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la miCroZoNaZioNE SiSmiCa di uN Sito uNESCo: il CENtro StoriCo di SaN GimiGNaNo (SiENa)G. Peruzzi, E. lunedei, d. albarello, P. Pieruccini, d. firuzabadì,f. Sandrelli, m. Coltorti, P.l. fantozziDipartimento di Scienze Fisiche, della Terra e dell’Ambiente dell’Università degli Studî di Siena

Introduzione. Nell’ambito del progetto della Regione Toscana “Rischio Sismico negli Edifici Monumentali” (RiSEM), è stata realizzata la microzonazione sismica (MS) del centro storico di San Gimignano (SI) e dell’area circostante, secondo le prescrizioni degli “Indirizzi e Criteri per la Microzonazione Sismica” (ICMS; Gruppo di lavoro MS, 2008), recepiti dalla Regione Toscana per le attività di prevenzione del rischio sismico nel territorio regionale. Scopo del lavoro è stato l’elaborazione di una carta della pericolosità sismica locale, utilizzabile a scopi di pianificazione territoriale.

La particolare importanza di questo lavoro risiede nel fatto che il centro storico interessato è stato dichiarato “Patrimonio UNESCO dell’Umanità”, grazie alle sue torri ed agli altri edifici di altissimo valore storico, artistico e culturale che ne fanno parte (www.sitiunesco.it/san-gimignano-il-centro-storico.html). Pur essendo la pericolosità di base non elevata, la presenza d’un patrimonio edilizio di tale rilevanza rende assai alta la vulnerabilità e necessario un approfondito studio del rischio sismico, obiettivo del progetto RiSEM, di cui la MS qui descritta, è elemento indispensabile.

Il modello geologico. Punto di partenza dello studio è stato la costruzione di un modello geologico di riferimento, realizzato, innanzitutto, attraverso la ricerca di quanto prodotto negli anni passati a riguardo dell’area di studio (cfr. Bossio et al., 1995b), la raccolta delle indagini effettuate in passato e, soprattutto, un rilevamento geologico-geomorfologico di maggior dettaglio condotto ex-novo.

Dal punto di vista geologico, il territorio di San Gimignano si colloca nel settore meridionale del bacino neogenico-quaternario della Val d’Elsa, delimitato ad ovest dalla dorsale Medio Toscana e ad est dalla dorsale dei Monti del Chianti.

Grazie al nuovo rilevamento ed alle informazioni pregresse raccolte, è stato possibile rea-lizzare una nuova carta geologica-geomorfologica, corredata da sezioni e colonne stratigrafi-che, dalle quali sono evidenti i rapporti laterali e verticali tra le formazioni affioranti nell’area. La formazione più antica, e l’unica litoide, è quella della Breccia di Grotti (Miocene superiore), che consiste in brecce calcaree di ambiente continentale. Su di essa si trovano le formazioni delle Argille Azzurre e delle Sabbie di San Vivaldo, entrambe del Pliocene superiore e di ambiente marino: solitamente le sabbie si trovano al di sopra, pur essendo presenti alternanze e passaggi laterali e verticali graduali. Più recenti (Pleistocene medio) sono i Calcareus Tufa,

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che consistono in alternanze di limi calcarei (talvolta fortemente cementati), sabbie e sabbie limose, argille plastiche, ghiaie (cfr. Capezzuoli e Sandrelli, 2004). Al di sopra di queste for-mazioni si trovano poi tutti i depositi superficiali più recenti, quali i depositi eluviali-colluviali, le alluvioni ed anche i corpi di frana.

Le indagini geofisiche. È stato poi necessario caratterizzare le unità litologiche in termini sismici, definendo i principali contrasti d’impedenza sismica (ICMS; Gruppo di lavoro MS, 2008) ed in particolare è stato necessario individuare il litotipo che costituisce il substrato sismico (Vs >800 m/s) e determinarne l’andamento in profondità. A causa del carattere estensivo dell’indagine, questa informazione può essere ricavata dalle misure delle frequenze di risonanza di dette coperture, rivelatrici anche della presenza di eventuali fenomeni d’amplificazione del moto sismico (cfr. Foti et al., 2011 e Albarello e Castellaro, 2011).

Nella zona oggetto di studio le sole indagini geofisiche preesistenti, ed utili alla MS, erano due prove in foro (di tipo down-hole), realizzate dal programma per la valutazione degli effetti locali nelle aree produttive (DOCUP) della Regione Toscana (www.rete.toscana.it/sett/pta/sismica/02rischio/indagini/vel/aree_produttive/index.htm e www.rete.toscana.it/sett/pta/sismica/01informazione/banchedati/indagini_terreno/indagini/senese/s_gimignano/s_gimignano_ind.htm). Da queste indagini sono stati ricavati due profili di VS.

La zona dove sono state effettuate queste misure è però distante dal centro storico di San Gimignano, trovandosi al limite nord-ovest dell’area di studio, dove affiorano (o sono stati toccati dal sondaggi) soltanto depositi alluvionali e le formazioni plioceniche: essi non forniscono perciò informazioni sulla VS dei Calcareus Tufa (il litotipo dominante nell’area del centro storico) e della Breccia di Grotti (il substrato sismico).

Nella campagna di misure di sismica passiva effettuata per questo studio, sono state eseguite misure di vibrazioni ambientali a stazione singola con due tromografi tridirezionali digitali di tipo TROMINO® della Micromed Spa. L’area interessata da tali misure, tutte effettuate su terreno libero, coincide con quella oggetto del rilevamento geologico-geomorfologico di dettaglio: nel complesso sono state realizzate 128 misure in 122 diversi siti.

La configurazione sperimentale a stazione singola è una tecnica che si basa sull’analisi delle componenti spettrali del campo delle vibrazioni ambientali misurate nelle tre direzioni dello spazio (est-ovest, nord-sud ed alto-basso); ciò avviene valutando sperimentalmente i rapporti di ampiezza spettrale fra le due componenti orizzontali (H) e la componente verticale (V) del moto prodotto dalle vibrazioni ambientali sulla superficie del terreno, misurato in un punto con un apposito sismometro a tre componenti. L’esito di questa prova è una curva sperimentale (H/V), che rappresenta il valore del rapporto fra le ampiezze spettrali medie del moto dovuto alle vibrazioni ambientali in funzione della frequenza di vibrazione; le frequenze alla quali la curva H/V mostra dei massimi sono legate alle frequenze di risonanza del terreno al di sotto del punto di misura. Da osservazioni empiriche svolte in diverse parti del mondo (cfr. SESAME, 2004), risulta la validità dell’uso della frequenza del massimo della curva H/V per stimare la frequenza di risonanza; dalla conoscenza di questa è possibile stimare in prima approssimazione la profondità dell’interfaccia risonante e quindi del contrasto d’impedenza principale (cfr. Albarello e Castellaro, 2011), attraverso la relazione (valida per casi semplici): fr = (2n – 1)Vs/4H, ove fr rappresenta la frequenza di risonanza, VS la velocità delle onde di taglio nello strato superiore, H il suo spessore e n indica il modo di vibrazione.

Oltre alle misure a stazione singola, sono state eseguite cinque misure con antenna sismica, costituita da 16 geofoni verticali collegati ad un acquisitore di tipo BrainSpy™ della Micromed Spa. Per la realizzazione di ciascuna antenna, i sensori sono stati disposti, con spaziatura variabile, lungo i bracci di una croce asimmetrica, le cui dimensioni, condizionate dallo spazio disponibile, variano da 50 a 92 metri per il braccio maggiore e da 24 ad 80 metri per quello minore. L’ubicazione delle antenne è stata scelta in modo da prendere in considerazione tutti i litotipi affioranti ed, in un caso, a confrontare i risultati con le informazioni fornite da un pozzo per acqua (profondo circa 100 metri) situato in prossimità.

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Le registrazioni sono state elaborate utilizzando l’approccio ESAC (Okada, 2003), che ha premesso la determinazione delle curve di dispersione delle velocità effettive delle onde di Rayleigh (VR).

Elaborazione dati e risultati. Nelle curve H/V (rapporti spettrali fra le componenti oriz-zontali e verticali del moto superficiale) derivate dalle misure a stazione singola, è presente talvolta più di un picco: in molti casi la scelta del massimo, da mettere in relazione con il con-trasto principale d’impedenza è stata tutt’altro che scontata, sopratutto per le curve con picchi poco chiari e d’ampiezza inferiore o di poco superiore ad uno; per questo, le oltre cento misure sono state raggruppate in sedici aree, scelte in base al litotipo affiorante ed alla congruenza delle curve H/V limitrofe.

Sovrapponendo le curve H/V del gruppo di misure di ciascuna zona, è stato scelto il picco attribuibile al principale contrasto d’impedenza, concentrando l’attenzione sul comportamento medio delle varie “famiglie” di misure; con questa operazione è stato scelto un solo picco per ogni misura ed inoltre è stato possibile valutare l’inaffidabilità di quelle misure che fossero

Fig. 1 – Carta delle misure di vibrazioni ambientali con stazione singola; la legenda è relativa alla frequenza del massimo della curva H/V attribuibile all’interfaccia risonante principale (da Peruzzi, 2012).

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in marcato disaccordo con le loro prossime vicine. Da questa operazione è emerso come le differenze fra le varie aree siano attribuibili non tanto alla tipologia di depositi superficiali e formazioni (in particolare al rapporto esistente fra Calcareus Tufa , Sabbie di San Vivaldo e Argille Azzurre), quanto allo spessore di questi al di sopra della Breccia di Grotti.

Il risultato è la carta riportata in Fig. 1, che rappresenta la distribuzione delle frequenze di risonanza nell’area di studio e dalla quale appare evidente un andamento assai regolare: partendo da sud-ovest, dove affiora la Breccia di Grotti, si osservano curve H/V “piatte” (nessuna risonanza); spostandosi poi verso il centro storico ed a nord-est, si notano frequenze di risonanza che, da alte (punti rossi), diventano sempre più basse (punti viola), il che suggerisce un approfondimento della formazione della Breccia di Grotti al di sotto del centro storico, posto su terreni aventi frequenze di risonanza medio-basse.

Valutazioni più precise sugli spessori delle formazioni sopra l’interfaccia risonante si ottengono dall’esame delle curve di dispersione effettive delle onde di Rayleigh, ottenute dall’elaborazione delle acquisizioni delle antenne sismiche, che forniscono una preliminare indicazione delle velocità delle onde S nelle unità litologiche affioranti, poiché le velocità di propagazione delle onde di Rayleigh sono assai prossime a quelle delle onde S e le velocità VR misurate corrispondono grossolanamente alle velocità medie fino ad una profondità che diminuisce all’aumentare della frequenza corrispondente.

L’unica di tali curve marcatamente diversa dalle altre è quella generata dall’antenna approntata sull’affioramento della Breccia di Grotti, indicante velocità delle onde S sicuramente maggiori di 800 m/s, che consentono così di poter considerare, secondo la normativa, questa formazione come il substrato sismico. Per quanto riguarda le altre litologie, l’interpretazione qualitativa delle curve di dispersione effettive suggerisce che le velocità delle onde S negli strati più superficiali non superino i 400 m/s, valore compatibile con quelli delle summenzionate prove in foro. Si osserva anche che le due misure svolte sui Calcareus Tufa si distinguono per una velocità maggiore delle onde di Rayleigh alle alte frequenze, convergendo invece verso le altre, effettuate sui terreni pliocenici, a frequenze più basse: in accordo con il modello geologico, ciò può essere interpretato come l’effetto di una copertura più rigida (e quindi più “veloce”), quale i calcari (sia pure intervallati da sabbie e limi), affioranti in diverse parti del centro storico, posta al di sopra delle stesse unità litologiche affioranti sui terreni pliocenici.

Per ricostruire i profili di velocità delle onde S, le curve di dispersione delle quattro antenne sismiche (è stata esclusa l’antenna effettuata sul substrato sismico) e quattro curve H/V di misure a stazione singola, effettuate in contemporanea con l’antenna sismica ed in sua prossimità, sono state invertite congiuntamente (cfr. Albarello et al., 2011), attraverso una procedura basata sul metodo degli algoritmi genetici (cfr. Picozzi e Albarello, 2007); naturalmente, per meglio vincolare l’inversione, sono state utilizzate le informazioni derivanti dalla conoscenza del modello geologico, insieme a quelle provenienti dalle due prove down-hole. Si è così arrivati a stimare l’andamento delle VS al di sotto dei quattro siti di misura considerati, tre dei quali situati all’interno del centro storico. I risultati ottenuti rappresentano una stima indiretta dell’andamento della velocità delle onde S con la profondità e sono soggetti ad un certo grado d’incertezza, sia per quanto riguarda le profondità, sia per quanto riguarda le velocità: il basamento sismico risulta essere caratterizzato da velocità delle onde S comprese tra 800 e 1600 m/s e, sotto al centro storico, si trova a profondità di circa 100-150 metri.

Dai quattro profili di velocità, oltre che da quello ottenuto dalla prova in foro più profonda del progetto DOCUP, è stato ricostruito l’andamento della velocità media (equivalente), ‹VS›, in profondità, secondo la relazione:

(1)

ove , con hi che rappresenta lo spessore dell’i-esimo degli n strati, avente velocità VS,i .

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Considerato che le unità litologiche al di sopra del basamento sismico (la Breccia di Grotti) possono essere grossolanamente assimilate, in media, a “sabbie”, si può assumere, in modo approssimato, che le proprietà del mezzo soffice al di sopra del substrato sismico siano riconducibili a quelle di tal materiale. Pertanto (cfr. Albarello et al., 2011) l’andamento della VS nei materiali sovrastanti il substrato può essere approssimato da una legge a potenza del tipo: VS(z) = V0 z

x, in cui z rappresenta la profondità, mentre i valori V0 (la velocità delle onde S ad un metro di profondità) ed x sono da ricavare dai dati sperimentali.

Considerata la diversità fra le varie curve, il modo scelto per poter trovare un andamento medio è stato realizzare un’analisi di regressione sull’intera famiglia di curve: il risultato è una curva di regressione con V0 = 227 m/s ed x = 0,25, con quest’ultimo valore corrispondente a quello teorico atteso per le sabbie.

Da quanto detto, il profilo a legge di potenza VS(z) = 227· z0,25 si può considerare mediamente rappresentativo dell’andamento delle VS nelle coperture dell’area d’indagine. È quindi possibile stimare la profondità dell’interfaccia responsabile della risonanza (ovvero il passaggio dalla Breccia di Grotti alle Argille Azzurre), utilizzando le stime delle frequenze di risonanza, fr, date dalle frequenze di picco delle curve H/V, f0. Infatti, seguendo l’approccio proposto da Albarello et al. (2011), la profondità del contrasto d’impedenza responsabile dell’effetto di risonanza può essere ottenuta in funzione delle fr stesse, attraverso la seguente relazione approssimata (modificata da Ibs Von Seht e Wohlemberg,1999):

(2)

ove H rappresenta lo spessore delle coperture sopra l’interfaccia risonante (in metri). Così facendo, ad ognuno dei punti a cui è stata attribuita una certa frequenza di risonanza f0, s’è associata anche la corrispondente profondità del basamento sismico rispetto al piano campagna, calcolata secondo l'Eq. (2).

Tenendo conto della quota dei siti di misura, è stato così possibile ricostruire la topografia sepolta del substrato sismico nell’area di studio, interpolando i valori di profondità del basamento per ogni punto di misura ed ottenendo così la conferma che l’interfaccia risonante s’immerge in modo irregolare verso nord-est, passando dalle zone dove affiora (nell’area a SO) a profondità sempre crescenti, arrivando anche a quote al di sotto del livello medio marino.

Fig. 2 – Sezione geologica rappresentativa, con esagerazione verticale e profilo stratigrafico-sismico tipo per il centro storico di San Gimignano (modificata da Albarello et al., 2012, Relazione conclusiva 1° anno Progetto RiSEM).

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Il profilo stratigrafico-sismico e la sezione geologica, mostrati in Fig. 2 e relativi dell’anda-mento delle unità litologiche in profondità, in corrispondenza dell’abitato di San Gimignano, sono il prodotto finale derivato dalle indagini geologico-geomorfologiche e da quelle geofisi-che, oltre che la sintesi delle conoscenze acquisite circa il modello geologico rappresentativo della zona. È da notare che quanto descritto nella sezione ben concorda con le ipotesi iniziali (precedenti alle indagini di approfondimento), in particolare mostrando che l’andamento del substrato è complessivamente immergente verso nord-est, con la formazione della Breccia di Grotti che sembra evidenziare una probabile morfologia sepolta.

Secondo gli ICMS, il livello 1 di approfondimento di uno studio di MS si concretizza attraverso la realizzazione di una Carta delle Microzone Omogenee in Prospettiva Sismica (MOPS), una carta tematica derivata, per la realizzazione della quale sono necessarie: la carta delle indagini, la carta geologico-geomorfologica e litotecnica, le relative sezioni e le colonne stratigrafiche. Nella carta delle MOPS i terreni affioranti sono classificati in: zone stabili non suscettibili di amplificazioni locali, zone instabili, zone stabili suscettibili di amplificazioni locali. Queste ultime aree (che costituiscono la gran parte dell’area oggetto di studio) sono state identificate soprattutto grazie alle indagini geofisiche di misurazione delle vibrazioni ambientali, nella configurazione a stazione singola. La carta delle MOPS con le isobate del substrato, calcolate secondo quanto descritto in precedenza, è riportata in Fig. 3, da cui si vede che gran parte del territorio è considerato suscettibile di amplificazioni locali.

Nel livello 2 della MS è prevista una quantificazione numerica, sia pure con metodi semplificati, degli effetti di amplificazione, che renda possibile la realizzazione di una graduatoria del parametro di amplificazione scelto e l’identificazione di zone dove questo assume lo stesso valore. Tale valutazione costituisce parte degli studi necessari per la realizzazione della Carta di Microzonazione Sismica di livello 2.

Fig. 3 – Carta delle MOPS con legenda (da Albarello et al. 2012, Relazione conclusiva 1° anno Progetto RiSEM).

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Conclusioni. Lo studio di MS descritto mostra il ruolo essenziale delle indagini geofisiche per la caratterizzazione d’un territorio dal punto di vista sismico, ma da esso emerge anche chiaramente l’importanza della conoscenza della geologia e geomorfologia, ovvero dell’importanza d’uno studio integrato e completo del territorio stesso. I risultati ottenuti non sono solo frutto delle indagini geofisiche, pure indispensabili, ma anche del modello geologico di riferimento, elaborato in prima istanza. Inoltre, lo svolgimento del “classico” rilevamento geologico e geomorfologico di campagna ha dovuto essere integrato dal reperimento dei dati dei sondaggi e dall’esplorazione di cavità sotterranee nella zona del centro storico, che hanno consentito di dettagliare maggiormente, rispetto alla cartografia geologica esistente, l’estensione ed i limiti delle unità geologiche e geomorfologiche visibili in superficie, nonché d’ipotizzare l’andamento in profondità di quelle geologiche, integrando i dati di campagna, i sondaggi esistenti e le indagini geofisiche.

In questo contesto, la carta delle frequenze di risonanza, quella delle Microzone Omogenee in Prospettiva Sismica (Figg. 1 e 3) e la sezione geologica di Fig. 2 rappresentano tre dei pro-dotti finali dello studio di MS condotto e la sintesi dei risultati ottenuti.

Le misure di vibrazioni ambientali a stazione singola, e la successiva determinazione delle frequenze di risonanza principali ad esse associate, evidenziano chiaramente come la quasi totalità dell’area di studio sia soggetta a fenomeni di risonanza, come confermato nella carta delle MOPS, dove è messa in evidenza, oltre alla diffusione delle zone stabili suscettibili di amplificazione, la presenza di zone instabili sui versanti del colle su cui sorge il centro storico, che però lambiscono solo in modo minimo le zone abitate.

Tutta l’area di studio è soggetta a fenomeni di risonanza ed amplificazione e, pure dove questi sembrano essere minimi (il centro storico), la presenza di edifici alti e di elevato valore storico, come le torri, deve mettere in guardia di fronte a frequenze di risonanza del terreno localizzate attorno ad 1 hertz o poco al di sotto.

Lo studio di MS così eseguito (Peruzzi, 2012), pur non esaurendo le possibilità di approfon-dimento, sicuramente fornisce informazioni utili per la conoscenza della pericolosità sismica locale, mettendo in evidenza le zone dove si concentrano le maggiori problematiche e quindi dove sarebbe più opportuno intervenire in prima istanza in un’ottica di prevenzione; ma anche dove, e con quali eventuali accorgimenti, sarebbe preferibile pianificare la costruzione di nuovi manufatti.

Il lavoro svolto ha messo in evidenza ancora una volta, le potenzialità delle tecniche di sismica passiva, che, a fronte di una minima invasività, assolutamente irrinunciabile nel centro storico di San Gimignano, e di un basso costo d’esecuzione, si sono mostrate assai efficaci per caratterizzare in prospettiva sismica la parte del territorio di San Gimignano oggetto di studio, mettendo in risalto la complessità ed eterogeneità della pericolosità sismica valutata a scala subcomunale e fornendo una base (prima inesistente) per i successivi studî e le future attività di prevenzione.

È infine utile ricordare che la pericolosità sismica rappresenta solo una delle componenti (peraltro quella irriducibile) del rischio sismico, che, pur a fronte di una pericolosità sismica non elevata, è comunque alto, dato il grande valore artistico-culturale del centro storico di San Gimignano. Del rischio sismico del luogo, con specifico interesse per le numerose torri ch’esso ospita, continua ad occuparsi il citato progetto “RiSEM”, di cui la caratterizzazione geologica e geomorfologica del territorio è, infatti, solo una parte.BibliografiaAlbarello D., Castellaro S. (2011), Tecniche sismiche passive, Ingegneria Sismica, Anno XXVII, 2 (Suppl.), 32-63.Albarello D., Cesi C., Eulilli V., Guerrini F., Lunedei E., Paolucci E., Pileggi D., Puzzilli L. M.; 2011: The contribution of

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Bossio A., Foresi L. M., Mazzei R., Salvatorini G., Sandrelli F.; 1995b: Evoluzione tettonico-sedimentaria neogenica lungo una trasversale ai Bacini di Volterra e della Val d’Elsa. Studi Geol. Camerti, Volume Speciale, 1995 (1), 93-104.

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Foti S., Parolai S., Albarello D., Picozzi M., 2011, Application of Surface wave methods for seismic site characterization. Surv. Geophys., 32, 6, 777-825, DOI 10.1007/s10712-011-9134-2

Gruppo di lavoro MS; 2008: Indirizzi e criteri per la microzonazione sismica. Conferenza delle Regioni e delle Province autonome - Dipartimento della protezione civile, Roma, 3 vol. e dvd.

Ibs Von Seht M., Wohlemberg J.; 1999: Microtremor measurements used to map thickness of soft sediments. Bull. Seism. Soc. Am., 89, 250-259.

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