CENTRO SPECIALIZZATO MONITORAGGIO ZONAZIONE SISMICA

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1 CENTRO SPECIALIZZATO MONITORAGGIO ZONAZIONE SISMICA Referente: C. Nunziata 1 (conunzia@unina.it) G. De Nisco 1, F. Imperio, M. Natale Il monitoraggio sismico di un area con sismicità moderata e fortemente urbanizzata consiste nella valutazione degli effetti indotti dalle vibrazioni sismiche causate dai terremoti e da attività antropiche. Per le vibrazioni indotte dai terremoti, a causa della moderata sismicità, si tratta di stimare gli effetti di sito con algoritmi che tengano conto della possibile sorgente e della propagazione del campo d onda completo delle onde di volume e superficiali in un mezzo visco-elastico di cui si conoscano i parametri fisici, in particolare le velocità delle onde sismiche di taglio V S. Gli effetti di sito così stimati vengono poi confrontati con quelli ottenuti dall analisi di terremoti registrati. Per le vibrazioni sismiche ambientali indotte dall attività antropica (traffico, industrie etc.), il monitoraggio consiste nel misurare i livelli delle vibrazioni negli edifici e confrontarli con i valori di soglia stabiliti dalla normativa. Le vibrazioni sismiche ambientali, il cosiddetto rumore sismico, può essere utilizzato anche per valutare gli effetti di sito e le velocità sismiche V S. Anche se i risultati sono ancora controversi, questo approccio è molto allettante perché le misure di rumore sono veloci ed economiche. Il monitoraggio sismico di Napoli è un esempio svolto di una corretta zonazione sismica di una città, con sismicità moderata, fortemente urbanizzata, con un assetto geologico complesso e con un patrimonio storico-architettonico da salvaguardare. Le ricerche svolte hanno avuto come finalità la valutazione degli effetti di sito, con metodi attivi e passivi, il calcolo del moto al suolo per il terremoto del 1980 e di quello potenzialmente più distruttivo per Napoli (terremoto di scenario) e la misura del livello di vibrazione di natura antropica. E stata, inoltre, sperimentata l applicazione dell analisi multifiltro (metodo FTAN) alle misure di rumore. Il diagramma di flusso mostra gli obiettivi fondamentali e le fasi principali per raggiungerli (fig. 1). In particolare, il terremoto del 23 novembre 1980 (Ms=6.9) è di notevole importanza per il monitoraggio sismico di Napoli perchè è stato il primo forte terremoto registrato vicino Napoli (stazione accelerometrica di Torre del Greco) ed ha consentito di testare con successo il metodo di calcolo, basato sulla tecnica della somma dei modi (Panza, 1985; Panza e Suhadolc, 1987; Florsch et al., 1991), ed il mezzo di propagazione dall Appennino fino a Napoli, su roccia affiorante (Nunziata et al., 2000). Questo terremoto ha consentito anche di correlare l intensità sismica, utilizzata per i terremoti storici, con la magnitudo che misura l energia di un terremoto. 1 Dipartimento di Scienze della Terra Univ. di Napoli Federico II

2 CENTRO DI MONITORAGGIO SISMICO Dotazione: stazioni sismiche broad band Kinemetrics Q330 (1 fissa nel centro storico di Napoli e 2 mobili) TERREMOTI RUMORE AMBIENTALE SSoorrggeennt tee EEf ffeet ttii ssi itoo Coonnf frroonnt too lil ivveel lloo nnoorrmaat tivvaa EEf ffeet ttii ssi itoo Sismicità Regionale Stratigrafie geologiche Allarme Profili di velocità Vs Cataloghi Terremoti Misure di velocità Vs Terremoto 1980 Sezioni sismiche Terremoto di Scenario Calcolo sismogrammi Amplificazioni spettrali Spettri di risposta Registrazione terremoti Allarme Figura 1. Diagramma di flusso delle attività di ricerca del Centro di Monitoraggio Zonazione Sismica I risultati principali vengono di seguito riportati considerando separatamente le sorgenti possibili di vibrazioni sismiche: terremoti e rumore ambientale. Monitoraggio sismico per i terremoti Inquadramento geologico e sismico del sottosuolo di Napoli Questa fase della ricerca è fondamentale per la conoscenza delle proprietà fisiche dei terreni e per la valutazione della risposta sismica di un sito. 160

3 Sono stati reperiti e georeferenziati tutti i sondaggi stratigrafici di letteratura effettuati sul territorio urbano di Napoli (AA.VV., 1967; Vinale, 1988; Comune di Napoli, 1994), con le relative prove geotecniche e prove sismiche in foro, down- e cross-hole (Vinale, 1988; Comune di Napoli, 1994) (fig. 2). Figura 2. Mappa della città di Napoli con i limiti dei quartieri (numeri arabi) e danni causati dal terremoto del Sono anche mostrate le localizzazioni dei sondaggi (punti grigi) e dei siti di misura FTAN (punti neri) 161

4 Dall analisi di tutte le stratigrafie esaminate risulta che il sottosuolo napoletano è caratterizzato da prodotti vulcanici, di origine flegrea e vesuviana, e da prodotti sedimentari (Nunziata et al., 2004) (fig. 3). Figura 3. Distribuzione dei prodotti vulcanici nell area Napoletana ad una profondità di 10 metri dal p. c. I terreni hanno in generale una granulometria compresa tra quella di un limo sabbioso e di una sabbia limosa. La distribuzione dei diversi prodotti risulta a volte caotica con variazioni laterali e verticali. I diversi tipi di piroclastiti esistenti differiscono per l età, il meccanismo di messa in posto e la granulometria dei prodotti vulcanici, ed inoltre bisogna considerare anche i processi di rimaneggiamento e di alterazione idrotermale che hanno modificato la composizione originaria e di conseguenza il comportamento dinamico. La cementazione, che non è omogenea, risulta un fattore importante, in quanto una piroclastite sciolta può diventare debolmente cementata solo per l'effetto dell'alterazione idrotermale e avere, quindi, un comportamento dinamico intermedio tra quello di un terreno sciolto e quello di una roccia. Il litotipo predominante è rappresentato dalla formazione del Tufo Giallo Napoletano (età anni fa) che si presenta in facies sia litoide (TGN) che sciolta (pozzolana), in base al grado di cementazione raggiunto. Altro litotipo estensivamente presente è rappresentato dal materiale piroclastico recente (età < anni fa) presente in facies sciolta e proveniente dai vari centri eruttivi dei Campi Flegrei. Sono stati inoltre rinvenuti prodotti antichi (> anni fa), tra i quali l Ignimbrite Campana. Tra i prodotti di origine vesuviana si hanno le ceneri stratificate e il tufo vesuviano, quasi contemporaneo al TGN, in facies litoide e sciolta (pozzolana). Tra i prodotti sedimentari vanno menzionate le sabbie marine recenti e attuali, presenti soprattutto nella zona meridionale della città, le sabbie eluviali e i depositi fluvio-lacustri (soprattutto torba), tipici di un ambiente morfologicamente depresso, come l area del Centro Direzionale e la conca di Agnano. L orizzonte tufaceo, consistente di tufo giallo napoletano o tufi antichi, giace in media ad una profondità di 10-30m, ma si approfondisce a più di 90 m nella zona occidentale e a più di 40m nella zona sud-orientale (fig. 4). L orizzonte di tufo compatto rappresenta il basamento sismico napoletano essendo caratterizzato da una velocità sismica di taglio V S >750m/s (Nunziata et al., 2004). Tenendo conto delle stratigrafie, l area urbana di Napoli è stata suddivisa in 6 zone, geologicamente omogenee (Nunziata, 2004) (fig. 5). 162

5 Figura 4. Mappa delle isobate della profondità, espressa in metri dal piano campagna, dell orizzonte tufaceo (i punti rappresentano i sondaggi) Figura 5. Mappa urbanistica di Napoli con le zone geologiche. Per ogni zona è mostrata la colonna stratigrafica rappresentativa 163

6 La zona 1, posta ad ovest della città, è caratterizzata da una copertura spessa anche più di un centinaio di metri di materiale piroclastico recente poggiante su sabbie marine oppure, occasionalmente, su tufo giallo napoletano. La zona 2 è caratterizzata da una copertura di prodotti piroclastici recenti e di materiale di riporto poggianti sulla formazione del tufo giallo napoletano. L orizzonte tufaceo giace in generale ad una profondità di 15m, ma sporadicamente viene rinvenuto molto superficialmente (< 5m) o a profondità maggiori di 20m. La zona 3 si estende nella parte orientale della città ed è stata suddivisa in una zona settentrionale (zona 3N), e in una zona meridionale (zona 3S). La zona 3N è caratterizzata da un orizzonte di tufi antichi ad una profondità di circa 40m, sotto una copertura di pozzolana (tufo giallo napoletano) e ignimbrite campana, mentre la zona 3S è caratterizzata da tufi vesuviani, sia in facies sciolta che litoide. La zona 4 era, fino al secolo scorso, sotto il livello del mare, di conseguenza il sottosuolo è costituito da sabbie marine poggianti sulla formazione del tufo giallo napoletano, a circa 30m di profondità. La zona 5 comprende il centro storico di Napoli. La caratteristica principale è la presenza di numerose cavità nel tufo, risalenti fino al secolo VIII a. C. Il tufo giallo veniva cavato per essere usato come pietra di costruzione, spesso veniva cavato sotto il palazzo da costruire, soprattutto durante la dominazione degli spagnoli. Il risultato è che il sottosuolo di Napoli appare come un enorme gruviera. In superficie, poi, con l aumentare della popolazione, è nata l esigenza di costruire anche negli alvei dei numerosissimi ruscelli, parzialmente prosciugati, che scendevano dalle colline. Questo ha comportato uno sconvolgimento morfologico della città con riempimenti di canali, valloni e depressioni varie con materiali di riporto estremamente eterogenei. Dunque, il centro storico di Napoli è caratterizzato da una copertura di terreni di riporto, spessa fino a 20m, e uno strato di pozzolana poggiati sulla formazione del tufo giallo napoletano, con parecchie cavità (Nunziata et al., 2002). Il sottosuolo della zona 6 è noto con grande dettaglio per l elevato numero di sondaggi e prove sismiche effettuato per la costruzione del Centro Direzionale dopo il terremoto del L area era una palude in seguito prosciugata sia per lo sviluppo urbano sia per la riduzione della portata dei ruscelli. Il sottosuolo presenta variazioni laterali significative ed è costituito soprattutto da terreni di riporto, terreni alluvionali (ceneri, sabbie, torba), pozzolana sciolta e debolmente cementata, tufo giallo e sabbie marine (Nunziata et al., 2000). Profili di V S con misure di superficie (metodo FTAN) Al fine di misurare le velocità sismiche di taglio V S rappresentative del mezzo attraversato dall onda sismica nei 30m più superficiali, sono state eseguite misure della curva dispersione delle velocità di gruppo del modo fondamentale delle onde superficiali di Rayleigh, generate artificialmente in siti rappresentativi dell assetto geologico di Napoli. Le misure sono state effettuate lungo stendimenti di circa 200m di lunghezza massima, con geofoni verticali di 4.5 e 1Hz, 70% di smorzamento. Una massa battente di 20kg, fatta cadere da un altezza di circa 1m verticalmente sul suolo, è stata utilizzata come sorgente. Un solo ricevitore è sufficiente per le misure. Le curve di dispersione sono state ottenute con il metodo FTAN (Frequency Time-ANalysis) che si basa sull'analisi bidimensionale frequenza-tempo del segnale e permette la separazione dei singoli modi di propagazione partendo dal segnale completo (Levshin et al., 1992; Nunziata, 2006). Dall analisi FTAN di più segnali registrati (più battute con un ricevitore oppure una battuta con più ricevitori), si ottiene una curva di dispersione media delle velocità di gruppo che viene invertita con un metodo non lineare, il metodo hedgehog (Valyus et al., 1968; Panza, 1981). Il modello strutturale, che non è noto, è caratterizzato da un insieme di parametri (velocità delle onde P ed S, spessore e densità) e la sua determinazione si ottiene attribuendo dei valori numerici ai parametri. Oltre ai parametri vengono forniti anche i limiti entro i quali si può operare, per cui per ogni modello si calcolano i valori teorici e le differenze con quelli osservati. L'insieme dei modelli per i quali queste differenze sono comprese entro gli errori di misura costituisce la soluzione del problema. 164

7 Per ogni modello sono definiti gli errori dei parametri invertiti, ossia spessori e velocità sismiche di taglio. Il confronto con le misure in foro è buono soprattutto se si tiene conto della variabilità di queste ultime dovuta alla presenza di materiale pomiceo e lapilli (un esempio è mostrato in figura 6). Le prove sperimentali finora eseguite evidenziano i vantaggi del metodo FTAN in quanto è rigoroso, funziona bene con segnali rumorosi, non è distruttivo, non richiede stendimenti particolari perché ha bisogno di un solo ricevitore, dunque è particolar-mente adatto per le aree urbane. Figura 6. Confronto tra le misure di V S in foro (Down- e Cross-hole) e le soluzioni minime e massime dell inversione non-lineare hedgehog delle misure FTAN ottenute nei siti vicino ai sondaggi. Per i quartieri di Vicaria e di Bagnoli viene anche mostrata una colonna stratigrafica ipotizzabile per i siti di misura FTAN Velocità sismiche di taglio (V S ) dei litotipi napoletani L analisi attenta e meticolosa delle misure in foro, congiuntamente alle caratteristiche geologiche e geotecniche dei terreni indagati, ha messo in evidenza una grande variabilità delle velocità sismiche di taglio V S, anche per la stessa formazione, a causa soprattutto delle diverse caratteristi-che tessiturali e del differente grado di cementazione, e dell influenza della pressione verticale, per i terreni incoerenti. Molto spesso, nelle misure in foro, sono state ritrovate grandi variazioni di velocità entro 1-2 m di profondità, spiegabili sia in termini di errori di lettura dei tempi di arrivo delle onde sismiche ma, soprattutto, del contenuto in pomici e lapilli dei terreni piroclastici napoletani (Comune di Napoli, 1994). I valori di V S sono stati informatizzati per litotipo (Nunziata et al., 2004). Risulta che per il materiale piroclastico recente l inter-vallo di variabilità delle V S è di m/s, mentre, per le sabbie, si ha una maggiore variabilità tra 300 e 800m/s, e per i depositi fulvio-lacustri l intervallo è tra 150 e 400m/s. La formazione del TGN è caratterizzata dalla più grande variabilità in termini di V S (fig. 7): infatti, la pozzolana (facies sciolta) presenta una V S variabile tra 100 e 650m/s, mentre la facies litoide varia 165

8 tra 300 a 1300m/s. Considerando che pozzo-lana e TGN hanno la stessa origine, questo comportamento può essere spiegato come effetto dei diversi gradi di alterazione idrotermale (hardening) che producono un ampio range di cementazione dei prodotti vulcanici e quindi diverse proprietà fisiche. Per la facies litoide, l ampio intervallo di velocità V S può essere spiegato in termini di diversi gradi di hardening e di condizioni tessiturali. La sintesi di tutte le misure di V S sul territorio napoletano è mostrata per ogni zona in figura 8. Misure di velocità sismiche di taglio Vs Tufo Giallo Napoletano In foro In superficie FTAN Tufo compatto Tufo fratturato Tufo alterato Tufo vacuolare Tufo facies sciolta Pozzolana 1200 V S (m/s) Profondità(m) Figura 7. Velocità sismiche di taglio (V S ) relative al tufo giallo napoletano ottenute da misure in foro Down- e Cross-hole e dall inversione non lineare hedgehog di misure con l analisi FTAN 166

9 Figura 8. Misure di velocità sismiche di taglio in foro (DH-CH) (Comune di Napoli, 1994) e con le metodologie FTAN-hedgehog per le zone di Napoli Calcolo dei sismogrammi sintetici completi per il terremoto del 23 Novembre 1980 Il calcolo dei sismogrammi sintetici nell area urbana di Napoli per il terremoto del 1980 (M S =6.9) è stato eseguito con un metodo ibrido (Fäh, 1992) che utilizza la tecnica della somma dei modi nella parte unidimensionale del modello, cioè dalla sorgente fino ai bordi della sezione bidimensionale, e la tecnica delle differenze finite all interno della sezione (Nunziata, 2004). Lo schema del metodo è mostrato per la sezione rappresentativa del centro storico di Napoli, zona 5 (fig. 13). I meccanismi focali dell evento principale sono stati attribuiti in accordo con la comunità scientifica, cioè: profondità ipocentrale di 7 km, strike 315 e dip 60 NE (Nunziata et al., 2000). La sorgente è stata assunta puntiforme e successivamente scalata secondo la legge di Gusev ad una sorgente estesa. Il mezzo è assunto visco-elastico. Il calcolo del moto al suolo è stato effettuato lungo sezioni rappresentative delle 6 zone geologiche riconosciute nell area urbana di Napoli, assumendo i diversi profili di velocità per valutarne l effetto sul moto al suolo. Effetti di amplificazione sismica locale sono stati stimati in termini di amplificazione spettrale, definita come il rapporto tra lo spettro di risposta calcolato lungo la sezione bidimensionale e lo spettro di risposta calcolato per il modello di riferimento unidimensionale. Il calcolo delle amplificazioni spettrali è stato effettuato per i diversi modelli di V S misurati nella zona e, per uso pratico di utilità ingegneristica, sono state calcolate l amplificazione spettrale media e massima su tutte le amplificazioni. Per il calcolo degli spettri di risposta sono stati utilizzati sia lo smorzamento materiale del 2%, attribuibile alle strutture in muratura, sia del 5%, attribuibile alle strutture in cemento armato. I risultati vengono di seguito riportati per ciascuna zona. Zona 1 Nonostante la semplicità della stratigrafia, copertura fino a 100m di spessore di piroclastiti recenti, tenendo conto di circa 20 prove sismiche in foro e 2 profili di V S ottenuti con le misure FTAN, sono stati selezionati 5 differenti profili di V S per uno studio parametrico del calcolo del moto al suolo (fig. 9). Essi sono rappresentativi dei quartieri di Pianura, Fuorigrotta, Soccavo e Bagnoli. L abitato è costituito da case di 5-7 piani costruite Figura 9. Colonna stratigrafica rappresentativa e possibili modelli di V S sulla base delle misure nella zona 1 (fig. 8). In basso sono mostrate le amplificazioni spettrali medie e massime per le componenti SH e P-SV calcolate per i 5 modelli di V S 167

10 dopo il 1950 ed hanno frequenze di risonanza di circa 1.5-2Hz. Le ampliai-cazioni spettrali nel piano orizzontale valgono circa 2-3 a frequenze intorno a 2Hz, corrispondente alla frequenza caratteristica delle case esistenti. Per uso pratico di utilità ingegneristica sono state calcolate anche le amplificazioni spettrali medie e massime delle amplificazioni calcolate con la tecnica della somma dei modi per i 5 diversi profili di V S (fig. 9). Accelerazioni media e massima (PGA) al suolo di g sono state calcolate nel piano orizzontale, che, tenendo conto della correlazione tra Intensità e accelerazione al suolo per il territorio italiano (Panza et al., 1999), corrispondono a valori di intensità tra 7 e 8 (scala MCS), in accordo con i dati osservati. Sono stati inoltre calcolati gli spettri di risposta che risultano caratterizzati, nel piano orizzontale, da accelerazioni di g per periodi nell intervallo s (fig. 17) Zona 2 Per la zona 2 sono state assunte 3 sismostratigrafie rappresentative sulla base delle prove sismiche in foro (fig. 10). In particolare, due modelli di V S si riferiscono ad un basamento tufaceo a piccola profondità, con differente grado di cementazione, ed un terzo ad una copertura di piroclastiti spessa in media 15m. Il calcolo delle amplificazioni spettrali lungo sezioni piano-parallele ha mostrato che: assumendo un basamento tufaceo superficiale e compatto, non c è amplificazione; assumendo un basamento tufaceo superficiale ma non compatto, le amplificazioni radiale e trasversale sono simili con un picco di circa 2 a Hz; nel modello con il tufo a 15 m di profondità, l amplificazione spettrale nel piano orizzontale mostra un picco di ampiezza 2-3 per frequenze di 2-3 Hz. L amplificazione spettrale lungo la componente verticale è risultata trascurabile. Le amplificazioni calcolate nel piano orizzontale sono consistenti con i danni osservati: piccole amplificazioni a basse frequenze, corrispondenti alla tipologia dei quartieri poco danneggiati come Arenella, Vomero e Posillipo, grandi valori di amplificazione a frequenze corrispondenti alle frequenze proprie dei palazzi che hanno subito medio e grave danno. Poiché i modelli di V S assegnati sono distribuiti in tutta la zona, sono state calcolate le amplificazioni spettrali media e massima come rappresentative della zona 2 (fig. 10). Le accelerazioni al suolo, media e massima, hanno valori di g e g, rispettivamente lungo la Figura 10. Colonna stratigrafica e profili di V S rappresentativi della zona 2. In basso sono mostrate le amplificazioni spettrali medie e massime per le componenti SH e P-SV calcolate per i 3 modelli di V S 168

11 componente radiale e trasversale, che corrispondono, secondo la relazione intensità- PGA di Panza et al. (1999) a intensità tra 7 e 8 (MCS) (fig. 17). Zona 3 Sulla base delle prove sismiche in foro e di 3 misure FTAN, nella zona 3N sono stati attribuiti 4 modelli di V S (fig. 11) e calcolato il moto al suolo lungo la sezione rappresentativa. In particulare, un modello di V S è stato attribuito sulla base di misure FTAN a Via Stadera dove si verificò il crollo di uno stabile di 8 piani. Le amplificazioni spettrali nel piano orizzontale risultano simili per i diversi modelli di V S, con valori di 2-3 per frequenze di 2-7 Hz. Il picco massimo a 2 Hz corrisponde alla frequenza propria dei palazzi più danneggiati, invece l amplificazione è trascurabile a circa 1Hz, grossolanamente corrispondente alla frequenza propria del palazzo crollato, confermando che il crollo fu dovuto a pessime condizioni costruttive. Per quanto riguarda la zona 3S, sono stati attribuiti 2 modelli di V S scelti come profilo minimo e massimo delle misure in foro (fig. 12). Le amplificazioni spettrali sono risultate simili a quelle della zona 3N, per cui sono state calcolate amplificazioni spettrali, media e massima, tra la zona 3N e 3S come rappresentative della zona 3 (fig. 13). Gli spettri di risposta mostrano un picco principale a periodi di s, e un picco secondario a s, vicini ai periodi caratteristici dei palazzi esistenti di 6-8 piani (fig. 17). Accelerazioni PGA, media e massima, di g e g sono state calcolate, rispettivamente, lungo la componente radiale e trasversale del moto al suolo, corrispondenti a intensità tra 7 e 8 (MCS) secondo la relazione empirica di Panza et al. (1999). Figura 11. Sezione geologica e modelli di V S rappresentativi della zona 3N Figura 12. Sezione geologica e modelli di V S rappresentativi della zona 3S Figura 13. Amplificazioni spettrali medie e massime per le componenti SH e P-SV calcolate per la zona 3 169

12 Zona 4 Nella zona 4 è stato registrato grave danno per il terremoto del 1980, ciò soprattutto a causa delle cattive condizioni delle case vecchie ed antiche, in generale con 4-6 piani. I profili di velocità sono stati attribuiti sulla base di misure in foro e di una misura FTAN. Il calcolo del moto al suolo è stato effettuato lungo una sezione E-W rappresentativa dall area (fig. 14). Non ci sono grandi variazioni laterali e la forma delle amplificazioni spettrali calcolate per il terremoto del 1980 non cambia significativamente lungo la sezione, fatta eccezione per le ampiezze di picco. Sono perciò state calcolate le amplificazioni spettrali media e massima per uno smorzamento materiale del 2%. Queste mostrano le stesse forme nel piano orizzontale con un picco principale di circa 3 a 2Hz, mentre le amplificazioni verticali sono trascurabili. I dati di correlazione tra numero di piani e la percentuale di danno nei quartieri di Chiaia, S.Ferdinando e Pendino hanno indicato che il danno più alto è stato riscontrato nei palazzi da 2 a 6 piani. Questi dati sono in buon accordo con i picchi delle amplificazioni calcolate. Gli spettri di risposta medio e massimo (fig. 17) mostrano accelerazioni massime nel piano orizzontale da 0.2g a circa 0.4g a periodi di s. Valori di PGA di g e g, sono state infine calcolate lungo la componente trasversale e radiale, rispettivamente, corrispondenti a un intensità di circa 8 (scala MCS). Figura 14. Sezione geologica rappresentativa della zona 4 e parametri fisici dei terreni. Le amplificazioni spettrali media e massima lungo la sezione sono mostrate in basso 170

13 Zona 5 Un livello di danno da elevato a molto elevato è stato riportato nella zona 5 caratterizzato da palazzi vecchi ed antichi in generale di 3-6 piani. Questa zona è caratterizzata dalla presenza di numerose cavità nella formazione tufacea (fig. 15). Esse sono state definite geometricamente e valutato il loro effetto sul moto al suolo lungo una sezione rappresentativa da Castel Capuano a Montesanto (Nunziata et al., 2004). I modelli di V S sono stati attribuiti sulla base di misure sismiche in foro e di una misura FTAN nel quartiere di Vicaria. E stato evidenziato che la presenza delle cavità ha un effetto trascurabile sul moto al suolo, in particolare le accelerazioni subiscono una lieve diminuzione dove la loro distribuzione spaziale è di qualche centinaio di metri, altrimenti non hanno nessun effetto. Accelerazioni al suolo di g e di g sono state calcolate lungo le componenti radiale e trasversale, corrispondenti a intensità 8 (scala MCS). Amplificazioni spettrali media e massima, calcolate per uno smorzamento materiale del 2% perché il 90% delle case sono costruite con mattoni di tufo, sono caratterizzate da picchi massimi simili nel piano orizzontale, cioè tra 2 e 4 a 2 Hz (fig. 15). Il picco massimo delle amplificazioni spettrali è prossimo alle frequenze proprie delle case esistenti più danneggiate. Infine sono stati calcolati anche gli spettri di risposta e si nota una predominanza della componente radiale del moto rispetto alle altre componenti (fig. 17). Figura 15. Sezione geologica rappresentativa della zona 5 e parametri fisici dei terreni. Le amplificazioni spettrali media e massima lungo la sezione per le componenti SH e P-SV sono mostrate in basso. Viene anche mostrata una rappresentazione schematica del metodo ibrido 171

14 Zona 6 Il moto al suolo nella zona 6 è stato calcolato lungo una sezione rappresentativa attribuendo i modelli di V S FTAN e delle prove in foro per profondità maggiori (fig. 16). Risulta che i terreni incoerenti amplificano di 2-4 le frequenze di 1-2 Hz delle componenti radiale e trasversale, mentre è trascurabile l amplificazione lungo la componente verticale. Gli spettri di risposta sono stati calcolati per uno smorzamento materiale del 5% perché i palazzi sono tutti in cemento armato e mostrano che i palazzi di 7-10 piani dovranno resistere alle accelerazioni orizzontali più intense, se si dovesse verificare un altro terremoto come quello del Accelerazioni al suolo di g e g sono state calcolate lungo le componenti trasversale e radiale, rispettivamente (fig. 17). Tenendo conto della correlazione tra PGA sintetici e intensità osservate di Panza et al. (1999), possiamo aspettarci in questa zona un danno di intensità 8 (MCS) per un futuro terremoto come quello del Figura 16. Sezione geologica rappresentativa della zona 6 (Centro Direzionale) e parametri fisici dei terreni. Le amplificazioni spettrali media e massima lungo la sezione per le componenti SH e P-SV sono mostrate in basso 172

15 Figura 17. Accelerazioni e spettri di risposta medi (linea nera) e massimi (linea rossa) della componente radiale del moto al suolo calcolato in ogni zona geologica di Napoli per il terremoto del Lo smorzamento (D) è stato assunto in base alle caratteristiche dei materiali di costruzione Modellistica del Terremoto di scenario Sismicità storica di Napoli La consultazione dei cataloghi dei terremoti (Boschi et al., 2000; Camassi e Stucchi, 1997) e la ricerca bibliografica di analisi di danni nella città di Napoli (Esposito et al., 1992), permettono di affermare che i terremoti che hanno provocato gravi danni a Napoli sono essenzialmente di origine tettonica, concentrati lungo la catena appenninica. E stato però riscontrato che anche il terremoto vesuviano del 62 d.c. (Baratta, 1901) arrecò gravi danni a Napoli e causò la rovina di Pompei, di buona parte di Ercolano e di Stabia. Secondo il catalogo NT4.1 (Camassi e Stucchi, 1997), gli eventi tettonici che hanno prodotto i danni maggiori a Napoli hanno in generale un intensità sismica stimata, per la zona epicentrale, tra 10 e 11 della scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS). Tali eventi sono riportati nella Tabella 1 in ordine decrescente in base al grado di intensità sismica, Is, stimata per Napoli. Risulta che gli eventi più disastrosi per Napoli sono localizzati in tre distinte aree tettoniche (fig. 18): 1) Area Molisana: Questa zona è caratterizzata da una sismicità storica di elevata intensità (I 10 MCS). I terremoti più disastrosi sono quelli del dicembre del 1456 e del luglio del 1805, entrambi con I= 11 MCS. Dall analisi della documentazione storica il terremoto del 1456 è stato, molto probabilmente, l evento sismico più forte di tutta la storia sismologica italiana, interessando gran parte dell Italia centro-meridionale. 2) Area Beneventana: I maggiori eventi sismici storici registrati in questa zona sono rappresentati dai terremoti del 1125, 1688, 1702 e Il terremoto disastroso dell ottobre 1125 fu localizzato tra Benevento e Ariano Irpino; il terremoto del 1688 con I max = 11 MCS (tab. 1) distrusse la città di Benevento, mentre i terremoti del 1702 e 1732 furono localizzati ad est della stessa città. Per quanto riguarda la sismicità storica recente, il terremoto del 21 agosto del

16 è stato uno dei movimenti tellurici più forti che si siano registrati nell area, con un intensità epicentrale del 9 grado MCS. 3) Area Campano-Lucana: La sismicità storica di questa zona evidenzia il più alto numero di eventi tellurici disastrosi con I 10 MCS, tra i quali gli eventi del 1694 e 1930 (tab. 1), collocati nella parte settentrionale dell area. Tabella 1. Terremoti più forti per NAPOLI (dal Catalogo NT4.1 di Camassi e Stucchi, 1997) Terremoto Effetti Area epicentrale Ye Mo Da Ho Mi Is (MCS) Imax Ms MOLISE VENAFRO MATESE CALITRI IRPINIA MATESE IRPINIA SANNIO IRPINIA-LUCANIA NAPOLI BASILICATA S.MARCO IN LAMIS BARONIA Figura 18. Distribuzione dei terremoti storici e recenti avvertiti nella città di Napoli. La dimensione delle stelle indica la magnitudo del terremoto considerato mentre il colore è in funzione dell intensità macrosismica osservata a Napoli. Dati provenienti dal catalogo dei terremoti NT4.1.1 (Camassi e Stucchi, 1997) 174

17 Scelta dell evento sismico più pericoloso Il primo passo per valutare l area sismogenetica più pericolosa per Napoli è consistito nel calcolo, con la tecnica della somma dei modi, degli spettri di risposta su roccia (tufo affiorante), per le componenti SH e P-SV, dei terremoti più forti che hanno colpito la città di Napoli, ipotizzando lo stesso meccanismo focale del terremoto del 23 novembre 1980 (strike 315, dip 62, rake 270 e profondità ipocentrale di 7km), ma variando l azimut tra la sorgente e la stazione (Napoli), al fine di stimare l effetto dell azimut sulla risposta locale. Da questi calcoli risulta che l evento del 1980 ha provocato accelerazioni al suolo modeste per l azimut della faglia rispetto a Napoli e che l azimut più pericoloso è quello corrispondente al terremoto storico del (a) M S =6.9 h=7km strike=315 dip=65 rake=270 Damping=5% Accelerazioni spettrali (g) Componente radiale Periodo (s) Componente trasversale Periodo (s) Componente verticale Periodo (s) (b) Figura 19. Effetto azimutale di una sorgente tipo 1980 posta nelle aree epicentrali dei terremoti storici più forti (a) sugli spettri di risposta e (b) sui valori di accelerazione massima al suolo (PGA) variando profondità e magnitudo della sorgente (Nunziata et al., 2004) 175

18 Centro Specializzato Monitoraggio Zonazione Sismica Modellistica del terremoto più pericoloso La modellistica del terremoto storico del 1688, che possiamo ritenere quello più pericoloso per Napoli, ha richiesto lo studio approfondito dei possibili meccanismi focali della sorgente e del modello fisico da attribuire al mezzo attraversato dal campo d onda. Per il calcolo dei sismogrammi sintetici, non avendo a disposizione informazioni geologiche sul meccanismo focale e sulla profondità ipocentrale dell evento del 1688, si è effettuato uno studio parametrico della sorgente, partendo dalle due ipotesi contrastanti di faglia trascorrente e faglia normale. Per la scelta del modello 1D (spessori e velocità sismiche) sono stati presi in considerazione tutti i modelli proposti per l area del Sannio. L analisi congiunta dei modelli esistenti ha permesso di scegliere un modello ottenuto da inversione dei terremoti e usato nella zonazione sismica del territorio italiano del 1 ordine (Costa et al., 1993). Tale struttura, è stata concepita come una struttura media per tutto l Appennino meridionale ed è caratterizzata da spessori, velocità ed attenuazione delle onde di compressione P, velocità ed attenuazione delle onde di taglio S. Inoltre, oltre al suo carattere di struttura media a più ampio raggio, presenta, come ulteriore vantaggio, uno spessore di 85km, necessario per calcolare un numero di modi di oscillazione sufficiente per simulare una forma d onda realistica generata da un terremoto appenninico a Napoli. Sismogrammi per le componenti del moto P-SV ed SH sono stati calcolati per i 9 possibili, diversi meccanismi focali, per una profondità ipocentrale di 7 e 15 km. L analisi dei sismogrammi mostra che il tipo di meccanismo (faglia trascorrente o normale) influenza essenzialmente il tipo di componente che fa registrare il valore massimo di accelerazione. Questo risulta legato alla componente radiale nell assunzione di faglia normale, e alla componente trasversale nel caso di faglia trascorrente, con valori di accelerazione massima confrontabili. Un inversione della vergenza del piano di faglia provoca esclusivamente un inversione di polarità del sismogramma. I sismogrammi nel centro storico di Napoli sono stati calcolati per il meccanismo di faglia trascorrente assunto per la zonazione del territorio italiano, rappresentativo di un meccanismo medio per la zona sismogenetica in cui ricade il terremoto del 1688 (Nunziata et al., 2006). Il calcolo del moto al suolo è stato effettuato con il metodo ibrido (somma dei modi nella parte 1D del modello dalla sorgente ai bordi della sezione geologica e differenze finite all interno della sezione) lungo una sezione passante attraverso i monumenti più importanti e maggiormente danneggiati dal terremoto del 1688 (fig. 20). In particolare, la sezione sismo-stratigrafica considerata ha una direzione di circa 24 E, ha inizio in corrispondenza dell Orto Botanico, termina nei pressi della Galleria Umberto I e passa per le chiese di Donna Regina, S. Paolo Maggiore, Purgatorio ad Arco, Cappella S. Severo e S. Domenico Maggiore (fig. 21). Figura 20. Distribuzione del danno a Napoli per il terremoto del 1688 (modificata da Esposito et al., 1992) 176

19 Figura 21. Rappresentazione schematica del metodo ibrido utilizzato per il calcolo del moto al suolo di Napoli per il terremoto del Il campo d onda calcolato con la somma dei modi al bordo della sezione geologica, ubicata in figura 20, lungo una colonna dalla superficie fino a 100m di profondità, viene propagato all interno della sezione con il metodo delle differenze finite. La griglia della sezione ha un passo di 3.3m perché occorrono almeno 10 punti per campionare la lunghezza d onda minima legata alla velocità di taglio più piccola di 200m/s, alla frequenza massima considerata di 7Hz. Vengono mostrate le amplificazioni spettrali calcolate per la componente SH, 2% damping, in due siti con differente danno (grave per il ricevitore S13, in corrispondenza della Chiesa di S. Paolo Maggiore, e leggero per il ricevitore S19, in corrispondenza della Chiesa di S.Chiara). I palazzi indicati in parentesi sono stati costruiti dopo il 1688 I sismogrammi calcolati sono stati in seguito scalati per le magnitudo M riportate dai diversi cataloghi storici: M=6.1, M=6.7, M=7.3. Risulta che la copertura dei terreni sciolti (sabbie e pozzolane) è responsabile del raddoppiamento delle accelerazioni massime al suolo rispetto al tufo affiorante. In media lungo la sezione sono state calcolate amplificazioni spettrali con valori massimi tra 4 e 5.5 per frequenze da 2 a 4.5Hz, quando la sorgente è ipotizzata a 7km di profondità, tra 3.5 e 4 in un intervallo di frequenze tra 2 e 6Hz, quando la sorgente è ipotizzata ad una profondità di 15km. Applicando le relazioni ottenute per il territorio italiano tra PGA calcolate e intensità osservate (Panza et al., 1999), alle PGA calcolate lungo la sezione corrispondono intensità tra 9 e 11, 177

20 assumendo una magnitudo M di 7.3, tra 8 e 9 per una magnitudo di 6.7, tra 6 e 7 per una magnitudo di 6.1. Da questi risultati si può dedurre che il valore di magnitudo 7.3, proposto dal catalogo dei terremoti NT4.1 per l evento del 1688, è eccessivo. Si può concludere che, nell ipotesi di una profondità focale di 7 e 15km, tipica dell area sismogenica dell Appennino meridionale, si dovrebbe assegnare al terremoto del 1688 una magnitudo intermedia tra 6.1 e 6.7. Oggi, un evento simile produrrebbe molti più danni a causa delle pessime condizioni sia dei palazzi antichi che del sottosuolo, perciò una magnitudo di 7.3 potrebbe essere assunta ragionevolmente per un terremoto di scenario. Questi risultati mostrano che la valutazione della pericolosità sismica di Napoli può essere ottenuta immediatamente, prima del verificarsi di un evento calamitoso, dal calcolo di sismogrammi realistici corrispondenti ai possibili scenari sismotettonici. Monitoraggio delle vibrazioni sismiche di natura antropica Le vibrazioni sismiche ambientali (rumore sismico) sono onde sismiche di bassa energia con ampiezze dell ordine di mm. In riferimento al contenuto in frequenza, il rumore sismico è anche chiamato microtremore se contiene alte frequenze (in genere maggiori di 0.5 Hz) e microsisma per basse frequenze. Per quanto riguarda l origine del rumore sismico, è certo che le sorgenti dei microsismi sono le perturbazioni atmosferiche sugli oceani che si propagano come onde superficiali sui continenti, mentre le sorgenti dei microtremori sono le attività antropiche come il traffico veicolare, le attività industriali etc. e si propagano come onde superficiali di Rayleigh. Le misure puntuali di rumore sismico possono essere utilizzate per la stima sia degli effetti di sito (funzione di amplificazione), sia degli effetti sulle costruzioni nel rispetto della normativa che ne stabilisce la soglia massima (UNI9916). Misure di vibrazioni sismiche per effetti di sito Il metodo del rumore sismico per la valutazione degli effetti di sito è ampiamente usato in Giappone, ma molto meno nel resto del mondo per alcune questioni ancora irrisolte che riguardano essenzialmente la grande variabilità della sorgente del rumore da un sito ad un altro e la variabilità del livello del rumore durante il giorno. La ragione dell utilizzo sempre maggiore del metodo del rumore risiede nel costo limitato e nella relativa facilità di misura ed analisi dei segnali. In relazione agli effetti di sito, il metodo che fornisce i migliori risultati è quello dei rapporti spettrali H/V, detto anche metodo dei rapporti di Nakamura dal nome di colui che per primo l ha divulgato (1989). La tecnica dei rapporti spettrali H/V consiste nel calcolo del rapporto degli spettri di Fourier del rumore nel piano orizzontale H (generalmente lo spettro H viene calcolato come media degli spettri di Fourier delle componenti orizzontali NS ed EW ) e della componente verticale V. Il metodo è applicabile alle misure di rumore registrate in una singola stazione. I numerosi studi finora condotti hanno concluso che l unico contributo del rumore sismico alla conoscenza degli effetti di sito riguarda la frequenza di risonanza del modo fondamentale dello strato di sedimenti, quando non ci sono effetti laterali 2D o 3D. Misure di rumore sismico sono state effettuate con 3 stazioni Kinemetrics Quanterra Q330, provviste di sensori broadband FBA (Force Balance Accelerometer - accelerometro controbilanciato) a tre componenti, due nel piano orizzontale ed uno nel piano verticale. La stazione sismica Q330 è stata scelta per le sue qualità di acquisizione (32 bit) e per le caratteristiche di gestione dei dati. Essa è infatti dotata di un ricevitore GPS integrato per la corretta localizzazione spaziale e un accurata sincronizzazione del segnale temporale, e trasferisce i dati ad un data processor mediante il protocollo TCP/IP, il che rende semplice l immagazzinamento dei dati in telemetria e la sua configurazione anche da remoto. I segnali di rumore sismico sono stati acquisiti con frequenza di campionamento di 100Hz e l analisi dei segnali è stata effettuata su finestre di 21 s. Per ogni finestra sono stati calcolati gli spettri di ampiezza di Fourier ed il rapporto H/V. Il rapporto H/V è stato mediato su tutto il segnale (almeno 50 min) e calcolato valore medio ed errore (standard deviation). Infine è stato effettuato un 178

21 leggero lisciamento. Nei quartieri di Posillipo e Ponticelli sono state effettuate misure anche di notte ed è stato osservato che i rapporti spettrali di Nakamura sono rimasti stabili. Le misure di rumore sismico sono state effettuate nelle 6 zone geologiche di Napoli (fig. 22). Figura 22. Mappa di ubicazione di: siti di misura di rumore ambientale ( ) nell area urbana di Napoli, ( ) coincidenti con i siti di misura di velocità V S con la tecnica FTAN; stazione fissa broad-band (Q330-Kinemetrics) installata nel Settembre 2004 sulle fondazioni del complesso monumentale di S. Marcellino ( ); registrazioni di terremoti ( ) con le stazioni mobili broad-band (Q330-Kinemetrics) Le funzioni di amplificazione (rapporti di Nakamura) sono state messe a confronto con le amplificazioni spettrali medie e massime calcolate, per ogni zona, con il metodo ibrido per il terremoto del Le frequenze dei valori massimi delle amplificazioni sismiche ottenute dal rumore sono in accordo con quelle delle amplificazioni spettrali sintetiche nei quartieri di Pianura e Soccavo, c è invece totale disaccordo nel quartiere di Bagnoli (fig. 23). In quest ultimo caso, la spiegazione potrebbe essere che il piano di posa del ricevitore contenesse delle fondazioni del vecchio stabilimento dell Italsider (recentemente smantellato per costruire la Città della Scienza) oppure che il basamento tufaceo è molto più profondo (almeno 300m) di quello ipotizzato nei modelli assunti di V S, non avendo nessuna informazione specifica sul sottosuolo di Bagnoli. Per la zona 2, i picchi di amplificazione massima variano tra 2 e 5 Hz, in accordo con le amplificazioni massime sintetiche (fig. 24). Nei siti di Parco Margherita e Capo Posillipo il tufo è affiorante e, come era da attendersi, il rapporto di Nakamura è piatto e vale circa 1. C è inoltre uno spostamento verso le alte frequenze del picco massimo quando il tufo è a pochi metri di profondità (Giuseppone a mare, Via Manzoni, P.zza S. Di Giacomo). 179

22 Figura 23 Figura 24 Confronto tra l amplificazione spettrale media e massima della componente SH calcolata lungo la sezione rappresentativa delle zone 1 (fig. 23) e 2 (fig. 24) per il terremoto del 1980 e i rapporti spettrali H/V delle misure di rumore Per la zona 3N, i due siti del quartiere di S.Carlo all Arena hanno la stessa situazione geologica e, come atteso, i rapporti H/V sono praticamente uguali (fig. 25). Per la zona 3S, ad eccezione del sito di Via Botteghelle, i rapporti H/V del rumore ricadono all interno delle amplificazioni spettrali sintetiche e per la metà dei siti c è accordo anche tra le frequenze dei picchi massimi delle amplificazioni (fig. 26). Si deve tuttavia notare la variabilità dei rapporti di Nakamura e quindi la variabilità delle condizioni sismostratigrafiche del sottosuolo. Buono il confronto tra rapporti di Nakamura e amplificazioni spettrali sintetiche per la zona 4, in particolare per corso Novara (fig. 27). Nella zona 5 c è il tufo affiorante sotto il complesso monumentale di San Marcellino ed il rapporto di Nakamura, misurato ripetutamente, è sempre costantemente intorno ad 1 (fig. 28). Una stazione è installata nei sotterranei come stazione di riferimento su roccia. In questa zona c è una verosimiglianza tra spettri H/V del rumore e amplificazioni spettrali sintetiche solo nella zona dei Vergini. 180

23 Figura 25 Figura 26 Figura 27 Figura 28 Confronto tra l amplificazione spettrale media e massima della componente SH calcolata lungo la sezione rappresentativa delle zone 3N (fig. 25), 3S (fig. 26), 4(fig. 27) e 5 (fig. 28) per il terremoto del 1980 e i rapporti spettrali H/V delle misure di rumore 181

24 Esiste invece un ottimo accordo tra le due funzioni per la zona 6, in un sito adiacente al Centro Direzionale e in via Stadera (fig. 29). In conclusione, è stata riscontrata una discreta somiglianza tra le amplificazioni ottenute dalle misure di rumore e le amplificazioni spettrali medie e massime calcolate con il metodo della somma dei modi, nelle zone lateralmente omogenee, per i diversi modelli di velocità e con il metodo ibrido nelle zone con disomogeneità laterali, lungo sezioni rappresentative. I risultati sono inaspettatamente confortanti e suggeriscono, dove non c è accordo tra le funzioni di amplificazione, di definire profili dettagliati di V S fino al basamento sismico, perché i modelli assunti nei calcoli, in particolare nella zona 1, potrebbero essere diversi da quelli usati. Amplificazione Spettrale Amplificazione spettrale media calcolata Amplificazione spettrale massima calcolata Rapporto spettrale H/V delle misure di rumore Quartiere Poggioreale (Mercato ortofrutticolo ad. Centro Direzionale) Via Stadera ZONA Frequenze (Hz) Figura 29. Confronto tra l amplificazione spettrale media e massima della componente SH calcolata lungo la sezione rappresentativa della zona 6 per il terremoto del 1980 e il rapporto spettrale H/V delle misure di rumore Misure di vibrazioni sismiche per effetti sugli edifici Per la valutazione degli effetti delle vibrazioni sugli edifici sono state effettuate misure di velocità (ottenute per integrazione numerica dalle misure di accelerazione) e confrontate con i valori di soglia stabiliti dalla normativa più aggiornata, cioè la UNI 9916 del In alcuni siti dei quartieri di Posillipo e Ponticelli, le misure sono state effettuate anche di notte. Per la finestra rappresentativa (215) nel dominio del tempo, di ogni componente, è stato calcolato il valore medio e l errore, e la velocità di picco p.c.p.v. (peak component particle velocity). E stato poi calcolato lo spettro di Fourier della finestra e la frequenza a cui si verifica il picco massimo (o i picchi massimi) per la componente con la maggiore velocità di picco p.c.p.v. per le vibrazioni di breve durata e continue. Infine, è stato calcolato il valore massimo del modulo del vettore velocità risultante dalla composizione delle tre componenti, cioè la velocità p.p.v. (peak particle velocity) per le vibrazioni di frequenza maggiore di 8 Hz provocate dalle attività di macchine di cantiere e dal traffico su strada e ferroviario. I risultati sono riportati in mappa (fig. 30), espressi in percentuale del valore più restrittivo, cioè vibrazioni durature, per tipologia costruttiva più conservativa, ossia quella dei monumenti e di edifici da proteggere (classe 3). I valori di velocità antropiche misurati nel 2005 sono risultati ben al di sotto dei valori di soglia stabiliti dalla normativa UNI

25 Figura 30. Distribuzione dei livelli di vibrazione ambientale misurati nel 2005, espressi come percentuale dei valori di soglia più cautelativi della UNI9916 (2004), cioè 2.5 mm/s per le vibrazioni durature negli edifici di classe 3 ( costruzioni degne di essere tutelate, es. Monumenti) Sperimentazione di un metodo rapido per la misura dei profili di velocità V S E stata sperimentata la possibilità di applicare il metodo FTAN per estrarre la curva di dispersione delle velocità di gruppo del modo fondamentale delle onde Rayleigh dalle misure di rumore sismico. L idea di base è che la cross-correlazione di un campo d onda isotropo, casuale, tra due ricevitori risulta in una forma d onda che, a meno di un fattore di ampiezza, coincide con la funzione di Green tra i ricevitori (Shapiro and Campillo, 2004). Il rumore sismico ambientale può essere considerato come un campo d onda isotropo e casuale sia perchè la distribuzione delle sorgenti del rumore diventa casuale quando si media su tempi lunghi e sia per la diffusione a causa delle eterogeneità nell interno della Terra. L esperimento è stato condotto con ottimi risultati in due siti, con intenso traffico e senza traffico. Foto dello stendimento a Via Partenope 183

26 Nelle figure vengono mostrate le fasi di analisi sui segnali registrati a Via Partenope (con intenso e continuo traffico) a distanza di 180m. L inversione con il metodo hedgehog della curva di dispersione media risulta in un modello di V S (scelto con il criterio della soluzione con l errore più prossimo all errore medio calcolato per tutte le soluzioni) in ottimo accordo con la stratigrafia di un sondaggio vicino. Se questi risultati saranno confermati da ulteriori esperimenti, sarà stato trovato un metodo rapido, perché basato sul rumore e quindi non richiedente una sorgente, e rigoroso, perché basato sulla tecnica multifiltro FTAN. Figura 31. Esempio di finestre di rumore sismico registrato a Via Partenope in due ricevitori distanti 180m Figura 32. Cross-correlazione dei due segnali (fig. 31) e, in rosso, il fondamentale estratto con la tecnica FTAN 184