Il nucleo della Terra

Struttura schematica della Terra 1. crosta terrestre - 2. crosta oceanica - 3. mantello superiore - 4. mantello inferiore - 5. nucleo esterno - 6. nucleo interno - A:discontinuità di Mohorovičić - B: discontinuità di Gutenberg - C: discontinuità di Lehmann

Il nucleo terrestre, in geologia e in geofisica, è il più interno degli involucri concentrici in cui è suddivisa la Terra.

Caratterizzato da un'alta densità, il nucleo è separato dal mantello da una discontinuità, detta di Gutenberg, posta a circa 2900 km dalla superficie. Il nucleo, pertanto, ha un raggio di circa 3500 km e, in base alla fase delle componenti che lo costituiscono, viene ulteriormente suddiviso in due gusci concentrici: il nucleo esterno, liquido, è composto principalmente da ferro (80%) e nichel ed è caratterizzato da una temperatura di 3000 °C, una densità di 9,3 g/cm³ e una pressione di 1400 kbar; le correnti convettive nel nucleo esterno liquido sarebbero, secondo alcune teorie, la causa dell'origine del campo geomagnetico terrestre, basato sul modello della geodinamo. Il nucleo interno è invece solido, composto quasi esclusivamente di ferro, con un raggio di circa 1250 km, ha una temperatura attorno ai 5400 °C, una densità di 13 g/cm³ e una pressione di 3300-3600 kbar (1 bar = 10 N/cm²). Tali condizioni limite fanno supporre che il ferro si trovi in uno stato cristallino.

Nonostante la temperatura del nucleo interno sia maggiore di quello esterno, esso è solido perché la pressione è superiore e questo porta a un innalzamento notevole del punto di fusione del ferro. Ma se esso potesse ipoteticamente essere perforato, risulterebbe liquido.

Il nucleo terrestre, così come il mantello, non è raggiungibile attraverso perforazioni né tantomeno esiste una località sulla Terra dove sia possibile osservare direttamente le rocce che lo compongono. Come è possibile allora stimare le proprietà dei gusci interni della Terra? La maggior parte delle risposte vengono dalla geofisica, anche se alcune discipline, quali la petrografia e l'astronomia, hanno contribuito alla creazione del modello attuale.

Le prime stime corrette riguardo alla massa terrestre vengono dalla fisica classica, per l'esattezza dalla legge di gravitazione universale di Newton. Risolvendo l'equazione per la massa terrestre e calcolando da questa la densità media prevista per il pianeta, si ottiene un valore quasi doppio rispetto alla densità media misurata sulla crosta. Questo fu il primo indizio di una composizione non omogenea dell'interno del pianeta.

Nuove ipotesi vennero formulate in seguito alla scoperta che le onde sismiche non si propagano all'interno della Terra alla stessa velocità, ma accelerano progressivamente spostandosi verso l'interno, talvolta anche con repentini cambiamenti, detti discontinuità come rilevato da Mohorovičić. Un'altra osservazione, legata al tipo di onde che si propagano, permise di determinare la fase di alcuni gusci in quanto si osservava la scomparsa di onde compressive quando queste attraversavano il nucleo esterno e un forte rallentamento nell'attraversare l'astenosfera (perché solo parzialmente fusa). Queste importanti osservazioni portarono alla formulazione di un modello a gusci concentrici.

Lo studio di brandelli di mantello superiore strappati da magmi poco viscosi e trasportati in superficie ha consentito di avere campioni di roccia provenienti dall'astenosfera. Tali brandelli, denominati xenoliti hanno una composizione peridotitica (per lo più lherzolitica). Gli xenoliti si ritrovano quasi esclusivamente in rocce basaltiche o carbonatiti perché i magmi che generano tali rocce sono i meno viscosi.

Recenti prove hanno suggerito che il nucleo interno terrestre possa ruotare leggermente più in fretta del resto del pianeta, di circa 2 gradi per anno. Non è ben chiara la ragione di questo comportamento.

Geologia - Il Metodo Elettromagnetico GeoRadar

Tratto da: www.diasis.it
Il Georadar, noto con la sigla GPR (Ground Penetrating Radar) o SPR (Surface Penetrating Radar), è un particolare radar che sfrutta i fenomeni fisici, quali la riflessione, la rifrazione e la diffrazione che subisce un’onda elettromagnetica quando incontra delle discontinuità all’interno del mezzo indagato. Questi fenomeni fisici sono determinati da variazioni delle proprietà elettriche e magnetiche dei materiali attraversati (cavità, variazioni litologiche, corpi sepolti, ecc.) ed in particolare alla variazione della permettività (o costante dielettrica relativa).
In generale un sistema georadar è costituito da:
· un’unità di controllo (alimentata da una batteria) alla quale, tramite cavi di particolari caratteristiche, sono collegate le antenne;
· un sistema di antenne, che hanno la funzione di inviare impulsi elettromagnetici e captare i segnali riflessi e/o rifratti;
· un’unità di acquisizione, registrazione e visualizzazione dei dati sperimentali.

Il georadar può essere adoperato con varie tecniche applicative:
- il sistema è detto monostatico se all’unità di controllo è collegata una sola antenna che funziona, alternativamente, sia da antenna trasmittente che da antenna ricevente ovvero quando vengono collegate due antenne (una trasmittente ed una ricevente) che mantengono una distanza fissa tra loro. Questa configurazione, detta anche RSAD (Radar Surface Arrival Detection) è concettualmente molto simile alla tecnica SONAR utilizzata per i rilievi batimetrici.
- il sistema è detto bistatico se all’unità di controllo sono collegate due antenne, una trasmittente e l’altra ricevente, che vengono utilizzate a differenti distanze tra loro.
Utilizzando il sistema monostatico, l’antenna trasmittente invia un treno di impulsi elettromagnetici ad alta frequenza (10÷2500 MHz) e di breve durata (dell'ordine di 10 all -9 secondi), ad intervalli regolari; la frequenza di ripetizione di questi impulsi è di circa 50-100 kHz. Questa è alimentata da un generatore di impulsi elettrici che, nella stessa antenna, vengono trasformati in impulsi elettromagnetici. Tali impulsi si propagano all’interno del mezzo finché non sono riflessi da un’eventuale discontinuità e, se caratterizzati da
sufficiente energia, ritornano verso la superficie del terreno, dove vengono captati dall’antenna ricevente.

Gli impulsi captati dall'antenna ricevente, dopo essere stati trasformati nuovamente in impulsi elettrici, vengono trasferiti all'unità centrale di controllo: qui i segnali vengono prima trattati tramite l'ausilio di amplificatori e filtri (compresi nell'unità centrale), poi visualizzati su un display e registrati nella memoria del computer in funzione del tempo, in modo da potere essere visualizzati come una funzione del loro Two-Way Travel Time (TWTT), cioè il tempo intercorso dall’istante di trasmissione all’istante di ricezione, nella forma di un radargramma.
Esistono due modalità di visualizzazione del segnale:
- modalità “line scan” a colori, in cui ad ogni ampiezza del segnale viene attribuito un colore in funzione della sua entità e polarità;
- modalità “wiggle”, in cui il segnale è rappresentato con delle tracce, nelle quali spesso sono annerite le aree sottese dalle ampiezze positive e/o quelle negative.
Gli impulsi elettromagnetici si propagano in un materiale con una velocità ricavabile dall’espressione:

dove m ed e sono rispettivamente la permeabilità magnetica e la costante dielettrica del mezzo attraversato, c è la velocità di propagazione delle onde elettromagnetiche nel vuoto ed er è la costante dielettrica relativa (o permettività). Gli impulsi si attenuano tanto più rapidamente quanto maggiore è la frequenza dell’onda, la conducibilità elettrica e la permittività del mezzo. Sulle superfici di discontinuità del sottosuolo in cui la permittività varia da un valore 1 ad un valore 2, l’impulso elettromagnetico subisce una riflessione, con
un coefficiente di riflessione r che risulta definito dalla relazione:

Quindi, se è nota la velocità di propagazione delle onde elettromagnetiche, utilizzando i tempi di percorso delle onde è possibile calcolare la profondità dei riflettori. La massima profondità esplorabile dipende dalla frequenza delle onde elettromagnetiche e dal coefficiente di attenuazione della struttura attraversata.
Quando il profilo di acquisizione passa sopra un oggetto fortemente riflettente sepolto (immerso) nella struttura indagata, all’antenna ricevente arriva un segnale di ritorno (riflessosi sulla superficie esterna dell’oggetto) anche quando il dipolo d’antenna non è esattamente “sulla verticale” dell’oggetto sepolto. Come risultato, si ottiene sulla sezione radar una tipica “iperbole di diffrazione”. Queste iperboli caratterizzano quindi gli oggetti riflettenti di “piccole” dimensioni.
I dati sperimentali ottenuti vengono opportunamente elaborati con filtri ed amplificatori.
In particolare, i filtri hanno la funzione di migliorare la qualità dei segnali ricevuti, attenuando le componenti del segnale caratterizzate da frequenze indesiderate (noise o rumore elettromagnetico), mentre gli amplificatori sono utilizzati per amplificare gli impulsi più deboli provenienti da riflessioni relative a superfici di discontinuità più profonde, o da parte di materiali particolarmente assorbenti.
Per ottenere buone informazioni, e quindi buoni risultati, è essenziale valutare attentamente le caratteristiche del mezzo indagato (proprietà fisiche dei materiali, quantità di acqua in essi contenuta che caratterizza il comportamento conduttivo o dielettrico) e la scelta delle antenne da utilizzare, in base alla loro frequenza principale.
La metodologia georadar ha il vantaggio di essere molto speditiva ed assolutamente non distruttiva e non invasiva, in quanto consente di ottenere informazioni sul mezzo indagato senza alcuna alterazione dello stesso.

Metodologia di Sismica Passiva

METODOLOGIA DI SISMICA PASSIVA
(Tratto da F. Mulargia, S. Castellano e P.L.Rossi,  2008)

    Il rumore sismico, generato dai fenomeni atmosferici (onde oceaniche, vento) e dall’attività antropica, è presente ovunque sulla superficie terrestre. Si chiama anche microtremore poiché riguarda oscillazioni molto più piccole di quelle indotte dai terremoti nel campo prossimo all’epicentro. A questo rumore di fondo, che è sempre presente, si sovrappongono le sorgenti locali, antropiche (traffico, industrie, ecc.) e naturali. I microtremori sono solo in parte costituiti da onde di volume, P o S. In essi giocano un ruolo fondamentale le onde superficiali, che hanno velocità prossima a quella delle onde S (vedi ad es. Lachet e Bard, 1994), il che spiega la dipendenza di tutta la formulazione dalla velocità di queste ultime.
    Dai primi studi di Kanai (1957) in poi, diversi metodi sono stati proposti per estrarre l’informazione relativa al sottosuolo dal rumore sismico registrato in un sito. Tra questi, la tecnica che si è maggiormente consolidata nell’uso è quella dei rapporti spettrali tra le componenti del moto orizzontale e quella verticale (Horizontal to Vertical Spectral Ratio, HVSR o H/V, proposta tra Nogoshi e Igarashi (1970).
    Le basi teoriche dell’H/V sono relativamente facili da comprendere: in un mezzo strato + bedrock (o strato assimilabile al bedrock) in cui i parametri sono costanti in ciascun strato, consideriamo il sistema in cui gli strati 1 e 2 si distinguono per le diverse densità (r1 e r2) e le diverse velocità delle onde sismiche (V1 e V2) . Un’onda che viaggia nel mezzo 1 viene (parzialmente) riflessa dall’interfaccia che separa i due strati. L’onda così riflessa interferisce con quelle incidenti, sommandosi e raggiungendo le ampiezze massime (condizione di risonanza) quando la lunghezza dell’onda incidente (l) è 4 volte (o suoi multipli dispari) lo spessore H del primo strato. La frequenza fondamentale di risonanza (fr) dello strato 1 relativa alle onde S è pari a:

[1] fr = Vs1/4H

    Questo effetto è sommabile, anche se non in modo lineare e senza una corrispondenza 1:1.
Ciò significa che la curva H/V relativa ad un sistema a più strati contiene l’informazione relativa alle frequenza di risonanza (e quindi allo spessore) di ciascuno di essi, ma non è interpretabile semplicemente applicando l’equazione [1].
    L’inversione richiede l’analisi delle singole componenti e del rapporto H/V, che fornisce un importante normalizzazione del segnale per:
a)    il contenuto in frequenza
b)    la risposta strumentale
c)    l’ampiezza del segnale quando le registrazioni vengono effettuate in momenti con rumore di fondo più o meno alto.
    La situazione, nel caso di un suolo reale, è spesso più complessa. Innanzitutto il modello di strato piano al di sopra del bedrock si applica molto raramente. Poi, la velocità aumenta con la profondità, possono esserci eterogeneità laterali ed infine la topografia può non essere piana.  L’inversione delle misure di tremore a fini stratigrafici, nei casi reali, sfrutta quindi la tecnica del confronto degli spettri singoli e dei rapporti H/V misurati con quelli “sintetici”, cioè con quelli calcolati relativamente al campo d’onde completo di un modello 3D. L’interpretazione è tanto più soddisfacente, ed il modello tanto più vicino alla realtà, quanto più i dati misurati e quelli sintetici sono vicini (per le basi teoriche si veda ad es. Aki, 1964; Ben-Menahem e Singh, 1981; Arai e Tokimatsu, 2004).

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