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RILIEVI GEOFISICI NEL CENTRO STORICO DELLA

CITTA’ DI MESAGNE (BR)

LECCE, 05.03.2014

IL RESPONSABILE DELL’UOS DI LECCE I RESPONSABILI SCIENTIFICI

Dr Giuseppe Scardozzi Dr Giovanni Leucci

Ing. Raffaele Persico

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PREMESSA

Con riferimento all’incarico relativo alla campagna di rilievi geofisici effettuati nelle aree colpite da dissesto

nel centro storico della Città di Mesagne (BR), si riportano di seguito i risultati ottenuti.

Le indagini sono state effettuate mediante metodologie non distruttive con apparecchiature in dotazione ai

Laboratori di Geofisica Applicata ai Beni Archeologici e Monumentali dell’IBAM di Lecce.

Si sono effettuati i seguenti rilievi:

a) Rilievo elettrico tridimensionale con acquisizione non standard per evidenziare sia fenomeni di dissesto

che presenza di cavità. Sono stati misurati sia la distribuzione del parametro “resistività elettrica” che del

parametro “polarizzazione indotta”.

Per il punto a) è stato impiegato il georesistivimetro Syscal Kid con 24 canali attivi opportunamente

modificato per l’acquisizione dei dati su superfici altamente resistive.

b) Individuazione delle forme di dissesto (vuoti e/o fratture) eventualmente presenti all’interno delle

abitazioni con evidenti lesioni e cedimenti.

Per il punto b) è stato impiegato il GPR Impulsato Hi Mod (IDS) dotato di antenne da 200, 600 e 900MHz.

Le indagini geofisiche sono state effettuate in data 10, 11 e 13 Febbraio 2014, sotto il coordinamento

del Dr Giovanni Leucci e dell’Ing. Raffaele Persico (Responsabili Scientifici del Laboratorio di

Geofisica Applicata ai Beni Archeologici e Monumentali dell’Istituto per i Beni Archeologici e

Monumentali – CNR) e direzione Scientifica del Dr Giovanni Leucci e dell’Ing. Raffaele Persico. Le

indagini sul campo sono state realizzate dal Dr Giovanni Leucci (Geofisico), l’Ing. Raffaele Persico

(Igegnere), la Dott.ssa Lara De Giorgi (Scienziata dell’Ambiente), la Dott.ssa Loredana Matera

(Geologa) e L’Ing. Roberta Napoli (Ingegnere). Le elaborazioni cartografiche e la post-elaborazione

dei dati geofisici sono a cura del Dr. Giovanni Leucci con la collaborazione della Dott.ssa Lara De

Giorgi e della Dott.ssa Loredana Matera. I modelli geologici 3D e del livello freatico sono a cura

della Dott.ssa Lara De Giorgi.

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1. I metodi geofisici impiegati nelle campagne di misura a Mesagne

1.1 Metodo georadar

Il metodo georadar (conosciuto anche con il nome anglosassone Ground Penetrating Radar – GPR) è

una tecnica ad elevata risoluzione che consente di raccogliere una grande quantità di informazioni su

vaste aree nei primi metri del sottosuolo, riferibili alla presenza di corpi sepolti, cavità, strutture di

interesse archeologico, stratificazioni del sottosuolo, ecc. Un apparato radar strumentale opera

mediante la generazione di onde impulsive ad elevata frequenza (tipicamente tra 10 MHz a qualche

GHz), che vengono trasmesse nel sottosuolo mediante un’opportuna “ antenna trasmittente ” disposta

sulla superficie del terreno. Il segnale elettromagnetico si propaga nel mezzo e subisce delle

riflessioni se incontra un mezzo con discontinuità dei parametri elettromagnetici. L’onda riflessa che

torna in superficie viene registrata da una “antenna ricevente ”. Il segnale captato viene poi trasmesso

all’unità di controllo che provvede ad amplificarlo e registrarlo in formato digitale.

Misurando l’intervallo di tempo impiegato dall’impulso a radiofrequenza per

i) arrivare alla discontinuità sepolta,

ii) riflettersi,

iii) ritornare al ricevitore,

si può risalire alla posizione della struttura riflettente se è nota la velocità di propagazione.

Le modalità d’impiego del georadar sono due:

1) Monostatico, se si utilizza una sola antenna che funziona sia da trasmittente che da ricevente (Fig.

1a), ovvero essa trasmette l’impulso radar e subito dopo si pone in ricezione per captare l’energia

riflessa da un eventuale bersaglio.

2) Bistatico, se vengono adoperate due antenne distinte (una per trasmettere Tx e una per ricevere

Rx) che vengono tenute ad una distanza fissa l’una dall’altra mentre si esegue il rilievo (Fig. 1b).

UNA DIFFERENZA CONSISTE NEL FATTO CHE UTILIZZANDO IL

Figura 1- Illustrazione del sistema del sistema di acquisizione a) monostatico e b) bistatico

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La tecnica di acquisizione può inoltre essere “ in continuo ”, ovvero con il sistema di antenne è

mosso in modo continuo sulla superficie del terreno lungo un profilo ben definito, oppure “ per

punti”. Nella modalità in continuo, le antenne sono trascinate manualmente o mediante dei veicoli

con velocità costante e anche l’energia radar è trasmessa nel sottosuolo costantemente e ad un ritmo

fissato. Nella modalità per punti, una o entrambe le antenne vengono spostate ad intervalli spaziali

discreti consentendo l’acquisizione dei dati solo in determinati punti. L’acquisizione per punti (molto

più onerosa in termini di tempo) viene utilizzata solo in particolari situazioni; ad esempio quando la

presenza di asperità sul terreno rende difficoltoso il trascinamento delle antenne.

1.1.1 Le operazioni sul campo

Le indagini elettromagnetiche impulsive sono state eseguite con strumentazione georadar modello Hi

Mod prodotto dalla IDS e con l’utilizzo delle antenne da 200, 600 e 900 MHz.

La scelta della frequenza dell’antenna è strettamente legata allo scopo specifico dell’indagine. Le

ricerche indirette, basate sull’individuazione di elementi legati ad eventi di dissesto quali cavità e/o

sottoservizi, hanno come obiettivo anomalie di medie dimensioni (0.5-2.0m) poste a profondità che

possono variare da qualche decina di centimetri a qualche metro. In questo caso la configurazione

strumentale tipica, è stata costituita da: i) antenna dual band 200-600 MHz e antenna da 900MHz; -

ii) tempo di fondo scala pari a 60 ns (nanosecondi) per l’antenna da 900MHz, 80 ns per l’antenna da

600MHz e 160 ns per l’antenna da 200 MHz. Ovviamente la configurazione proposta rappresenta

uno standard e deve essere, in ogni caso, ottimizzata tramite prove di taratura preliminari all’indagine

in situ. La configurazione base è stata mantenuta costante al fine di ottenere risultati comparabili su

tutte le aree indagate. In Fig. 2(a) viene riportato il sistema GPR utilizzato nella campagna di misure

costituito da: i) un antenna dual-band 200-600 MHz munita di odometro per avere istante per istante

la posizione dell’antenna lungo il profilo di acquisizione; ii) unità di controllo, che consente la

visualizzazione, in tempo reale, del risultato grezzo e la memorizzazione dello stesso.

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Fig. 2: (a) esempio di acquisizione dati col metodo del profilo continuo; sezioni radar in rappresentazione linescan

a colori (b) e wiggle trace (c).

Il risultato è una “sezione radar” (Fig. 2b, c) in cui sull’asse delle ascisse è riportata la distanza (in

metri) percorsa dall’antenna lungo il profilo e sull’asse delle ordinate è riportato il tempo doppio di

viaggio dell’onda elettromagnetica nel sottosuolo, cioè il tempo che l’onda elettromagnetica impiega

per andare dall’antenna trasmittente alla superficie di contatto tra due mezzi con caratteristiche

elettromagnetiche distinte, essere riflessa e tornare indietro all’antenna ricevente.

1.1.2 Il metodo georadar: caratteristiche e limiti

La metodologia elettromagnetica impulsiva, comunemente conosciuta con il nome anglosassone

Ground Penetrating Radar (GPR), utilizza impulsi elettromagnetici di breve durata per l’esplorazione

del sottosuolo. Attraverso un’analisi degli impulsi riflessi da superfici di discontinuità dei parametri

elettromagnetici è possibile risalire alle strutture presenti nel sottosuolo. Tale metodo ha il vantaggio

di fornire in tempo reale una descrizione dettagliata del sottosuolo indagato. Il GPR trova ottimi

impieghi in terreni resistivi (spazi vuoti, ghiaie, sabbie sciolte, etc..), consentendo di individuare

strutture con “caratteristiche elettromagnetiche” differenti rispetto all’ambiente circostante, mentre

risulta praticamente “cieco” in terreni con alta conduttività, in cui l’assorbimento dell’energia da

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parte del materiale stesso ne limita la profondità di indagine (ad esempio in caso di strati di argilla,

falde freatiche, umidità nel sottosuolo).

I parametri fisici che influenzano la propagazione delle onde elettromagnetiche nel mezzo (in questo

nel sottosuolo) sono:

la conducibilità elettrica σ (s/m). Essa è una caratteristica del mezzo e rappresenta la sua

capacità di veicolare una corrente elettrica. Un buon conduttore è caratterizzato da alti valori di σ.

la permittività dielettrica ε. Essa rappresenta la capacità del materiale di polarizzarsi

elettricamente in risposta all’applicazione di un campo elettrico esterno. Un dielettrico perfetto è

rappresentato dallo spazio vuoto in cui σ = 0. La permittività dielettrica del vuoto è εo = 8,857 x 10-12

(Farad/m). La permittività relativa al vuoto è chiamata costante dielettrica εr = ε/εo ed è un numero

puro.

la permeabilità magnetica μ. Essa rappresenta la capacità del materiale di magnetizzarsi

per effetto di un campo magnetico esterno. La permeabilità magnetica del vuoto è μo = 4π x 10-7

(Henry/m). La permeabilità relativa al vuoto μr = μ/μo è un numero puro. Per materiali geologici μr ≈

1 e quindi è di solito un parametro poco significativo nelle indagini GPR.

La propagazione di un campo elettromagnetico in un mezzo materiale è governata dalle equazioni di

Maxwell.

L’ampiezza dell’onda elettromagnetica (EM) subisce un’attenuazione man mano che si propaga in

profondità nel sottosuolo.

La prima causa è lo smorzamento geometrico: l’ampiezza dell’onda EM diminuisce infatti

all’aumentare dalla distanza dal punto sorgente in modo proporzionale all’inverso della distanza.

La seconda causa è legata al tipo di materiale che l’onda EM attraversa, e in particolare alle sue

perdite per conducibilità e/o (caso più raro) per isteresi.

Se il mezzo attraversato dall’onda EM ha un’elevata conducibilità elettrica, l’ampiezza dell’onda EM

viene attenuata molto rapidamente. Mezzi molto conduttivi sono quelli che contengono acqua,

argilla, sali disciolti o elettroliti. Elevati valori di conducibilità si rilevano anche nei suoli agricoli

saturi di azoto e potassio o nei suoli umidi impregnati di carbonato di calcio. La costante dielettrica

varia in base alla composizione chimica, alla struttura fisica, alla quantità di umidità e alla

temperatura del campione roccioso. Tanto più la differenza di εr tra due materiali del sottosuolo è

grande, tanto più aumenta l’ampiezza delle riflessioni generate e l’ampiezza stessa è tanto più

pronunciata, quanto più la distanza tra la discontinuità e le antenne è piccola.

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Nella tabella 1 sono riportati i valori tipici della costante dielettrica relativa εr, della conducibilità

elettrica σ, della velocità v e dell’attenuazione α, osservati per diversi materiali ad una frequenza di

100 MHz:

Tabella 1 : Valori di εr, σ, ν, α per alcuni materiali

Materiale r = / 0 mS/m V(m/ns) (dB/m)

Aria 1 0 0.30 0

Acqua distillata 80 0.01 0.033 2*10-3

Acqua dolce 80 0.5 0.033 0.1

Acqua salata 80 3*104 0.01 10

3

Sabbie asciutte 3-5 0.01 0.15 0.01

Sabbie sature 20-30 0.1-1 0.06 0.03-0.3

Calcare 4-8 0.5-2 0.12 0.4-1

Argillite 5-15 1-100 0.09 1-100

Limo 5-30 1-100 0.07 1-100

Argilla 5-40 2-1000 0.06 1-300

Granito 4-6 0.01-1 0.13 0.01-1

Sale asciutto 5-6 0.01-1 0.13 0.01-1

Un’altra causa di attenuazione sono i fenomeni di riflessione e rifrazione che si verificano quando

l’onda incide su una superficie di separazione tra due mezzi con differenti proprietà

elettromagnetiche.

Riflessioni e trasmissioni possono inoltre manifestarsi in maniera pronunciata generando riflessioni

multiple o fenomeni di scattering che disperdono ancora di più l’energia radar.

Le antenne utilizzate nei sistemi radar hanno un “range di frequenze” che va da 10MHz a circa

3GHz. Esse hanno generalmente una larghezza di banda di due ottave, cioè le frequenze variano tra

1/2 e 2 volte la frequenza dominante o frequenza di centro banda f0. In realtà, anche se un’antenna

radar è identificata da una segnata frequenza di centro banda, non necessariamente l’energia che si

propaga nel sottosuolo è esattamente centrata su quella frequenza, poiché il suolo ha un effetto di

carico sull’antenna. Inoltre nel sottosuolo le alte frequenze vengono assorbite più rapidamente delle

basse e ciò provoca uno spostamento della frequenza centrale verso le basse frequenze.

L’energia radar non penetra nei metalli. Un oggetto metallico largo rispetto alla lunghezza d’onda

incidente rifletterà il 100% dell’energia radar che lo colpisce e oscurerà ogni cosa al di sotto di esso.

La scelta delle antenne da adoperare in un rilievo va fatta in base alle dimensioni geometriche degli

oggetti di interesse e della profondità a cui essi presumibilmente dovrebbero trovarsi.

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Le onde elettromagnetiche prodotte dalle antenne standard, irradiano energia radar nel terreno

secondo un cono ellittico il cui apice è al centro dell’antenna trasmittente. Il lobo di radiazione nel

sottosuolo permette così di “guardare” non solo direttamente sotto l’antenna ma anche di fronte, in

dietro e ai lati man mano che l’antenna viaggia sul terreno. Parliamo così di risoluzione orizzontale.

La stima del lobo di radiazione è importante specialmente quando si progetta la spaziatura tra le linee

di una griglia, in modo da rendere evidenti tutti i bersagli di una certa importanza nel sottosuolo, cioè

in modo tale che questi ultimi siano colpiti dall’energia radar trasmessa e che perciò possano

generare riflessioni. In generale, l’angolo del cono è definito dalla costante dielettrica relativa del

materiale attraversato dalle onde e dalla frequenza centrale di emissione dell’antenna.

Figura 3 – Cono ellittico della penetrazione GPR nel terreno

Un’equazione che può essere usata per stimare la larghezza del fascio di trasmissione a varie

profondità (il footprint) è la seguente (Leucci, 2007a):

dove A sono le dimensioni approssimate del raggio del footprint, λ è la lunghezza d’onda

dell’impulso elettromagnetico in aria, D è la profondità a cui si trova l’oggetto riflettente e r è la

costante dielettrica relativa del mezzo attraversato.

Una volta scelta la frequenza da utilizzare nell’indagine geofisica bisogna conoscere la velocità di

propagazione nel mezzo che ci consente di stimare la profondità (D) delle riflessioni: questa si può

misurare dagli stessi dati georadar. A parità di velocità, all’aumentare della frequenza aumenta il

potere risolutivo verticale e orizzontale. È anche noto però che all’aumentare della frequenza

aumenta il potere di assorbimento del mezzo e diminuisce quindi la profondità di penetrazione.

14r

DA

9

All’interfaccia aria-suolo si crea una prima rifrazione che provoca un cambiamento di direzionalità

del fascio radar; la maggiorparte dell’energia è incanalata al di sotto dell’antenna e si propaga in un

cono.

Più alta è la costante dielettrica relativa r del materiale di cui è costituito il terreno, più bassa è la

velocità dell’onda radar trasmessa, e più focalizzato è il cono di trasmissione delle onde che si

propagano nel terreno.

L’espansione del cono di energia sotto l’antenna, permette di “vedere” un bersaglio non soltanto

quando l’antenna gli passa effettivamente sopra, ma anche prima e subito dopo, generando le

classiche “iperboli” che spesso si notano nei tracciati radar.

Alcune antenne non sono schermate e irradiano in tutte le direzioni. Le antenne non schermate,

possono registrare riflessioni generate dallo stesso operatore che trascina l’apparecchiatura radar

lungo il profilo, o da alcuni oggetti vicini, come per esempio un albero o una macchina, case e linee

elettriche. Queste riflessioni rendono ovviamente più difficoltosa l’analisi dei dati, e per questo è

consigliabile prendere nota degli oggetti presenti in superficie in prossimità del profilo radar

eseguito.

Superfici sepolte, che contengono avvallamenti o creste, possono focalizzare o diffondere l’energia

radar secondo la loro orientazione rispetto all’antenna in superficie. Se per esempio una superficie ha

una convessità verso l’alto, molta dell’energia radar sarà riflessa lontano dall’antenna e non sarà

registrata alcuna riflessione significativa. Questo è il cosiddetto “scattering radar”.

Se invece la superficie sepolta ha una concavità verso l’alto, allora l’energia sarà focalizzata verso

l’antenna e sarà registrata una riflessione più intensa.

Inoltre, poiché nel vuoto non si hanno perdite per assorbimento, una discreta quantità di energia può

restare intrappolata all’interno di una cavità e l’onda può “rimbalzare” più di una volta da una parete

all’altra, generando ogni volta delle riflessioni, che sulla sezione radar sono identificate come

“riflessioni multiple”.

Molto importante è, dunque, la scelta dell’antenna da adoperare poiché è legata alla capacità di

risolvere corpi sepolti e alla profondità che si vuole raggiungere. I fattori che devono essere

considerati sono soprattutto le dimensioni e la profondità dell’oggetto che si vogliono rendere

evidenti e inoltre occorre esaminare accuratamente l’area d’indagine, allo scopo di individuare la

presenza di ostruzioni o impedimenti sulla superficie, linee elettriche, ripetitori, radio, ecc. che

possono limitare o impedire l’utilizzo di alcune antenne.

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Antenne ad alta frequenza (> 500 MHz) forniscono elevate risoluzioni spaziali, ma limitate

profondità di penetrazione, quindi sono adatte per investigare spessori modesti (in genere minori di

un metro). Al contrario, antenne a bassa frequenza consentono una penetrazione superiore, ma la

risoluzione spaziale diminuisce. La banda di frequenza, normalmente utilizzata dai sistemi GPR, va

da circa 10 MHz fino a superare 1 GHz (la profondità di penetrazione, in quest’ultimo caso, si riduce

drasticamente). Inoltre le antenne a bassa frequenza sono più lumghe, più pesanti e meno

maneggevoli rispetto alle antenne a frequenza maggiore.

Figura – 4 Riflessione dal top, dal bottom e riflessione totale da due strati separati da una distanza Δd,

corrispondenti a impulsi di diversa lunghezza d’onda (da Leucci, 2007a).

Considerando due superfici di discontinuità pressoché parallele il segnale ricevuto si relaziona

grossomodo alla riflessione dalla parte superiore e dalla parte inferiore di un oggetto sepolto.

Affinché le due riflessioni siano distinguibili è necessario che la distanza fra le superfici stesse, sia

maggiore o uguale ad una lunghezza d’onda; infatti se la distanza è minore (caso G, H e I in Fig. 4),

allora le onde riflesse risultanti dalla sommità e dal fondo dell’anomalia sepolta non saranno

riconoscibili in quanto sovrapposte l’una all’altra, mentre se è maggiore si individuano due

riflessioni distinte e l’oggetto può essere risolto (vedere le riflessioni A, B e C in Fig. 4).

Generalmente, nel caso del metodo radar, la risoluzione verticale si considera idealmente tra /4 e

/2 dove = v/f0 è la lunghezza d'onda nel terreno corrispondente alla frequenza centrale

dell'antenna (Leucci, 2007a).

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Tabella 2 - Valori della lunghezza d’onda al variare della frequenza e della velocità di propagazione dell’onda

elettromagnetica.

Freq. (MHz) P(ns) (m) a v=c (m) v=(1/3)c (m) v=(1/6)c

1 1000 300 100 50

10 100 30 10 5

30 33 10 3.3 1.65

100 10 3 1 0.5

300 3.3 10 3.3 1.65

500 2 0.6 0.2 0.1

1000 1 0.3 0.1 0.05

2000 0.5 0.15 0.05 0.025

3000 0.33 0.1 0.03 0.015

La fase più delicata dell’indagine GPR è la stima della velocità media con cui l’impulso

elettromagnetico si propaga all’interno del terreno oggetto dell’indagine. Una buona conoscenza di

questo importantissimo parametro, permette all’operatore di stabilire approssimativamente la

profondità a cui si trovano gli oggetti responsabili delle riflessioni osservate nelle sezioni radar.

Le velocità che si riscontrano nelle prospezioni GPR sono comprese tra 30 cm/ns dell’aria e circa 1

cm/ns per l’acqua salata.

Le tecniche di acquisizione dati, per le misure di velocità, sono essenzialmente due: WARR

(riflessione e rifrazione a grande angolo) e CMP o CDP (punto medio comune o punto profondo

comune). Entrambe richiedono l’utilizzo di due antenne separabili fra loro.

La tecnica di acquisizione WARR prevede che un’antenna, in genere la trasmittente, sia tenuta fissa

mentre l’altra si muove lungo il profilo scelto ad una velocità molto bassa e il più possibile costante.

Il problema delle misure di velocità, è comune per i due metodi di prospezione GPR e sismico ed

infatti il WARR si ispira concettualmente agli schemi di acquisizione dei dati sismici “common-

source” o “common-receiver” a seconda se, a rimanere fissa, sia rispettivamente l’antenna

trasmittente o la ricevente.

Nel CDP, le antenne devono essere spostate, di una uguale distanza, lungo versi opposti rispetto ad

un punto medio che resta fermo. Entrambi i metodi prevedono che il riflettore venga individuato

preliminarmente dall’analisi dei profili radar eseguiti precedentemente sul sito. La grande difficoltà

di spostare entrambe le antenne alla stessa velocità, per la registrazione in continuo, porta ad eseguire

il CDP soltanto per punti.

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Il WARR necessita di un riflettore orizzontale mentre il CDP può essere utilizzato anche con

riflettori debolmente inclinati.

Figura 5 - Tecniche radar di acquisizione per la determinazione delle stime di velocità.

Sono disponibili diversi metodi per la stima della velocità delle onde elettromagnetiche. Ognuno di

questi presenta vantaggi e svantaggi nelle applicazioni pratiche.

Metodo 1 - Localizzazione di oggetti a profondità conosciuta: Il tempo doppio di viaggio è il

tempo che occorre ad un’onda EM per percorrere il tragitto, nel terreno, dall’antenna trasmittente

fino all’oggetto e ritorno al ricevitore. Denotando la profondità dell’oggetto conosciuto con znoto e la

velocità dell’onda e.m. con v, il tempo doppio di viaggio per una configurazione monostatica

dell’antenna è dato da:

v

2zt noto

Poiché la profondità dell’oggetto è conosciuta, si può piccare il tempo doppio di viaggio da una

sezione radar e esprimere la velocità dell’onda EM usando l’ equazione sopra. L’accuratezza di

questa velocità, dipende dall’errore terr con cui conosciamo il tempo doppio di viaggio piccato.

Denotando con tpicc il tempo doppio di viaggio piccato, questo può essere espresso come una

funzione del tempo doppio di viaggio accurato e dell’errore introdotto tramite la relazione:

errpicc ttt

Per cui il range della velocità dell’onda EM stimata può essere espresso da:

errpicc

noto

tt

zv

2

oppure

errpicc

noto

errpicc

noto

tt

z2v

tt

z2

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Più è alto l’errore sul tempo doppio di viaggio e più è alta l’imprecisione sulla velocità. Assumendo

la velocità dell’onda EM come costante nell’area vicino l’oggetto noto, la profondità di un oggetto

sconosciuto nelle vicinanze dell’oggetto noto può essere facilmente calcolata usando la velocità

ottenuta.

Metodo 2 – Riflessione da un punto sorgente: Questo è un metodo veloce per la stima della

velocità e si basa sul fenomeno che un piccolo oggetto, per esempio la sezione d’urto di un tubo,

riflette le onde radar in quasi tutte le direzioni (Fig. 6)

Figura 6 - Geometria del punto riflettore

Denotando la profondità dell’oggetto ancora con z e la distanza laterale dell’antenna monostatica

dall’oggetto con x, la lunghezza w del cammino dell’onda può essere semplicemente espressa da

)zx(4w 222

e dunque la funzione del tempo doppio di viaggio con

v

zx2

v

w)x(t

22

Denotando con t0 il tempo doppio di viaggio, sulla verticale all’oggetto, si ha

v

z2t0

l’equazione che definisce t(x) può essere riscritta come:

2

02

2

tv

x4)x(t

che è la formula per la cosiddetta “diffrazione iperbolica”.

Poiché conosciamo, dalla sezione radar, per ogni posizione x, il corrispondente tempo doppio di

viaggio t(x), la velocità può essere calcolata invertendo l’equazione sopra.

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La forma dell’iperbole è governata dalla velocità dell’onda nel terreno e dalla geometria dell’oggetto

sepolto. L’inclinazione dei suoi asintoti è una funzione solo della velocità media. Il tempo di viaggio

al suo vertice è funzione sia della profondità dell’oggetto che della velocità dell’onda nel terreno.

Se l’oggetto riflettore è più allargato e di diametro circolare, come per esempio un cilindro, il vertice

dell’iperbole rappresenta il top del cilindro, mentre la forma è identica a quella di un punto diffrattore

sepolto al centro del cilindro.

Metodo 3 – Registrazione di un semplice CDP: Il percorso di un’onda EM dal trasmettitore al

riflettore e da questo al ricevitore, può essere espresso come una funzione della distanza x tra il

trasmettitore e il ricevitore (Fig. 7) nella forma:

w2 = x

2/4 + z

2

e la funzione del tempo doppio di viaggio come

222

2 4( )

xz

wt x

v v

Denotando la distanza zero del tempo doppio (distanza nulla tra le antenne) di viaggio con t0, allora

v

z2)0x(tt0

L’equazione di t(x)) può essere riscritta come

2202

( )x

t x tv

Può essere stimata la velocità di propagazione dell’onda e.m. nel mezzo.

Figura 7 - Configurazione Trasmettitore / Ricevitore per una semplice registrazione CDP.

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1.2 Il Metodo geoelettrico

I metodi geoelettrici consentono di caratterizzare il sottosuolo dal punto di vista del parametro fisico

resistività elettrica (ρ). Il metodo geoelettrico della resistività si basa sulla circolazione di corrente

elettrica stazionaria (continua o a bassissima frequenza, affinché siano trascurabili i fenomeni di

induzione) nel sottosuolo.

I mezzi materiali, infatti, rispondono ad un flusso di corrente in maniera diversa, in base al valore che

assume il parametro fisico della resistività. Tipicamente, la resistività che i litotipi offrono alla

circolazione di corrente elettrica dipende dal contenuto d’acqua interstiziale, dalla temperatura, dal

contenuto di gas disciolti nell’acqua, dalla presenza di ioni liberi. Nella tabella 3 vengono riportati i

range di variazione di resistività nei materiali costituenti le matrici del sottosuolo più comuni.

Tabella 3. Valori di resistività dei terreni più comuni (Leucci, 2004)

La stima dei valori di resistività si realizza mediante un quadripolo elettrico costituito da due

elettrodi A e B, detti di corrente, e due elettrodi M ed N detti di potenziale. Attraverso gli elettrodi A

e B viene inviata nel sottosuolo una corrente di intensità I nota e tramite gli elettrodi M e N si misura

la differenza di potenziale V. I quattro elettrodi costituiscono, nel loro insieme, il dispositivo

elettrodico di misura, che può presentare diverse geometrie di disposizione sul terreno, ognuna

caratterizzata da un parametro K che prende il nome di “fattore geometrico”.

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La relazione che lega i parametri fisici corrente elettrica (I), differenza di potenziale ( V), resistività

elettrica (ρ) è la ben nota legge di Ohm:

ρ = K V/I.

Definendo V in volts, I in Amperes e K in metri, la resistività ρ viene espressa in Ohm m. In realtà

quella che viene calcolata è una resistività apparente (ρa) ossia è un valore di resistività dovuto ai

diversi contributi di tutto il sottosuolo che si sentiranno, in maniera più o meno forte, a seconda della

distanza dal dispositivo di misura.

Le tecniche di misura consistono in mappe, in profili di resistivita, in sondaggi elettrici verticali

(SEV) e in pseudosezioni e tomografie 2D e 3D. Le mappe vengono realizzate traslando il

dispositivo ortogonalmente alla sua lunghezza, ottenendo in tal modo informazioni sulle variazioni

areali dei valori di resistività. Per la costruzione dei profili, invece, si trasla il dispositivo

parallelamente alla sua lunghezza a partire da un punto fisso scelto come origine; questa tecnica

consente di individuare variazioni laterali di resistività. Nei SEV, infine, l’array elettrodico viene

progressivamente allargato rispetto ad un punto medio fisso, per ricavare informazioni circa

l’andamento verticale dei valori di resistività.

1.2.1 Dispositivi elettrodici

I vari metodi di prospezione elettrica, differiscono tra loro essenzialmente per la disposizione dei

quattro elettrodi sul terreno e il diverso modo di spostarli da una misura alla successiva. La scelta del

particolare metodo da impiegare in ciascun caso, sarà legata alla possibilità di mettere in massimo

risalto le variazioni di resistività dovute ai corpi che si vogliono evidenziare.

i dispositivi più usati sono il Wenner, lo Shlumberger e il Dipolo-dipolo (Fig. 8). I primi due

dispositivi sono detti lineari, perché i quattro elettrodi si trovano tutti sulla stessa linea, mentre il

terzo è, in generale, non lineare.

Il dispositivo Wenner utilizza quattro elettrodi tutti equispaziati tra loro come mostrato in figura.

Indicando con “a” la distanza tra ciascuna coppia di elettrodi contigui, il fattore geometrico sarà

k = 2πa.

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Nel dispositivo Schlumberger, che è simmetrico rispetto al suo punto centrale, i due elettrodi di

corrente esterni C1 e C2, si trovano ad una distanza molto più grande dei due elettrodi di potenziale

interni P1 e P2 (nella pratica si usa P1P2 compreso tra 1/5 e 1/25 di C1C2). Il fattore geometrico vale

in questo caso

k = π4

21

21

2/212

PP

PP

CC .

Fig. 8: Dispositivi quadripolari di misura. a) Dispositivo Wenner; b) Dispositivo Schlumberger; c) Dispositivo

dipolo-dipolo.

Il dispositivo dipolo-dipolo, come dice il suo nome, utilizza un dipolo di corrente e un dipolo di

potenziale. In questo caso, il fattore geometrico dipende dalle loro posizioni reciproche e dalle

distanze tra i dipoli. Nel caso di disposizione lineare e simmetrica, indicando con a le distanze

dipolari e con na la distanza tra i due elettrodi interni C1 e P1, k vale

k = πn(n+1)(n+2)a

Negli ultimi decenni è stata sviluppata una nuova tecnica di indagine, in cui le misure di resistività

sono fatte usando un sistema costituito da un gran numero di elettrodi. Questa tecnica, indicata con il

nome di tomografia geoelettrica, risulta particolarmente adatta per investigazioni in aree di interesse

geologico, minerario, idrogeologico, ingegneristico ed archeologico. La tomografia elettrica, può

essere bidimensionale o tridimensionale, a seconda che la zona di interesse sia una sezione piana

a)

b)

c)

C1 P1 O P2 C2

P1 C1 C2 P2 O

C1

C2

P1

P2

O 1 O 2

18

verticale del sottosuolo o un intero volume di terreno. Nel primo caso, gli elettrodi saranno disposti

sul terreno tutti allineati ed equispaziati, mentre nel secondo caso, saranno disposti sempre sulla

superficie del terreno, ma sui nodi di una griglia quadrata. In Fig. 9 sono rappresentati i due modi in

cui si possono disporre gli elettrodi.

Nel caso della multielettrodica, si lavora con una serie di elettrodi equispaziati collegati, per mezzo

di un cavo multicanale, ad uno strumento in grado di gestire l’immissione di corrente e la misura

della differenza di potenziale dai quattro elettrodi volta per volta interessati dalla misura; da qui se ne

deduce la grande innovazione nell’indagine geoelettrica apportata dalla multielettrodica: essa infatti

non solo permette di raccogliere un gran numero di dati in poco tempo e a costi contenuti , ma anche

di risolvere alcuni problemi, ad esempio quello della rappresentazione dei dati.

I vari dispositivi elettrodici, sono caratterizzati da una serie di parametri, dai quali dipenderà

l’investigazione. Sarà l’operatore a decidere, in base agli scopi dell’indagine, alle caratteristiche della

regione interessata dalla misura, al tempo a disposizione e alla quantità di memoria disponibile sul

computer, qual’ è quello più adatto alle misure, caso per caso.

Fig. 9: Disposizione degli elettrodi sul terreno per indagini geoelettriche multielettrodiche 2D (a) e 3D (b).

Strumentazione

Elettrodo

a)

b)

19

Fig. 10: Dispositivi elettrodici e corrispondenti fattori geometrici (Loke, 2001).

In Fig. 10 sono rappresentati i vari tipi di dispositivi elettrodici. Indicheremo sempre con C1 e C2 i

due elettrodi di corrente e con P1 e P2 i due elettrodi di potenziale.

1.2.2 Il Metodo dei Potenziali Spontanei

Il metodo del potenziale spontaneo (SP) è uno dei metodi elettrici, ma diversamente dagli altri è una

tecnica passiva, che non prevede l’immissione di corrente nel terreno. I’SP consiste nel misurare,

mediante una coppia di elettrodi infissi nel suolo, le differenze di potenziale tra punti della superficie

(lungo profili e/o mappe) dovute alla presenza di un campo elettrico prodotto da sorgenti naturali

distribuite nel sottosuolo. Per quanto attiene alla genesi dei PS, sono stati proposti vari meccanismi

fisico-chimici: i) potenziali di membrana o di diffusione che si originano a causa di reazioni

elettrochimiche; ii) i potenziali elettrocinetici (o di streaming potential) che devono la loro esistenza

al moto di fluidi elettrolitici sotterranei attraverso sistemi porosi a causa di un gradiente di pressione.

Il fenomeno del SP è generato, in particolare, dal flusso dell’acqua che circola nel sottosuolo, che

durante il suo cammino nei pori interconnessi porta con se cariche elettriche presenti all’interfaccia

Dipolo-Dipolo Equatoriale

Figura 1.3: Dispositivi usati più comunemente con relativo fattore geometrico

a a a

a a a

a a a

Wenner Gamma

C1 P1 C2 P2

C2 C2 P2 P2 P1 P1 C1 C1

Wenner Alpha Wenner Beta

a C1 P1

Polo-Polo

a a na C1 P2 P1 C2

a na P2 P1 C1

Dipolo-Dipolo in linea Polo-Dipolo

a na P2 P1 C1

na C2

a a na

k = 2πa k = 6πa

k = 3πa k = 2πa

k = π n ( n +1 )( n + 2 )a k = 2π n( n + 1 )a

k = 2π n aL/( L - na )

L = ( a2 + n2a2 )1/2

k = π n ( n + 1 )a

Wenner-Schlumberger

a) b)

c) d)

e) f)

g) h)

20

minerale/acqua. Il metodo dei potenziali spontanei è tra i più economici nel campo della geofisica

applicata per scopi idrogeologici (Telford et al., 1990)..

Le misure di SP vengono semplicemente, in generale, effettuate per mezzo di un multivoltmetro ad

alta impedenza collegato a due elettrodi impolarizzabili, procedendo lungo profili e/o mappe,

utilizzando il metodo del leap-frog o quello della base di riferimento (Reynolds, 2011). In questo

studio, il metodo utilizzato è stato quello della base di riferimento, in cui un elettrodo di riferimento è

stato posizionato al margine dell’area indagata. Si è utilizzata la strumentazione multielettrodica

opportunamente modificata ad alta impedenza. Di fatto tale strumentazione misura e memorizza i

potenziali spontanei.

Le anomalie di potenziale spontaneo sono anche associate con l’acqua presente nelle strutture del

sottosuolo e con il flusso di quest’ultima nel sottosuolo stesso (Fig. 11). Il flusso delle acque

sotterranee è generalmente indicato dalla presenza di valori negativi di SP (Colangelo et al., 2006).

In Fig. 11 viene schematizzato il flusso orizzontale della tavola d’acqua (da destra a sinistra), che

genera SP che aumentano linearmente in direzione del flusso. La pendenza della della linea

rappresenta una misura del gradiente idraulico (Vichabian and Dale Morgan, 2002).

Fig. 11: Schematizzazione dell’andamento dei potenziali spontanei relativa ad un flusso idrico sotterraneo.

1.2.3 Le operazioni sul campo

La strumentazione utilizzata per le misure (Syscal Kid- swich opportunamente modificato) contiene

assemblati sia il sistema di energizzante che quello ricevente (Fig. 12). Il sistema di ricezione è

costituito da un millivoltmetro digitale, atto a misurare la tensione correlata al segnale di corrente

inviato; mentre il trasmettitore, alimentato da batteria esterna, invia nel terreno un segnale di corrente

regolare. L'apparecchiatura procede ad una rimozione immediata del fattore di disturbo stazionario

21

(generato da fenomeni di polarizzazione spontanea) tramite l'inversione della polarità del flusso di

corrente continua nel sottosuolo, cioè grazie all'uso dell'onda quadra di corrente.

Fig. 12: strumentazione geoelettrica.

La scelta del dispositivo è influenzata dalla volontà di ottenere informazioni 3D. E' stato quindi

utilizzato il dispositivo dipolare assiale (dipolo-dipolo) che, tramite una particolare procedura di

campagna, consente di ottenere una griglia regolare di valori di resistività apparente nella sezione

verticale sotto un profilo di indagine. Eseguendo profili con geometria non standard, adattata

all’andamento degli edifici, avremo una griglia pseudo 3D di valori di a. Da questo set di dati si

possono quindi estrarre sia Tomografie Geoelettriche Verticali XZ (TGV) che Orizzontali XY (TGO)

a varie profondità che rendono un quadro chiaro della distribuzione di resistività nel sottosuolo.

Con la stessa strumentazione e geometria sono stati rilevati anche i potenziali spontanei

2. IL TRATTAMENTO DEI DATI GEOFISICI

2.1 Il metodo Georadar

La fase di elaborazione ed interpretazione dati è principalmente basata sull’individuazione di

riflettori, sul calcolo della loro posizione in profondità e delle loro dimensioni.

22

La presenza di colui che interpreterà i dati durante la fase di acquisizione è sicuramente consigliata

per una corretta integrazione dei risultati con i vari fattori ambientali.

Una valutazione preliminare dei risultati può essere effettuata già in fase di acquisizione favorendo le

eventuali correzioni della configurazione strumentale al fine di ottimizzare la qualità dei dati in

funzione dello scopo dell’indagine.

La fase di elaborazione è generalmente preceduta da una di filtraggio durante la quale una serie di

filtri applicata ai dati consente il miglioramento del rapporto segnale/rumore. Successivamente,

tenendo in considerazione gli scopi dell’indagine, ogni profilo viene trattato in modo da mettere in

maggior risalto le informazioni richieste.

In caso quindi di indagini finalizzate all’individuazione di target di piccole dimensioni, i dati

verranno filtrati in modo da rimuovere le riflessioni a profondità costante evidenziando

principalmente le variazioni laterali del segnale. Una volta ottenuta la sezione radar-stratigrafica

relativa ad ogni profilo, viene effettuata la sua conversione dalla scala verticale in tempo alla scala in

profondità. Quest’ultima fase richiede la stima della velocità di propagazione delle onde

elettromagnetiche che può essere effettuata utilizzando uno dei metodi sopra elencati. Nel caso in

studio è stato utilizzato il metodo denominato “riflessione da un punto sorgente”.

L’elaborazione dei dati GPR è stata molto complessa ed i passi del “processing” sono di seguito

elencati:

1) rimozione della traccia media: questo tipo di filtro permette la rimozione della banda orizzontale

visibile nelle sezioni radar, che può rappresentare riflessioni da oggetti che si mantengono a distanza

costante dall’antenna. L’algoritmo, basandosi su un semplice processo aritmetico, che somma tutte le

ampiezze delle riflessioni generate allo stesso tempo lungo il profilo e divide per il numero delle

tracce sommate, permette di rimuovere la traccia media e di esaltare, così, gli eventi non orizzontali

presenti nelle sezioni radar;

2) normalizzazione dell’ampiezza (declipping): per eliminare locali saturazioni nell’ampiezza delle

tracce. Si sceglie un fattore di scala (0.6 nel nostro caso) per il quale saranno moltiplicati tutti i valori

dell’ampiezza: una procedura di interpolazione che utilizza un polinomio di terzo ordine permetterà

la ricostruzione delle forme d’onda saturate.

3) migrazione: una tecnica che permette di eliminare distorsioni introdotte nei dati registrati. una

sezione GPR non contiene informazioni unidirezionali a causa del lobo conico di radiazione

dell’energia per cui alcune riflessioni presenti possono essere generate anche da oggetti posti

lateralmente rispetto alla posizione dell’antenna. Questo carattere multidirezionale della registrazione

23

delle riflessioni GPR si manifesta nella generazione di iperboli che possono causare seri problemi

nell’interpretazione. La migrazione risolve questo problema di immagine riportando l’energia al suo

vero punto di riflessione.

4) filtro passa basso: consente di eliminare la componente di rumore ad alta frequenza (effetto

nebbia) presente nelle sezioni radar.

La planimetria dei profili ha consentito di correlare spazialmente, in modo 3D, le anomalie presenti

su ciascuna sezione utilizzando l’analisi dell’ampiezza degli eventi riflessi entro assegnati intervalli

di tempo e costruendo le isosuperfici di ampiezza.

La planimetria dei profili ha consentito di correlare spazialmente, in modo 3d, le anomalie presenti

su ciascuna sezione utilizzando l’analisi dell’ampiezza degli eventi riflessi entro assegnati intervalli

di tempo (time slices) (Fig. 13).

Figura 13: schema di costruzione delle time slices; l’ampiezza visualizzata nelle time slices rappresenta la media

dei quadrati delle ampiezze degli eventi riflessi nella finestra temporale dt

Come è noto, l’ampiezza degli eventi riflessi è direttamente correlabile con il contrasto tra le

caratteristiche elettriche dei mezzi presenti nel sottosuolo, pertanto la visualizzazione

tridimensionale, per intervalli di ampiezza, della distribuzione degli eventi riflessi consente la

localizzazione spaziale delle strutture che determinano le riflessioni stesse. Ogni time slice

corrisponde ad uno strato di terreno la cui profondità ed il cui spessore dipendono, oltre che dai

valori assunti per il tempo, dalla velocità di propagazione delle onde elettromagnetiche nel

sottosuolo.

24

Il tipo di analisi precedentemente descritto applicato alle aree in studio ha dato risultati soddisfacenti.

Sono state costruite slices di ampiezza a intervalli temporali di 5ns; ogni slice corrisponde ad uno

spessore di terreno di circa 0.17m.

Il colore blu indica debole ampiezza del segnale riflesso (sottosuolo costituito da materiale

sostanzialmente omogeneo); i colori dal celeste al rosso più intenso indicano ampiezze via via

crescenti del segnale riflesso e quindi presenza di discontinuità elettromagnetiche significative. Le

variazioni di ampiezza (quindi di colore) in una stessa slice sono indice di variazioni orizzontali nelle

caratteristiche elettromagnetiche del terreno.

2.2 Il metodo Geoelettrico

La pseudo-sezione di resistività fornisce un’immagine approssimativa ed immediata della

distribuzione di resistività lungo la sezione verticale di sottosuolo sottesa al profilo di misura; può

essere quindi considerata come un’immagine sfocata della configurazione elettrica del sottosuolo. La

tomografia geoelettrica vera e propria si ottiene mettendo a fuoco l’immagine di resistività apparente

in modo da definire meglio le geometrie dei corpi sepolti. E’ possibile risolvere questo problema

(cioe passare da una pseudo-sezione a una tomografia) applicando la tecnica d’inversione di Loke &

Barker (1996).

La tecnica è essenzialmente un’ottimizzazione del metodo dei minimi quadrati in cui un modello di

partenza viene iterativamente modificato finché la differenza tra questo e la pseudo-sezione

sperimentale risulta ridotta al minimo. L’assunto di base della tecnica per la costruzione del modello

è che nel sottosuolo ci sono tanti strati quanti sono i valori di resistività sulla curva sperimentale di

ρa. La profondità media di ogni strato e uguale alla spaziatura elettrodica utilizzata per la misura di

resistività moltiplicata per una costante il cui valore deve essere tale da ridurre al minimo la

differenza tra la curva teorica (ricavata dal modello) e la curva sperimentale. Questa costante viene

determinata utilizzando l’algoritmo del trial and error, ovvero calcolando la percentuale di scarto

root mean squared (r.m.s., radice quadrata media) tra i valori di ρa osservati ed i valori ρa calcolati

nei punti considerati. Dopo ogni iterazione la curva modello di resistività apparente viene ricalcolata

e confrontata con la curva di resistività apparente osservata. Questa procedura e ripetuta fino a

quando la differenza r.m.s. tra le due curve e ridotta al minimo. Questa tecnica e stata estesa al caso

bidimensionale da Barker (1992) e successivamente ampliata da Loke & Barker (1996); in questo

caso il modello utilizzato è ottenuto suddividendo il sottosuolo in volumetti rettangolari ad ognuno

dei quali corrisponde un valore di resistività apparente misurato in campagna. La profondità media di

25

ciascuno di questi elementi sarà funzione delle differenti spaziature elettrodiche utilizzate (Tabella

4).

Tabella 4: Profondità di investigazione dei vari dispositivi elettrodici (Loke, 2001) (L: lunghezza dello stendimento

elettrodico; a: distanza interelettrodica; z: profondità di indagine; n: numero di livelli nel sottosuolo).

Da questo modello iniziale di sottosuolo si calcola una pseudo-sezione teorica di resistività

apparente. Le differenze tra i valori di resistività apparente della pseudo-sezione teorica e della

pseudo-sezione sperimentale vengono utilizzate per ricavare delle resistività quanto più vicine alla

realtà per ognuno degli elementi del modello. L’intero processo e ripetuto iterativamente fino a

quando la differenza r.m.s. raggiunge un valore minimo fissato dall’operatore. Non sempre, però, al

più basso valore r.m.s. possibile, corrisponde il modello geologico di sottosuolo più vicino alla

realtà. A volte, infatti, si possono ottenere variazioni poco realistiche nei valori di resistività del

modello. Pertanto, l’approccio piu corretto e quello di scegliere il modello di sottosuolo

corrispondente all’iterazione dopo la quale l’errore r.m.s. non cambia significativamente.

DISPOSITIVI ELETTRODICI zmed/a zmed/L

Wenner Alfa 0,519 0,173

Wenner Beta 0,416 0,139

Wenner Gamma 0,594 0,198

Dipolo-dipolo n = 1 0,416 0,139

n = 2 0,697 0,174

n = 3 0,962 0,192

n = 4 1,22 0,203

n = 5 1,476 0,211

n = 6 1,73 0,216

Wenner-Schlumberger n = 1 0,52 0,173

n = 2 0,93 0,186

n = 3 1,32 0,189

n = 4 1,71 0,19

n = 5 2,09 0,19

n = 6 2,48 0,19

Polo-dipolo n =1 0,52

n =2 0,93

n = 3 1,32

n = 4 1,71

n = 5 2,09

n = 6 2,48

Polo-polo 0,867

26

3 RISULTATI

3.1 Modello 3D della geologia dell’area in studio

L’area presa in esame è compresa nel foglio della Carta d’Italia dell’Istituto Geografico Militare n°

203. Il centro storico del Comune di Mesagne, cittadina a sud-ovest di Brindisi è stato, notoriamente,

abitato dai Messapi sin dal VI secolo a.C. ed è poi passato attraverso le dominazioni Romana, Greco-

Bizantina, Normanna, Sveva, Francese e Spagnola che hanno lasciato tracce di grande valore storico-

artistico su cui sono evidenti gli inevitabili effetti di alterazioni antropiche. Nell’area del centro

storico, in cui oggi resta ancora traccia dell’antico impianto medievale della città, caratterizzato da

quartieri di casupole il più delle volte monovano, numerosi sono stati i ritrovamenti di interesse

archeologico: ultimo in ordine cronologico quello del 1999 riguardante alcune tombe messapiche del

V secolo a.C.

Numerose sono state anche le modifiche morfologiche consistenti in spianamenti, scavi e successivi

colmamenti detritici come testimoniato da documenti presenti negli archivi dell’ufficio tecnico del

Comune stesso; da segnalare anche la presenza a vista di cavità ipogee che verosimilmente servivano

come cantine e depositi di vario genere. La geologia del centro storico e della città di Mesagne in

generale è mostrata nella carta geologica di Fig. 14 (C.G.I., 1970). I primi metri di sottosuolo sono

costituiti da sabbie argillose giallastre debolmente cementate. La tavola d’acqua è collocata ad una

profondità media di circa 4 m dal piano di campagna. Infatti il substrato geologico, formato da sabbie

dell’Unità Post-Calabriana e che si presentano prevalentemente sciolte, è interessato da processi di

degrado nelle parti superficiali il cui effetto più significativo è l’asportazione progressiva della parte

cementante per effetto della pioggia e dell’acqua proveniente dalle perdite della rete idrica e

fognaria.

27

Fig. 14: Carta Geologica della parte sud-ovest della provincia di Brindisi (dalla Carta Geologica d’Italia, n. 203

della Mappa I.G.M. 1:100.000).

Al fine di costituire una base conoscitiva di dettaglio legata alla geologia dell’area indagata,

particolare attenzione è stata dedicata alla raccolta e catalogazione delle informazioni relative alle

stratigrafie di alcuni pozzi ubicati nel centro storico (Fig. 15). Le stratigrafie ed il livello di falda

sono relativi a dati raccolti nel 1987 gentilmente forniti dall’Ufficio Tecnico della Città di Mesagne.

28

Figura 15: Centro storico della Città di Mesagne: ubicazione dei pozzi (gentilmente fornita dall’Ufficio Tecnico).

Per la realizzazione del modello geologico – stratigrafico è stato utilizzato il software Groundwater

Modeling System (GMS) che è un ambiente grafico completo per l’esecuzione di simulazioni legate

alla modellazione dei parametri legati alla geologia ed alle acque sotterranee. L’intero sistema GMS

consiste in una interfaccia utente grafica (il programma GMS) e una serie di codici di analisi

(MODFLOW, MT3DMS, RT3D, SEAM3D, MODPATH, SEEP2D, FEMWATER, NUFT,

UTCHEM).

L’interfaccia di GMS è divisa in undici moduli, che supportano diversi tipi di dati (Triangular

Irregular Network ( TIN) Module, Borehole Module, Solid Module , 2D Mesh Module, 2D Grid

Module, 2D Scatter Point Module, 3D Mesh Module, 3D Grid Module, 3D Scatter Point Module,

Map Module, Gis Module).

In ambiente GMS è stato utilizzato il modulo denominato MODAEM, che consente l’analisi ad

elementi analitici (poligoni, linee e punti). La caratteristica più importante del modulo è che non

richiede la discretizzazione all’interno delle celle di una griglia. MODAEM è stato utilizzato per

29

ricavare informazioni legate alla profondità e spessore degli strati geologici e della falda acquifera

dell’area in esame.

Il primo passo è stato quello di inserire all’interno del software, utilizzando il “Borehole Module”

l’ubicazione dei pozzi. Oltre alle stratigrafie è stato anche considerato il livello statico della falda .

Partendo dai dati litostratigrafici associati ai pozzi dislocati nell’area di studio, opportunamente

omogeneizzati in relazione alle caratteristiche litologiche e implementati in due diversi shape files,

l’analisi statistica dei contatti tra le facies lungo la direzione verticale e l’adozione del principio

interpretativo contenuto nella legge di Walther (Jones et al., 2003, 2005) hanno consentito lo

sviluppo del modello geologico 3D (Fig. 16). Ciò è stato possibile all’interno di una routine

computazionale condizionale del software Groundwater Modeling System (http://www.scisoft-

gms.com) per quantificare tutte le informazioni disponibili e generare, previa opportuna

discretizzazione spaziale su griglia, immagini multiple alternative geologicamente plausibili, equi-

condizionate ed equiprobabili (Deutsch e Journel, 1992; Weissmann e Fogg, 1999), della

distribuzione delle facies nel sottosuolo del dominio territoriale di indagine fino ad una profondità di

circa 50m.

Più in dettaglio nella definizione del modello 3D si sono considerate le unità litologiche principali

che era possibile vincolare adeguatamente in profondità, cioè le sabbie e calcareniti organogene,

calcareniti sabbiose, le argille siltoso sabbiose, le calcareniti e calciduriti algali. I dati delle

interfacce, definite in profondità e in superficie, sono stati inseriti nel modello vettoriale digitale,

insieme al modello altimetrico, come superfici geo-referenziate, e definiscono gli orizzonti delle

unità strutturali. Questi elementi costituiscono il modello digitale vettoriale geologico. Il modello

fisico è invece definito su una griglia regolare di passo 10 m, calcolato dalla partizione litologica

definita nel modello vettoriale. Ad ogni nodo della griglia è assegnata una label che definisce la

litologia cui appartiene ed i valori delle proprietà fisiche. Il modello digitale su griglia sopra descritto

è il modello di riferimento che è stato successivamente utilizzato, sia come volume 3D sia come

sezioni 2D.

http://www.scisoft-gms.com/

http://www.scisoft-gms.com/

30

Figura 16: Rappresentazione 3D delle formazioni presenti nell’area in studio

Grazie al software GMS è infatti possibile osservare in tre dimensioni le complesse geometrie delle

unità stratigrafiche presenti nel sito. Con lo stesso software è inoltre possibile costruire profili

geologici lungo qualsiasi direzione e ciò ha permesso di controllare, modificare localmente e così

migliorare l’interpretazione geologica del sottosuolo (Fig. 17 e 18).

31

Figura 17: Indicazione delle sezioni stratigrafiche presenti in Fig. 18

32

Figura 18: Sezioni stratigrafiche dell’area in studio

E’ inoltre possibile visualizzare l’altezza della falda rispetto al livello del mare (Fig. 19).

33

Figura 19: Altezza della falda rispetto al livello del mare (dati del 1987) (le quote sono espresse in metri)

Date le quote del piano di calpestio (Fig. 20) è possibile ottenere la profondità della falda rispetto al

piano di calpestio stesso (Fig. 21).

34

Figura 20: Quote del piano di calpestio rispetto al livello del mare nel centro storico della Città di Mesagne (le

quote sono espresse in metri)

35

Figura 21: Profondità della falda (livello freatico) rispetto al piano di calpestio nel centro storico della Città di

Mesagne (le quote sono espresse in metri)

E’ possibile poi sovrapporre la planimetria del centro storico sul modello che descrive la profondità

della falda (Fig. 22) in modo tale da estrapolare le quote della falda rispetto al piano di calpestio

nell’area interessata dai fenomeni di dissesto (Fig. 23).

36

Figura 22: Profondità della falda (livello freatico) rispetto al piano di calpestio con sovrapposta la planimetria del

centro storico della Città di Mesagne (le profondità sono espresse in metri)

37

Figura 23: Profondità della falda (livello freatico) rispetto al piano di calpestio nell’area interessata dal dissesto

statico

Dalla Fig. 23 si evince che nell’area interessata dai fenomeni di dissesto la profondità della falda

varia tra 2.9 e 4.64m circa.

L’Ufficio Tecnico della Città di Mesagne ha poi fornito i dati relativi ai livelli freatici di 6 pozzi

posti nel centro storico. I dati sono relativi agli anni 2003 e 2014 (rilevamento di marzo 2014). Nella

tabella 5 sono riportati tali valori.

38

Tabella 5: dati relativi al livello freatico forniti dall’Ufficio Tecnico della Città di Mesagne

UBICAZIONE

LIVELLO

PIEZOMETRO

mt. p.c.

LIVELLO FREATICO

mt. p.c.

DICEMBRE 2003

LIVELLO FREATICO

mt. p.c.

MARZO 2014

P1 Via M. Capodieci n.9

7,00 Otturato 4,42

P2 Via M. Capodieci

n.27

2,40 3,20 Chiuso

P3 Via M. Capodieci

n.44

5,54 4,35 4,35

P4 Via F. Ronzini 35

7,38 5,60 5,39

P5 Via F. Ronzini 3

6,80 5,25 5,21

P6 P.tta Calderoni

7,50 4,59 4,30

Confrontando questi valori con quelli relativi al livello freatico del 1987 (Fig. 23bis) non si

riscontrano variazioni significative di quest’ultimo

39

Figura 23bis: Profondità della falda (livello freatico) rispetto al piano di calpestio con sovrapposizione dei pozzi

rilevati nel dicembre 2003 e marzo 2014 da parte dell’Ufficio Tecnico della Città di mesagne

3.2 RILIEVO ELETTRICO.

Le misure sono state eseguite con il dispositivo dipolo-dipolo: infatti, in base a quanto si legge in

letteratura, il dispositivo dipolo-dipolo riesce meglio a mettere in evidenza variazioni orizzontali di

resistività. La massima lunghezza dei profili è stata scelta in base alla massima profondità di

interesse (i primi metri dal piano di campagna) e alla probabile risoluzione richiesta. Sono stati

pertanto utilizzati 24 elettrodi con distanza interelettrodica di 2m. L’inversione dei dati è stata

realizzata mediante un processo iterativo che minimizza la differenza fra la resistività apparente

misurata e quella calcolata in base ad un modello di sottosuolo. Sono pertanto state studiate le

distribuzioni nel sottosuolo dei parametri “resistività elettrica e “potenziali spontanei”.

E’ stata utilizzata una geometria di acquisizione non standard che prevede la disposizione sul terreno

di una linea elettrica che segue il perimetro degli edifici.

40

Sono stati pertanto acquisiti 7 profili la cui ubicazione è mostrata in Fig. 24. I profili elettrici 3D

sono stati denominati ERT1, ERT2, ERT3, ERT4, ERT5, ERT6 ed ERT7 rispettivamente. In questo

modo è stata coperta un area di circa 4960m2.

41

Figura 24: Ubicazioni dei profili elettrici 3D (ERT1,…., ERT7)

Le mappe di resistività e di potenziale spontaneo sono state costruite attraverso l’utilizzo del

software ERTLab e di un apposito algoritmo implementato in ambiente Matlab dal Dr Giovanni

Leucci.

3.2.1 Profili ERT1, ERT2 ed ERT3

I profili ERT1, ERT2 ed ERT3 sono stati combinati in un unico file in modo tale da ottenere la

distribuzione dei parametri fisici resistività elettrica e potenziali spontanei al di sotto degli edifici

compresi nell’isolato tra via Eugenio Santacesaria, vico dei Destro e via Tosches. I modelli di

distribuzione dei parametri fisici resistività elettrica e potenziali spontanei a varie profondità sono

mostrati nelle Figg. 25, 26, 27 e 28.

42

Fig. 25: Modello 3D di distribuzione della resistività e dei potenziali spontanei a profondità comprese tra 0.7 e 1m.

Dal modello di distribuzione della resistività (Fig. 25) risulta evidente la presenza di un sottosuolo

eterogeneo con valori di resistività compresi tra 50 e 500 ohm m. In particolare si nota la presenza:

1) aree (in rosso), indicate con “A”, con valori di resistività comprese tra 400 e 500 ohm m; tali

valori indicano la probabile presenza di aree in cui è localizzato un fenomeno di dissesto. I valori

relativamente bassi di resistività indicano che tali anomalie non sono da imputare alla presenza di

vuoti ma a materiali incoerenti all’interno dei quali sono presenti piccoli vuoti;

2) aree (in blu), indicate con “B”, con valori di resistività compresi tra 50 e 100 ohm m; tali


bassi di resistività indicano che tali anomalie sono da imputare alla probabile presenza di materiali

incoerenti impregnati di acqua;

3) aree (in verde) con valori di resistività compresi tra 150 e 280 ohm m; tali valori indicano la

probabile presenza di un sottosuolo privo di disomogeneità.

Dal modello di distribuzione dei potenziali spontanei risulta evidente la presenza di una distribuzione

disomogenea di quest’ultimi. In particolare si notano due punti, indicati con “R” in cui si ha una

concentrazione di potenziali negativi (-10mV). In questi punti è molto probabile che ci sia un flusso

di materiali nelle direzioni indicate dalle frecce (cioè verso valori di potenziali positivi).

43

Fig. 26: Modello 3D di distribuzione della resistività e dei potenziali spontanei a profondità comprese tra 1.2 e

1.5m.


2.5m.

44


4.0m.

Dai modello di distribuzione della resistività e dei potenziali spontanei (Fig. 26, 27 e 28) a profondità

maggiori risulta evidente l’ attenuazione del fenomeno. Il sottosuolo tende a diventare sempre più

omogeneo.

3.2.2 Profili ERT4 ed ERT5

I profili ERT4 ed ERT5 sono stati combinati in un unico file in modo tale da ottenere la distribuzione

dei parametri fisici resistività elettrica e potenziali spontanei al di sotto degli edifici compresi

nell’isolato tra vico dei Gaza, via dei Destro e P.tta Tarallo. I modelli di distribuzione dei parametri

fisici resistività elettrica e potenziali spontanei a varie profondità sono mostrati nelle Figg. 29, 30, 31

e 32.

45






relativamente bassi di resistività indicano che tali anomalie non sono da imputare alla presenza di

cavità ma a materiale degradato con all’interno piccoli spazi vuoti.




disomogenea di quest’ultimi. In particolare si notano due punti, indicati con “R” in cui si ha una

concentrazione di potenziali negativi (-4.5mV). In questi punti è molto probabile che ci sia un flusso


46


1.5m.


3.0m.

47


4.0m.

Dai modelli di distribuzione della resistività e dei potenziali spontanei (Fig. 30, 31 e 32) a profondità

maggiori risulta evidente l’ attenuazione del fenomeno. Il sottosuolo tende a diventare sempre più

omogeneo. Le variazioni nei valori di potenziali spontanei sono legate al normale flusso delle acque

di falda che in quei punti raggiunge una profondità compresa tra 3.47 e 4.64m.

3.2.3 Profilo ERT6

Il profilo ERT6 è stato acquisito in data 13-02-2014 due giorni dopo rispetto all’acquisizione dei

profili ERT1,…, ERT5. La geometria di acquisizione è tale da ottenere la distribuzione dei parametri

fisici resistività elettrica e potenziali spontanei al di sotto degli edifici compresi nell’isolato tra vico

via Eugenio Santacesaria, P.zza Criscuolo e corte Spada. I modelli di distribuzione dei parametri

fisici resistività elettrica e potenziali spontanei a varie profondità sono mostrati nelle Figg. 33, 34, 35

e 36.

48






relativamente bassi di resistività indicano che tali anomalie non sono da imputare alla non sono da

imputare alla presenza di cavità ma a materiale degradato con all’interno piccoli spazi vuoti.




disomogenea di quest’ultimi. In particolare si nota un punto, indicato con “R” in cui si ha una

concentrazione di potenziali negativi (-8.5mV). In questi punti è molto probabile che ci sia un flusso


49


1.5m.


3.0m.

50


4.0m.

Dai modelli di distribuzione della resistività e dei potenziali spontanei (Fig. 34, 35 e 36) a profondità

maggiori risulta evidente l’attenuazione del fenomeno ovvero il sottosuolo tende a diventare sempre

più omogeneo. Le variazioni nei valori di potenziali spontanei sono legate al normale flusso delle

acque di falda che in quei punti raggiunge una profondità compresa tra 2.0 e 2.9m circa.

3.3 RILIEVI GEORADAR

3.3.1 Misure elettromagnetiche impulsive (GPR)

Sono stati eseguiti alcuni rilievi geofisici allo scopo di effettuare una modellizzazione dei primi metri

del sottosuolo, indagare sulla presenza dei dissesti e di eventuali cavità. Sono state pertanto eseguite

indagini di tipo elettromagnetico impulsivo (georadar).

Nella prima fase le misure elettromagnetiche impulsive sono state eseguite nelle aree esterne alle

abitazioni, mentre nella seconda fase le indagini si sono concentrate, così come richiesto dalla

committenza, all’interno delle abitazioni (Figg. 37 e 38).

51

Fig. 36: Ubicazione dei siti indagati

52

cartella H10CLAC

pavimento

crollato

passo 20 cm

PIAZZA DEI TARALLO

VICO DEI DESTRO

VIA

DE

I DE

ST

RO

cam

ino

23

45

6

carte

lla d

ede

s D

10

N.B

. pro

f.1 c

ancella

to

7

8

910

1112

13

14

15

16

17

18

carte

lla d

ede

s D

10 A

A

carte

lla d

ede

s D

10 A

B

123456789

pozzo

esis

tente

passo

40 c

m

passo

40 c

m

passo

33 c

m

1

2

carte

lla L

11-0

2 A

A

passo

25 c

m

34

5 6 7 8 9 0 d

ista

35

cm

dal m

uro

0 d

ista

37

,5 c

m d

al m

uro

10

12

34

56

78

910

111213

14

2

1

2

3

4

5

6

7

chiu

sin

oto

mb

ino

a 9

.90 m

p

rofilo

rad

ar

7

8

chiu

sin

oto

mb

ino

a 1

1.5

0 m

p

rofilo

rad

ar

1

911

5

1

2

3pavimento

crollato

pavimento

crollatobancone

PIAZZA CRIUSCOLO

Fig. 37: Ubicazione dei profili GPR

Il rilievo georadar consta di N. 174 profili per uno sviluppo complessivo di circa 964 m.

Tutti i profili sono stati acquisiti con 512 campioni/traccia; gli altri parametri di acquisizione sono

stati ottimizzati in loco e tenuti costanti per tutti i profili di ciascun rilievo.

La qualità dei dati di campagna è risultata discreta grazie a una serie di accorgimenti adottati nella

fase di acquisizione.

Tuttavia per tentare di eliminare una componente di rumore, comunque presente nei dati, e

consentire la semplice interpretazione dei dati stessi è stata realizzata un elaborazione i cui passi sono

elencati nel paragrafo 2.1.

53

3.3.2 P.zza Tarallo

L’ubicazione dei profili è riportata in Fig. 38

PIAZZA DEI TARALLO

23

45

67

89

1011

1213

14

Fig. 38: Piazzetta Tarallo: Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in piazzetta Tarallo l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz ha

messo in evidenza (Fig. 39):

54

una buona penetrazione del segnale che arriva fino a 60ns circa (corrispondente a circa 2.1m di

profondità considerando una velocità media di propagazione delle onde elettromagnetiche pari a

circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni (di forma iperbolica) del segnale elettromagnetico legate alla probabile

presenza di sottoservizi (S).

Fig. 39: Piazzetta Tarallo: Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz

I profili acquisiti con l’antenna 200MHz (Fig. 40) non evidenziano anomalie diverse rispetto ai

profili acquisiti con l’antenna da 600MHz.

55

Fig. 40: Piazzetta Tarallo: Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz

56

La planimetria dei profili, acquisiti a 0.5m di distanza l’uno dall’altro, ha consentito di correlare

spazialmente, in modo 3D, le anomalie presenti su ciascuna sezione utilizzando l’analisi

dell’ampiezza degli eventi riflessi entro assegnati intervalli di tempo (time slices).

Il tipo di analisi ampiamente descritta nel paragrafo 2.1 applicata all’area in studio ha dato risultati

soddisfacenti. Sono state costruite slice di ampiezza a intervalli temporali di 5ns; ogni slice

corrisponde ad uno spessore di terreno di circa 0.17m.

Il colore blu indica debole ampiezza del segnale riflesso (sottosuolo costituito da materiale

sostanzialmente omogeneo); i colori dal celeste chiaro al rosso più intenso indicano variazioni di

ampiezze del segnale riflesso e quindi presenza di discontinuità elettromagnetiche significative. Le

variazioni di ampiezza (quindi di colore) in una stessa slice sono indice di variazioni orizzontali nelle

caratteristiche elettromagnetiche del terreno.

In Fig. 41 sono riportate le slices di ampiezza relative alla profondità compresa tra 0.6 e 1.5m di

profondità sovrapposte alla planimetria della piazza.

Fig. 41: Piazzetta Tarallo: Time slices

57

In modo particolare nelle slices a 0.61-0.78m di profondità si evidenziano anomalie (indicate da S

con la linea nera tratteggiata) legate alla probabile presenza di sottoservizi. Nelle slices a 0.86-1.53m

di profondità si evidenziano anomalie (indicate da A con la linea nera tratteggiata) legate alla

probabile presenza di strutture di interesse archeologico.

Il cerchietto nero tratteggiato presente nelle slices 0.61-0.78m e 0.86-1.03m di profondità indica la

probabile presenza di piccoli vuoti. Dal momento che questo si verifica nei pressi dell’anomalia

interpretata come probabile sottoservizio, è probabile la presenza di una piccola perdita in quel

punto.

La determinazione del contenuto d’acqua nei primi metri del sottosuolo, attraverso le prospezioni

GPR, si basa sulla misura della velocità di propagazione delle onde elettromagnetiche nel sottosuolo

stesso, a sua volta legata alla permettività dielettrica relativa (K); data la notevole differenza tra la

permettività dielettrica dell’acqua (Ka = 81) e quella della maggior parte dei materiali geologici

(compresa tra 4 e 10), una piccola quantità di acqua provoca significative variazioni della

permettività dielettrica del mezzo e quindi della velocità di propagazione delle onde

elettromagnetiche nel mezzo stesso. Per bassi valori di conducibilità e nel campo di frequenze

utilizzate la velocità di propagazione delle onde elettromagnetiche nel sottosuolo è legata a K dalla

relazione semplificata

v=c/(K)1/2

(1)

dove c è la velocità di propagazione delle onde elettromagnetiche nel vuoto (c=0.30 m/ns). La

permettività K può essere quindi direttamente determinata dalla velocità v (K=c2/v

2). La correlazione

tra il valore di velocità e il contenuto volumetrico d’acqua nel sottosuolo è calcolata attraverso una

serie di modelli semiempirici. Uno dei più usati è il modello proposto da Topp et al. (1980),

applicabile in caso di mezzi omogenei parzialmente saturi; esso consente di correlare il valore di

permettività dielettrica relativa con il contenuto volumetrico in acqua (w) per mezzo di una semplice

equazione polinomiale

w = -5.3 10-2

+ 2.9 10-2

K –5.5 10-4

K2 + 4.3 10

-6 K

3 (2)

Sebbene non rigorosamente valida in un contesto urbano, l’assunzione di sottosuolo omogeneo può

essere ritenuta accettabile ai fini di una stima qualitativa del contenuto volumetrico in acqua (Du et

al., 1994; Greaves et al., 1996; Leucci et al., 2002).

La presenza di disomogeneità, come ciottoli e tubazioni di dimensioni piccole rispetto alla lunghezza

d’onda del segnale radar nel sottosuolo, fa sì che questi oggetti si comportino come riflettori

puntiformi (diffrattori) e causa la presenza di numerose iperboli di diffrazione sulle sezioni radar.

58

Mediante adattamento delle diffrazioni presenti sulle sezioni con iperboli di velocità nota si può

ottenere una stima della velocità (quadratica media) relativa alla porzione di sottosuolo sovrastante il

corrispondente diffrattore. Potendosi applicare sulle usuali sezioni (monostatiche), il metodo delle

iperboli di diffrazione è più speditivo di altri metodi per la stima delle velocità delle onde

elettromagnetiche, quali WARR (Wide Angle Reflection and Refraction) e CDP (Common Depth

Point), che necessitano di acquisizioni apposite mediante una coppia di antenne separabili. Inoltre, in

caso di abbondante presenza di diffrazioni, come nella situazione in esame, esso consente un

campionamento del campo di velocità nell’area di studio in modo più denso e di gran lunga più

agevole che non con i metodi precedentemente citati.

L’applicazione di questo metodo ha permesso una stima della velocità (variabile tra circa 0.05 m/ns e

circa 0.1 m/ns) fino ad una profondità di 50 ns circa. L’analisi 3D di velocità è stata effettuata con

l’utilizzo di un algoritmo che consente l’interpolazione dei valori puntuali di velocità stimati con le

iperboli di diffrazione. Questo tipo di analisi eseguita sulla sezione radar acquisite in piazzetta

Tarallo ha dato i risultati mostrati in Fig. 42.

Fig. 42: Piazzetta Tarallo: Time slice relativa al contenuto volumetrico in acqua w

In questa slice si notano significative variazioni di w: l’area di colore rosso, in cui sono stati misurati

bassi valori di velocità, è probabilmente caratterizzata da un alto contenuto volumetrico in acqua,

stimabile mediante la relazione (2) pari a circa il 37%; l’area di colore giallo ocra è quella con

59

contenuto volumetrico d’acqua pari a circa il 30%; l’area verde a più alta velocità e quindi

presumibilmente a più basso contenuto volumetrico d’acqua (20 % circa). In sintesi è importante

notare che le zone ad alto contenuto d’acqua sono localizzate nelle immediate vicinanze di quelle

anomalie che sono state interpretate come probabili sottoservizi.

3.3.3 Abitazione di P.zza Tarallo n. 7

L’abitazione di piazzetta Tarallo n. 7 è stata identificata come A 10/2. L’ubicazione dei profili è

riportata in Fig. 43

PIAZZA DEI TARALLO

1

2

3

4

5

6

7

Fig. 43: Piazzetta Tarallo 7 (A/10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in piazzetta Tarallo 7 l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz ha




circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di piccoli vuoti

(C).

60

Fig. 44: Piazzetta Tarallo 7 (A 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



61

Fig. 45: Piazzetta Tarallo, 7 (A 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz





profondità sovrapposte alla planimetria.

62

Fig. 46: Piazzetta Tarallo 7 (A 10/2): Time slices

In modo particolare nelle slices si evidenziano anomalie (quelle di colore rosso) legate alla probabile

presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti cumuli di materiale incoerente con piccoli

vuoti.

3.3.4 Abitazione di Via dei Destro (B 10-2)

L’abitazione di via dei Destro è stata identificata come B 10/2. L’ubicazione dei profili è riportata in

Fig. 47

63

Fig. 47: via dei Destro (B/10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via dei Destro (B 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz

ha messo in evidenza (Fig. 48):



circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di un pozzo (P).

64

Fig. 48: via dei Destro (B 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



65







66

Fig. 50: via dei Destro (B 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti un pozzo (P) e successivamente a

profondità più elevate cumuli di materiale incoerente con piccoli vuoti.

3.3.5 Abitazione di Via dei Destro (C 10-2)

L’abitazione di via dei Destro è stata identificata come C 10/2. L’ubicazione dei profili è riportata in

Fig. 51

67

Fig. 51: via dei Destro (C/10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via dei Destro (C 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz

ha messo in evidenza (Fig. 52 e 53):



circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di un pozzo (P)

nel vano 1;

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di un vuoto (C)

nel vano 2;

68

Fig. 52: via dei Destro (C 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz nel

vano 1

69


vano 2

I profili acquisiti con l’antenna 200MHz (Fig. 54 e 55) non evidenziano anomalie diverse rispetto ai


70


vano 1

71


vano 2






72

Fig. 56: via dei Destro (C 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti un pozzo (P), un probabile vuoto (C) con

probabile presenza di materiale incoerente e successivamente a profondità più elevate cumuli di

materiale incoerente con piccoli vuoti.

3.3.6 Abitazione di Via Santacesaria n 13 (G 10-2)

L’abitazione di via Santacesaria n. 13 è stata identificata come G 10/2. L’ubicazione dei profili è


73

Fig. 57: via Santacesaria n 13 (G 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via Santacesario 13 (G 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da

600MHz ha messo in evidenza (Fig. 58):



circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di un area di

riempimento (R);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di materiale

incoerente (I);

74

Fig. 58: via Santacesaria n 13 (G 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da

600MHz



75

Fig. 59: via Santacesaria n 13 (G 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da

200MHz

3.3.7 Abitazione di Via Santacesaria 14 (F 10-2)

L’abitazione di via Santacesaria 14 è stata identificata come F 10/2. L’ubicazione dei profili è


76

bancone

Fig. 60: via Santacesaria 14 (F 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via Santacesaria 14 (F 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da




circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di un vuoto che è

localizzato nei primi tre profili (C).

77

Fig. 61: via Santacesaria 14 (F 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



78

Fig. 62: via Santacesaria 14 (F 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz






79

Fig. 63: via Santacesaria 14 (F 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti un vuoto (C) con probabile presenza di

materiale incoerente e successivamente a profondità più elevate cumuli di materiale incoerente con

piccoli vuoti.

3.3.8 Abitazione di Via Santacesaria (H 10-2)

L’abitazione di via Santacesaria è stata identificata come H 10/2. L’ubicazione dei profili è riportata

in Fig. 64

80

cartella H10CLAC

pavimento

crollato

passo 20 cm

1

Fig. 64: via Santacesaria (H 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via Santacesaria (H 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da




circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla presenza di un vuoto che è visibile

dal crollo della pavimentazione (C).

81

Fig. 65: via Santacesaria (H 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz




82

Per i profili acquisiti in via Santacesaria (H 10/2) nella parte interna l’analisi dei dati acquisiti con

l’antenna da 900MHz ha messo in evidenza (Fig. 67):



circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla presenza di materiali incoerenti e di

riempimento.


Per i profili acquisiti in via Santacesaria (H 10/2) nella parte interna l’analisi dei dati acquisiti con

l’antenna da 600MHz ha messo in evidenza (Fig. 68):

83



circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla presenza di materiali incoerenti e di

riempimento e di un pozzo.







84

Fig. 69: via Santacesaria (H 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti un vuoto (C) con riempimento materiale

incoerente, un pozzo (P) e successivamente a profondità più elevate cumuli di materiale incoerente

con piccoli vuoti (I).

85

3.3.9 Abitazione di vico dei Gaza (E 10-2)

L’abitazione di vico dei Gaza è stata identificata come E 10/2. L’ubicazione dei profili è riportata in

Fig. 70

Fig. 70: vico dei Gaza (E 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in vico dei Gaza (E 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz




circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di un vuoto (C);


86

Fig. 71: vico dei Gaza (E 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



87

Fig. 72: vico dei Gaza (E 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz






88

Fig. 73: vico dei Gaza (E 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti un vuoto (C) con riempimento materiale

incoerente ed un pozzo (P).

89

3.3.10 Abitazione di via dei Destro (D 10-2)

L’abitazione di via dei Destro è stata identificata come D 10/2. L’ubicazione dei profili è riportata in

Fig. 74

VIA

DE

I DE

ST

RO

ca

min

o

23

45

6

carte

lla d

ede

s D

10

N.B

. pro

f.1 c

ancella

to

7

8

910

1112

13

14

15

16

17

18

ca

rtella

de

de

s D

10 A

A

carte

lla d

ede

s D

10 A

B

123456789

pozzo

esis

tente

passo 4

0 c

m

passo 4

0 c

m

passo 3

3 c

m

Fig. 74: via dei destro (D 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via dei Destro (D 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz




circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di un vuoto (C);


90

Fig. 75: via dei Destro (D 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



91

Fig. 76: via dei Destro (D 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz






92

Fig. 77: via dei Destro (D 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti dei piccoli vuoti (C) con riempimento

materiale incoerente. Inoltre si segnala la presenza di un probabile pozzo (P).

93

3.3.11 Abitazione di via dei Destro (D 10-2 bis)

L’abitazione di via dei Destro è stata identificata come D 10/2bis. L’ubicazione dei profili è riportata

in Fig. 78

Fig. 78: via dei destro (D 10/2bis): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via dei Destro (D 10/2bis) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da




circa 0.07m/ns);


(C);

94

Fig. 79: via dei Destro (D 10/2bis): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



Fig. 80: via dei Destro (D 10/2bis): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz

95






Fig. 81: via dei Destro (D 10/2bis): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti dei piccoli vuoti (C).

96

3.3.12 Abitazione di via Tosches (L 10-2)

L’abitazione di via Tosches è stata identificata come L 10/2. L’ubicazione dei profili è riportata in

Fig. 82

Fig. 82: via Tosches (L 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via Tosches (L 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz ha




circa 0.07m/ns);


(C);

97

Fig. 83: via Tosches (L 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



Fig. 84: via Tosches (L 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz






98

Fig. 85: via Tosches (L 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti dei piccoli vuoti (C). Si evidenziano

inoltre strutture di probabile interesse archeologico (A) indicate dalle linee nere tratteggiate.

99

3.3.13 Abitazione di via dei Destro 22 (L 11-2)

L’abitazione di via dei Destro 22 è stata identificata come L 11/2. L’ubicazione dei profili è riportata

in Fig. 86

Fig. 86: via dei Destro 22 (L 11/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via dei Destro 22 (L 11/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da




circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di riempimenti.

100

Fig. 87: via dei Destro 22 (L 11/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz



Fig. 88: via dei Destro 22 (L 11/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 200MHz






101

Fig. 89: via dei Destro 22 (L 11/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti dei piccoli vuoti.

102

3.3.14 Abitazione di via dei Destro (C1 10-2)

L’abitazione di via dei Destro è stata identificata come C1 10/2. L’ubicazione dei profili è riportata

in Fig. 90

Fig. 90: via dei Destro (C1 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via dei Destro (C1 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz




circa 0.07m/ns);

alcune riflessioni del segnale elettromagnetico legate alla probabile presenza di aree

rimaneggiate e di piccoli vuoti (C).

103

Fig. 91: via dei Destro (C1 10/2): Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz

I profili acquisiti con l’antenna 200MHz non evidenziano anomalie diverse rispetto ai profili

acquisiti con l’antenna da 600MHz.






104

Fig. 92: via dei Destro (C1 10/2): time slices


presenza di criticità. In tali zone potrebbero essere presenti dei piccoli vuoti.

105

3.3.15 Abitazione di via dei Destro 17-19 (B 10-2)

L’abitazione di via dei Destro n 17 – 19 è stata identificata come B 10/2. L’ubicazione dei profili è


Fig. 93: via dei Destro (B 10/2): Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti in via dei Destro (B 10/2) l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz

ha messo in evidenza (Fig. 94) un sottosuolo abbastanza omogeneo.

106


3.3.16 Abitazione di via Santacesaria n 32 e 40

In Corrispondenza dei numeri 32 e 40 di via Eugenio Santacesaria sono stati acquisiti alcuni profili

georadar la cui ubicazione è mostrata in Fig. 95.

Fig. 95: via Santacesaria: Ubicazione dei profili GPR

107

Per i profili acquisiti in via Santacesaria l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz ha

messo in evidenza (Fig. 96) la presenza di un piccolo fenomeno di dissesto in corrispondenza della

cavità indicata con “C” in Fig. 96. Tale cavità si è probabilmente riempita con materiali incoerenti

(data la debole ampiezza della riflessione).

Fig. 96: via Santacesaria: Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz

Dal Confronto dei dati acquisiti dal Dr Gianfreda in data 24 gennaio 2014 e i dati acquisiti dal CNR

IBAM in data 13 febbraio 2014 (Fig. 97) non si evincono grandi differenze. In tali dati è evidente la

presenza di un sottoservizio (linea gialla tratteggiata) che nei punti indicati dalla freccia rossa tende

ad essere meno visibile. Questo può essere dovuto ad un aumento del contenuto volumetrico in

acqua.

108

Fig. 97: via Santacesaria: confronto tra sezioni radar acquisite in tempi diversi

109

3.3.17 Biblioteca

L’ubicazione dei profili acquisiti in biblioteca è riportata in Fig. 98 ch

iusin

oto

mbin

o

a 9

.90 m

p

rofilo

radar

7

8

ch

iusin

oto

mbin

o

a 1

1.5

0 m

p

rofilo

radar

PIAZZA CRIUSCOLO

Fig. 98: Biblioteca: Ubicazione dei profili GPR

Per i profili acquisiti nella biblioteca l’analisi dei dati acquisiti con l’antenna da 600MHz ha messo in

evidenza (Fig. 99) la presenza di un sottosuolo abbastanza omogeneo ed una stanza conosciuta

(indicata dal riquadro giallo tratteggiato).

110

Fig. 99: Biblioteca: Sezioni radar elaborate relative ai profili acquisiti con l’antenna da 600MHz

111

I profili acquisiti con l’antenna 200MHz non evidenziano anomalie diverse rispetto ai profili

acquisiti con l’antenna da 600MHz.

Conclusioni

Nell’ambito della salvaguardia dei beni archeologici, dell’ambiente e del territorio giocano un ruolo molto

importante i metodi d’indagine geofisica non invasivi del sottosuolo nei primissimi metri. Pensiamo alla

possibilità di individuare, in modo veloce ed accurato, i lineamenti di corpi sepolti d’interesse archeologico o

zone a rischio idrogeologico anche in aree urbane.

Il lavoro che è stato realizzato dimostra ancora una volta l’ampio campo di applicabilità delle metodologie

geofisiche. Il rilievo è stato eseguito nel centro storico della Città di Mesagne (BR) allo scopo di indagare su

una problematica di tipo idrogeologico e mettere in evidenza i possibili fenomeni di dissesto e le cause.

Il centro storico della Città di Mesagne è stato, notoriamente, abitato dai Messapi sin dal VI secolo a.C. ed è

poi passato attraverso le dominazioni Romana, Greco-Bizantina, Normanna, Sveva, Francese e Spagnola che

hanno lasciato tracce di grande valore storico-artistico su cui sono evidenti gli inevitabili effetti di alterazioni

antropiche. Nell’area del centro storico, in cui oggi resta ancora traccia dell’antico impianto medievale della

città, caratterizzato da quartieri di casupole il più delle volte monovano, numerosi sono stati i ritrovamenti di

interesse archeologico: ultimo in ordine cronologico quello del 1999 riguardante alcune tombe messapiche del

V secolo a.C. Numerose sono state anche le modifiche morfologiche consistenti in spianamenti, scavi e

successivi colmamenti detritici come testimoniato da documenti presenti negli archivi dell’ufficio tecnico del

Comune stesso e forniti da quest’ultimo nel 1999 in occasione delle indagini geofisiche svolte dal Dr Leucci.

Da segnalare anche la presenza a vista di cavità ipogee che verosimilmente servivano come cantine e depositi

di vario genere. La geologia del centro storico e della città di Mesagne in generale mostra nei primi metri di

sottosuolo sono costituiti da sabbie argillose giallastre debolmente cementate. La tavola d’acqua è collocata ad

una profondità media di circa 4 m dal piano di

campagna. Il substrato geologico, formato da sabbie dell’Unità Post-Calabriana che si presentano

prevalentemente sciolte, è interessato da processi di degrado nelle parti superficiali il cui effetto più

significativo è l’asportazione progressiva della parte cementante per il probabile effetto della pioggia e

dell’acqua proveniente dalle perdite della rete idrica e fognaria.

Dai dati forniti dall’Ufficio Tecnico e relativi ai livelli freatici degli anni 1987, 2003 e 2014 non risultano

significative variazioni dello stesso.

Dai risultati del rilievo elettrico 3D si evince la presenza di un sottosuolo fortemente disturbato ed una fase di

assestamento ancora in atto. In alcuni punti è evidente il movimento anomalo dei flussi idrici sotterranei.

112

Il rilievo elettromagnetico impulsivo (georadar) conferma i risultati del rilievo elettrico e consente di

visualizzare meglio la situazione al di sotto delle abitazioni interessate dal dissesto.

In Fig 100 è riportata la planimetria dell’area indagata con ubicazione dei risultati del rilievo georadar.

Fig. 100: Planimetria con ubicazione dei risultati del rilievo georadar

Si evidenziano anomalie (quelle di colore rosso) legate alla probabile presenza di criticità. In tali

zone potrebbero essere presenti dei piccoli vuoti. E’ da sottolineare come in molte abitazioni si sia

riscontrata la presenza di pozzi e/o cisterne alcuni dei quali sono parzialmente riempiti da materiali

detritici.

113

Alla luce dei risultati ottenuti si evince che i fenomeni di dissesto potrebbero essere causati da (dal

momento che da dati forniti dall’Ufficio Tecnico della Città di Mesagne non risultano significative

variazioni del livello freatico di falda):

1. perdite del sistema idrico e fognario; i liquidi che fluiscono in aree non anche

immediatamente adiacenti alla costruzione possono saturare il terreno di fondazione e ridurre

la sua resistenza meccanica.

L’infiltrazione di acqua superficiale incontrollata, anche in piccole quantità, può aumentare le

qualità plastiche del materiale base di fondazione, abbassandone la capacità portante Leucci,

et al., 2002; Leucci, 2005; Leucci, 2007b; Cataldo et al, 2014);

2. situazione incontrollata dai numerosi pozzi (di fatto non risulta alcun controllo effettuato in

tali pozzi);

3. acqua piovana che si infiltra nel sottosuolo.

Inoltre si consiglia di verificare, attraverso sondaggi diretti, la presenza di eventuali perdite della rete

idrica nelle aree segnalate in questa relazione.

Si propone uno studio approfondito allargato a tutto il centro storico che consenta di realizzare una

carta del rischio dissesti in base alla realizzazione di:

1) Carta 3D di circolazione idrica sotterranea;

2) Carta geologica 3D di dettaglio

3) Rilievi vibrometrici

4) Rilievi geofisici

5) Mappatura dei sottoservizi e individuazione dei punti di perdita

IL RESPONSABILE DELL’UOS DI LECCE I RESPONSABILI SCIENTIFICI

Dr Giuseppe Scardozzi Dr Giovanni Leucci

Ing. Raffaele Persico

114

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