameters: fcut, norder rv int param:zup,eps_int(int acc),cutoff(for fup)osc(1bj,2lp) win param:indw(0=box,1=exp),taper(<1),twdtmot,eps_win,eta_win timing stuff: dur_fctr, dt, tshift, seed, nruns remove dc from series before freq domain trans(0=no;1=yes)? 0 ############################################################# APENNINES (ROCK SITE) - SMSIM 1.8 ############################################################# rho, beta, prtitn, rtp, fs: spec shape: source (1=Single Corner;2=Joyner;3=A93;4=custom), pf, pd (1-corner spectrum = 1/(1+(f/fc)**pf)**pd; else 0.0) (usual model: pf=2.0,pd=1.0; Butterworth: pf=4.0,pd=0.5) (Note: power of high freq decay --> pf*pd) spectral scaling: stressc, dlsdm, fbdfa, amagc (stress=stressc*10.0**(dlsdm*(amag-amagc)) (fbdfa, amagc for Joyner model, usually 4.0, 7.0) (not used for source 3, but placeholders still needed) gsprd: nsegs, (rlow(i), slope(i)) (Set rlow(1) = 1.0) q: fr1, Qr1, s1, ft1, ft2, fr2, qr2, s source duration: weights of 1/fa, 1/fb path duration: nknots,(rdur(i),dur(i),slope of last segment

19 site amplification: namps, (famp(i), amp(i)) site diminution parameters: fm, akappa, dkappadmag, amagkref low-cut filter parameters: fcut, norder rv int param:zup,eps_int(int acc),cutoff(for fup)osc(1bj,2lp) win param:indw(0=box,1=exp),taper(<1),twdtmot,eps_win,eta_win timing stuff: dur_fctr, dt, tshift, seed, nruns remove dc from series before freq domain trans(0=no;1=yes)? 0 19

20 Bibliografia Akinci, A., C. Mueller, L. Malagnini and A. Lombardi, A probabilistic seismic hazard assessment for the Alps and Apennines (Italy) using historical seismicity and new predictive ground-motion relationships (submitted. Boll. Geo. Teo. App). Akinci A., Malagnini L., Herrmann R.B., Pino N.A., Scognamiglio L. and Eyidogan H., Predictive relationships for the ground motion in the Erzincan region (Turkey): inferences from small earthquakes, Bull. Seism. Soc. Am., 91, Akinci A., Mueller C., Frankel A., Stucchi M. and Boschi E., Seismic hazard estimates in Italy using historical seismicity and regionalized predictive ground motion relationships, SSA 97 th meeting April , Victoria, Canada. Ambraseys N.N, The prediction of earthquake peak ground acceleration in Europe. Earthquake Engineering and Structural Dynamics, 24, n. 4, pp Ambraseys N.N., Simpson K.A. and Bommer J.J., Prediction of horizontal response spectra in Europe. Earthquake Engineering and Structural Dynamics, 25, n. 4, pp Ambraseys N., Smit P., Sigbjornsson R., Suhadolc P. and Margaris B., Internet-Site for European Strong-Motion Data, European Commission, Research-Directorate General, Environment and Climate Programme. Atkinson, G. M. and D. M. Boore, Ground motion relations for eastern North America, Bull. Seis. Soc. Am., 85, Atkinson, G. M. and W. J. Silva,1997. An Empirical study on earthquake source spectra, Bull. Seism. Soc. Am., 87, Bay F., Fah D., Malagnini L. and Giardini D., Spectral shear-wave ground motion scaling in Switzerland, Bull. Seism. Soc. Am., 93, Boore, D. M., SMSIM-Fortran programs for simulating ground motion from earthquakes: version 1.0, U. S. Geological Survey open-file report A, 73 p. Boore, D. M., & Joyner, W. B., Fumal, E. T., Equations for estimating horizontal response spectra and peak acceleration from western North American earthquakes: A summary of recent work, Seis. Rees. Lett., 68, 1, Campell W.K., Empirical near-source attenuation relationships for horizontal and vertical components of peak ground acceleration, peak ground velocity, and pseudo-absolute acceleration response spectra. Seism. Res. Lett., 68, n.1, pp Cartwright D.E. and Longuet-Higgins M.S., The statistical distribution of the maxima of a random function, Proc. R. Soc. London 237, pp Chiaruttini C. and Siro L., The correlation of peak ground horizontal acceleration with magnitude, distance, and seismic intensity for Friuli and Ancona, Italy, and the Alpide belt. Bull. Seism. Soc. Am., 71, n.6, pp Douglas J., A comprehensive worldwide summary of strong-motion attenuation relationships for peak ground acceleration and spectral ordinates (1969 to 2000). ESEE Report No. 01-1, Department of Civil Engineering, Imperial College, 144 pp. Douglas J., Errata and additions to ESEE Report No A comprehensive worldwide summary of strong-motion attenuation relationships for peak ground acceleration and spectral ordinates (1969 to 2000). Department Report, Department of Civil Engineering, Imperial College, 40 pp. Faccioli E., Engineering seismic risk analysis of the Friuli region. Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata, 21, n. 83, pp Faccioli E. and Agalbato D., Attenuation of strong-motion parameters in the 1976 Friuli, Italy, earthquakes. Profceedings of the 2 nd U.S. National Conference on Earthquake Engineering, Stanford, California, August 22-24, 1979, pp Giardini D. (ed), GSHAP Global Seismic Hazard Assessment Program. Annali di Geofisica, 42(6), Jiménez M.J., Giardini D., Grünthal G. and SESAME Working Group, unified seismic hazard modelling throughout the Mediterranean region. Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata, 42, n. 1-2, pp

21 Malagnini L. and Herrmann R., Ground-motion scaling in the region of the 1997 Umbria- Marche earthquake (Italy). Bull. Seism. Soc. Am., 90, n. 4, pp Malagnini L., Herrmann R.B. and Koch K., 2000a. Regional ground motion scaling in Central Europe. Bull. Seism. Soc. Am., 90, n. 4, pp Malagnini L., Herrmann R.B. and Di Bona M., 2000b. Ground motion scaling in the Apennines (Italy). Bull. Seism. Soc. Am., 90, n. 4, pp Malagnini L., Akinci A., Herrmann R.B., Pino N.A. and Scognamiglio L., Characteristics of the Ground Motion in Northeastern Italy, Bull. Seism. Soc. Am., 92, n. 6, pp Meletti, C., Patacca, E. and Scadone, P., Construction of a seismotectonic model: the case of Italy. Pure and Applied Geophysics 157, Montone P., Pondrelli S., Amato A., Mariucci M.T., Pierdominici S.,2003. An improved stress map of Italy and Central Mediterranean. Abstract, EGS, Nice. Morasca P, Malagnini L., Akinci A., D. Spallarossa and Herrmann R.B., Ground-motion scaling in the western Alps, Bull. Seism. Soc. Am., submitted. Sabetta F. and Pugliese A., Attenuation of peak horizontal acceleration and velocity from Italian strong motion records. Bull. Seismol. Soc. Am., 77, n. 5., pp Sabetta F. and Pugliese A., Estimation of response spectra and simulation of nonstationary earthquake ground motions, Bull. Seismol. Soc. Am., 86, n. 2., pp Sadigh, K., Chang, C. Y., Egan, J.A., Makdisi, F., Youngs, R. R., Attenuation relationships for shallow crustal earthquakes based on California Strong Motion Data, Seism. Res. Lett., 68, 1, Scognamiglio L., Malagnini L. and Akinci A., Ground motion scaling in Eastern Sicily (Italy) Bull. Seism. Soc. Am., submitted. Slejko, D., Peruzza, L. and Rebez, A. (1998) Seismic hazard maps of Italy, Annali di Geofisica, 41, n. 2, pp Slejko D., Camassi R., Cecić I., Herak D., Herak M., Kociu S., Kouskouna V., Lapajne J., Makropoulos K., Meletti C., Muço B., Papaioannou Ch., Peruzza L., Rebez A., Scandone P., Sulstarova E., Voulgaris N., Živčić M. and Zupančić P., Seismic hazard assessment of Adria. Annali di Geofisica, 42, n. 6, pp Spudich, P.; Joyner, W. B.; Lindh, A. G.; Boore, D. M.; Margaris, B. M.; Fletcher, J. B., SEA99, A Revised Ground Motion Prediction Relation for Use in Extensional Tectonic Regimes.Bull. Seism. Soc. Am. v. 89, pp Tento A., Franceschina L. and Marcellini A., Expected ground motion evaluation for Italian sites. Proceedings of the Tenth World Conference on Earthquake Engineering, Madrid, Spain, July 1992, Vol. 1, pp Zonno G. and Montaldo V., Analysis of strong ground motions to evaluate regional attenuation relationships, Annals of Geophysics, 45, n. 3-4, pp

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