GNGTS 2015 - Atti del 34° Convegno Nazionale

134 GNGTS 2015 S essione 2.2 -200 m da piano campagna passando da circa 450 m/s a circa 800 m/s. Va detto che il modello tra -200 e -300 m è interpretabile in diversi modi: in generale appare chiaro come v s > 800 m/s non siano raggiunte grazie ad un salto netto, ma tramite un graduale aumento della velocità con l’aumentare della profondità. Verosimilmente in questo range di profondità è possibile ascrivere la presenza di quello che può essere definito per l’area in studio il bedrock sismico. A maggiori profondità le v s si mantengono costanti (anche se con un margine di incertezza di circa 100 m/s) intorno a 800 m/s per poi subire un brusco incremento a profondità superiori di 700 m, dove le elevate incertezze non consentono alcun tipo di interpretazione. In particolare, comemostrato dalla stratigrafia del pozzoAgipSoresina1 (RegioneLombardia, Eni divisione Agip, 2002), schematizzato in Fig. 2a, emerge una possibile correlazione tra la discontinuità presente al passaggio tra sedimenti acquiferi e marini e l’aumento di velocità riscontrato tra -200 e -300 m da piano campagna. Considerando i valori di v s e le profondità in gioco, tale discontinuità può essere correlata con la banda di amplificazione compresa tra 0.5 Hz e 0.7 desunta dagli H/V. Al contrario, a causa della forte incertezza del modello di v s al di sotto dei 700 m di profondità (Fig. 2b) risulta più difficile (anche se verosimile) ipotizzare una correlazione tra il salto di velocità e la presenza del picco H/V a circa 0.18 Hz. Una prova per valutare il modello ottenuto è stata effettuata calcolando la funzione di trasferimento del sito, utilizzando i terremoti di ML ≥ 5 registrati dalla stazione di CTL8 durante la sequenza emiliana del 2012. Per il calcolo è stato usato il software Strata (Rathje e Kottke, 2013), tramite cui, dato in input il modello di velocità da verificare ed utilizzando un’analisi Lineare Equivalente, è stata effettuata la deconvoluzione al bedrock delle forme d’onda disponibili e calcolata la funzione di trasferimento del sito. La funzione di trasferimento tende ad infinito per le frequenze proprie di vibrazione del bacino, per cui per ottenere il primo picco a 0.18 Hz, come riportato sulle curve H/V, è stata aumentata la profondità dell’ultima discontinuità rilevata fino a -1360 m, profondità che sarebbe relativa alla frequenza fondamentale di risonanza del bacino a 0.18 Hz (Fig. 3). Considerando anche in questo caso la stratigrafia del pozzo Agip Soresina1 è stato possibile individuare a 1384 m di profondità il passaggio da sedimenti argilloso sabbiosi pliocenici a marne ed arenarie mioceniche. Va comunque riscontrato come le evidenze sperimentali sopra descritte mostrano possibili variazioni laterali della geologia sottostate, non facilmente semplificabili con un modello di sottosuolo 1D. Bibliografia Aki K.; 1957: Space and time spectra of stationary stochastic waves, with special reference to microtremors . Bulletin of the Earthquake Research Institute, 35, pp. 415-456. Amato A. and Mele F.; 2008: Performance of the INGV National Seismic Network from 1997 to 2007 . Annals of Geophysics, 51, 2-3, pp. 417-431. Fig. 3 – Funzione di trasferimento 1D (a sinistra) calcolata con il modello indicato nella tabella a destra (in blu sono indicate le modifiche apportate al modello di partenza riportato in Fig. 2). Per confronto con la funzione di trasferimento, nel riquadro in alto è riportata la curva di amplificazione H/ V da dati di noise.