Task 3 - Zone sismiche

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Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia
Progetto “Redazione della mappa di pericolosità sismica prevista dall’Ordinanza PCM del 20
marzo 2003 n.3274, All.1, in materia di normativa per le costruzioni in zona sismica”
Task 3 – Relazioni di attenuazione (coord. L. Malagnini, G. Zonno)
Task 3 – Relazioni di attenuazione per la compilazione della mappa di
pericolosità sismica (30 luglio 2003)
a cura di L. Malagnini, G. Zonno, A. Akinci e V. Montaldo
con la collaborazione di E. Faccioli
Premessa
Le relazioni di attenuazione sono un elemento importante che concorre alla
valutazione della pericolosità sismica. Numerose sono le relazioni predittive dello
scuotimento proposte per una grande varietà di domini tettonici. Una completa
rassegna in questo senso può essere trovata in due rapporti di J. Douglas (2001 and
2002), dove sono prese in considerazione un totale di 141 relazioni di attenuazione in
accelerazione sviluppate dal 1969 al 2002. Questi rapporti mostrano come lo studio
sulle relazioni di attenuazione in accelerazione abbia prodotto ragguardevoli risultati
proponendo relazioni sempre più realistiche.
Restringendo l'analisi alle valutazioni di pericolosità sismica fatte in Europa
(progetto GSHAP, Giardini et al., 1999; progetto SESAME, Jiménez et al., 2001), ma
principalmente in Italia (progetto GNDT, Slejko et al. 1998; progetto ADRIA, Slejko et
al. 1999), vediamo che le relazioni di attenuazione in accelerazione usate sono quelle
di Ambraseys 1995 e Ambraseys et al., 1996. Mentre per valutazioni di pericolosità
sismica a livello europeo la scelta di tali relazioni è diretta conseguenza della base di
dati europea utilizzata, in Italia questa scelta è maturata in ambito GNDT sulla base di
ragioni diverse. Rispetto alle relazioni di attenuazione sviluppate a livello nazionale
(Sabetta e Pugliese, 1987; Tento et al., 1992; Sabetta e Pugliese, 1996), le relazioni
di Ambraseys (1995) e Ambraseys et al (1996), sono calibrate su una base di dati più
ampia e possono essere applicate in un intervallo di magnitudo maggiore (Slejko et
al., 1999). Inoltre, le relazioni di Ambraseys usano esclusivamente la magnitudo (Ms),
mentre le relazioni di Sabetta e Pugliese (1987 e 1996) adottano Ms come magnitudo
di riferimento per terremoti con M > 5.5, e scelgono ML per i terremoti più deboli (M <
5.5).
La scelta di usare la relazione di attenuazione di Ambraseys 1995 è stata
preliminare alla messa a punto del catalogo sismico NT che infatti è stato costruito
utilizzando come indicatore di magnitudo il valore di Ms. La versione NT4.1, che
rappresenta una rifinitura del catalogo usato per la compilazione della mappa di
pericolosità sismica consegnata dal GNDT al Dipartimento della Protezione Civile nel
giugno 1996 (Slejko et al., 1998), è orientata all'uso della Ms. Anche il recente
catalogo parametrico CPTI è calibrato sulla Ms e può essere usato congiuntamente alle
relazioni di Ambraseys 1996. Va comunque ricordato che l’uso della Ms pone problemi
alle magnitudo più basse, a causa della mancanza di eccitazione di onde superficiali di
relativamente lungo periodo; la saturazione di Ms alle magnitudo elevate non pone,
viceversa, difficoltà particolari nella zonazione sismica del territorio italiano vista la
limitazione superiore delle magnitudo. A rigore, le limitazioni della Ms possono essere
superate soltanto attraverso l’uso della magnitudo momento come magnitudo di
riferimento.
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Le principali relazioni di attenuazione per il territorio italiano e
confronto con i dati
Tutte le relazioni predittive dello scuotimento fin ora citate sono calcolate tramite
una procedura statistica più o meno complessa, a partire da una base di dati strong
motion. Vista la limitata disponibilità di registrazioni accelerometriche, per avere un
insieme di dati statisticamente significativo è indispensabile includere nell’analisi
informazioni relative a domini sismotettonici diversi.
Le relazioni di scuotimento di Ambraseys 1995, Ambraseys et al. 1996 usano
alcune centinaia di dati europei, tra cui le registrazioni dei principali terremoti italiani
(si veda anche l’appendice). Gli stessi terremoti italiani sono stati usati per derivare le
relazioni nazionali di Sabetta e Pugliese 1987 e 1996, Tento et al. 1992, con diversi
criteri di selezione e correzione dei dati. In particolare tutte queste relazioni hanno
usato le registrazioni accelerometriche dei terremoti del Friuli 1976, della Valnerina
1979, dell’Irpinia 1980, di Gubbio 1984.
Per valutare la capacità predittiva di queste relazioni nel territorio italiano,
abbiamo provato a confrontare le stime di PGA con i valori di accelerazione di picco
registrati in occasione di alcuni terremoti italiani non compresi nell’insieme di dati da
cui è stata ricavata la relazione. In particolare sono stati scelti il terremoto di Colfiorito
del 26 settembre 1997 (evento delle 09:40) di Mw 6.0 ed il terremoto del Molise del
31 ottobre 2002 Mw 5.8. Quest’ultimo evento è particolarmente importante perché è
avvenuto in una regione per la quale nessuna delle relazioni analizzate possiede dati.
Si tratta di un terremoto con meccanismo focale associabile ad una struttura
trascorrente orientata circa E-W e con chiari effetti di direttività della sorgente verso E.
L’attenzione è rivolta al valore di accelerazione orizzontale di picco PGA, come
parametro caratterizzante lo scuotimento, e alle relazioni di attenuazione in funzione
della distanza e della magnitudo relative ad un generico sito su roccia. Infatti, le
“Norme tecniche per il progetto, la valutazione e l’adeguamento sismico degli edifici”,
All.2 dell’Ordinanza di Protezione Civile n. 3274 del 20 marzo 2003, supplemento n.
72 alla GU 8 maggio 2003, n. 105, prevedono che al fine dell’applicazione delle
norme, il territorio nazionale venga suddiviso “in zone sismiche, ciascuna
contrassegnata da un diverso valore del parametro ag - accelerazione orizzontale
massima su suolo di categoria A” (punto 3.2.1), definito nelle stesse norme (al punto
3.1) come costituito da “Formazioni litoidi o suoli omogenei molto rigidi caratterizzati
da valori di Vs30 superiori a 800 m/s, comprendenti eventuali strati di alterazione
superficiale di spessore massimo pari a 5 m”.
Di conseguenza anche i valori di PGA delle registrazioni si riferiscono a stazioni
su roccia o suolo rigido; sono state escluse dall’analisi le registrazioni di alcune
stazioni di cui sono conosciuti effetti locali importanti (Nocera Umbra) e le
registrazioni di stazioni collocate all’interno o in prossimità di grandi edifici.
I dati sono stati ottenuti sia dalla banca dati europea Internet Site for European
Strong-motion Data (http://www.isesd.cv.ic.ac.uk/ESD/, Ambraseys et al., 2002), sia
dal Servizio Sismico Nazionale, in particolare per i terremoti degli ultimi cinque anni
dati
di
(http://ssn.protezionecivile.it/MONIT/RAN/RAN_analogica/home.html,
proprieta' del Dipartimento della Protezione Civile - Ufficio Servizio Sismico Nazionale
- Servizio Sistemi di Monitoraggio). Si noti che in tutte le figure il valore di picco
rappresentato corrisponde al valore massimo tra le due componenti orizzontali e non
alla media dei due valori.
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La figura 1 mostra il confronto tra le curve di Ambraseys 1995 e Ambraseys et al.
1996 rispettivamente con i dati del terremoto di Colfiorito (fig. 1a) e del Molise
(fig.1b).
(a)
(b)
Figura 1. A sinistra: Confronto tra le curve per MS = 6.0 di Ambraseys
(1995) e Ambraseys et al. (1996) con i dati del terremoto di Colfiorito
(MW =6.0). A destra: confronto delle stesse per MS = 5.5 con i dati del
terremoto del 31.10.02 Molise (Mw = 5.8)
Nel caso del terremoto di Colfiorito (fig. 1a) si nota che entrambe le relazioni di
attenuazione forniscono una stima accettabile dei valori di PGA, tenendo conto della
deviazione standard. Tuttavia, nessuna delle due relazioni è in grado di fornire una
stima accettabile dei PGA registrati in occasione del terremoto del Molise (fig.1b).
Procedendo nello stesso modo, sono state confrontate le stime di PGA ottenute
con le relazioni di Sabetta e Pugliese 1987 e 1996 e i risultati sono mostrati in figura
2a per il terremoto di Colfiorito e in figura 2b per il terremoto del Molise.
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(a)
(b)
Figura 2. A sinistra: Confronto tra le curve per MS = 6.0 di Sabetta e
Pugliese (1987) e Sabetta e Pugliese (1996) con i dati del terremoto di
Colfiorito (MW =6.0). A destra: confronto delle stesse per MS = 5.5 con
i dati del terremoto del 31.10.02 Molise (Mw = 5.8)
Le due relazioni di attenuazione derivano dalla stessa base di dati (si veda
l’appendice) perciò tra esse non vi sono significative differenze. Rispetto ai dati
osservati, si vede che anche in questo caso le relazioni forniscono delle stime
accettabili dei valori di PGA registrati nel caso del terremoto di Colfiorito, mentre
sovrastimano i valori di PGA del terremoto del Molise. Rispetto alle curve europee
presentate in figura 1a e in figura 1b, le stime fornite dalle relazioni nazionali di
Sabetta e Pugliese non sembrano portare miglioramenti.
In figura 3a è presentato il confronto tra i dati e la stima fornita dalla relazione di
Tento et al. (1992) per il caso del terremoto di Colfiorito, mentre in figura 3b per il
terremoto del Molise.
(a)
(b)
Figura 3. A sinistra: Confronto tra le curve per ML = 6.0 di Tento et al.
(1992) con i dati del terremoto di Colfiorito (MW =6.0). A destra:
confronto delle stesse per ML = 5.5 con i dati del terremoto del
31.10.02 Molise (Mw = 5.8)
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Le relazioni di Tento et al (1992) forniscono delle stime del tutto accettabili per
quanto riguarda il terremoto di Colfiorito, mentre non sono molto buone per il
terremoto del Molise. Rispetto alle altre relazioni, quella in esame sembra dare
risultati sostanzialmente simili all’Ambraseys 1995 e leggermente migliori rispetto alle
curve di Sabetta e Pugliese (1987 e 1996).
Nel complesso questo confronto ha mostrato che tutte le relazioni di
attenuazione presentate riescono a predire abbastanza bene i valori di accelerazione
effettivamente registrati in occasione del terremoto di Colfiorito, probabilmente perché
terremoti con le stesse caratteristiche cinematiche sono inclusi nella base di dati da
cui le relazioni stesse sono state estrapolate. Al contrario, nessuna relazione,
nemmeno quelle a scala europea derivate da insiemi di dati più numerosi e
comprensivi di diversi meccanismi focali, sono in grado di stimare correttamente
l’attenuazione dell’accelerazione di picco osservata nel terremoto del Molise. La
discrepanza potrebbe essere spiegata dagli effetti di direttività osservati in questo
terremoto: infatti a parità di distanza le stazioni localizzate ad E dell’area epicentrale
mostrano valori di picco molto maggiori rispetto alle stazioni che si trovano a W.
I confronti presentati dimostrano che in zone tettonicamente complesse come la
penisola italiana, le caratteristiche della propagazione crostale sono diverse nei diversi
domini tettonici, da qui l’esigenza di passare da relazioni valide a livello nazionale a
relazioni valide per zone omogenee a livello regionale e/o interregionale.
Verso relazioni di attenuazione regionali
Per quanto riguarda la situazione italiana, una prima realizzazione in questa
direzione risale ai lavori di Faccioli (1979) e Faccioli e Agalbato (1979) che
propongono relazioni di attenuazione dell’accelerazione massima del terreno elaborate
da accelerogrammi significativi registrati durante i terremoti del Friuli del 1976.
Nel lavoro di Chiaruttini e Siro del 1981 un insieme di dati relativi a terremoti
della catena Alpidica viene analizzato per studiare la dipendenza geografica e l’effetto
di sito. Risultati dell’analisi sono delle relazioni di attenuazione con coefficienti
caratteristici per il Friuli, per la zona di Ancona e per la restante porzione della catena
Alpidica (dalle Azzorre all’Asia occidentale).
Recentemente Zonno e Montaldo (2002) hanno stimato una relazione di
attenuazione in PGA valida per l'Italia centrale, utilizzando principalmente le
registrazioni accelerometriche dell'area umbro marchigiana relative alla sequenza di
terremoti (1997-1998) che ha fatto seguito al terremoto di Colfiorito del 26 settembre
1997.
Purtroppo questo tipo di analisi non è esportabile in altre aree del territorio
italiano perché non sono disponibili insiemi di dati strong motion statisticamente
significativi.
Recentemente, una serie di studi ha mostrato quanto differenti siano le
caratteristiche dell’attenuazione in regioni relative a diversi regimi tettonici (Boore et
al., 1997, Campell, 1997, Sadigh, et al., 1997, Atkinson and Silva, 1997, Spudich et
al., 1999, Atkinson and Boore, 1995). Considerato che la penisola italiana è
caratterizzata da differenti e complesse strutture tettoniche, è chiara l’importanza
della disponibilità di relazioni predittive per il moto del suolo derivate nelle principali
province tettoniche in cui il territorio nazionale è suddiviso.
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Per questo motivo, riveste particolare interesse la possibilità di ricavare i
parametri di scuotimento dalle leggi di scala che descrivono l’attenuazione crostale
nelle diverse regioni italiane, derivate dall’analisi di registrazioni velocimetriche di
terremoti di piccola magnitudo e profili sismici (Malagnini et al., 2000a,b, 2002;
Malagnini and Herrmann, 2000; Akinci e al., 2001; Bay et al., 2003; Scognamiglio et
al., 2003; Morasca et al., 2003).
In tal modo, un approccio basato sull'utilizzo della sismicità di fondo può ovviare
in parte alla mancanza di una mole sufficiente di dati strong-motion per tutte le
regioni del Paese. Gli autori appena citati hanno utilizzato grandi quantità di dati
provenienti dalla sismicità di fondo in aree il più possibile “omogenee”. Per esempio,
per quanto riguarda la regione italiana, Malagnini et al. (2002) hanno utilizzato i dati
provenienti dalla rete sismometrica digitale del Friuli-Venezia Giulia: 17200 forme
d’onda selezionate, registrate durante 1753 eventi regionali, più tutti i dati strong
motion disponibili. Nelle Alpi occidentali, Morasca et al. (2003) hanno analizzato oltre
6000 sismogrammi da 446 eventi. Negli Appennini Malagnini et al. (2000) hanno
usato circa 7500 sismogrammi da 957 eventi regionali.
Il tipo di analisi a cui qui si fa riferimento per l’identificazione delle caratteristiche
regionali dell’attenuazione è quello del lavoro di Malagnini et al. (2002) sulle Alpi
Orientali, che fa seguito ai primi lavori sull'attenuazione crostale in Appennino
(Malagnini and Herrman, 2000; Malagnini et al., 2000b). Nel caso delle Alpi orientali,
i funzionali di attenuazione ottenuti attraverso l'analisi di insiemi di dati così imponenti
hanno un contenuto informativo sicuramente più completo di quello dei soli dati
strong-motion.
Considerata l’eterogeneità che caratterizza la regione italiana, sia in termini di
strutture tettoniche che di geologia regionale (Meletti et al., 2000; Montone et al.,
2003), in questo rapporto verranno considerate sei diverse regioni, come descritto da
Akinci et al. (2003). In questo studio, le relazioni predittive per il moto del suolo
vengono fornite in termini di tabelle, per una serie di magnitudo momento e di
distanze ipocentrali.
Attualmente sono disponibili relazioni di attenuazione per tre zone:
zona 1: Alpi occidentali;
zona 2: Alpi orientali;
zona 3: Appennino.
Alle altre regioni vengono estesi i risultati relativi a regioni 'simili', ottenendo in
questo modo la copertura dell'intero territorio nazionale con relazioni predittive del
ground motion determinate sulla base delle caratteristiche regionali della sismicità e
della propagazione crostale (figura 4). In particolare, la zona 4 (Arco calabro) è
assimilata alla zona 1; la zona 5 (Sicilia settentrionale) alla zona 3; la zona 6 (Sicilia
meridionale e piattaforma apula) alla zona 2.
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2
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Figura 4. Zonazione di attenuazione (Akinci et al.,
2002) sovrapposta alla nuova zonazione ZS7. Colori
uguali identificano le zone che sono state associate.
Una serie di test ha dimostrato che queste relazioni sono complessivamente in
accettabile accordo con i valori di picco di registrazioni accelerometriche non comprese
negli insiemi di dati usati per la calibrazione.
In figura 5 sono mostrati alcuni confronti che si riferiscono alla zona 1 delle Alpi
occidentali e alla zona ad essa assimilata, cioè la zona 4 dell’Arco calabro. La relazione
applicata a queste zone è quella di Morasca et al. (2003). I dati accelerometrici
utilizzati per il confronto in figura 5a sono stati registrati in occasione di diversi
terremoti di magnitudo circa 5, mentre in figura 5b è stato usato il main shock del
terremoto Campano-Lucano del 1980 (Mw 6.9).
(a)
(b)
Figura 5. A sinistra: Confronto tra le curve per MW = 5.0 di Morasca et
al. (2003) con i dati di alcuni terremoti di M 5 registrati nelle zone 1 e 4.
A destra: confronto delle stesse per MW = 7.0 con i dati del terremoto
Campano-Lucano del 23.11.80 (MW = 6.9)
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In generale, da tutti i test fatti si evince che l’accordo per magnitudo intermedie
(5.0 – 5.5) sembra ragionevole, mentre le curve tendono a sottostimare i valori di
PGA di terremoti di magnitudo inferiore (quest’ultimo confronto non è qui illustrato).
Le leggi di scala che riguardano la zona 2 (Alpi orientali) sono estese anche a
tutta la piattaforma Apula e alla Sicilia meridionale (zona 5). In figura 6 sono poste a
confronto le stime di PGA ottenute dalle relazioni di Malagnini et al. (2002) con i valori
registrati in occasione del principale aftershock del terremoto del Friuli (evento del 15
settembre 1976, Mw 6.1) e con i dati del terremoto del Molise. L’accordo è accettabile
in entrambi i casi, soprattutto per quanto riguarda il terremoto del Molise.
(a)
(b)
Figura 6. A sinistra: Confronto tra le curve per MW = 6.0 di Malagnini et
al. (2002) con i dati del terremoto del Friuli (evento del 15.09.76) di MW
= 6.1. A destra: confronto delle stesse per MW = 5.5 con i dati del
terremoto del 31.10.02 Molise (Mw = 5.8)
Infine, la figura 7 mostra il confronto tra le curve ottenute dalle relazioni di
Malagnini et al (2000b) relative all’Appennino (zona 3) e i dati di terremoti della
sequenza umbro-marchigiana del 1997-1998. In figura 7a, i valori di PGA registrati si
riferiscono a diversi aftershocks di magnitudo Mw comprese tra 4.5 e 5, mentre in
figura 7b sono mostrati i dati relativi al terremoto di Colfiorito del 26 settembre 1997
09:40 (Mw 6.0). Si osserva che l’accordo tra le stime predittive e i valori di PGA
effettivamente registrati è generalmente buono.
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(a)
(b)
Figura 7. A sinistra: Confronto tra le curve di Malagnini et al. (2000b)
per MW = 4.5 (in nero) e per MW = 5.0 (in rosso) con i dati di alcuni
aftershocks della sequenza unbro-marchigiana del 1997-1998 (4.5 < MW
< 5). A destra: confronto delle stesse per MW = 6.0 con i dati del
terremoto di Colfiorito MW = 6.1
I test fatti hanno chiarito quali sono i limiti di applicabilità delle curve e hanno
permesso di imporre alcuni necessari vincoli. In particolare, dal momento che le curve
sono definite solo per distanze ipocentrali superiori a 10 km, si è deciso che a distanze
inferiori, per ciascuna magnitudo il valore di PGA a 1 km di distanza epicentrale è
vincolato a quello fornito dalla relazione di Ambraseys et al (1996). Il raccordo tra il
valore a 1 km e quello delle curve originali a 10 km è assunto lineare. Questa scelta
nasce da due considerazioni: in primo luogo la relazione di Ambraseys et al. (1996) è
ben vincolata in questo campo di magnitudo e distanza perché è stata usata una base
di dati particolarmente ricca per magnitudo basse (M < 5.0); inoltre questa relazione
è stata usata in altre mappe di pericolosità (in particolare nel progetto GSHAP) e
rappresenta quindi un riferimento. Nel caso delle curve relative alla zona 2 (Alpi
orientali), per magnitudo prossime a 7 e superiori e distanze brevi, si ottengono valori
di PGA molto elevati, non vincolati da osservazioni. Per ovviare, si adotta come valore
di riferimento a breve distanza epicentrale quello delle corrispondenti curve di
Ambraseys et al. (1996), che viene esteso orizzontalmente fino a incrociare le curve di
Malagnini et al. Al di là dell’intersezione le curve di Malagnini et al. si mantengono
inalterate. Le curve corrispondenti a M 6.5 e M 7.0 forniscono delle stime ragionevoli
dei valori di PGA registrati in occasione del terremoto del Friuli (06.05.76, Mw 6.5) e
del Montenegro (15.04.79, Mw 6.9), come si può notare dalle figure 8a e 8b. Si
ricorda che le registrazioni accelerometriche del terremoto del Friuli sono incluse
nell’insieme di dati elaborato da Malagnini et al. (2002). La curva relativa a M 7.5 non
verrà utilizzata perché non vi sono dati accelerometrici di terremoti avvenuti
all’interno delle zone 2 e 6 con cui verificare l’attendibilità della stima e perché non
sarà necessaria nei calcoli di pericolosità.
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(a)
(b)
Figura 8. A sinistra: Confronto tra le curve per MW = 6.5 di Malagnini et
al. (2002) con i dati del terremoto del Friuli (evento del 06.05.76) di MW
= 6.5. A destra: confronto delle stesse per MW = 7.0 con i dati del
terremoto del Montenegro, evento del 15.04.79 MW = 6.9
Le seguenti figure mostrano l’insieme delle curve di attenuazione così come sono
state modificate: figura 9a riguarda le zone 1 e 4 (Alpi occidentali e arco calabro), la
figura 9b riguarda le zone 2 e 6 (Alpi orientali, piattaforma apula e Sicilia meridionale)
e la figura 9c riguarda le zone 3 e 5 (Appennino e Sicilia settentrionale).
(a)
(b)
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(c)
Figura 9. Aspetto generale delle curve di Morasca et al. (2003) (fig.9a),
Malagnini et al. (2002) (fig.9b) e Malagnini et al. (2000b) (fig.9c).
Come si vede dalla figura 9, le curve di attenuazione che si ottengono dalle leggi
di scala regionalizzate differiscono dalle relazioni di attenuazione tradizionali ricavate
per regressione dai dati accelerometrici perché il decadimento dipende fortemente
dalla magnitudo del terremoto e anche perché l’attenuazione in funzione della
distanza non è geometrica ma trilineare.
Conclusioni preliminari
Le relazioni di attenuazione regionalizzate definite da Malagnini et al. (2000b e
2002) e da Morasca et al. (2003) contengono informazioni caratteristiche sulla
propagazione per i diversi domini crostali considerati, inoltre sono calibrate su un
vasto insieme di osservazioni. La fase di verifica indipendente delle curve con i dati
accelerometrici registrati ha mostrato un accordo complessivamente accettabile, per
tanto si decide di utilizzare queste curve per la generazione della mappa di
pericolosità. L’uso di queste relazioni pone tuttavia alcuni problemi:
- a ciascuna zona sismogenetica dovrà essere associata la relazione di
attenuazione opportuna
- dovrà essere identificata una profondità focale media per ciascuna zona
sorgente. Questa informazione potrà essere usata per convertire le distanze
ipocentrali in distanze epicentrali da usarsi in SEISRISKIII, ma sarà anche
esplorata la possibilità di impiegare – quanto meno a scopo di confronto - altri
codici di calcolo della pericolosità che usano direttamente la distanza focale
- la magnitudo di riferimento deve essere Mw.
Inoltre, si ritiene che l’impiego di relazioni di attenuazione in intensità potrebbe
dimostrarsi utile per confermare in alcuni casi particolari le tendenze regionali indicate
dall’attenuazione dei piccoli terremoti.
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Appendice
Relazione di attenuazione di Faccioli (1979)
La relazione di attenuazione di Faccioli (1979) è stata elaborata a partire da 19
valori di accelerazione di picco relativi alle componenti orizzontali delle registrazioni su
roccia di alcuni terremoti del Friuli (1976). Le registrazioni si riferiscono a tre stazioni
situate su roccia e cioè Somplago, San Rocco e Robic. Queste stazioni sono state
scelte perché lo scopo del lavoro era di fornire criteri per la zonazione sismica del
Friuli, che fossero liberi dalle influenze delle condizioni di sito. La forma funzionale
della relazione è la seguente:
log(PHA) =0.44 +0.33* M –2.66* log (R + 25) ± 0.12
dove PHA è espresso in gal e R è la distanza focale. Tutte le registrazioni selezionate
sono comprese tra 10 e 30 km perché vista la piccola estensione dell’area in cui è
massima l’attività sismica, le distanze brevi e intermedie sono quelle di interesse
primario.
Relazione di attenuazione di Faccioli e Agalbato (1979)
La relazione di attenuazione di Faccioli e Agalbato (1979) è stata elaborata a
partire da 112 valori di accelerazione di picco relativi alle componenti orizzontali e 52
valori di picco relativi alla componente verticale delle registrazioni di alcuni terremoti
del Friuli (1976). L’analisi è stata condotta sull’intero insieme di dati e su insiemi
selezionati in funzione delle condizioni geologiche al sito. Le stazioni sono divise in due
categorie: roccia (rock like) e suolo. La relazione di attenuazione ricavata per l’insieme
di dati completo (112 valori di picco) è la seguente:
log(PHA) =2.91 +0.21* M –1.29* log (R + 25) ± 0.24
dove PHA è espresso in cm/sec2 e R è la distanza focale.
Relazioni di attenuazione di Chiaruttini e Siro (1981)
La base di dati utilizzata per ricavare la relazione di Chiaruttini e Siro del 1981 è
costituita da 120 accelerogrammi registrati in occasione del terremoto del Friuli del
1976, 40 registrazioni del terremoto di Ancona del 1972 e 64 registrazioni di terremoti
avvenuti lungo la catena Alpidica (dalle Azzorre al Pakistan). I dati selezionati hanno
PHA maggiore di 0.015g. La magnitudo ML è assunta come magnitudo di riferimento.
Le condizioni geologiche al sito sono definite in modo diverso da un’area all’altra. Per il
Friuli esistono tre categorie: siti su roccia o suolo rigido; deposito alluvionale con
spessore maggiore di 20 m; deposito alluvionale con spessore inferiore a 20 m (inclusi
i siti in cui vi sono pochi metri di roccia alterata al di sopra del bedrock). Nelle restanti
aree (Ancona e catena Alpidica) le categorie usate sono due: roccia (o rock-like) e
deposito alluvionale (alluvium-like).
L’analisi viene fatta inizialmente per ciascuna zona geografica e per ciascuna
condizione di sito, poi viene utilizzato tutto l’insieme di dati. La forma funzionale della
relazione di attenuazione in termini di PHA è la seguente:
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Log(PHA) = b0 + bAN*XAN + bAB*XAB + bM* M + bd* Log (d)
dove XAN e XAB sono coefficienti che assumono il valore 1 rispettivamente per Ancona e
per la catena Alpidica, altrimenti sono nulli; M è la magnitudo ML. Da notare che PHA è
definito in g/100.
Per i valori dei coefficienti in funzione dell’area e delle condizioni di sito, si veda la
tabella 3 di pagina 2000 nell’articolo originale di Chiaruttini e Siro (1981).
Relazioni di attenuazione di Sabetta e Pugliese (1987)
La base di dati utilizzata per ricavare la relazione di Sabetta e Pugliese del 1987 è
costituita da 190 componenti orizzontali di accelerogrammi registrati dalla rete
accelerometrica nazionale a partire dal 1976, che si riferiscono a 17 terremoti di
magnitudo compresa tra 4.6 e 6.8. La definizione di magnitudo non è univoca, infatti
per terremoti fino a 5.5 viene usata la ML, mentre per terremoti più forti la Ms.
La relazione è stata definita usando due diverse definizioni di distanza: la
distanza epicentrale, oppure la minore distanza tra il sito e la proiezione in superficie
della faglia, stimata usando le dimensioni della zona di rottura o in alternativa, usando
delle relazioni empiriche tra la magnitudo e la lunghezza di faglia.
Le condizioni geologiche al sito sono definite da due categorie: siti rigidi (stiff),
che comprendono tutte le situazioni in cui la velocità media delle onde di taglio supera
800 m/s, oppure suoli quando la velocità è compresa tra 400 e 800 m/s. Quest’ultima
categoria viene ulteriormente divisa in base allo spessore del deposito, che sarà
superficiale (shallow soil) se compreso tra 5 e 20 m, oppure profondo (deep soil) se
supera i 20 m.
La relazione di attenuazione in termini di PHA per la distanza epicentrale, è la
seguente:
Log(PHA) = -1.845 + 0.363* M - Log (r2 + 5.02)1/2 +0.195*S ± 0.173
dove S è il coefficiente di sito che assume valore 0 per siti rigidi o depositi
superficiali, e valore 1 per suoli spessi oltre 20 m.
Relazioni di attenuazione di Tento et al. (1992)
La base di dati utilizzata per ricavare la relazione di Tento et al. del 1992 è
costituita da 137 accelerogrammi relativi a 40 terremoti di magnitudo ML compresa tra
4.0 e 6.6, registrati in Italia a distanze comprese tra 3.2 e 170 km. La distanza è
definita come minore distanza dalla faglia. Nella forma funzionale non sono specificate
le condizioni di sito:
Ln(PHA) = 4.3 + 0.52* M - Ln (d2 + h2)1/2 – 0.002*Ln(d2 + h2)1/2 ± 0.67
dove M è la magnitudo ML, d è la distanza dalla faglia e h è la profondità media
del gruppo nel quale è incluso il terremoto.
Relazioni di attenuazione di Ambraseys (1995)
La relazione di Ambraseys del 1995 utilizza una base di dati costituita da 1260
registrazioni triassiali relative a 619 terremoti con profondità focale inferiore a 26 km,
avvenuti in Europa e Medio Oriente. Queste registrazioni sono state suddivise in
cinque sottoinsiemi, per ciascuno dei quali è stato calcolato un set di equazioni.
13
La legge di attenuazione preferita è definita sulla base di 830 registrazioni
relative a 334 terremoti di magnitudo Ms compresa tra 4.0 e 7.3.
Per gli eventi più forti contenuti nella base di dati, spesso associabili a fagliazione
superficiale, la distanza sorgente-sito è definita come la minore distanza tra il sito e la
proiezione in superficie del piano di faglia. Alcune leggi sono definite utilizzando la
distanza ipocentrale.
Non vi sono indicazioni riguardo alle condizioni di sito.
La legge di attenuazione del PHA, senza considerare la profondità focale, è la
seguente:
Log(PHA) = -1.429 + 0.245* Ms - 0.00103* (r2 + 2.662)1/2 - 0.786* log(r) ± 0.241
Questa legge di attenuazione è stata usata per la compilazione della mappa di
pericolosità sismica del territorio nazionale in termini di PGA con 10%PE in 50 anni,
(Slejko et al., 1998). Nel compilare la mappa è stato usata la deviazione standard
propria della legge tranne per le ZS 41, 43 e 54, mentre è stata ridotta a metà per le
ZS 56 e 73.
Relazioni di attenuazione di Ambraseys et al. (1996)
La relazione di Ambraseys et al. (1996) utilizza una base di dati Europea
composta da 422 registrazioni triassiali generate da 157 terremoti di magnitudo Ms
compresa tra 4.0 e 7.9, e profondità focale inferiore a 30 km. Per quanto riguarda la
definizione di distanza, non vi sono differenze rispetto alla legge del 1995, mentre a
differenza di questa vengono introdotti due coefficienti di sito, dei quali il primo è
relativo a suoli rigidi, mentre il secondo è per i suoli soffici. La classificazione dei suoli
è basata sul valore della Vs30: valori superiori a 750 m/s identificano i siti
genericamente definiti su “roccia”; valori compresi tra 360 e 750 m/s indicano “suoli
rigidi” (stiff soils), mentre valori inferiori a 360 m/s sono propri dei suoli “soffici” (soft
soils).
La legge di attenuazione del PHA, senza considerare la profondità focale, è la
seguente:
Log(PHA) = -1.48 + 0.266* Ms - 0.992* Log (r2 + 3.52)1/2 +0.117*SA + 0.124SS ± 0.25
dove SA e SS sono coefficienti che possono assumere solo i valori 0 o 1 a seconda
delle condizioni geologiche del sito: per siti su roccia saranno entrambi 0, per suoli
rigidi SA sarà 1 e SS varrà 0, viceversa per suoli soffici.
Relazioni di attenuazione di Sabetta e Pugliese (1996)
La relazione di Sabetta e Pugliese del 1996 è una revisione della legge
precedente a partire dalla stessa base di dati. Valgono le considerazioni di cui sopra
relative alla scelta della magnitudo, della definizione di distanza e della classificazione
dei siti. La relazione di attenuazione in PGA (g) proposta in questo studio è la
seguente:
Log(PGA) = -1.562 + 0.306* M - Log (r2 + 5.82)1/2 + 0.169*S1 + 0.0*S2 ± 0.173
dove S1 e S2 sono i coefficienti di sito che possono assumere valore 0 o 1,
rispettivamente per depositi superficiali e per suoli spessi oltre 20 m.
14
Relazioni di attenuazione di Zonno e Montaldo (2002)
Una relazione di attenuazione valida per l'Italia centrale (Zonno e Montaldo,
2002) è stata stimata utilizzando principalmente le registrazioni accelerometriche,
dell'area umbro marchigiana, relative alla sequenza di terremoti (1997-1998) in
seguito al terremoto di Colfiorito del 26 settembre 1997. Sono stati utilizzati un
insieme di 322 componenti orizzontali di registrazioni strong motion conmagnitudo Ml
compresa tra 4.5 e 5.9 in un intervallo di distanza fino a 100 km.
Il funzionale di attenuazione utilizzato è dato dalla seguente relazione:
Log(PGA) = -1.632 + 0.304* M - Log (r2 + 2.72)1/2 ± 0.275
dove M è la magnitudo (ML), R è la distanza epicentrale in km, h è la pseudo
profondità stimata dalla regressione, il coefficiente e tiene in conto l'effetto di sito e σ
è la deviazione standard del logaritmo di Y.
Leggi di scala di Malagnini et al. (2000b e 2002) e Morasca et al. (2003)
Gli autori sono partiti dalla constatazione che le quantità che concorrono alla
determinazione delle caratteristiche del moto del terreno durante un terremoto sono:
i) le caratteristiche spettrali della radiazione sismica, e delle loro variazioni in funzione
della magnitudo; ii) quelle dell'attenuazione crostale (anelastica-scattering); iii) quelle
della durata temporale del moto del suolo in funzione della distanza dall'epicentro e
della frequenza; iv) la distorsione del moto del suolo indotta dalle caratteristiche della
geologia di superficie. Una definizione della durata del moto del suolo, fornita in base
alle caratteristiche dell'integrale dell'energia che segue l'arrivo delle onde S, viene
utilizzata per quantificare un funzionale durata T(r,f) attraverso opportune regressioni
sulle durate osservate. Le caratteristiche di cui ai punti i), ii), iv) vengono anche
desunte direttamente dai risultati di regressioni sulle ampiezze del moto del suolo
osservate, ovvero sui loro spettri di Fourier.
Per ottenere le informazioni appena descritte, una regressione viene effettuata
sulle ampiezze osservate sulle forme d’onda del database, filtrate passa-banda a una
serie di frequenze centrali. Il logaritmo dell’ampiezza osservata su ciascun
sismogramma (es. valore di picco del sismogramma filtrato) viene scritto in termini
della somma di tre contributi: sorgente, sito e attenuazione crostale. Quest’ultimo è
parametrizzato come una funzione regolare a tratti con numerosi nodi. Una inversione
(effettuata minimizzando la norma L-1 del vettore residui) fornirà il valore di ciascun
parametro.
Durante il processamento dei dati viene anche quantificata la durata del segnale
corrispondente alla specifica forma d’onda (alla specifica distanza ipocentrale) alle
diverse frequenze di campionamento. Una regressione su tutte le durate disponibili
fornirà un funzionale che descrive la durata in funzione della frequenza di
campionamento e della distanza ipocentrale.
Una volta che le regressioni sono completate, lo strumento della teoria delle
vibrazioni aleatorie (Random Vibration Theory, o RVT, Cartwright e Lounguet-Higgins,
1956) viene utilizzato per ottenere stime teoriche delle ampiezze di picco del moto del
suolo. La RVT viene utilizzata per sintetizzare accurate stime dei valori di picco del
moto del suolo (PGA, PGV) e degli spettri di risposta in velocità e/o accelerazione
(PSA, PSV), in funzione della magnitudo, della distanza ipocentrale ed eventualmente
della frequenza.
15
I parametri di input per il metodo stocastico possono essere separati in due
sottoinsiemi: quelli relativi alla propagazione crostale e quelli relativi alla sorgente
sismica. I primi sono i seguenti: il parametro di attenuazione anelastica crostale e la
sua dipendenza dalla frequenza (Q(f)=Q0fη), una funzione multi-lineare (nello spazio
log log) di attenuazione geometrica, fornita in termini di distanze di cross-over e di
esponenti cui viene elevata la distanza ipocentrale tra i nodi di questa funzione, ed
una funzione che descrive l’andamento della durata dello scuotimento del terreno in
funzione della distanza ipocentrale. Oltre ai parametri appena discussi, ci sono quelli
che descrivono le caratteristiche della radiazione sismica (lo spettro di Fourier). Il
modello spettrale utilizzato per le simulazioni è quello a singola corner-frequency,
caratterizzato da un parametro di stress legato allo stress drop sulla faglia, ma anche
al comportamento dei siti rocciosi sui quali è stato determinato (∆σ) e da un
parametro di attenuazione anelastica di alta frequenza, κ0. Viene fornito anche il
valore di radiation pattern medio che è stato calibrato per la regione specifica.
Le simulazioni prodotte in questo studio vanno riferite al comportamento medio
dei siti su roccia che sono stati utilizzati nelle diverse regressioni. Per spiegazioni di
maggior dettaglio circa il significato dei parametri ottenuti dalle regressioni nella
regione italiana, il lettore è rimandato ai lavori di Malagnini et al. (2000b, 2002) e
Morasca et al. (2003). Nel seguito sono inseriti i files di ingresso del programma
SMSIM (Boore, 1996), che forniscono tutte le informazioni sui parametri di
attenuazione/eccitazione nelle tre regioni italiane per cui è disponibile uno studio di
attenuazione (Alpi Orientali, Alpi Occidentali, Appennino).
Le relazioni di PGA nelle varie regioni vengono fornite in funzione di magnitudo
momento e distanza ipocentrale.
############################################################
WESTERN ALPS (ROCK SITE) - SMSIM 1.8
############################################################
rho, beta, prtitn, rtp, fs:
2.8 3.6 0.71 0.17 2.0
spec shape: source (1=Single Corner;2=Joyner;3=A93;4=custom),
pf, pd (1-corner spectrum = 1/(1+(f/fc)**pf)**pd; else 0.0)
(usual model: pf=2.0,pd=1.0; Butterworth: pf=4.0,pd=0.5)
(Note: power of high freq decay --> pf*pd)
1 2.0 1.0
spectral scaling: stressc, dlsdm, fbdfa, amagc
(stress=stressc*10.0**(dlsdm*(amag-amagc))
(fbdfa, amagc for Joyner model, usually 4.0, 7.0)
(not used for source 3, but placeholders still needed)
500.0 0.0 4.0 7.0
gsprd: nsegs, (rlow(i), slope(i)) (Set rlow(1) = 1.0)
4
1.000
-0.900
40.000
-0.500
100.000
-0.600
120.000
-0.500
q: fr1, Qr1, s1, ft1, ft2, fr2, qr2, s2
1.0 310 0.20 0.06 0.1 1.0 310 0.20
source duration: weights of 1/fa, 1/fb
1.0 0.0
path duration: nknots,(rdur(i),dur(i),slope of last segment
1
0.000
0.000
16
0.060
site amplification: namps, (famp(i), amp(i))
14
0.010
1.000
0.101
1.000
0.240
1.000
0.447
1.000
0.786
1.000
1.384
1.000
1.926
1.000
2.853
1.000
4.026
1.000
6.341
1.000
12.540
1.000
21.230
1.000
33.390
1.000
82.000
1.000
site diminution parameters: fm, akappa, dkappadmag, amagkref
100.0 0.015 0.0 0.0
low-cut filter parameters: fcut, norder
0.05 2
rv int param:zup,eps_int(int acc),cutoff(for fup)osc(1bj,2lp)
10.0 0.00001 0.001 2
win param:indw(0=box,1=exp),taper(<1),twdtmot,eps_win,eta_win
1 0.05 1.0 0.2 0.05
timing stuff: dur_fctr, dt, tshift, seed, nruns
1.0 0.005 5.0
1
1
remove dc from series before freq domain trans(0=no;1=yes)?
0
##############################################################
EASTERN ALPS (ROCK SITE) - SMSIM 1.8
##############################################################
2.8 3.6 0.71 0.55 2.0
1 2.0 1.0
600.0 0.0 4.0 7.0
5
1.000
-0.950
50.000
-1.200
60.000
-1.800
80.000
-1.200
100.000
-0.500
1.0 260 0.55 0.06 0.1 1.0 260 0.55
1.0 0.0
1
0.000
0.000
17
0.075
14
0.010
1.000
0.101
1.000
0.240
1.000
0.447
1.000
0.786
1.000
1.384
1.000
1.926
1.000
2.853
1.000
4.026
1.000
6.341
1.000
12.540
1.000
21.230
1.000
33.390
1.000
82.000
1.000
100.0 0.045 0.0 0.0
0.05 2
10.0 0.00001 0.001 2
1 0.05 1.0 0.2 0.05
1.0 0.005 5.0
1
1
0
#############################################################
APENNINES (ROCK SITE) - SMSIM 1.8
#############################################################
2.8 3.6 0.71 0.55 2.0
1 2.0 1.0
120.0 0.0 4.0 7.0
3
1.000
-0.900
30.000
0.000
80.000
-0.500
1.0 130 0.10 0.06 0.1 1.0 130 0.10
1.0 0.0
1
0.000
0.000
0.060
18
14
0.010
1.000
0.101
1.000
0.240
1.000
0.447
1.000
0.786
1.000
1.384
1.000
1.926
1.000
2.853
1.000
4.026
1.000
6.341
1.000
12.540
1.000
21.230
1.000
33.390
1.000
82.000
1.000
100.0 0.000 0.0 0.0
0.05 2
10.0 0.00001 0.001 2
1 0.05 1.0 0.2 0.05
1.0 0.005 5.0
1
1
0
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Task 3 - Zone sismiche

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