Appunti di Geologia: Struttura interna della Terra e tettonica delle placche

Il modello dell'interno terrestre

La struttura stratificata della Terra

Capire cosa c'è nell'interno della Terra è complicato perché non possiamo arrivarci direttamente. Il motivo è semplice: il centro della Terra si trova a circa 6370 chilometri di profondità, cioè davvero molto lontano da noi. Le miniere più profonde mai costruite dall'uomo, come quelle del Sudafrica, scendono solo fino a 3,6 km sotto la superficie. Le perforazioni petrolifere, che scavano nel terreno per cercare petrolio, arrivano al massimo a 6 o 7 km. Quindi si capisce che non possiamo scavare fino al centro per vedere direttamente cosa c'è.

Allora come facciamo? Gli scienziati usano delle strategie indirette, cioè raccolgono indizi da ciò che possiamo osservare in superficie o in profondità non troppo elevate:

1. Rocce in superficie che vengono da profondità maggiori In alcune catene montuose, come quelle formate da scontri tra placche della crosta terrestre, possiamo trovare rocce che in passato stavano anche a 40-60 km di profondità e che oggi sono emerse. Studiando queste rocce, possiamo capire com'è fatto il sottosuolo.
2. Materiali vulcanici Quando c'è un'eruzione vulcanica, il magma sale dall'interno della Terra. Analizzando i materiali eruttati, possiamo ottenere informazioni preziose sulla composizione interna della Terra.
3. Camini diamantiferi In Sudafrica ci sono camini vulcanici antichi che hanno portato in superficie rocce provenienti da grandi profondità. Questi camini contengono spesso diamanti, che si formano solo a pressioni e temperature altissime, cioè a grande profondità.

Oltre circa 50-100 km, non abbiamo materiali diretti da studiare. Tutto quello che sappiamo lo ricaviamo da evidenze indirette, cioè da dati raccolti attraverso strumenti scientifici. Le scienze che ci aiutano di più in questo sono:

• Geofisica -> studia le proprietà fisiche della Terra (come la densità, la gravità, le onde sismiche).
• Sismologia -> studia i terremoti e come le onde sismiche si propagano.
• Geochimica -> studia la composizione chimica delle rocce e dei minerali.
• Petrologia -> studia come si formano e si trasformano le rocce.

Gli scienziati usano principalmente due tipi di dati geofisici:

1. Il campo gravitazionale terrestre
   • È il campo di attrazione che la Terra esercita su tutto ciò che ha massa, come noi, gli oggetti, la Luna, ecc.
   • Si manifesta come forza di gravità, cioè quella forza che ci tiene incollati al suolo.
   • Studiando come varia questa forza in diversi punti del pianeta, gli scienziati hanno capito che l'interno della Terra deve essere molto più denso della superficie.
   • Se la Terra avesse la stessa densità delle rocce superficiali, la gravità sarebbe la metà di quella che misuriamo.
   • Quindi deve esserci, al centro della Terra, un materiale molto più pesante, e la spiegazione più probabile è che si tratti di metalli come ferro e nichel.
2. Le onde sismiche Quando avviene un terremoto, si generano delle onde che si propagano dentro la Terra. Queste onde possono comportarsi in modi diversi a seconda del materiale che attraversano:
   • Se l'onda passa in una zona con caratteristiche fisiche diverse, cambia velocità o direzione.
   • Questo fenomeno si chiama:
   • rifrazione -> l'onda cambia direzione e velocità.
   • riflessione -> l'onda rimbalza su una superficie.
   • Le superfici dove cambia il comportamento delle onde si chiamano discontinuità.Esistono due tipi principali di onde:
   • Onde P (primarie) -> sono più veloci, si propagano in solidi e liquidi.
   • Onde S (secondarie) -> sono più lente, si propagano solo nei solidi. Se queste onde scompaiono in una certa zona, vuol dire che lì il materiale è liquido.

Velocità di propagazione delle onde (km/s) 0 2 4 6 8 10 12 14 1000 Densità Onde S 2000 Crosta Discontinuità di Gutenberg 3000 Profondità (km) Nessuna onda S nel nucleo esterno 4000 Discontinuità di Mohorovičić Discontinuità di Lehmann 5000 6000 Mantello Nucleo esterno Nucleo interno 0 2 4 6 8 10 12 14 Densità (g/cm3)

Grazie a queste osservazioni, possiamo ricostruire la struttura interna della Terra come se facessimo una radiografia: le onde sismiche ci mostrano dove ci sono cambiamenti di materiale e ci aiutano a costruire un modello a strati.

• Modello chimico-mineralogico Questo modello si basa sulla composizione chimica dei materiali e divide la Terra in:
  • Crosta -> è la parte più esterna e sottile. È solida, fatta di rocce leggere come il granito (continente) e il basalto (fondale oceanico).
  • Mantello -> è sotto la crosta e molto più spesso. È fatto di rocce più dense, come le peridotiti. È diviso in:
  • Mantello superiore
  • Zona di transizione
  • Mantello inferiore

Nucleo -> è al centro della Terra, composto da ferro e nichel, materiali molto densi. Ha due parti:

• Nucleo esterno (liquido)
• Nucleo interno (solido)
• Modello fisico (in base allo stato dei materiali) Qui non conta tanto cosa c'è, ma come si comportano i materiali:
  • Litosfera -> è rigida e comprende la crosta + parte del mantello superiore. È divisa in placche tettoniche.
  • Astenosfera -> sotto la litosfera. È semifusa, cioè si comporta in modo plastico (può scorrere lentamente).
  • Mesosfera-> è la parte più profonda e solida del mantello, sotto l'astenosfera.
  • Nucleo esterno -> è liquido. Qui nascono i movimenti del ferro fuso che creano il campo magnetico terrestre.
  • Nucleo interno -> è solido, formato da ferro e nichel compattati da una pressione altissima.

Criteri chimico-mineralogici Stato fisico dei materiali Crosta Mantello superiore Zona di transizione Mantello inferiore Nucleo esterno Nucleo interno Litosfera Astenosfera Mesosfera Nucleo esterno Nucleo interno Onde PCrosta, mantello e nucleo

1. La crosta terrestre: lo strato più esterno La crosta è lo strato più superficiale della Terra, cioè quello dove viviamo noi. È formata dalle rocce che compongono: le montagne, i continenti, i fondali oceanici. È uno strato sottile rispetto agli altri: il suo spessore può variare tantissimo:
   • Minimo: solo 3 km sotto gli oceani.
   • Massimo: fino a 80-90 km sotto le grandi catene montuose (come l'Himalaya, ad esempio).

La base della crosta è separata dal mantello da una superficie chiamata "discontinuità di Mohorovičić", o Moho (si legge Mo-o). Questa discontinuità è un punto dove le onde sismiche cambiano velocità, quindi segna una netta differenza tra la crosta e il mantello sottostante.

1. Il mantello superiore: tra la Moho e i 400 km di profondità Sotto la crosta, troviamo il mantello superiore, che si estende da circa 30-90 km (Moho) fino a 400 km di profondità. Questo strato è composto da rocce dense e ad alta temperatura, in parte solide ma in parte semifuse, cioè con un comportamento plastico (possono deformarsi lentamente). All'interno del mantello superiore, tra i 100 e i 300 km, esiste una zona particolare dove le onde sismiche si muovono più lentamente. Questo rallentamento si osserva in modo costante per le onde S (cioè le onde che si propagano solo nei solidi), mentre non sempre per le onde P (che si propagano sia nei solidi che nei liquidi). Questa zona si chiama zona di bassa velocità (low velocity zone), ed è molto importante perché qui probabilmente il mantello è parzialmente fuso, cioè contiene magma in piccola parte. Questa regione favorisce il movimento delle placche tettoniche sopra di essa.
2. La zona di transizione: tra 400 e 670 km Questa zona separa il mantello superiore da quello inferiore. In questa fascia, le onde sismiche aumentano bruscamente di velocità. Questo aumento si spiega con il fatto che le rocce cambiano struttura interna: non cambiano composizione chimica, ma diventano più compatte e dense (cioè i minerali si organizzano in modo diverso per adattarsi all'altissima pressione).
3. Il mantello inferiore: da 670 a 2900 km di profondità Il mantello inferiore è lo strato più grande del mantello e uno dei più estesi dell'intera Terra. Termina alla discontinuità di Gutenberg, che è il confine tra il mantello e il nucleo.
• Occupa quasi metà della massa della Terra: ben 49,2%.
• In questo strato le onde sismiche accelerano man mano che si va in profondità, perché aumentano:
• la pressione,
• la temperatura,
• la densità delle rocce.

Il gradiente di velocità e densità significa che i materiali diventano sempre più densi e duri man mano che si scende in profondità.

1. Il nucleo esterno: da 2900 a 5200 km di profondità A circa 2900 km di profondità si trova la discontinuità di Gutenberg, cioè il passaggio tra il mantello e il nucleo. Sotto questa soglia si trova il nucleo esterno, che è formato soprattutto da ferro e nichel allo stato liquido. Come facciamo a sapere che è liquido?
   • Le onde P (quelle che attraversano anche i liquidi) rallentano di colpo.
   • Le onde S (che attraversano solo i solidi) non riescono a passare -> quindi qui non ci sono solidi: è una prova che il nucleo esterno è liquido.In questa zona si genera il campo magnetico terrestre: i movimenti del ferro liquido funzionano come una dinamo (cioè un generatore naturale di corrente magnetica).
2. Il nucleo interno: da 5200 km fino al centro della Terra (6370 km) A circa 5200 km, troviamo un'altra discontinuità: la discontinuità di Lehmann, che separa il nucleo esterno da quello interno. Anche il nucleo interno è composto da ferro e nichel, ma in questo caso è solido, anche se vicinissimo al punto di fusione (cioè caldo quasi da fondere). Come lo sappiamo?
• Le onde P aumentano di velocità -> segno che il materiale è più compatto.
• Le onde S riescono a passare di nuovo, anche se molto lentamente -> questo vuol dire che il materiale è solido.

Litosfera 2900 km placca Discontinuità di Gutenberg 100 km Mantello litosferico (lid) Astenosfera 250 km Mantello superiore (peridotite eclogite) Moho Nucleo Esterno fluido Crosta Mesosfera 400 km Zona di bassa velocità Discontinuità di Lehmann 5200 km Zona di transizione Interno solido 670 km Mantello inferiore (perovskite) 6370 km

Il calore interno

Dentro la Terra c'è calore, e ne abbiamo tante prove: i vulcani che eruttano lava bollente, le sorgenti termali, i geyser e le alte temperature che si trovano scavando in profondità, come nelle miniere. Tutto questo ci fa capire che sotto i nostri piedi c'è un'enorme quantità di energia.

Oltre al calore che riceviamo dal Sole, il calore interno è una delle fonti principali di energia per il nostro pianeta. Il Sole fa muovere l'aria e l'acqua, creando venti, onde e piogge che modellano la superficie terrestre. Il calore interno, invece, fa muovere i continenti e provoca terremoti e vulcani.

Ma da dove viene questo calore interno? Ha due origini. Una parte è molto antica: è il calore che si è formato quando la Terra si è creata, circa 4,5 miliardi di anni fa. Un'altra parte è più "recente" e continua ancora oggi: deriva dalla radioattività di alcune rocce.

Il calore antico si è prodotto in vari modi: i frammenti spaziali che cadevano sulla Terra all'inizio si surriscaldavano; il ferro fuso è sprofondato verso il centro del pianeta liberando calore; e la pressione interna è aumentata così tanto da far salire la temperatura. A questo si è aggiunto il calore prodotto da isotopi radioattivi a vita breve, che si trovavano all'inizio della storia del pianeta.

Poi, col tempo, sono entrati in azione isotopi radioattivi a vita lunga, ancora presenti nelle rocce, soprattutto nel granito. Questo tipo di radioattività continua a generare calore, soprattutto nei continenti, dove c'è più granito. Negli oceani, invece, dove c'è basalto e non granito, il calore arriva da più in profondità, cioè dal mantello o dal nucleo.

Gradiente geotermico

Il gradiente geotermico indica quanto aumenta la temperatura scendendo in profondità nella Terra. In media, aumenta di 2-3 ℃ ogni 100 metri, cioè di 1 ℃ ogni 39 metri. Ma questo valore cambia da zona a zona.