GNGTS 2018 - 37° Convegno Nazionale

490 GNGTS 2018 S essione 2.2 si è valutata la V S media dei primi 100 m di sedimenti dalle caratteristiche spettrali evidenziate nelle registrazioni in pozzo. I valori stimati di Q S e di V S sono stati poi confrontati con i profili di V S ottenuti in situazioni geo-litologiche paragonabili, con misure effettuate nell’area della sequenza sismica emiliana del maggio-giugno 2012 (Paolucci et al. , 2015), e con le relazioni empiriche tra V S e Q S , ottenute con dati registrati in Europa e in Asia Centrale (Boxberger et al. , 2017). Metodo. Per la stima di Q S vengono utilizzati i dati di 223 terremoti di magnitudo M L compresa fra 1.7 e 5.2 e registrati nel periodo aprile 2010 – aprile 2012. I sismogrammi sono stati registrati a distanze epicentrali comprese fra 10 e 240 km, da 3 stazioni velocimetriche dotate di sensori Lennartz LE3Dlite MKII (frequenza propria 1 Hz) posti in superficie, e 4 stazioni velocimetriche equipaggiate con sensori Lennartz LE-3D/BH (frequenza propria 1 Hz) posti a 100 m di profondità. La rete microsismica si estende su un’area di circa (4 x 6) km 2 , caratterizzata da una litologia superficiale sufficientemente uniforme. Per questo lavoro sono state selezionate le componenti orizzontali di 316 registrazioni ottenute con i sensori installati in pozzo e le componenti orizzontali di 172 registrazioni ottenute in superficie. Allo scopo di effettuare una stima del parametro di decadimento spettrale, tutte le registrazioni sono state corrette per la risposta strumentale e filtrate passa banda fra 0.8 e 40 Hz. L’ampiezza dello spettro di Fourier è stata stimata per finestre di segnale di 2-5 s che iniziano in corrispondenza del primo arrivo della fase S diretta, applicando un tapering del 5% prima di calcolare la FFT. Il parametro di decadimento spettrale k è stato stimato calcolando la pendenza dell’ampiezza dello spettro di Fourier in accelerazione nella parte di alta frequenza (Gentili e Franceschina, 2011; Ktenidou et al. , 2014). La regressione lineare è stata applicata agli spettri ottenuti con le componenti orizzontali del moto, in bande di frequenza variabili a seconda del rapporto segnale disturbo osservato. Generalmente è stato adottato l’intervallo [5-20] Hz, e i valori di k ottenuti con le regressioni effettuate sulle singole componenti del moto, k NS e k WE , sono stati poi selezionati in base alla significatività della loro differenza. I valori di k ottenuti dalle stazioni poste in superficie e dalle stazioni in pozzo sono stati poi utilizzati per effettuare due corrispondenti regressioni con la distanza epicentrale, R E , allo scopo di stimare k 0 S , il valore di k per R E = 0 associato alla misura effettuata in superficie, e k 0 B , il corrispondente valore associato alla misura effettuata a 100 m di profondità. La differenza Δk 0 = k 0 S - k 0 B tra i due valori stimati è stata poi utilizzata per ricavare il valor medio di Q S relativo ai primi 100 m di sedimenti, Q S_100. Dalla definizione del parametro di decadimento spettrale infatti, nel caso di propagazione lungo un raggio sismico di lunghezza L caratterizzato da valori costanti di V S e Q S , si può scrivere la relazione: k 1 -k 2 = L · (Q S · V S ) -1 , nella quale k 1 e k 2 rappresentano i valori di k corrispondenti ai punti estremi del raggio. Q S_100 è stato perciò calcolato mediante la relazione: Q S_100 = 100 · (Δk 0 · V S_100 ) -1 , nella quale il valor medio di V S nei primi 100 m di deposito, V S_100 , è stato stimato a partire dalla posizione dei buchi spettrali presenti nello spettro di Fourier osservato con le stazioni in pozzo e causati dall’interferenza distruttiva fra le onde incidenti e quelle riflesse dalla superficie. Dalla differenza delle frequenze di due buchi spettrali consecutivi, Δf n , è possibile stimare il corrispondente valore di V S mediante la relazione: V S_H = 2 · H · Δf n , nella quale H indica la profondità delle stazioni in pozzo. Risultati. I valori di k ottenuti con i dati registrati in superficie e in pozzo confermano l’influenza che gli strati superficiali di materiale soffice hanno sulla stima del parametro di decadimento spettrale. In Fig. 1 viene mostrato un esempio di tale stima, relativo alla misura di k ottenuta con una stazione in pozzo, a 100 m di profondità, e la corrispondente misura ottenuta in superficie. Come si vede, i 100 m di sedimenti superficiali producono una variazione del valore di k pari a 19 ms, corrispondente al 29% del valore misurato in superficie. Le regressioni con la distanza epicentrale confermano ulteriormente l’influenza dei sedimenti. Applicando una regressione ai minimi quadrati ai dati ottenuti con le registrazioni delle stazioni poste in superficie si ottiene: k S = (68 ± 2) + (0.06 ± 0.02) · R E (con k S in ms e R E in km), mentre con i dati delle registrazioni in pozzo si ottiene: k B = (54 ± 2) + (0.07 ± 0.01) · R E . Il contributo al