FENOMENOLOGIA DEL NOISE SISMICO AMBIENTALE: DALLA CONOSCENZA DEL SEGNALE ALLE APPLICAZIONI EMPIRICHE. Simone Marzorati

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1 UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI MILANO-BICOCCA DIPARTIMENTO DI SCIENZE GEOLOGICHE E GEOTECNOLOGIE DOTTORATO DI RICERCA IN SCIENZE GEOLOGICHE E GEOTECNOLOGIE PER L AMBIENTE E IL TERRITORIO XIX CICLO FENOMENOLOGIA DEL NOISE SISMICO AMBIENTALE: DALLA CONOSCENZA DEL SEGNALE ALLE APPLICAZIONI EMPIRICHE Simone Marzorati Tutori: Dott. P. Augliera Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Sezione di Milano Prof. A. Tibaldi Università degli Studi di Milano-Bicocca Coordinatore: Prof. E. Garzanti Università degli Studi di Milano-Bicocca

2 RINGRAZIAMENTI La realizzazione di questa tesi di dottorato è stata possibile grazie al contributo ricevuto da diverse fonti. Ringrazio il tutor della mia tesi, Dr. Paolo Augliera, per la continua disponibilità e il sostegno, per i consigli e i pareri di carattere scientifico e non. Ringrazio il Dr. Dino Bindi, inesauribile fonte di informazioni, per il tempo dedicatomi e per la cura nella revisione scientifica dei metodi e delle applicazioni utilizzate nella mia tesi. Ringrazio il Dr. Ezio D Alema, il Dr. Domenico Di Giacomo e il Dr. Marco Massa, con i quali è stata condotta l installazione e la gestione delle stazioni sismiche e la raccolta dati, fondamentali per la realizzazione della mia tesi. Ringrazio il Dr. Marco Cattaneo per le indicazioni e i suggerimenti utili a gestire i segnali sismici ricevuti dal Centro Nazionale Terremoti (CNT-INGV). Ringrazio il Dr. Stefano Parolai per aver messo a disposizione i dati delle stazioni dell array di Gubbio e per la disponibilità ricevuta. Inoltre lo ringrazio per le utili revisioni critiche di alcune parti di testo della mia tesi. Ringrazio la Dr.ssa Francesca Pacor, coordinatrice del Progetto DPC-INGV S3, per la disponibilità e i consigli ricevuti. Ringrazio la Dr.ssa Paola Migliavacca per l attenta revisione bibliografica. Ringrazio il coordinatore della Scuola di Dottorato, Prof. Eduardo Garzanti, per la disponibilità e l interesse dimostrato. II

3 INDICE Introduzione...1 Motivazione...4 Cap.1: INQUADRAMENTO DELLE AREE DI STUDIO Nord Italia Bacino Sedimentario di Gubbio.10 Cap.2: RACCOLTA DATI E STRUMENTAZIONE SISMICA IMPIEGATA Strumentazione Sismica impiegata per la caratterizzazione del noise sismico ambientale Trasmissione dati via modem Trasmissione dati satellitare Memorizzazione dati in locale Strumentazione sismica imiegata per le analisi nel bacino sedimentario di Gubbio Sensori..16 Cap.3: NOISE SISMICO AMBIENTALE (NSA): ORIGINE, NATURA e RAPPRESENTAZIONE Origine del NSA Natura del NSA Rapporto tra le onde di volume e le onde superficiali Rapporto tra le onde di Rayleigh e le onde di Love Rapporto tra il modo fondamentale e i modi superiori delle onde di Rayleigh Rappresentazione del NSA: calcolo della Power Spectral Density (PSD) Probability Density Function (PDF): uno strumento per rappresentare la variabilità del NSA 25 Cap.4: VARIABILITÁ SPERIMENTALE DEL NOISE SISMICO AMBIENTALE Variabilità dei livelli spettrali del noise e lettura delle PDF Variabilità dei livelli spettrali del Noise Sismico Ambientale (NSA) per frequenze < 1 Hz Variabilità dei livelli spettrali delnsa per frequenze > 1 Hz Analisi del NSA per frequenze > 1 Hz con dati sismici in continuo Stabilità e persistenza del picco a 1.1 Hz Riduzione delle potenze spettrali del NSA dovuta a contrasti di impedenza laterali 49 Cap.5: MICROSISMI Origine e Natura dei Microsismi Evoluzione dello spettro di un Evento Microsismico Interazione Vento-Onde Marine Origine ed Evoluzione di un Microsisma SPDF Origine ed Evoluzione di un Microsisma LPDF Localizzazione delle Aree Sorgenti di Microsismi: esempi di letteratura Aree Sorgenti di Microsismi individuate intorno all Europa..62 Cap.6: OSSERVAZIONE DI MICROSISMI NEL NORD ITALIA Dati Meteorologici..65 III

4 6.2 Dati oceanografici Evidenze sperimentali della differente provenienza dei segnali microsismici Osservazione del periodo 3 Aprile 21 Agosto Osservazione del periodo 14 Dicembre Febbraio Struttura, evoluzione e propagazione dei Microsismi osservati nel Nord Italia Fenomenologia del segnale microsismico per il periodo Febbraio Fenomenologia del segnale microsismico per il periodo 4-7 Marzo Esempio di amplificazione dei microsismi nel bacino sedimentario del fiume Po...94 Cap.7: INFLUENZA DELL ANISOTROPIA SPAZIALE DELLE SORGENTI MICROSISMICHE SULL ESTRAZIONE DI TIME DOMAIN GREEN S FUNCTION DAL NOISE Cross correlazione del Noise Sismico Ambientale (NSA) Metodo d analisi Interpretazione del metodo esempi di applicazioni del metodo Estrazione di TDGF dal NSA registrato nel Nord Italia Processing dei segnali in continuo Stima della velocità di gruppo media per il settore alpino centro-settentrionale Varabilità delle derivate delle funzioni di cross correlazione che Compongono la TDGF Variabilità stagionale delle TDGF tra 0.1 e 1 Hz..111 Cap.8: RAPPORTO SPETTRALE H/V Metodo d analisi Interpretazione di Nakamura dell NHVSR Interpretazione dell HNVSR secondo l ellitticità delle onde di Rayleigh Rapporto H/V, funzione di trasferimento delle onde SH e ellitticità delle onde di Rayleigh Cap.9: APPLICAZIONE DEI RAPPORTI SPETTRALI H/V AI MICROSISMI REGISTRATI IN UN BACINO SEDIMENTARIO PROFONDO: IL CASO DI GUBBIO Processing del segnale acquisito in continuo Stabilità del Rapporto Spettrale H/V nel tempo PSD e Rapporti Spettrali H/V alle stazioni su roccia PSD e Rapporti Spettrali H/V alle stazioni sui sedimenti Utilizzo delle Probability Density Function (PDF) per comprendere risultati dei Rapporti Spettrali H/V Confronto tra i Rapporti Spettrali H/V da microsismi e quelli da terremoti Amplificazione dei Microsismi e generazione delpicco H/V 143 Cap.10: CONCLUSIONI..149 Appendice A: Probability Density Function (PDF) in siti del Nord Italia Bibliografia IV

5 INTRODUZIONE Per l uomo, il terremoto è la sollecitazione meccanica di natura oscillatoria la quale, una volta percepita, maggiormente si imprime nella memoria. Nel corso della Storia, probabilmente l uomo ha iniziato a crearsi una coscienza dell esistenza dei terremoti per il fatto che li ha percepiti attraverso il suo corpo, oltre a vedere la loro potenzialità distruttiva agire sui manufatti e colpire le vite dei suoi simili. Il corpo umano può essere visto come un sistema meccanico composto da sottosistemi con massa, proprietà elastiche e di smorzamento differenti; tale sistema, se sottoposto ad una sollecitazione di una certa intensità e caratterizzata da un dato contenuto in frequenza, ha una risposta conseguente, la quale può raggiungere e superare la soglia umana di percezione. Le varie parti del corpo umano entrano in risonanza per differenti intervalli di frequenza; ad esempio gli organi addominali hanno un range di frequenza di risonanza compreso tra 4 e 8 Hz, le spalle tra 4 e 5 Hz, la testa tra 20 e 30 Hz, le gambe, a seconda dell angolatura, tra 2 e 20 Hz. Per sollecitazioni inferiori a 2 Hz, il corpo umano si comporta come una massa unica, seguendo omogeneamente gli spostamenti della struttura vibrante con la quale è a contatto; quindi al di sotto di tale frequenza la vibrazione non viene percepita. In queste bande di frequenze, la soglia umana di percezione si colloca, secondo la normativa UNI 9614 (1990), ad un livello pari a 71 db di accelerazione ponderata. Il terremoto possiede un intensità ed un contenuto in frequenza che è percepito profondamente dal corpo umano. Mercalli propose la prima scala per classificare l intensità di un terremoto, modificata nel 1930 da Sieberg (scala MCS: Sieberg, 1930). Essa si basa sull effetto distruttivo arrecato ai manufatti; in tale scala il grado minore di intensità è relativo ai terremoti che non sono percepiti dagli esseri umani, ma sono registrati dagli strumenti sismici; i gradi successivi si distinguono per una sempre maggiore percezione del terremoto da parte della popolazione colpita. Gli strumenti sismici moderni hanno raggiunto un livello tecnologico che permette di registrare senza distorsione il segnale generato da un sensore sollecitato dal moto del terreno fino ad ampiezze ben al di sotto della soglia umana. Come avviene in un qualunque processo di misura, però, alla registrazione del terremoto si sovrappone sempre la registrazione di alcuni segnali che hanno origine differente e che degradano la qualità della traccia sismica. In sismologia, qualunque segnale che interferisce con la registrazione di un terremoto viene generalmente considerato rumore (noise). Per aumentate la quantità di informazioni estraibili dalla traccia sismica, gli effetti del rumore devono essere ridotti il più possibile e l ampiezza relativa del segnale sismico rispetto a quella del rumore (definito come rapporto Segnale/Disturbo) fornisce un indicazione della qualità della registrazione. Per alcune applicazioni sismologiche, però, il segnale di interesse non è costituito dalla registrazione delle oscillazioni del terreno prodotte da un terremoto, ma dalla registrazione del rumore sismico ambientale che, invece, durante la registrazione di un terremoto costituisce una parte del noise che degrada la qualità della registrazione. Il noise sismico ambientale è generato, in analogia con un terremoto, da sorgenti in grado di immettere energia nel terreno che si propaga poi come onde per deformazioni elastiche della Terra. Il noise sismico ambientale produce delle vibrazioni continue del terreno chiamate microtremori, che hanno, generalemente, spostamenti da 10-4 a 10-2 mm (Okada, 2003). In zone urbanizzate o nelle vicinanze di molte attività umane, spesso è possibile che l uomo percepisca le vibrazioni appartenenti al noise sismico ambientale, in quanto le sorgenti possono essere costituite da qualsiasi mezzo meccanico che interagisce col terreno, come il traffico veicolare o i macchinari industriali. Questo noise è definito culturale in quanto prodotto dall uomo e dalla sua attività sul territorio; esso è sempre presente anche se con livelli di percezione differenti ed ha un contenuto in frequenza a partire da circa 1 Hz (Kulhanek, 1990). Ciò di cui invece l uomo non ha percezione è del noise ambientale prodotto da sorgenti naturali (come ad esempio gli eventi meteorologici oceanici) che inducono vibrazioni continue nel tempo a frequenze più basse. Nell intervallo di frequenza tra 0.1 e 1 Hz, i microtremori vengono comunemente inseriti nella categoria microsismi. 1

6 I microtremori sono utilizzati dalla comunità scientifica sismologica in quanto la conoscenza dell origine e della natura del noise ambientale è stata approfondita fino a comprenderne l utilità per le applicazioni sismologiche. Quindi il noise sismico ambientale non è più visto solo come un disturbo da scartare; esso è composto da diversi tipi di onde elastiche e soprattutto è caratterizzato da un alto contenuto di onde superficiali (Rayleigh e Love) le quali trasportano utili informazioni sulle caratteristiche delle strutture geologiche del sottosuolo. La propagazione delle onde elastiche in una struttura geologica è determinata dalla complessità degli strati, dalla loro profondità, dalla velocità di taglio e di compressione, dalla densità e dal fattore di attenuazione dei materiali. La situazione più semplice da schematizzare è quella mono-dimensionale (1D), in cui le proprietà geologiche e geotecniche sono descritte seguendo un profilo verticale: in questo caso la velocità di taglio delle onde (Vs) ha un importanza fondamentale nella propagazione. I metodi convenzionali per ottenere informazioni sul parametro Vs sono invasivi e dispendiosi, consistendo nella realizzazione di pozzi. Di recente, si sono affermati metodi come SASW (Spectral Analysis of Superficial Waves) (Stokoe et al 1989; Tokimatsu, 1995; Socco and Strobbia, 2004) che permettono di indagare le proprietà dispersive delle onde superficiali in mezzi eterogenei, le quali si propagano lungo l interfaccia suolo-aria; attraverso processi di inversione vengono ricavati i profili di velocità a partire dalle curve di dispersione della velocità (Herrmann, 1994; Wathelet et al., 2004). Tali metodi utilizzano sorgenti attive per ricavare i dati sperimentali ed hanno una profondità di penetrazione di alcune decine di metri ed un limitato range di frequenza di analisi (Tokimatsu, 1995). In casi di sedimenti profondi alcune centinaia di metri, l esplorazione dovrebbe avvenire con carichi esplosivi o mezzi meccanici che permettono di generare segnali con lunghezza d onda sufficientemente lunghe per poter investigare profondità maggiori. Utilizzando le tecniche dei rapporti spettrali, è possibile determinare l amplificazione delle ordinate spettrali del moto orizzontale di un sito rispetto ad uno di riferimento (SSR, Standard Spectral Ratio: Borcherdt, 1970), oppure è possibile restituire la funzione di trasferimento attraverso il rapporto tra lo spettro della componente orizzontale del moto rispetto a quella verticale (HVSR, Horizontal to Vertical Spectral Ratio: Lermo and Chavez-Garcia, 1993). I rapporti spettrali vengono comunemente calcolati utilizzando le serie temporali di eventi sismici locali. Tali tecniche necessitano di un numero di dati statisticamente significativo, con un buon rapporto Segnale/Disturbo, in modo da rappresentare le proprietà medie del mezzo di propagazione. L importanza dello studio delle strutture geologiche locali e superficiali è dato dal fatto che esse sono la causa determinante degli effetti di sito generati dalla propagazione delle onde di un terremoto (il quale è la causa scatenante) in prossimità della superficie terrestre. Attualmente è largamente accettato dalla comunità scientifica sismologica ed ingegneristica l esistenza di effetti di sito o di amplificazione locale, che indicano le deformazioni che il campo d onda sismico subisce in prossimità della superficie terrestre, in relazione alla caratteristiche geologiche locali. Fin dalla fine del 1800, da quando è nata la sismologia strumentale ed è stato possibile rappresentare il moto del suolo durante un terremoto in diverse posizioni sul territorio, i sismologi hanno riconosciuto la variabilità ad esso collegata. Nel 1898, Milne affermava che è facile selezionare due stazioni a distanza di 1000 piedi una dall altra per osservare una differenza di ampiezza del moto orizzontale anche di 5-10 volte (Milne, 1898). Gli studi di recenti forti terremoti (ad es., Michoacan 1985, Armenia 1988, Loma Prieta 1989, Iran 1990, Filippine 1990, Northridge 1994, Kobe 1995, Izmit 1999, El Salvador 2001, Bam 2003, tra gli altri) hanno evidenziato come le caratteristiche geologiche superficiali possono determinare amplificazioni e prolungamento della sollecitazione del moto sismico del terreno. L entità dei danni subiti da alcune metropoli costruite su sedimenti soffici o incoerenti all interno di bacini sedimentari, ha dato un forte impulso agli studi di microzonazione con lo scopo di ridurre e mitigare il rischio sismico. Nella realtà italiana, gli effetti di sito vengono riproposti alla luce di terremoti moderati che esaltano l aspetto della vulnerabilità del costruito a fronte dell amplificazione del campo sismico. 2

7 Gli effetti di sito sono legati alla topografia superficiale del substrato affiorante o sommerso, alla presenza di sedimenti soffici e alla presenza di forti discontinuità laterali. Le maggiori amplificazioni sono state osservate su stratificazioni sedimentarie tipo bacini lacustri o valli riempite di sedimenti alluvionali (Hisada et al., 1993; Bard 1994; Bonilla et al. 1997; Bindi et al., 2001, Shapiro et al. 2001; Semblat et al., 2002; Boore, 2004). L applicazione delle tecniche per ottenere informazioni sulle caratteristiche geologiche e geotecniche, utili allo studio degli effetti di sito, incontra dei problemi pratici quando gli esperimenti devono o dovrebbero essere effettuati in zone altamente urbanizzate, dove il rischio sismico aumenta per l alto grado di esposizione delle infrastrutture e costruzioni antropiche. E difficile ottenere i permessi per utilizzare esplosivi o mezzi meccanici che generano vibrazioni del terreno in ambiente urbano; i costi spesso sono troppo elevati per essere accettati dalle amministrazioni locali; è complicato trovare più siti che permettano installazioni di array sismici con configurazione rettilinea o circolare. In caso di sismicità bassa o moderata ed in caso di sorgenti attive poco intense, i segnali registrati sono degradati dal disturbo antropico, non permettendo una lettura corretta delle caratteristiche del campo d onda; quindi non è possibile raccogliere un data set utile alle analisi. Queste difficoltà pratiche sono superate dai metodi che utilizzano i microtremori, i quali sono sempre presenti in ogni momento, hanno un ampio contenuto in frequenza e sono composti principalmente da onde superficiali, ipotesi che permette di utilizzare le proprietà dispersive legate alla velocità delle onde (Tokimatsu, 1995; Chouet et al. 1998). Con un abbattimento considerevole dei costi, dai microtremori è possibile ottenere informazioni sui periodi dei picchi di amplificazione (tecnica dei rapporti spettrali di Nakamaura: Nakamura, 1989), mentre attraverso tecniche in array vengono ricavate le curve di dispersione da cui ottenere i profili di velocità degli strati geologici superficiali. Anche in questo caso le tecniche riproducono le proprietà medie del mezzo analizzato in un ottica 1D. Quando sono presenti forti variazioni laterali nei siti di analisi, i risultati vengono falsati da effetti bi- (2D) o tri-dimensionali (3D), dovuti alla topografia del substrato o alla generazione di onde superficiali indotte dai bacini sedimentari che vengono intrappolate negli strati superficiali. 3

8 MOTIVAZIONE Questa ricerca si propone di contribuire alla conoscenza delle caratteristiche del noise sismico ambientale attraverso l osservazione di dati sperimentali. La possibilità di utilizzare correttamente registrazioni di noise sismico ambientale è data sia dalla conoscenza del segnale acquisito sia dalle prestazioni della strumentazione impiegata. Per poter comprendere ed interpretare l origine e la natura del noise osservando dati sperimentali, in principio è utile indagare la sua variabilità e la sua stazionarietà nella banda di frequenza in cui è contenuto il suo segnale. Con Fenomenologia del noise sismico ambientale si intende la descrizione delle varie manifestazioni del noise nel tempo e nello spazio. Quindi la ricerca è stata condotta collezionando una serie di osservazioni effettuate in condizioni sperimentali differenti: intervalli temporali di varia lunghezza e punti di misura collocati in aree rappresentative di situazioni ambientali tipiche, dal punto di vista dell urbanizzazione e della geologia del territorio. L area di studio principale è la parte centrale del Nord Italia, la quale è caratterizzata da un elevata densità di centri urbani ed industriali ubicati in primo luogo sulla superficie del bacino sedimentario del fiume Po, nonché nella valli che si diramano dalla catena delle Alpi. Tale contesto territoriale si combina con una sismicità moderata, la quale si esprime principalmente con terremoti locali di lieve entità ma che nel corso della storia ha fatto registrare una serie di eventi in grado di infliggere gravi danni a persone e cose. Inoltre, i dati sismologici relativi all area sono scarsi e solo negli ultimi anni è stata compiuta una sistematica acquisizione di registrazioni relative ad eventi sismici, grazie all installazione di stazioni in luoghi non ricoperti da dense reti di monitoraggio. Quindi, l area è congeniale per essere studiata con tecniche di analisi che utilizzano i microtremori. Ma proprio partendo dalla carenza di studi precedenti, questa ricerca tenta di evidenziare l importanza di conoscere a priori le caratteristiche del noise sismico ambientale proprie di quell area, in modo da poter condurre esperimenti successivi in condizioni controllate, avendo un idea di ciò che ci si aspetta riguardo al contenuto del segnale che si sta utilizzando. Oltre al segnale, per poter condurre un esperimento in condizioni controllate, è fondamentale capire quanto la strumentazione impiegata è in grado di restituire un dato, il quale rispecchi il più fedelmente possibile l oggetto che si vuole rappresentare. Il segnale del noise sismico ambientale investe un ampia banda di frequenze, la quale non è ricoperta completamente da un singolo sensore sismico; inoltre le ampiezze coinvolte possono essere così ridotte da non essere riprodotte dal sistema di registrazione, sia per i limiti di fabbricazione (dinamica, risoluzione, campionamento, ecc.) sia per il rumore strumentale che ogni strumento possiede. Quindi, studiando il noise sismico ambientale, è necessario utilizzare uno strumento che rappresenti le frequenze volute e conoscere se esso è in grado di restituire un segnale non degradato. Questa ricerca fornisce alcuni esempi sperimentali in cui sono impiegati strumenti differenti, sia per quel che riguarda il sensore sismico, sia per l apparato di acquisizione e registrazione del segnale. Il contributo consiste nel riportare l evidenza, riscontrata nei dati osservati, di come i risultati sperimentali possano essere modificati a causa delle condizioni sperimentali: la presenza di un segnale molto attenuato accompagnato dall utilizzo di una data strumentazione degrada la rappresentazione dell oggetto in studio, il noise sismico ambientale. 4

9 CAPITOLO 1 5

10 1 INQUADRAMENTO DELLE AREE DI STUDIO In base alla disponibilità dei dati sismici raccolti (Cap.2), la ricerca è stata condotta principalmente nel Nord Italia e nel bacino sedimentario di Gubbio. Nel Nord Italia sono stati indagati i livelli e la variabilità del noise sismico ambientale (Cap.4), sono stati osservati i microsismi per studiarne l evoluzione e le principali caratteristiche di propagazione (Cap.6), è stata indagata la possibilità di estrarre Time Domain Green s Function (Cap.7 e 8). Dai dati sismici relativi a 4 stazioni poste sulla superficie del bacino sedimentario di Gubbio, è stata studiata la stabilità del picco di risonanza estratto dai rapporti spettrali H/V (Cap.10). 1.1 Nord Italia Il Nord Italia si presenta come l area più industrializzata della nazione. La maggior parte delle aree industriali si concentrano intorno ai grandi centri urbani che costellano la fascia ai piedi della catena alpina ed appenninica. Un imponente rete di trasporto, composta da grandi vie di comunicazione sia autostradali che ferroviarie, è stata sviluppata in quest area dove vivono più di 15 milioni di abitanti. L estensione delle grandi città spesso ingloba i centri urbani minori, di cui non si riconoscono più i confini e così le aree urbane si estendono per decine di chilometri senza interruzione. Inoltre la presenza della vasta pianura padana ha permesso lo sfruttamento e l uso agricolo del territorio, tale da determinare una diffusa presenza di attività rurali, le quali occupano il territorio non ancora urbanizzato. La presenza delle attività antropiche si estende anche nelle profonde valli che incidono la catena alpina, dove l urbanizzazione si incanala nei fondi valle. Qui si ritrovano numerose attività estrattive e centrali idroelettriche con imponenti dighe. La presenza umana si estende anche in alcune zone di alta montagna dove lo sviluppo del settore turismo ha creato importanti centri sciistici forniti di numerosi impianti di risalita i quali funzionano con ritmi differenti per quasi l intera durata dell anno. Collezionando una serie di tavole provinciali contenenti i dati relativi alle unità economiche intese come attività industriali presenti in ogni Comune (Fig.1.1), relative all 8 censimento della popolazione dell anno 2001, fornite dall Istituto di Statistica (ISTAT, è stata redatta una mappa che rappresenta la densità industriale, la densità di popolazione e la fitta rete di trasporti (Fig.1.2) delle Regioni Lombardia e Veneto. Fig.1.1 Esempio di tavola dell ISTAT utilizzata per censire le attività economiche a livello comunale, in ogni Provincia. 6

11 Fig.1.2 Densità delle industrie e della popolazione delle Regioni Lombardia e Veneto. Sono visualizzate anche le maggiori vie di comunicazione e le stazioni dell INGV-MI utilizzate per l analisi dei livelli di noise sismico ambientale. La mappa è stata modificata a partire da Marzorati and Bindi (2006). Tra le attività antropiche censite sono state selezionate quelle ritenute significative come eventuali sorgenti di noise sismico ambientale, tra cui le attività dell industria estrattiva, delle costruzioni, dei trasporti e comunicazioni, dell energia, gas e acqua, e delle attività agricole. Nelle schede, per ogni Comune è indicato il numero di attività di ogni tipologia. La densità industriale è stata definita dal rapporto tra il numero totale delle attività selezionate in un Comune e l estensione areale del Comune stesso, restituendo così un indicazione delle industrie per km 2, utilizzando uno strumento GIS (Geographical Information System). La maggior densità industriale si concentra nella fascia tra il bordo settentrionale della pianura Padana e le Prealpi, intorno ai maggiori centri urbani (Milano, Bergamo, Brescia, Verona, ecc..). Le aree industriali sono collegate da una fitta rete di vie di comunicazione, sia autostradale che ferroviaria. In ambiente alpino, come ci si aspetta, la densità industriale è quasi assente, escludendo le maggiori valli alpine, le quali ospitano numerosi centri urbani minori. Altre aree che risultano con minor densità industriale sono quelle che circondano il corso del fiume Po e dei suoi affluenti, nella pianura Padana: infatti molti Comuni presentano una densità industriale inferiore ai industrie/ km 2. L uso del territorio in queste zone è prevalentemente destinato alle attività agricole, quindi molto spazio è dedicato ai terreni coltivati. In ogni caso, anche questo settore della pianura Padana è caratterizzato dalla presenza di centri urbani minori e da vie di comunicazione importanti, i quali presuppongono che i livelli di disturbo antropico possano rimanere elevati. La densità di popolazione è stata ricavata da dati relativi alle sezioni di censimento dell ISTAT, le quali coincidono con le aree in cui è presente il costruito di tipo civile nei territori comunali. Dividendo il numero di abitanti per l estensione della sezione di censimento è stata ottenuta la densità di popolazione, la quale si concentra principalmente all interno delle aree dei grandi centri urbani. Quindi, le potenziali sorgenti di noise sismico ambientale sono sicuramente distribuite diffusamente sul territorio, con minor presenza nelle aree montane a Nord dell area di studio. Infatti, l area di studio è inclusa nell orogenesi alpina, zona di margine delle placche convergenti europea ed africana. I sistemi estensionali post-oligocenici del Mediterraneo occidentale, governati dal rollback delle zone di subduzione e di retro-arco (Rosembaum and Lister, 2002), hanno contribuito a configurare le attuali caratteristiche geomorfologiche. L area 7

12 di studio comprende principalmente due settori: il primo copre parte delle Alpi Centrali e delle Alpi Meridionali, mentre il secondo comprende l area della pianura sedimentaria del fiume Po. Il settore alpino è costituito principalmente dal basamento metamorfico (metapeliti erciniche, quarziti, metabasiti, marmi, granitoidi ed ortogneiss) a nord della linea insubrica (Fig.1.2); a Sud di tale linea si ritrovano le piattaforme carbonatiche e i depositi bacinali di mari poco profondi, composti da rocce come carbonati, dolomiti, torbiditi (Carminati and Siletto, 1997; Milano et al., 1988; Siletto et al., 1993). Inoltre, la catena alpina è caratterizzata da profonde valli riempite di depositi glaciali e fluvioglaciali. Le principali valli si snodano tra le montagne fino a raggiungere la pianura Padana, al di sopra dei cui sedimenti sono stati deposti imponenti anfiteatri morenici che dominano il paesaggio ai piedi delle Prealpi, visibili sul territorio distintamente nelle aree a meridione dei principali laghi (Garda e Iseo). La valle del fiume Po, comprendente la pianura padana, è un bacino sedimentario sintettonico, composto dal materiale di riempimento dell avampaese pliocene-pleistocenico appenninico, limitata a sud dalla catena appenninica e a nord dalla catena alpina (Amorosi et al., 1996). La massima profondità dei depositi quaternari è contenuta tra i 1000 e i 1500 metri di profondità (Pieri e Groppi, 1981). Gli strati geologici superficiali sono composti da terrazzi fluviali e depositi alluvionali. La densità delle rocce varia da 2.20 (depositi quaternari) a 2.80 (rocce mesozoiche) g/cm 3 (Cassano et al., 1986). Sulla base dei valori di densità e di velocità di taglio delle rocce, è lecito attendersi una distribuzione eterogenea dell impedenza acustica all interno dell area studiata. In particolare, è atteso un forte contrasto laterale tra il settore alpino e la pianura padana, con un maggior contrasto di impedenza per la catena alpina (vedi Cap.4). In Fig.1.3 è riportata la classificazione ottenuta dalla Carta Geologica d Italia a scala 1: (Bordoni et al., 2004), in cui le caratteristiche geologiche sono suddivise in tre categorie distinte per la velocità media di taglio delle onde S nei primi 30 m di sottosuolo, seguendo le indicazioni dell Eurocodice 8 (European committee for Standardization, 2002). Il settore alpino, composto principalmente da substrato roccioso affiorante, ricade quasi completamente nella categoria A (Vs > 800 m/s). In categoria B e C ricadono i sedimenti fluvioglaciali di riempimento delle valli alpine. Le stesse due categorie caratterizzano il bacino sedimentario del fiume Po, la cui parte occidentale è principalmente inserita in categoria B, mentre la parte orientale in categoria C. Questo è dovuto al progressivo riempimento di depositi recenti del fiume Po, spostandosi da Ovest verso Est lungo il percorso dello stesso fiume. Fig.1.3 Classificazione della Geologia secondo le classi dell Eurocodice8 (Bordoni et al. (2004). A: roccia, Vs > 800 m/s; B: stiff soil, 350<Vs<400 m/s; C: soft soil, Vs<400m/s. 8

13 Volendo caratterizzare il Nord Italia dal punto di vista della sismicità, si può affermare che l area è attualmente interessata da terremoti di bassa o moderata magnitudo. Recentemente è stata colpita da alcuni eventi moderati: Garda, 24 Novembre 2004, Ml5.2; Monghidoro, 14 Settembre 2003, Ml5.0; Novi Ligure, 11 Aprile Nel 1976 la Regione del Friuli è stata interessata dall unico evento strong motion degli ultimi trent anni (Ml6.3). La sismicità strumentale registrata nel Nord Italia è mediamente compresa tra valori di magnitudo da 2.5 a 3.5, con eventi meno frequenti di magnitudo intorno a 4 (Fig.1.4). Fig.1.4 Sismicità strumentale nel Nord Italia: quadrati grigio chiaro) eventi registrati da INGV-MI dal 2003 al 2005; rombi grigio scuro) eventi registrati da altre fonti; stella grigia) evento di Salò del Immagine tratta da Massa et al. (2006). In epoca storica l area è stata colpita da terremoti rilevanti (Verona, 1117, M6.5(?), basso bresciano, 1222, M6.1; Orzinuovi, 1802, M5.9; Salò, 1901, M5.7), in aree dove attualmente l esposizione dei manufatti antropici è elevata. Inoltre le aree sismogeniche si collocano principalmente proprio nella fascia maggiormente industrializzata, tra il bordo settentrionale della pianura Padana e le Prealpi (Fig.1.5), oltre che nella parte meridionale del bacino sedimentario padano. Quindi, al fronte di una sismicità relativamente bassa in confronto ad altre regioni dell Italia, sia in termini di rilascio medio dell energia che di frequenza di eventi, l esposizione dovuta all intensa urbanizzazione del territorio e la vulnerabilità del costruito aumentano i valori di rischio dell area in questione. Infatti, ad esempio, l evento del Garda del 24 Novembre 2004 (Ml.5.2) è stato avvertito in tutto il Nord Italia ed ha interessato 66 Comuni, i quali hanno subito danni a circa 3700 edifici civili, coinvolgendo circa 2500 persone, e 300 chiese, con perdite economiche che si aggirano intorno ai 215 milioni di Euro. I quattro Comuni compresi nell area epicentrale hanno avvertito un intensità I MCS pari al VII-VIII grado. L entità dei danni va anche considerata pensando che il terremoto è stato localizzato in un area montana prospiciente il lago di Garda, in una zona dove l urbanizzazione è già meno densa rispetto alle aree subito a Sud dell area epicentrale. Eventi di tale magnitudo che colpissero aree a maggior urbanizzazione e industrializzazione porterebbe ad un aumento considerevole dei danni e dei rischi. 9

14 Fig.1.5 Sismicità storica (rettangoli rossi) e aree sismogeniche (altri simboli) nel Nord Italia. L immagine è tratta dal DISS (Database of Individual Seismogenic Sources, La legenda dei simboli è visibile online. L inquadramento dell area di studio comprendente il Nord Italia, evidenzia la scelta adeguata per intraprendere studi che utilizzano il noise sismico ambientale. Infatti, ci si attende un elevato noise proveniente dall attività antropica, il quale incide significativamente sulla possibilità di registrare terremoti (Cap.4). Inoltre, nell area è presente un attività sismica medio-bassa, caratterizzata da eventi principalmente di magnitudo compresa tra 2 e 3.5 gradi (Massa et al., 2006). La grande variabilità delle caratteristiche geologiche, implica una variabilità della risposta di sito, la quale è possibile studiare almeno in parte, attraverso le tecniche che utilizzano microtremori. Infine, non si trovano in letteratura esempi descriventi le caratteristiche ed i livelli di noise in questa regione d Italia, a parte lo studio di Cocco et al. (2001) che indica come sia possibile ridurre di 20 db il rumore dovuto all attività antropica nella pianura padana, installando dei sensori in borehole. La presente ricerca quindi è volta alla caratterizzazione del noise sismico ambientale in un area non ancora caratterizzata e in cui l elevata eterogeneità del territorio e delle attività antropiche determinano la necessità di valutare in dettaglio la variabilità del noise sismico ambientale. 1.2 Bacino Sedimentario di Gubbio Il bacino sedimentario di Gubbio rientra in quell insieme di bacini sedimentari in echelon generati dal regime estensionale che governa l area appenninica dell Umbria Marche. Il bacino di Gubbio è disposto lungo un asse NO-SE per una lunghezza di circa 20 Km, raggiungendo una massima larghezza di circa 4 Km (Fig.1.6). Il bacino è stato formato da una faglia normale (striking dipping normal fault), il cui piano affiora nel bordo orientale della depressione sedimentaria. Le formazioni calcaree e i flysch della sequenza sedimentaria dell Umbria-Marche affiorano rispettivamente ad Est ed Ovest del bacino. Il bacino è riempito di sedimenti di origine Pleistocenica. Profondi boreholes, scavati da GE.MI.NA. (1963) per esplorazioni minerarie, hanno trovato una profondità massima dei sedimenti di 400 m, consistenti di tre unità sedimentarie principali: 1) complesso basale di argille-ligniti con 10

15 intercalazioni di sabbie conglomerati, con spessori fino a 200 m; 2) un complesso di argillesabbie; 3) complesso superficiale alluvionale, composto da detriti di versante, depositi alluvionali e fluviali. L attenzione per questo bacino sedimentario è dovuta ai presunti fenomeni di amplificazione locale, dedotti dai picchi ottenuti da dati strong motion, eccedenti significativamente i valori medi di relazioni di attenuazione empiriche (Ambraseys et al., 2005a; Ambraseys et al., 2005b). Tali amplificazioni sono state inizialmente indagate nel lavoro di Pacor et al. (2006), nel quale, sfruttando registrazioni di terremoti, sono state discusse alcune caratteristiche del moto del terreno che si genera all interno del bacino sedimentario. L attività relativa al bacino di Gubbio (Cap.10) è stata svolta nell ambito del Progetto DPC-S3 Scenari di scuotimento e di danno atteso in aree di interesse prioritario e/o strategico (Coord. Pacor F. e Mucciarelli M.), all interno della convenzione tra il Dipartimento della Protezione Civile Italiana (DPC) e l Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV) per il triennio Fig.1.6 Schema di sintesi delle caratteristiche geologiche della superficie del bacino sedimentario di Gubbio. Sinistra) unità litologiche affioranti; destra) sezione trasversale del bacino (A-A ). Le unità sedimentarie 1, 2 e 3 sono descritte nel testo. 11

16 CAPITOLO 2 12

17 2 RACCOLTA DATI E STRUMENTAZIONE SISMICA IMPIEGATA Il carattere sperimentale di questa ricerca ha implicato una notevole mole di lavoro per quel che riguarda il reperimento dei dati da inserire nelle analisi per caratterizzare il noise sismico ambientale. La raccolta dati è stata svolta nel corso di tutti i tre anni di lavoro, archiviando una serie di registrazioni sismiche velocimetriche disponibili alla Sezione di Milano dell Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV-MI), relative agli anni dal 2003 al Il protrarsi della raccolta dati è dovuto sia alla sostituzione di una parte del parco strumentale con elementi all avanguardia e di maggior efficienza, sia per la disponibilità di ulteriori segnali messi a disposizione dal Centro Nazionale Terremoti (CNT) dell INGV, nell ultimo anno di ricerca. Il Data Set è stato collezionato quasi interamente archiviando dati acquisiti da stazioni sismiche collocate principalmente nel Nord Italia e costituenti reti dedicate al monitoraggio della sismicità dovuta a terremoti locali o regionali. Inoltre sono state installate alcune stazioni sismiche temporanee utili a ricoprire alcune zone scoperte dalle altre stazioni già in posto. La disomogeneità delle fonti dei dati, dovuta sia alla differente strumentazione impiegata, sia ai differenti sistemi di trasmissione e memorizzazione dati, ha implicato un ulteriore sforzo di organizzazione del Data Set, in quanto i dati grezzi sono stati processati in modo da ottenere un formato adeguato per essere inserito nelle procedure di calcolo. Un secondo Data Set è quello costituito dalle registrazioni in continuo delle stazioni sismiche appartenenti al transetto posizionato nel bacino sedimentario di Gubbio (vedi Cap.10). Le stazioni sono state installate dal GFZ di Potsdam (Germania), il cui personale ha provveduto all acquisizione ed archiviazione dei dati. In questo lavoro, tali dati sono solamente stati processati ed elaborati. Quindi, una parte importante e considerevole della realizzazione di questa ricerca consiste nell esperienza acquisita durante l attività di campo inerente all installazione delle stazioni sismiche ed alla loro manutenzione, nonché nell attività di laboratorio che ha coinvolto la gestione dei sistemi di trasmissione dati e le procedure di conversione dei dati grezzi in dati pronti per le analisi. 2.1 Strumentazione Sismica impiegata per la caratterizzazione del Noise Sismico Ambientale Di seguito vengono illustrati i 3 sistemi di acquisizione dati utilizzati per comporre il Data Set collezionato all INGV-MI, dividendoli secondo il tipo di trasmissione o memorizzazione, in quanto questo ha condizionato il lavoro svolto nei tre anni di ricerca Trasmissione dati via modem All inizio della ricerca erano disponibili circa una decina di stazioni già installate, appartenenti all INGV-MI, dotate di acquisitori Lennartz Mars88/MC (Modem Control). L invio dei dati in remoto tramite modem GSM, permette di acquisire segnali sismici attivando periodicamente un ciclo di chiamate a tutte le stazioni, le quali inviano dati solo se vengono superate le soglie impostate nel set up interno ad ogni stazione (D Alema e Marzorati, 2004). Inoltre è possibile prelevare dalla memoria interna degli acquisitori tratti di segnale con comandi manuali. Questa opzione è stata sfruttata per ricevere dalle stazioni segnali di noise sismico della durata di 2 minuti, acquisiti due volte al giorno: una in ore diurne e l altra in ore notturne. All inizio della ricerca tale modalità di acquisizione era già attiva ed è stata mantenuta nel corso dei tre anni di lavoro, continuando ad archiviare dati. Le stazioni dotate di acquisitore Mars88/MC, nel corso della ricerca, hanno subito sia disinstallazioni che sostituzione del sensore da parte del 13

18 personale dell INGV-MI; considerando gli intervalli temporali in cui una stazione sismica è rimasta attiva con lo stesso acquisitore e sensore, la raccolta di noise sismico, per alcune stazioni, raggiunge un ricoprimento temporale di circa due anni e mezzo. Per gestire i dati trasmessi dalle stazioni, è stato utilizzato il modulo MARS-88 RCM (Remote Control Module), fornito dalla casa produttrice Lennartz electronic Gmbh, il quale archivia i dati di tutte le stazioni in file binari di dimensione definita, composti dai tratti di segnale scaricati successivamente secondo il ciclo di chiamate via modem. Il dato digitale ottenuto è fornito in counts, ma dev essere convertito in unità di voltaggio secondo l input sensitivity dell acquisitore, la costante che permette di passare da counts digitali a µv. Gli acquisitori Mars88/MC sono dotati di un input sensitivity minima di µv/count, e di una massima di 128 µv/count. Queste corrispondono ad un Full Scale Sensitivity (il valore di saturazione del segnale) di 66 mv e 4.2 V rispettivamente (da cui si ricavano i 20 bit di dinamica). Se si vuole registrare noise sismico oltre a terremoti, il valore dell input sensitivity va tenuto adeguatamente basso, per ottenere una risoluzione maggiore e quindi poter rappresentare valori di ampiezza minori. Durante il corso della ricerca, le stazioni sono state dotate di sensori differenti, sempre seguendo gli scopi dell attività dell INGV-MI. Dopo una fase iniziale in cui le stazioni erano dotate di sensori Mark-L4-3D, successivamente sono stati inseriti sensori Lennartz 3D-Lite e Lennartz 5 sec, seguiti successivamente da alcuni Nanometrics Trillium 40 (vedi paragrafo 2.2). Nella Tab.2.1 sono descritte le caratteristiche delle stazioni installate da INGV-MI nel Nord Italia ed utilizzate per le analisi del noise sismico (vedi Fig.1.1 del Cap.1 per la disposizione delle stazioni sul territorio). SIGLA LON LAT Quota SENSORE Tipo di installazione del Prof. EC8 STAZ. ( E) ( N) (m) (corner frequency) sensore MI55 10,22 45, Mark L4-3D (1 s) Fondamenta di monastero superficie B MI61 9,93 45, Mark L4-3D (1 s) Fondamenta municipio superficie B MI50 9,29 46, Mark L4-3D (1 s) Grotta < 10 m A SONC 9,86 45,41 90 Mark L4-3D (1 s) Scavo nel terreno superficie C MAR2 10,12 45, Trillium (40 s) Fondamenta di edificio a 1 piano superficie A MER2 9,42 45, Trillium (40 s) Pilastrino di cemento su terreno superficie B ASO2 11,92 45,80 Lennartz-3D Lite 221 (1 s) Roccia in fortezza medievale superficie A Roccia in miniera NEGR 10,95 45, Lennartz - 3D (5 s) abbandonata < 10 m A Fondamenta edificio a 6 LAB Trillium (40 s) piani superficie B MAL3 9,86 46, Lennartz - 3D (5 s) Pilastrino su roccia superficie A CTLE 9,76 45,27 Lennartz-3D Lite 66 (1 s) Fondamenta di edificio isolato a 1 piano superficie C BAG Lennartz - 3D (5 s) Roccia in fondamenta edificio scolastico superficie A Tab.2.1 Caratteristiche delle stazioni dell INGV-MI. L ultima colonna contiene le categorie di litotipi della classificazione Bordoni et al. (2004) basata sull EuroCodice 8 (vedi mappa della Fig.1.3, Cap.1) Trasmissione dati satellitare Nell ultimo anno di ricerca (2006) sono stati messi a disposizione da parte di CNT i segnali provenienti da 15 stazioni sismiche della rete nazionale di monitoraggio situate per la maggior parte nel Nord Italia, più i segnali di alcune stazioni svizzere ottenuti all interno di una convenzione tra INGV e ETH di Zurigo. 14

19 Ogni stazione è equipaggiata di una parabola in grado di trasmettere e ricevere dati da satellite ed inviare il segnale in tempo reale, in modalità continua, attraverso il sistema Cygnus della Nanometrics ( I dati sono centralizzati alla sala sismica del CNT e da lì reindirizzati tramite connessione remota TCP/IP alla Sezione di Milano dell INGV. A tal punto il dato è memorizzato in un personal computer all interno di un buffer circolare binario di dimensione prestabilita. La Nanometrics mette a disposizione alcuni software per convertire i dati in un formato ASCII, composto da 35 righe di header, in cui sono contenute le informazioni relative al sistema di registrazione, e una colonna in cui sono contenuti i valori del segnale in µv. Il formato ASCII è ottenuto attraverso tre passaggi di conversione. Data l enorme mole di dati trasmessi in tempo reale ed in modalità continua, è stato scelto di utilizzare una dimensione del buffer circolare tale da memorizzare almeno un mese di segnale e nel mentre archiviare i dati in file della durata di un giorno intero di 24 ore. Questo permette di poter estrarre in un successivo momento solo le finestre temporali d interesse per le analisi. Alla fine della ricerca, sono stati archiviati 9 mesi di dati, da Gennaio a Settembre 2006, corrispondenti a circa 120 Gb di memoria-disco. Le stazioni satellitari CNT sono equipaggiate di acquisitori Nanometrics Trident a 3 canali e 24 bit, con input sensitivity di 1 µv, collegati a sensori Trillium 40. Tutti i siti si trovano su roccia, in ambiente montano, con i sensori posizionati su pilastrini di cemento all interno di cabine costruite appositamente Memorizzazione Dati in locale Nel corso della ricerca è stata installata una stazione temporanea (VAL9) a circa 7 Km dal centro della città di Milano, allo scopo di monitorare in continuo il noise sismico dovuto all attività antropica (Cap.4) e per studiare i microsismi nel bacino sedimentario del fiume Po (Cap.6). Inoltre la stazione è stata utile per gli studi volti a valutare la possibilità di estrarre time Domain Green s function (TDGF) dal noise (Cap.7). La stazione VAL9 è stata posta al livello delle fondamenta di un edificio di 6 piani, inserito in un contesto di elevata densità urbana e di industrializzazione. È stato impiegato un acquisitore Reftek (a 24 bit), connesso con un sensore Trillium 40 (broad band). Vista la necessità di avere il dato in continuo, sono stati utilizzati supporti di memoria compact flash da 2 Gb, con un campionamento di 100 cps, in modo da dover sostituire le schede non più di una volta al mese. Il dato digitale, archiviato in file da 1 ora, è stato convertito con programmi standard del pacchetto software PASSCAL, ossia ref2segy e segy2sac, ottenendo un file binario SAC (Seismic Analisys Code) Strumentazione sismica impiegata per le analisi nel bacino sedimentario di Gubbio Alcune analisi conclusive della ricerca sono state effettuate elaborando i dati messi a disposizione dal GFZ di Potsdam (Germania) nell ambito del Progetto DPC-S3 (Coord. Mucciarelli, Pacor) Scenari di scuotimento e di danno atteso in aree di interesse prioritario e/o strategico, all interno della convenzione tra il Dipartimento della Protezione Civile (DPC) e INGV. Il personale del GFZ ha installato un transetto di stazioni nel bacino sedimentario di Gubbio (Cap.10) nel corso dell anno In una prima fase dell esperimento le stazioni erano tutte equipaggiate con acquisitori Reftek 72A e sensori short period Mark L4-3D. In una seconda fase, tutti gli acquisitori sono stati sostituiti con Earthquake Data Logger (EDL), mentre sono stati mantenuti i sensori short period. Il personale del GFZ ha fornito, per ogni stazione, le costanti strumentali relative al gain dell acquisitore e ai poli e zeri di tutte le componenti del sensore, in modo da poter applicare una correzione per la risposta dello strumento. Il gain degli acquisitori è stato mantenuto basso, in quanto lo scopo del transetto di stazioni era di registrare terremoti all interno del bacino sedimentario. 15

20 2.2 Sensori Per la caratterizzazione del noise sismico ambientale (Cap.4) sono stati utilizzati velocimetri a tre componenti con differenti caratteristiche. Accanto a sensori short period come il Mark L4-3D e il Lennartz 3D-Lite, sono stati impiegati Lennartz 5 sec e Trillium 40. La caratteristica principale dei sensori velocimetrici, i quali sono dei filtri passa-alto del segnale, è la loro risposta piatta in differenti bande di frequenza. In Fig.2.1 sono mostrate le curve di risposta normalizzate dei quattro tipi di sensore. Il sensore broad band Trillium 40 è quello che che possiede una risposta piatta in una banda di frequenza molto più larga rispetto agli altri sensori impiegati. Esso risulta essere il sensore maggiormente adeguato per rappresentare il noise sismico a basse frequenze, avendo una risposta piatta fino a 40 s. Infatti tale risposta piatta comprende ampiamente tutta la banda [0.05, 1] Hz, relativa ai microsismi (Cap.5). Al contrario, i sensori short period utilizzati attenuano il segnale sotto ad 1 Hz (Lennartz 3D-lite, Mark L4-3D) e quindi sono sicuramente utili per studiare il noise ad alte frequenze. Per studiare il noise a frequenze inferiori rispetto alla risposta piatta dei sensori è necessario operare una correzione del segnale. Questo permette di rappresentare il segnale fino a frequenze determinate dal rapporto Segnale/Disturbo, il quale varia a seconda della strumentazione utilizzata e dell ampiezza del segnale nelle bande di frequenza d interesse. Infatti, oltre all attenuazione del segnale dovuta alla risposta del sensore, man mano che si scende in frequenza aumenta il rumore strumentale (Havskov and Alguacil, 2004). I sensori Lennartz 5 sec hanno prestazioni a metà strada tra i short period ed il Trillium, avendo una risposta piatta fino a 0.2 Hz, per poi attenuare il segnale rapidamente. La dinamica dei sensori supera i 120 db, mentre il noise strumentale è dichiarato essere < 1 nm intorno ad 1 Hz per i sensori Lennartz e sotto al New Low Noise Model (NLNM) di Peterson (1993) nella banda Hz per il Trillium 40. Oltre a conoscere la curva di risposta del sensore, è necessario essere in possesso della output sensitivity, ovvero la costante di generazione che indica la corrispondenza tra il voltaggio in uscita dal sensore (in V) e la velocità del terreno in m/s. Questa costante, unita all input sensitivity dell acquisitore, permette di convertire il dato grezzo da counts a m/s. In Tab.2.2 sono riportati i valori delle costanti di generazione e i poli/zeri dei sensori dell INGV, utilizzati per la caratterizzazione del noise sismico ambientale nel Cap.4 e per lo studio dei microsismi nel Cap.6. Fig.2.1 Curve di risposta normalizzate dei sensori velocimetrici impiegati nell installazione delle stazioni sismiche INGV-MI. 16