Interno della Terra e sue divisioni

La terra pu¨° essere divisa in inviluppi concentrici distinti in base alle loro caratteristiche composizionali e/o meccaniche (vedi figura).

Divisione Composizionale basata sulla composizione chimico-mineralogica

1. Crosta, variabile sia nella composizione che nello spessore.

Crosta oceanica: costituita da rocce essenzialmente basaltiche e gabbriche ricoperte da uno strato sottile di sedimenti per la gran parte pelagici o emipelagici; la crosta oceanica ha uno spessore di 4¨C 10 Km e una densit¨¤ media di circa 2,9 g/cm ³. Essa consta di tre parti (gli strati 1, 2, 3 dei geofisici), di cui quella superiore ¨¨ formata da sedimenti con uno spessore medio attorno ad un Km; essi poggiano su un insieme di lave basaltiche (spessore 1.5  ¡Â 2 Km), a loro volta riposanti su un involucro pi¨´ spesso (fino a 5 Km) costituito da rocce intrusive (gabbri) massicce alla base e in filoni verso la sommit¨¤.

Fig. 40                                                                                          Fig. 41

Crosta continentale: ha uno spessore di 30 ¨C 70 Km ed ¨¨ divisa in due strati dalla discontinuit¨¤ di Conrad;

 Crosta continentale superiore; ha uno spessore di 20 ¨C 25 Km ed una densit¨¤ media di 2,5 ¨C 2,7 g/cm ³ , ed ¨¨ costituita da rocce plutoniche di tipo granitico e da metamorfiti silicatiche con sottili coperture di rocce sedimentarie.

 Crosta continentale inferiore: ha una densit¨¤ di circa 2,8 g/cm ³ ed ¨¨ costituita da rocce di tipo gabbrico. In varie situazioni tettoniche si rinviene un tipo di crosta con spessori ridotti e propriet¨¤ fisiche intermedie tra quelle proprie della crosta continentale e di quella oceanica (crosta continentale assottigliata). Questo tipo di crosta gioca a volte un ruolo importante per lo sviluppo di alcuni bacini sedimentari distensivi.

Mantello: si divide in due strati separati da un limite di transizione.

 Mantello superiore: ¨¨ costituito da peridotiti o da eclogiti con densit¨¤ di 3,3 ¨C 3,4 g/cm³ . Il limite superiore coincide con la discontinuit¨¤ di Mohorovicic a profondit¨¤ comprese tra 4 e 70 Km. Il margine inferiore del mantello superiore si troverebbe ad una profondit¨¤ di circa 680 ¡À 20 Km.

 Mantello inferiore: ha probabilmente la stessa composizione del mantello superiore ma in una fase differente. La densit¨¤ (i cui valori medi sono attorno a 4 g/cm³ ) varia tra i 3,3 g/cm³ della zona alta (680 ¡À 20 Km) e i 5,6 g/cm³ della zona profonda (2900 Km).

Nucleo: ¨¨ diviso in due strati; un nucleo liquido esterno ed un nucleo solido interno, ambedue caratterizzati, dal punto di vista composizionale, da ferro e nichel. Il limite superiore si trova a 2900 Km di profondit¨¤ (il centro della Terra ¨¨ a circa 6370 Km).

Le divisioni meccaniche o reologiche all¡¯interno della Terra non corrispondono generalmente alle divisioni composizionali dedotte indirettamente. Le divisioni reologiche sono definite, con una certa approssimazione, grazie a modelli basati sulle propriet¨¤ sismiche della Terra derivate dallo studio delle onde sismiche.

Le divisioni reologiche dell¡¯interno della Terra

Litosfera: La crosta e la parte superiore del mantello (detta lid) bench¨¦ separate dalla discontinuit¨¤ di Moho formano un guscio rigido chiamato Litosfera che ¨¨ caratterizzato da uno spessore di circa 80¨C150 Km. Il suo limite inferiore ¨¨ mal definito soprattutto al di sotto dei continenti. L¡¯individuazione della base della litosfera dipende dal criterio usato per la sua stessa definizione.

La velocit¨¤ di propagazione delle onde Vs e Vp in questa parte subisce un aumento con la profondit¨¤ secondo una curva a gradino e permette di riconoscere nella litosfera i limiti delle superfici di Conrad e di Moho rispettivamente all¡¯interno della crosta continentale e al limite del mantello superiore. La porzione inferiore della litosfera (il lid) sembra invece avere la medesima composizione ovunque. In prima approssimazione, si ritiene anzi che tutto il mantello, di cui il lid rappresenta la parte pi¨´ esterna, abbia la stessa composizione corrispondente a quella di una roccia intrusiva ultrabasica, la peridotite, formata essenzialmente dal minerale detto olivina, per il suo colore verde scuro. Attorno ai 100 Km di profondit¨¤ la velocit¨¤ delle onde sismiche dapprima diminuisce, poi torna a crescere, delimitando una zona che i geofisici chiamano ¡°strato a bassa velocit¨¤¡± (LVL), corrispondente all¡¯astenosfera, nella quale la peridotite sarebbe presente in parte allo stato fuso.

Astenosfera: ¨¨ una regione meno rigida della soprastante litosfera e subisce deformazioni dovute a flusso di materia. Il limite inferiore ¨¨ mal definito ma probabilmente non ¨¨ pi¨´ profondo di 350 ¡À 30 Km. Il limite superiore corrisponde alla zona a bassa velocit¨¤ (LVZ) caratterizzata da un abbassamento significativo sia di Vp che di Vs. La caduta di velocit¨¤ in Vs ¨¨ maggiore che quella in Vp ed ¨¨ generalmente riconosciuta come indicativa della presenza di parti fuse (meno del 3%) nella zona a bassa velocit¨¤

Mesosfera: costituisce la rimanente parte del mantello, fino al nucleo.

Fig. 42

 Finestra 1:  RISCHIO SISMICO

Onde sismiche e loro caratteri

L'energia impartita da un sasso che cade sulla superficie tranquilla di uno stagno viene trasmessa da cerchi concentrici di onde. allo stesso modo l'energia che si libera durante un terremoto viene diffusa attraverso le rocce circostanti mediante onde sismiche.

Fig. 44                                                           Fig.  45

Secondo la teoria dell'elasticità, in ogni corpo solido possono propagarsi due tipi di onde indipendenti tra loro, rispettivamente longitudinali (P) e trasversali (S). Le prime si propagano per compressioni e dilatazioni successive (variazioni di volume) e sono caratterizzate dal fatto che le particelle vibrano nella direzione della propagazione. Nelle onde trasversali o secundae invece le vibrazioni delle particelle si verificano in piani perpendicolari alla direzione di propagazione.

 
Fig. 46

La velocit¨¤ delle onde sismiche dipende dalla densit¨¤ del materiale attraversato e da coefficienti di elasticit¨¤ diversi per ciascuno dei due tipi di onde. Le onde longitudinali sono pi¨´ veloci e, pur partendo dall¡¯ipocentro del sisma assieme a quelle trasversali, vengono registrate nel sismogramma come onde prime o onde P. Dopo un certo tempo, che ¨¨ proporzionale alla distanza percorsa, arrivano le onde trasversali, dette appunto onde seconde o onde S.

Fig. 47

 Un terzo gruppo di onde, che hanno la massima ampiezza, arrivano per ultime al sismografo; queste onde, relativamente lente, si propagano soltanto sulla superficie terrestre, allo stesso modo delle onde del mare, e vengono dette onde lunghe, superficiali o onde L.

Quando l'epicentro del terremoto si trova in mare le onde superficiali sono costituite da colossali ondate d'acqua, alte più di 200 metri. Si ha il cosiddetto maremoto, che può distruggere ogni cosa sulle coste di vastissime regioni.

I Terremoti

Sono la testimonianza di continui movimenti dell'interno della Terra. Questi movimenti o scuotimenti portano alla rottura con spostamento delle masse rocciose presenti nella litosfera.

Gli scuotimenti corrispondono a rapide oscillazioni del terreno e a rotture dovute alla brusca liberazione dell'energia elastica accumulata in una zona del sottosuolo.

Fig. 48

Come si riconoscono

In ragione della loro violenza si va dai terremoti percepiti dai sismografi a quelli fortissimi con effetti devastanti. L'energia che genera il terremoto si propaga in tutte le direzioni mediante onde elastiche (sismiche) che attraversano la roccia circostante e vengono registrate al suolo dai sismografi. L'energia si propaga a partire da una zona profonda della Terra considerata puntiforme che viene chiamata ipocentro; il punto della superficie situtato sulla verticale dell'ipocentro si chiama epicentro .

Fig. 49

La sismologia (branca della Geofisica) studia i terremoti e l'interno della terra sulla base della propagazione delle onde sismiche generate dai terremoti. Le onde sismiche, come i raggi luminosi, subiscono deviazioni nel passare attraverso materiali di diversa densità. Se la densità del materiale varia progressivamente con la profondità le traiettorie sono curve, mentre quando le onde incontrano obliquamente le superfici che separano mezzi di densità differente, esse subiscono rifrazioni e riflessioni.

                                         

Fig. 50                                                                                          Fig. 51

Dei terremoti si misurano l'INTENSITA' e la MAGNITUDO. Fin dall'antichità l'intensità è stata valutata sulla base dei danni arrecati ai manufatti (costruzioni). Esiste una scala, detta di Mercalli, chiamata anche Mercalli modificata in cui si riconoscono 12 gradi che vanno dal  1¡ã non percepito dalle persone al 12¡ã cui corrisponde la distruzione pressochè totale.

L'energia rilasciata durante il terremoto viene misurata con la scala Richter; poiché l'energia non si può misurare direttamente si misura la Magnitudo legata indirettamente all'energia perché si basa su osservazioni strumentali (misure dello spostamento subito dal terreno).

 Ogni anno si registrano 800 mila tremori non avvertiti dalla gente. L'Italia è una regione sismica intensamente colpite con morti e distruzioni (vedi il terremoto di Messina del 1908 e quello della Sicilia del 1968 e della Campania del 1980).

Come avvengono i terremoti

Normalmente il terremoto è provocato dallo scorrimento di masse rocciose lungo una frattura (faglia). In corrispondenza della faglia si ha un movimento reciproco dei due blocchi da essa separati. Tale movimento è la causa del terremoto.

Fig. 52

Quando un materiale solido viene compresso o stirato si deforma con modalità che dipendono dalle caratteristiche del solido stesso. Sono materiali elastici quelli in cui la forza applicata è proporzionale alla deformazione che essi subiscono. Per esempio, se vogliamo allungare un elastico occorre tirare con una certa forza e più tiriamo più l'elastico si allunga; questo elastico allungato indefinitamente ad un certo punto si rompe. Nell¡¯istante della rottura lo sforzo (tensione o compressione) a cui era sottoposto l'elastico ritorna di colpo a zero cioé si ha la liberazione dell'energia accumulata durante lo sforzo (teoria del ritorno elastico).

Quando un blocco crostale è sottoposto a sforzi si comporta elasticamente; anziché fratturarsi subito esso si deforma lentamente, ma nel contempo immagazzina energia elastica.

   ]-->

Fig. 53

Continuando lo sforzo, l'energia accumulata supera il punto critico (limite elastico) e le rocce si spaccano improvvisamente; l'energia elastica, che si era andata accumulando per decine o centinaia d'anni, si libera altrettanto improvvisamente sotto forma di intense vibrazioni che si propagano in tutte le direzioni.

Più ravvicinati sono i terremoti e minore sarà l'energia elastica accumulata, quindi abbastanza innocue le scosse. Ma più lungo è l'intervallo di tempo (50, 100, 200 anni) pi¨´ grande e disastroso sarà il sisma che ci aspetta perchè grande sarà nel frattempo l'energia accumulata.

Previsione e controllo dei terremoti. Rischio sismico

In molti paesi (USA, Russia, Giappone, Cina) si stanno approntando tecniche e strumenti sofisticati, onde segnalare eventuali indizi premonitori di un sisma. Quali ad es. leggeri sollevamenti del suolo, piccole scosse e tremori, comportamento degli animali (topi, cavalli, maiali in particolare). Ma ¨¨ assai dubbio che si possa arrivare a prevedere il momento preciso e il luogo esatto di un sisma (Previsione). E perci¨° essenziale che si attui, con leggi appropriate, uno stretto controllo su edifici e su altre costruzioni o impianti delle aree sismiche (Prevenzione).

Occorre infine che i finanziamenti, per ricerche riguardanti previsioni e controllo dei terremoti (ad esempio un¡¯aggiornata carta del rischio sismico), vengano erogati e mantenuti a livelli sufficienti.