L'IMPORTANZA DELLO STUDIO DELLE ONDE SISMICHE - LE PRINCIPALI DISCONTINUITà SISMICHE

Le onde P e S che si originano dall'ipocentro del terremoto variano la loro velocità in base alla temperatura, alla pressione, alla composizione chimica, alla densità e alle proprietà meccaniche del tipo di roccia attraversato. Ricordiamo anche che le onde P possono propagarsi nei solidi e nei liquidi, mentre le onde S solo nei solidi; esse inoltre modificano la loro direzione nel passaggio da un materiale a un altro poiché subiscono ri­flessioni e rifrazioni. L'obiettivo dei geofisici è quello di ricostruire il percorso effettuato dalle onde P e S all'interno della Terra

LE PRINCIPALI DISCONTINUITà SISMICHE

Le superfici di discontinuità sono involucri sferi­ci che, all'interno della Terra, separano strati rocciosi concentrici con diverse caratteristiche chimico-fisiche. Sono facilmente individuabili grazie ai fenomeni di rifrazione e riflessione delle onde sismiche che possono indicare:

• una brusca variazione della densità
• una differenza marcata nella composizione chimica
• un passaggio da uno stato di aggregazione a un altro. 212d37c

Quando le onde sismiche raggiungono una di queste su­perfici subiscono variazioni di velocità e devia­zioni nella loro traiettoria.

Agli inizi del '900 il geofisico croato Andrija Mohorovicic studiò i sismogrammi relativi al ter­remoto di Zagabria del 1906, mettendo in rela­zione i tempi di arrivo delle onde sismiche a di­verse distanze dall'epicentro. I sismografi più lontani registravano onde P e S che sembravano aver viaggiato più velocemente di quelle regi­strate dai sismografi prossimi all'epicentro. Que­sta osservazione si poteva spiegare ipotizzando una brusca accelerazione delle onde P a qualche decina di km di profondità dovuta alla presenza di rocce più dense e con composizione chimica diversa, attra­versate prima di emergere in superficie. Mohorovicic ipotizzò la presenza di uno strato superficiale, la crosta terrestre, in cui le onde sismiche si propagano più lentamente, e uno stra­to più profondo, chiamato mantello, in cui esse si propagano più velocemente. Le onde sismi­che, dopo aver viaggiato nel mantello, riemergo­no in superficie per mezzo di fenomeni di rifles­sione e di rifrazione. La superficie di discontinuità così individuata venne chiamata discontinuità di Mohorovicic o Moho. In seguito la Moho venne riconosciuta con maggiore o minore evi­denza in ogni parte del mondo a profondità va­riabile (in media 30 km) e interpretata come zo­na di separazione tra crosta e mantello.

Nel 1924 il geofisico americano B. Gutenberg indi­viduò una discontinuità più profonda (2900 km) messa in evidenza dalla scoperta delle cosiddette zone d'ombra: per un dato sisma esiste una zona in superficie in cui non si registrano onde P in una fascia compresa tra 103° e 143° dall'epicentro (valori che corrispon­dono a una distanza compresa tra 11000 e 16 000 km) e non vengono più rilevate onde S a partire da 103° in poi (da 11000 km). Le onde P ricom­paiono, fortemente rallentate, oltre i 16 000 km.

Il rallentamento delle onde P e la scomparsa delle onde S in prossimità della discontinuità può essere spiegato ipotiz­zando l'esistenza di materiale liquido all'interno della Terra.

La zona d'ombra delle onde P può essere spiegata ammettendo che le onde che non raggiungono la superficie di disconti­nuità siano fortemente deviate verso la superfi­cie terrestre, mentre le onde che incontrano la superficie di discontinuità siano deviate verso il centro della Terra riemergendo solo a partire da una distanza di 16 000 krn dall'epicentro.

La discontinuità di Gutenberg separa il man­tello dal nucleo ed è interpretata sia copre limite chimico (separa materiali diversi così come la Moho) sia come limite fisico (separa uno strato solido da uno liquido).

Un'ulteriore discontinuità all'interno del nucleo fu identificata negli anni '60 dalla sismologa da­nese Inge Lehmann a 5170 km di profondità. Dalle registrazioni di terremoti generati da esplosioni nucleari, ci si rese conto che all'inter­no del nucleo si registravano fenomeni di rifles­sione e di rifrazione delle onde P causati dal passaggio a materiale più denso ed elastico che probabilmente indicava la presenza di un nucleo interno solido. Inoltre le onde P aumentavano lievemente la loro velocità attraversando la di­scontinuità. La discontinuità di Lehmann separa il nucleo esterno (liquido) dal nucleo interno (solido).

CROSTA OCEANICA E CROSTA CONTINENTALE

I materiali che formano la crosta terrestre sono individuati attraverso osservazioni dirette e at­traverso studi di laboratorio. La crosta terrestre compone lo 0,5% della massa del pianeta e corrisponde all'1,4% del volume to­tale. La diversa profondità a cui si trova la Moho ha permesso ai geofisici di distinguere una por­zione di crosta più spessa (da 20 a 70 km) che costituisce i continenti e le loro "radici", chiama­ta crosta continentale, da una più sottile (da 6 a 8 km) che forma i fondali oceanici, chiamata cro­sta oceanica

La crosta continentale ha una densità media di 2,7 g/cm . La sua composizione è estremamente eterogenea. Si ritiene che possa essere suddivisa grosso modo in due strati:

. uno strato superficiale formato prevalente­mente da graniti e da rocce metamorfiche di composizione acida, che può essere ricoperto da un sottile strato di rocce sedimenta­rie;

. uno strato sottostante di composizione incer­ta che potrebbe essere formato da granuliti a granato, rocce metamorfiche intermedio-acide, che si sono formate ad alta temperatura e in as­senza di acqua.

La   crosta oceanica ha una densità media di 3 g/cm e una composizione più omogenea. Essa infatti è composta da:

strato superficiale di sedimenti oceanici;

strato di basalti (r. effusive) con struttura a cuscino e rocce ipoabissali di composizione basica;

uno strato di gabbri (rocce intrusive con la stessa composizione chimica dei basalti).

IL MANTELLO

Il mantello è lo strato di maggiore spessore all'in­terno del nostro pianeta: esso corrisponde infatti al 67% della massa della Terra e all'83% del suo volume, estendendosi dalla Moho alla disconti­nuità di Gutenberg, a 2900 km di profondità. Le condizioni di temperatura e pressione che si tro­vano al di sotto della Moho, in accordo con i dati sismici, fanno pensare che sia composto da peri­dotiti, rocce ultrabasiche composte da silicati di Fe e Mg. Il ritrovamento di inclusi peridotitici (xenoliti) nelle rocce basi­che è considerato una prova che i magmi basici primari possano originarsi dalla fusione parziale di questo materiale.

La velocità delle onde P aumenta con la profondità. All'interno del mantello si individuano alcune di­scontinuità minori che vengono interpretate come adatta­menti (a temperature e pressioni crescenti) dell'organizzazione degli atomi (Fe, Mg, Si, 0) che formano il reticolo cristallino dell'olivina (nesosilicato) in strutture cristalline più semplici, d e compatte, tipiche degli ossidi. L'incremento di velocità delle onde P a circa 700 profondità viene considerato come passaggio da mantello superiore a mantello inferiore: sembra infatti che da qui fino a 2900 km di profondità non si verifichino ulteriori cambiamenti di composizione mineralogica dei materiali ma solo un aumento della loro densità.

IL NUCLEO

Il nucleo terrestre ha un raggio di circa 3500 km e costituisce circa il 16% del volume totale della Terra. Attraverso lo studio delle zone d'ombra delle onde sismiche e considerando la discontinuità di Lehmann (5170 km), esso è stato suddiviso in un nucleo esterno (liquido) e in nucleo interno (solido). Si ritiene che sia costituito da una lega Fe-Ni a cui si aggiungono quantità minori di Si, S, K e Mg. Al centro della Terra si raggiungono densità molto elevate.

La composizione del nucleo è stata ipotizzata a partire dall'analisi chimica delle meteoriti, molte delle quali ferrose,e dal fatto che, per differenziazione gravitativi, i materiali più pesanti costituenti la Terra primordiale avrebbero dovuto concentrarsi proprio al centro del nostro pianeta.

LITOSFERA, ASTENOSFERA, MESOSFERA

Fino ad ora abbiamo interpretato le discontinuità sismiche come limiti di passaggio tra strati di diversa composizione, tra cambiamenti di fase o tra diversi stati della materia. Esiste un'ulteriore suddivisione che pren­de in considerazione le caratteristiche fisiche e meccaniche dei materiali.

Negli anni '20 Gutenberg individuò, nel mantello, ad una profondità compresa tra 70 e 200 km, uno strato a bassa velocità delle onde sismiche. Le onde P e S, all'interno di que­sto strato, diminuiscono considerevolmente la loro velocità. Il rallentamento viene attribuito al­la presenza, nella peridotite del mantello supe­riore, di materiale parzialmente fuso che forma una sottilissima pellicola attorno a ciascun singolo minerale. Con il contri­buto di questo lubrificante naturale, la roccia ac­centua le sue caratteristiche plastiche. Lo strato a bassa velocità, composto da rocce di questo tipo, viene chiamato astenosfera.

Lo strato sovrastante, con comportamento rigido ed elastico, comprendente la crosta e parte del mantello superiore, viene chiamato litosfera

La parte sottostante l'astenosfera è detta uro­sfera. In questo strato, che si estende fino alla discontinuità di Gutenberg, non si hanno variazioni apprezzabili delle caratteristiche fisiche e meccaniche; si osserva un aumento della densità e quindi anche della velocità delle onde sismiche all'aumentare della profondità.

I MOVIMENTI VERTICALI DELLA CROSTA: LA TEORIA ISOSTATICA

La forza di gravità gioca un ruolo fondamentale nella dinamica del nostro pianeta; il settore della fisica che se ne occupa specificatamente è la gravimetria.

I valori dell'accelerazione di gravità g di ogni punto della Terra dipendono sia dalla latitudine, sia dall'alti­tudine, sia dalla distribuzione delle masse cro­stali.

In generale, i valori di g misurati sperimental­mente con i gravimetri confermano le previsio­ni teoriche. A volte, però, le misurazioni sperimen­tali si discostano dai valori attesi: in questo caso si parla di anomalie gravitazionali, che posso­no essere prodotte:

dalla presenza nel sottosuolo di zone di ridotta o elevata densità, come giaci­menti petroliferi o minerari

essere l'ef­fetto di una situazione di squilibrio gravitazionale prodotta da movimenti verticali di settori della crosta.

La crosta terrestre non è un unico blocco roccioso: la pos­siamo considerare formata da numerosi blocchi prismatici di diversa altezza, composizione e densità, che galleggiano, in parte immersi, nel mantello sottostante più denso Più il blocco crostale emerge in altitudine, più affonda le sue radici in profondità nel mantello, abbassando anche il limite crosta-mantello de­terminato dalla Moho, che quindi sarà più profonda sotto la crosta continentale che non sotto la crosta oceanica.

I blocchi che sono sog­getti a erosione tendono a diminuire il loro spes­sore e quindi l'equilibrio si ristabilisce se il bloc­co si muove verso l'alto, innalzando anche le pro­prie radici.

I blocchi sui quali vengono accumula­ti sedimenti tendono ad aumentare il loro spes­sore e quindi a sprofondare e ad affondare più in profondità le loro radici.

Quindi anche la profondità della Moho varia a seconda che il blocco tenda a emergere o a sprofondare.

Viene definita isostasia la tendenza dei blocchi crostali a stabilire una condizione di equilibrio gravitazionale. Si tratta evidentemente di un equilibrio dinamico, che viene raggiunto con movimenti verticali e con continue profondità della Moho.

Il concetto di isostasia venne introdotto nella seconda metà dell'800, in seguito a misurazioni con  il filo a piombo effettuate in prossimità della catena dell'Himalaya dal geofisico inglese  Pratt. Un eccesso di massa, come si registra in prossimità di catene montuose, deve necessariamente deviare il filo a Piombo dalla verticale di misurazione, a causa della maggior forza attrattiva esercitata localmente. Pratt, tuttavia rilevò che la deviazione del filo era solo di 1/3 rispetto al valore calcolato teoricamente ammettendo la stessa profondità per tutti i blocchi crostali.

La registrazione di una deviazione inferiore rispetto al valore calcolato indicava in realtà un "difetto" di massa spiegabile in due modi:

• ipotizzando una minore densità dei materiali costituenti la catena montuosa (ipotesi di Pratt)
• ammettendo che il blocco crostale continentale, pur mantenendo più o meno la stessa densità dei blocchi continentali adiacenti, potesse affondare le sue radici più in profondità  rispetto ai blocchi adiacenti (ipotesi di Airy).

Pur ammettendo lievi variazioni di densità della crosta continentale, bisogna riconoscere che il fattore principale che provoca la minore deviazione del filo a piombo è la diversa profondità dei blocchi crostali.

I prismi crostali che formano le montagne sono quindi più leggeri e sprofondano di più nel mantello (più denso), mentre i prismi della crosta terrestre oceanica sono più sottili e più pesanti.

IL CALORE INTERNO DELLA TERRA

La maggior parte del calore proveniente dal Sole viene riflesso dalla Terra nello spazio e solo una piccola parte di esso influenza la temperatura in­terna del nostro pianeta. Pertanto l'effetto del calore del Sole è trascurabile se confrontato con il calo­re generato dalla Terra stessa.

Si definisce gradiente geotermico l'aumento di temperatura in funzione della profondità. (3° ogni 100m)

Accanto al gradiente geotermico si definisce an­che il grado geotermico che corrisponde all'in­tervallo di profondità per il quale si registra un aumento di temperatura di 1°C. (33 m). Se si ipo­tizzasse un incremento costante di temperatura con la profondità corrispondente al gradiente geotermico, si arriverebbe a calcolare un valore della temperatura talmente elevato da dover am­mettere l'esistenza di materiale totalmente fuso nel mantello e nel nucleo. Sappiamo invece dagli studi sulla propagazione delle onde sismiche che il mantello e il nucleo interno sono solidi. I geofi­sici hanno potuto risalire alle temperature inter­ne della Terra considerando la temperatura di fusione dei minerali costituenti gli strati interni in relazione alla pressione crescente. I valori più recentemente stimati per il limite mantello-nu­cleo esterno e per il centro della Terra sono ri­spettivamente 3700 °C e 4300 °C.

Flusso di calore

Si definisce flusso di calore la quantità di calore che viene emessa dalla Terra per unità di superfi­cie in una unità di tempo. Il valore del flusso di calore si misura in HFU, unità di misura che corri­sponde a 1 m. cal/cm x s. Il valore medio del flusso di calore misurato è molto basso, ma se consideriamo l'intera superficie terrestre, il valore della quantità di calore disperso diventa significativo: si pensi che in un anno la Terra perde una quantità di calore corrispondente a 3 volte la quantità di energia consumata dall'intera umanità.

Origine del calore interno

Buona parte del calore interno del nostro pianeta deriva dall'energia immagazzinata all'atto della sua formazione. La Terra nei primi stadi della sua formazione avrebbe raggiunto temperature di circa 1000°C provocando la fusione del ferro e di molti altri metalli. In particolare il ferro si sarebbe concentrato nelle parti più interne e avrebbe così formato il nucleo. Questo spostamento interno di materiali in base alla loro densità avrebbe prodotto calore come conseguenza della liberazione di energia gravita­zionale. L'aumento di temperatura avrebbe provocato la fusione presso­ché completa del nostro pianeta, con migrazione verso l'alto dei materiali silicatici più leggeri: la loro successiva solidificazione avrebbe generato l'attuale struttura a strati concentrici. Il valore del flusso di calore misurato è però troppo elevato per essere spiegato solamente con l'ipotesi del calore fossile primordiale. Infatti le rocce sono cattive conduttrici di calore e quin­di il calore interno si trasmette molto lentamen­te verso la superficie terrestre.

Oggi si ritiene che la causa principale del flusso termico sia il decadimento di elementi radioattivi all'interno della crosta, e quindi a profondità de­cisamente minori rispetto alle ipotesi preceden­ti. Nelle rocce componenti la crosta continentale si trova una piccola quantità di elementi radioattivi.

I nuclei di questi isotopi sono instabili e tendono a raggiungere la stabilità emettendo particelle ed energia e trasformandosi in altri isotopi o ele­menti. La presenza nel­la crosta di elementi radioattivi, il cui tempo di dimezzamento è dell'ordine di 10⁹ anni, giustifica ampiamente la fusione della Terra primordiale e la quantità di flusso di calore registrata attual­mente. Tra le rocce della crosta terrestre, le più ricche di elementi radioattivi sono i graniti (rocce sialiche); le rocce femiche della crosta oceanica producono invece una quantità di calore molto più bassa.

Valori elevati di flusso di calore si rilevano in cor­rispondenza delle zone delle dorsali oceaniche e in prossimità di aree vulcaniche e di catene montuose continen­tali di recente formazione.

Correnti convettive del mantello

Il flusso di calore che registriamo sulla superficie terrestre può essere il risultato di trasferimenti di calore da zone più calde a zone più fredde al­l'interno della superficie terrestre. La propagazione del calore avviene secondo tre modalità: conduzione, radiazione (o irraggiamento) e convezione.

La conduzione è quel fenomeno che prevede il passaggio di energia termica da un corpo più cal­do a un corpo più freddo, posti a contatto tra lo­ro, mediante passaggio di energia cinetica tra le particelle costituenti. Nei solidi la conduzione è massima, eppure le rocce sono scarse conduttrici di calore; è quindi poco probabile che la Terra disperda il suo calo­re solo per conduzione, poiché i tempi sarebbero molto lunghi

La Terra trasmette calore anche per radiazione, cioè per emissione di ra­diazioni luminose con frequenza corrispondente al campo del visibile e dell'infrarosso. Si ritiene che nell'interno della Terra questo tipo di trasfe­rimento sia alquanto improbabile vista l'opacità dei materiali costituenti.

La convezione caratteristica dei fluidi. I moti convettivi possono essere osservati in un recipiente pieno d'acqua posto a scaldare su una fonte di calore. L'acqua, a diretto contatto con la fonte di calore, diventa meno densa e più legge­ra a causa dell'aumento dell'energia cinetica delle singole molecole che tendono a migrare verso l'alto. L'acqua più densa e più pesante, lontana dalla fonte di calore, tende invece a sprofondare nel recipiente, viene riscaldata a sua volta, innescando quindi un ciclo convettivo con formazione di celle convettive subcircolari

È accettata l'ipotesi che le rocce del mantello, sebbene siano solide, abbia­no la capacità di "scorrere" come un fluido all'in­terno di celle convettive. Si ammette quindi che il calore venga distribuito nel mantello per con­vezione

CAMPO MAGNETICO TERRESTRE

Le linee di forza del cam­po magnetico terrestre vennero descritte dallo scienziato tedesco Gauss nell'800. Il loro andamento si potreb­be spiegare ipotizzando l'esistenza di un dipolo magnetico (una barra magnetica) inclinato di 11° 30' rispetto all'asse di rotazione. Tutti i materiali magnetici si orientano parallela­mente alle linee di forza del campo che è preva­lentemente dipolare. In realtà la struttura delle linee di forza del cam­po non è simmetrica: infatti appare notevolmen­te schiacciata in direzione del Sole e allungata nella direzione opposta..

La misura del campo magnetico terrestre (c.m.t.)

Per determinare e definire esattamente in ogni punto della superficie terrestre il campo magne­tico si richiedono tre parametri:l'intensità,la de­clinazione el'inclinazione magnetica.

• L'intensità si misura con appositi strumenti chiamati magnetometri e si esprime in gauss (G) che è un sottomultiplo del tesla unità di misura nel S. I.. L'in­tensità del c.m.t. è molto debole ed aumenta verso i poli e diminuisce verso l'equatore.
• La declinazione magnetica è l'angolo formato dalla direzione del polo Nord magnetico con la direzione del polo Nord geografico. Esso aumen­ta alle alte latitudini.
• L'inclinazione magnetica si misura con parti­colari bussole il cui l'ago è libero di ruotare in un piano verticale. Tenendo presente che l'ago ma­gnetizzato si dispone sempre tangente alle linee di forza del campo, ai poli esso si disporrà verti­calmente rispetto alla superficie terrestre (ango­lo di inclinazione = 90°), mentre all'equatore si orienterà parallelamente alla superficie (angolo di inclinazione = 0°).

Le ipotesi sull'origine del campo magnetico terrestre

L'ipotesi che esista una barra magnetica metalli­ca all'interno della Terra non è plausibile, poiché per tutti i materiali che possono essere magne­tizzati esiste una temperatura limite, chiamata punto di Curie, al di sopra della quale essi per­dono le loro caratteristiche magnetiche. Per molti materiali il punto di Curie si raggiunge alla temperatura di circa 500 °C.

Il modello della dinamo ad autoeccitazione, inventato dai due geofisici Bullard e Elsas­ser, si basa sul presupposto che all'interno della Ter­ra esista del materiale conduttore in movimento. Il nucleo esterno, formato da una lega ferro-ni­chel allo stato liquido, potrebbe essere interessa­to da moti convettivi generati presumibilmente dal calore prodotto dalla radioattività residua del nucleo interno. Se il materiale conduttore si muove attraverso le linee di forza di un campo magnetico, esso genera un cam­po elettrico indotto, che a sua volta produce un campo magnetico indotto che è in grado di au­toalimentarsi.

Questa teoria però ha un punto debole: non rie­sce a spiegare la genesi del campo magnetico iniziale che produrrebbe le correnti elettriche responsabili dell'avviamento del meccanismo. Si ritiene che il campo magnetico preesistente pos­sa essere generato da correnti elettriche spon­tanee e casuali originate tra nucleo e mantello a causa della diversa conduttività tra i materiali costituenti. Un'altra ipotesi è che il campo ma­gnetico iniziale possa essersi prodotto a causa dell'interazione della Terra con campi magnetici casuali, probabilmente di origine solare, quando già si erano innescati i moti convettivi nel nucleo esterno.