metodi geofisici - Università degli Studi di Modena e Reggio Emilia

605-Metodi geofisici 

Caratterizzazione dei suoli: metodi geofisici 

1. La ricostruzione delle caratteristiche di suolo e sottosuolo ............................ 1 

2. Metodi geoelettrici ......................................................................................... 2 

3. Metodi sismici ............................................................................................... 6 

4. Metodi elettromagnetici ............................................................................... 10 

5. Metodi magnetici ........................................................................................ 12 

6. Georadar .................................................................................................... 14 

7. Appendice: Equazione della rifrazione sismica ............................................. 18 

1. La ricostruzione delle caratteristiche di suolo e sottosuolo 

Nell’ambito della BSC è essenziale identificare l'acquifero più superficiale (figura 

1.a) presente nell'area oggetto di indagine, in quanto potenzialmente più esposto 

ad una contaminazione. 

Questo acquifero viene definito dalle unità geologiche poste in prossimità della 

superficie, capaci di immagazzinare e cedere significativi quantitativi idrici ed è 

limitato inferiormente da un'unità che, a causa della ridotta permeabilità, 

costituisce il livello confinante o substrato della falda. 

Figura 1.a. Acquifero superficiale 

Occorre verificare tutti i tipi di comunicazione idraulica esistenti tra le varie unità 

idrogeologiche presenti e bisogna assicurarsi che il livello confinante sia dotato di 

una permeabilità così bassa da costituire una barriera alla dispersione dei 

contaminanti verso le falde più profonde. 

S. Teggi - Facoltà di Ingegneria – Università degli Studi di Modena e Reggio Emilia – A.A. 2007-08 

1


Una prima fase operativa prevede l'analisi dei dati geologici ed idrogeologici 

ricavati da indagini precedenti sull'area in esame. Una particolare attenzione deve 

essere riservata alla presenza di diverse unità, di discontinuità, di eterogeneità e 

di anisotropia del mezzo. A questa fase preliminare segue quella delle prospezioni 

dirette. 

Il metodo di indagine principale per la caratterizzazione idrogeologica del sito è il 

campionamento diretto del terreno. Tuttavia, se l’area studiata non è di piccole 

dimensioni, questo metodo risulta molto dispendioso ed estremamente invasivo. 

Per questo motivo le perforazioni sono spesso affiancate da indagini geofisiche 

indirette, le quali, in generale, permettono di analizzare grandi volumi di terreno 

con costi e tempi limitati. 

Nelle sezioni successive sono riportati alcuni metodi geofisici fra i più utilizzati. 

2. Metodi geoelettrici 

I metodi geoelettrici misurano, mediante una serie di elettrodi infissi nel terreno, 

secondo diversi tipi di stendimenti, la resistività elettrica del terreno (ρ). 

Questa tecnica può essere utilizzata anche per individuare la presenza di masse 

contaminate nel sottosuolo, in seguito al contrasto di resistività con la matrice del 

terreno circostante. 

Tipicamente, la resistenza che i litotipi (tabella 1) offrono alla circolazione di 

corrente elettrica è: 

• elevata in suoli o strati rocciosi incontaminati a basso contenuto di umidità 

• mediamente elevata in terreni inquinati da composti organici 

• relativamente bassa in terreni inquinati da composti inorganici 

Si può dire inoltre che dipende dal contenuto d’acqua interstiziale, dalla 

temperatura, dal contenuto di gas disciolti nell’acqua, dalla presenza di ioni 

liberi. 

Detta I l’intensità di corrente elettrica [A] applicata al terreno per mezzo di due 

elettrodi C1 e C2, detti di corrente, (figura 1) collegati ad una batteria, e V [V] la 

differenza di potenziale misurata tra altri due elettrodi P1 e P2, detti di potenziale, 

allora la resistività [Ω m] del terreno è data dalla: 

V 

ρ = K 

I 

dove K [m] rappresenta un fattore geometrico dipendente dalla disposizione 

geometrica dei quattro elettrodi (stendimento). 


2


In generale si dimostra che: 

Tabella 1. Valori di resistività dei terreni più comuni e in 

alcuni casi particolari di contaminazione 

Roccia/Materiale Resistività (Ω•m) 

Argille, marne grasse 3 - 30 

Argille, marne magre 10 -40 

Argille sabbiose, silt 25 - 105 

Sabbie con argille 50 - 300 

Sabbia, ghiaia in falda 200 - 400 

Sabbia, ghiaia asciutta 800 - 5000 

Calcare, gesso 500 - 3500 

Arenaria 300 - 3000 

Granito 2000 - 10 000 

Gneiss 400 - 6000 

Rifiuti domestici 12 - 30 

Fanghi industriali 40 - 200 

Plume contaminato da rifiuti domestici 1 - 10 

Olio esausto 150 - 700 

Figura 1. Dispositivo per sondaggi geolettrici 


3


2π 

K = 

⎛ 1 1 ⎞ ⎛ 1 1 ⎞ 

⎜ − ⎟ − 

⎜ − 

⎟ 

⎝ r1 

r2 

⎠ ⎝ r3 

r4 

⎠ 

In figura 2 sono riportati quattro stendimenti tipici per i quali è facile verificare i 

rispettivi valori di K riportati nella tabella 1a. 

Tabella 2. Relazioni per gli stendimenti di figura 2 

Wenner r = r = x r = r = 2x 

K = 2π 

x 

Stendimento Wenner 

C 1 

Stendimento Schlumberger 

C 1 

V 

I 

V 

P P 1 2 C 1 2 C 1 2 C 2 

x x x 

I 

P P1 P C 1 P C 1 P C 2 2 

a x x b x 

1 

Dipolo-Dipolo r1 

= r4 

= x( 

a + 1) 

r = ax r = x( 

a + 2) 

Schlumberger r1 

= ax r2 

= x( 

b + 1) 

r = x( 

a + 1) 

r = bx 

2 

3 

4 

se a = b : 

1 

4 

3 

r = r = ax r = r = x a 

2 

4 

2 

3 

3 

( + 1) 

Stendimento dipolo-dipolo 

I 

x a x 

x 


V 

C 1 C 2 P P 1 2 

Stendimento mise à la masse 

C 1 

V 

a x x 

I 

P P1 P C 1 P C 1 P C 2 2 

Figura 2. Stendimenti per sondaggi geoelettrici 

( a + 1 )( + 2) 

K = −π 

xa a 

2π 

x 

K = 

1 1 1 1 

− − + 

a b + 1 a + 1 b 

se a = b : 

K = π x a a 

( + 1) 

Mise à la masse r = a x r = r = ∞ r = x( 

a + 1) 

K = 2 π 

x a ( a + 1) 

1 

2 

4 

3 

∞ 

4


Figura 3. Esempio di diagramma di resistività 

Date le caratteristiche di anisotropia del terreno, la resistività misurata è un 

valore apparente rappresentativo di un volume la cui estensione, e quindi anche 

lo spessore ispezionato, dipendono dalla distanza fra i due elettrodi di corrente. 

In generale vengono eseguiti sondaggi elettrici verticali (SEV), con i quali si cerca 

di valutare le variazioni di resistività con la profondità facendo diverse misure per 

diverse distanze degli elettrodi di corrente. I dati sono riportati in diagrammi detti 

di resistività, in figura 3 è riportato un esempio di diagramma di resistività. 

Con la strumentazione solitamente utilizzata si raggiungono profondità tipiche di 

30 m. In figura 4 è riportato uno schema per SEV eseguiti utilizzando uno 

stendimento di tipo Schlumberger, in questo caso, data la particolare attrezzatura 

usata, le profondità raggiunte sono superiori. 

Si possono effettuare anche sondaggi elettrici orizzontali (SEO), con lo scopo di 

evidenziare le variazioni laterali della resistività. Al fine di realizzare un SEO: 

• con lo stendimento di Wenner: i quattro elettrodi vengono spostati in blocco 

lungo una determinata direttrice 

• con lo stendimento di Schlumberger: si mantengono fissi a distanza 

relativamente elevata gli elettrodi di corrente A e B e si muovono solamente 

quelli di potenziale M e N lungo una determinata direttrice. 

L’esecuzione di più SEO in direzioni parallele e normali tra loro consente di 

disegnare delle curve di isoresistività apparente e quindi di costruire una carta di 

resistività alle varie profondità. 

Con i metodi geoelettrici è anche possibile rilevare la dislocazione e la dinamica 

(rilievi nel tempo) di un pennacchio di inquinamento nelle acque sotterranee nei 

casi in cui la conducibilità del pennacchio sia sensibilmente superiore a quella 

delle acque di falda incontaminate. 

Le tecniche geoelettriche non danno buoni risultati se il contrasto di resistività è 

basso, inoltre la profondità della falda, le variazioni laterali della stratigrafia ed i 


5


cambiamenti bruschi della topografia rendono complessa l’interpretazione dei 

dati. 

3. Metodi sismici 

Figura 4. Stendimento di Schlumberger 

I metodi sismici consistono nella misura della velocità, v [m s-1 ], delle onde 

sismiche di compressione prodotte dall’energizzazione del terreno mediante una 

sorgente sonora. 

La sorgente sonora può essere costituita da una piccola carica esplosiva o dal 

battimento del terreno mediante una mazza. 

Solitamente sono utilizzati per: 

• determinare la profondità e lo spessore degli strati geologici; 

• determinare la profondità degli acquiferi 

• stimare la composizione dei suoli 

• localizzare le fratture e valutarne l’orientazione 


6


Ci sono due principali metodi per le prospezioni sismiche: per rifrazione e per 

riflessione. 

Metodo per rifrazione. 

Per indagini su siti contaminati si usa quasi esclusivamente questo. 

Si utilizzano una sorgente sonora (figura 5) e una serie di sismografi (geofoni) 

regolarmente allineati. Vengono quindi misurati l’istante di energizzazione del 

terreno ed i tempi di arrivo delle onde ai vari geofoni. 

Per semplicità nello schema riportato si è assunto di avere due strati di materiale 

diverso, orizzontali e omogenei. Inoltre, dette V1 e V2 le velocità di propagazione 

delle onde sismiche nei due strati si abbia: 

V V > 

2 

1 

I raggi sonori prodotti (perpendicolari ai fronti d'onda sferici di propagazione), 

attraversano il sottosuolo seguendo percorsi differenti in funzione dell’angolo di 

incidenza (α) sulla superficie di separazione. In particolare per α uguale all’angolo 

critico αc l’onda viaggia lungo la superficie di separazione alla velocità V2 e 

riemerge con continuità, fino ad esaurirsi, con lo stesso angolo (αc). 

L’angolo critico può essere ricavato dalle velocità delle onde sismiche nei due 

mezzi: 

⎛ V1 

⎞ 

α = ⎜ 

⎟ 

c arcsin 

⎝V2 

⎠ 

Pertanto, ad un qualsiasi geofono potranno arrivare due onde: quella diretta ed 

eventualmente quella rifratta che riemerge dal sottosuolo. 

Note la distanze tra sorgente sonora e ciascun geofono, noti gli istanti in cui sono 

avvenute le energizzazioni del terreno e quelli di arrivo delle onde e quindi noti i 

tempi di percorrenza, è possibile costruire un diagramma (dromocrona[*], figura 

6) unendo i vari punti di coordinate distanza-tempo. 

[*] Termine geofisico: traccia dei tempi di propagazione di un’onda sismica in funzione della 

distanza dall’epicentro di un terremoto. 


7


Figura 5. Metodo sismico per rifrazione 

xc 

Figura 6. Dromocroma 


8


Ciascun segmento della dromocrona è caratterizzato da un'inclinazione, sull'asse 

delle ascisse, che equivale all'inverso della velocità delle onde nello strato cui esso 

si riferisce. Inoltre, gli stessi segmenti consentono il calcolo degli spessori degli 

strati; con riferimento ad esempio allo strato superiore in figura 6, è infatti 

possibile dimostrare che il suo spessore hl [m] è calcolabile dalla: 

h 

1 

xc 

= 

2 

V 

2 

1 

−V 

1 

V + V 

2 

Dove x c [m] è il punto in cui: 

V 

1 

< 

V 

x < xc 

al geofono in x arriva prima l’onda diretta; 

x > xc 

al geofono in x arriva prima l’onda rifratta; 

2 

x = xc 

al geofono in x le due onde arrivano assieme. 

L’equazione sopra riportata è dimostrata nell’appendice A. 

Graficamente xc è il punto della dromocrona dove avviene il cambio di pendenza e 

quindi può essere valutato dalla forma della dromocroma assieme alle due 

velocità (pendenze). 

Affinché possa essere applicato, il metodo a rifrazione richiede che la successione 

nel sottosuolo di strati e/o materiali diversi sia tale che la velocità delle onde 

sismiche aumenti con la profondità; in caso contrario potrebbe infatti aversi la 

riflessione totale e quindi le onde rifratte nel secondo strato non tornerebbero mai 

in superficie. Questa condizione è comunque verificata nella maggior parte dei 

casi. 

Nel caso di stratificazioni più complesse (figura 7) la dromocoma risulta molto più 

articolata e per la sua interpretazione ci si avvale solitamente di software dedicati. 

Figura 7. Rifrazione sismica in terreno complesso 


9


Con questo metodo si riesce ad indagare il sottosuolo fino a profondità di circa 50 

m. 

La sismica per rifrazione è un metodo relativamente semplice ed economico, vi 

sono tuttavia alcuni svantaggi di cui si deve tenere conto: 

• La linea di goefoni da utilizzare deve essere lunga almeno 5 volte la 

profondità da ispezionare: non sempre è possibile disporre di un tale spazio 

(50 m ⇒ 250 m); 

• Strati diversi ma con stessa velocità di propagazione delle onde sonore non 

possono essere individuati; 

• Gli strati sottili sono difficilmente individuabili; 

• Gli oggetti sepolti (naturali e non) possono creare forti interferenze; 

• Il metodo è molto sensibile al rumore e alle vibrazioni ambientali; 

• La velocità di propagazione nei diversi strati geologici deve aumentare con 

la profondità. 

Metodo per riflessione 

Questo metodo è basato sulla misura del tempo di propagazione delle onde 

riflesse (figura 8) dalle superfici di interfaccia nel sottosuolo. Il metodo utilizzato 

per energetizzare la superficie è solitamente una carica esplosiva. E’ utilizzato per 

ispezioni geologiche di profondità (fino 1000 m), raramente in questo settore. 

4. Metodi elettromagnetici 

Figura 8. Sismica per riflessione 

La grandezza fisica misurata è la conducibilità elettrica del terreno. Il principio di 

funzionamento è riportato in figura 9. La strumentazione è costituita da due 

bobine, di cui una trasmittente ed una ricevente, collocate in prossimità del 

suolo. Nella bobina trasmittente viene fatta circolare una corrente alternata a 


10


bassa frequenza; il campo elettromagnetico prodotto induce nel sottosuolo delle 

correnti indotte, dette anche correnti parassite o di Focault, le quali a loro volta 

generano un campo elettromagnetico indotto secondario. Questo campo indotto è 

intercettato dalla seconda bobina. La tensione misurata ai capi delle seconda 

bobina è messa in relazione con la conduttività elettrica del sottosuolo. 

Figura 9. Sistema per sondaggi elettromagnetici 

La conducibilità elettrica dei materiali geologici è fortemente dipendente dal 

contenuto di acqua e dalla concentrazione degli elettroliti disciolti. 

L’argilla e il limo hanno, tipicamente, elevati valori di conducibilità elettrica dato il 

loro elevato contenuto di ioni liberi. 

La sabbia e la ghiaia, dato il minore contenuto di ioni liberi, hanno conduttività 

minori. 

Gli oggetti metallici, essendo buoni conduttori elettrici, mostrano valori molto 

elevati (gli strumenti metal detector sono basati su questa metodologia). 

In alcuni casi i valori di conducibilità elettrica possono essere significativamente 

alterati dalla presenza di sostanze inquinanti: in queste situazioni, anche se rare, 

i volumi interessati dalla contaminazione possono essere delimitati. 

La distanza tra le bobine è generalmente di alcuni metri. Al variare di tale 

distanza, dell’orientamento delle spire rispetto alla superficie del terreno e della 

frequenza varia la profondità e l’estensione laterale dell’indagine. 


11


L’affidabilità di questo metodo è fortemente influenzata dall’interferenza con 

strutture tipicamente presenti in aree urbanizzate quali tubazioni, fondazioni, 

sottoservizi, ecc. 

Questa metodologia viene preferita ai metodi elettrici quando non si ha un grande 

spazio a disposizione per gli stendimento. 

Questi metodi sono solitamente utilizzati per: 

• Localizzare oggetti sepolti (metallici e non metallici) 

• Ottenere informazioni su caratteristiche geologiche e idrogeologiche 

• Delimitare le presenza di sostanze contaminanti (raramente) 

5. Metodi magnetici 

La magnetometria consiste nella misura della distorsione del campo magnetico 

terrestre indotta dalla presenza di oggetti ferromagnetici (figure 10 e 10a): essa 

consente pertanto di localizzare la posizione, la profondità e le dimensioni di 

oggetti ferromagnetici sepolti. Nel caso dei siti contaminati la tecnica si presta 

ottimamente all’identificazione di fusti interrati. 

Figura 10. Sistema per sondaggi elettromagnetico 

Il grado di precisione è buono in quanto, in presenza di una situazione favorevole, 

si riescono a riconoscere oggetti metallici sepolti di circa 1 m di dimensione ad 

una profondità di circa 10 m dal piano campagna (vedere tabella 2); sono 

rilevabili comunque solo metalli ferrosi (acciaio e ferro). 

Si distinguono due tipi di misure: campo magnetico totale e gradiente magnetico. 

Ai fini della ricostruzione delle zone contaminate, la misura del campo magnetico 

totale determina la distorsione locale (anomalia) del campo magnetico terrestre 


12


dovuto alla presenza di oggetti metallici nel sottosuolo. Si può dimostrare che 

l’intensità della variazione del campo magnetico totale, che viene misurata con 

uno strumento detto magne-tometro, è proporzionale alla massa dell’oggetto e 

inversa-mente proporzionali al cubo della sua distanza dalla superficie. 

Si ha tuttavia che la presenza di variazioni naturali del campo magnetico terrestre 

e di disturbi locali può ridurre l'efficienza del metodo, in quanto vengono 

mascherati i disturbi dovuti agli oggetti ricercati. 

E' anche per tale ragione che sono state sviluppate le misurazioni del gradiente 

del campo magnetico terrestre, effettuate con uno strumento detto gradiometero 

(figura 10.b), costituito da due sensori magnetici separati orizzontalmente o 

verticalmente da una distanza di pochi decimetri. 

Figura 10.a. Magnetometro Figura 10.b. Gradiometro 

Questo tipo di misura, pur mostrandosi meno sensibile della precedente, infatti 

l’intensità del gradiente magnetico misurato è proporzionale alla quarta potenza 

della distanza dell'oggetto da rilevare nel sottosuolo (a titolo di esempio, se un 

oggetto metallico è rilevabile ad una profondità di circa 3 m, tale valore raddoppia 

con la misura del campo magnetico totale), essa risente meno dei disturbi 

ambientali e quindi è maggiormente diffusa. 


13


6. Georadar (GPR) 

Tabella 2. Limiti di rilevabilità tramite magnetometria di 

fusti cilindrici metallici interrati in funzione delle loro 

dimensioni 

Fusto cilindrico Profondità limite 

Diametro (m) Lunghezza (m) 

di rilevabilità (m) 

0.07 0.21 1.40 

0.14 0.42 2.30 

0.28 0.84 3.80 

0.70 2.10 7.50 

1.40 4.20 12.60 

2.80 8.40 21.20 

Il metodo GPR (Ground Penetrating Radar), o Georadr o radar geologico sfrutta le 

proprietà dei terreni di trasmettere onde elettromagnetiche ad alta frequenza 

(generalmente tra 100 e 1000 MHz, 3 m - 30 cm in lunghezza d’onda). 

Si basa sull'emissione e propagazione di impulsi elettromagnetici nel terreno, i 

quali vengono riflessi e rifratti dalle discontinuità fisiche ed elettriche presenti nel 

sottosuolo. 

La penetrazione del segnale impulsivo è funzione dello spettro del segnale 

irradiato e delle proprietà elettriche del terreno nel quale si propaga. Terreni o 

mezzi molto conduttivi (per esempio un terreno saturo d'acqua ricca di ioni 

disciolti) sono responsabili di una forte attenuazione. Il terreno agisce come un 

filtro passa basso sul segnale emesso dalle antenne; ci si può quindi aspettare 

una penetrazione maggiore da segnali con spettro prevalentemente a bassa 

frequenza. Per contro, al diminuire del contenuto in frequenza del segnale 

irradiato peggiora la risoluzione. 

Il metodo, attraverso una serie di profili tracciati a distanze regolari, permette di 

ricavare immagini ad alta risoluzione del terreno e di quanto vi sia contenuto fino 

a qualche metro di profondità. 

Lo strumento invia, mediante un’antenna, un impulso multifrequenza nel suolo 

da indagare: quando le onde elettromagnetiche incontrano sul loro cammino una 

discontinuità fisica che comporti una diversa velocità di propagazione, parte 

dell’energia incidente viene riflessa e ritorna all’antenna (figura 10), generando un 

impulso di forma simile a quello trasmesso, anche se distorto in frequenza e fase. 

Il parametro misurato è il tempo di propagazione dell’onda che, a seguito 


14


dell’intercettazione di ostacoli e discontinuità, ritorna in superficie e viene captata 

dall’antenna come eco riflesso: 

2 h 2h 

tr = = ε r 

v c 

dove h è la profondità della discontinuità, c la velocità della luce e εr è la costante 

dielettrica relativa del mezzo attraversato. 

Figura 10. Schema di un Georadar 

Tabella 3. Costante dielettrica relativa e velocità delle 

onde elettromagnetiche in alcuni mezzi di interesse 


15


Nella tabella 3 sono riportate i valori della costante dielettrica e delle velocità nel 

mezzo per alcuni materiali. 

I vantaggi del metodo sono dovuti all’alta risoluzione (si raggiungono precisioni di 

qualche cm anche a diversi metri di profondità) rispetto alle tecniche geofisiche e 

alla rapidità con cui si ottengono i profili (il mezzo mobile su cui è installa lo 

strumento può viaggiare anche a 15 km/h). 

La dimensione degli oggetti che si riescono ad identificare (metalli e non metalli), 

che dipende anche dalla frequenza del segnale radar, è di circa 0.3 - 0.5 m; gli 

oggetti isolati che hanno un diametro medio inferiore a metà lunghezza d'onda 

non possono essere reperiti. La profondità di investigazione dipende dalla natura 

del terreno e dalla presenza di umidità (tabella 4); in presenza di acqua la 

profondità d’ispezione è limitata a qualche metro. 

Tabella 4. Limiti di penetrazione delle onde radar 

in funzione della litologia del sottosuolo 

Tipo di 

sottosuolo 

Profondità di penetrazione 

(m) 

f = 120 MHz 

λ = 2.5 m 

f = 300 MHz 

λ = 1 cm 

Sabbia secca 140 45 

Sabbia umida 8.5 2.8 

Argilla secca 75 25 

Argilla umida 1 0.3 

Basalto umido 3.5 1.2 

Scisto umido 0.4 0.1 

Arenaria 

umida 

0.8 0.3 

Calcare umido 1.4 0.5 

Granito secco Circa 10000 

Granito umido 30 10 


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Il GPR oltre ad essere ampiamente utilizzato per la caratterizzazione idrogeologica 

dei siti è anche molto usato per l’individuazione di oggetti metalli sepolti come 

fusti, tubature e serbatoi. In figura 11 è rappresentato il tipico profilo GPR 

rilevato in presenza di fusti interrati. 

Figura 11. Uso del GPR per il rilevamento di fusti sotterrarti 


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7. Appendice: Equazione della rifrazione sismica 


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