Struttura della crosta terrestre, tomografia sismica e campo magnetico

Struttura della crosta

Con questa lezione termina il ciclo di lezioni dedicato alla geologia di base. Conoscere la struttura interna della terra richiede una conoscenza della mineralogia, della petrografia e della geologia che è stata acquisita nella prima parte del corso. Lo studio delle onde sismiche come strumento indiretto per ricavare informazioni della composizione a strati della Terra ha consentito di definire un modello fisico e dunque chimico dell'interno del nostro pianeta. In questa lezione andremo ad analizzare con maggior dettaglio la composizione e le dinamiche dei diversi involucri che costituiscono il nostro geosistema, partendo dalla crosta e arrivando al nucleo, definendo un modello più completo di tettonica a placche.

Percentuali della superficie terrestre 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 m (M. Everest 8848 m) 8 000- 6 000 4 000- 2 000 altezza media delle terre emerse (820 m) livello medio del mare 0 0 2 000 profondità media degli oceani (-3800 m) 4 000 6 000 -8 000 (Fossa delle Filippine -11 516) -10 000 m 0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 510 Superficie in milioni di km2 Figura 1. Curva ipsografica della superficie terrestre.

Curva ipsografica e composizione della crosta

La curva ipsografica (fig. 1) è un punto di partenza importante per capire la composizione e le dinamiche che regolano la crosta terrestre. Questa curva rappresenta un profilo di elevazione delle terre emerse e sommerse. In ordinata abbiamo le quote massime e minime raggiunte sul nostro pianeta, al di sopra e al di sotto degli oceani. Osserviamo che il monte più alto che forma la crosta continentale è il monteEverest, con i suoi 8.000 metri di elevazione al di sopra del livello del mare. Il punto più profondo è invece la Fossa delle Filippine (- 11.516 m.s.l.m.). In ascisse sono rappresentate le percentuali della superficie terrestre che si trova alla quota espressa in ordinate, tanto in percentuali assolute (in basso, superficie in milioni di km2) che relative (in alto, percentuali delle superfici terrestri). È possibile osservare che il 29,2 % del nostro pianeta è rappresentato dalle terre emerse, mentre il restante 70,8 % è rappresentato da quelle sommerse. Osserviamo inoltre che l'altezza media raggiunta dalle terre emerse è 820 m sul livello del mare, mentre quella degli oceani è di circa 3.800 m al di sotto del livello del mare. Come si spiega questa differenza di quota? È solo una differenza altimetrica o rispecchia altre informazioni?iceberg montagna crosta continentale crosta crosta oceanica radici Moho mantello Figura 2. Schema (non in scala) dell'isostasia crostale.

Isostasia crostale e densità

Più volte, durante il corso, abbiamo distinto due differenti porzioni di crosta. La crosta continentale e la crosta oceanica. La crosta continentale non è definita come lo spessore terrestre al di sopra del livello del mare. La crosta continentale è differente da quella oceanica, sia per composizione che per densità. La densità della crosta continentale è di 2,7 g/cm3. È una composizione granitoide, ovvero una composizione assimilabile ad un granito, roccia ignea intrusiva sialica composta da differenti tipi di silicati. La densità della crosta oceanica è di circa 3,3 g/cm3. È una composizione basaltica, ovvero assimilabile ad un basalto, roccia ingnea effusiva mafica, composta da silicati di ferro e magnesio. Il mantello ha invece una densità di circa 3,3 g/cm3. Cosa comporta quest'aumento di densità? Come si comporta il mantello al di sotto della crosta terrestre? Se è vero che il mantello è solido, è anche vero che in tempo geologici si comporta come un fluido estremamente viscoso. Questo significa che accomoda la crosta al di sopra di essa con un principio assimilabile alla spinta di Archimede che consente ad un ghiacciaio di galleggiare sull'acqua (fig. 2). Il ghiaccio, meno denso dell'acqua, affonda le sue radici nell'acqua, e la pozione emersa è solo una piccola parte tenuta a galla dalla spinta di Archimede. La stessa cosa succede con la crosta terrestre. La crosta continentale è spessa e meno densa del mantello. Questo significa che le montagne (o orogeni), affondano le proprie radici all'interno del mantello e la parte emersa è la parte tenuta a galla dal principio dell'isostasia (o spintaisostatica). La crosta oceanica, più densa ma meno spessa di quella continentale, galleggia sul mantello, ma la differenza di densità è minore e di conseguenza resta sommersa.[km] 90°N- 70 160 45 N- -50 0 -40 180 W 135 W 90 W 45° V 90 E 180 E -30 45° s 10 90 5 Figura 3. Profondità della Moho espressa in km.

Profondità della Moho

La profondità delle "radici" della crosta che affonda nel mantello è rappresentata dalla profondità della Moho. La Moho è infatti quella discontinuità che separa la crosta dal mantello. È una discontinuità, poiché genera un'impedenza sismica nelle onde. Vediamo come la spinta isostatica sia ben visibile in fig. 3. Il massimo spessore della crosta continentale si trova al di sotto della catena Himalaya (tra il Nepal, l'India e la Cina), dove l'orogeno affonda di circa 70 km. Al di sotto di una catena montuosa la Moho staziona a circa 50 km. Nei settori di crosta oceanica la Moho è molto superficiale. È situata a soli 10 km di profondità. La crosta oceanica, oltre ad essere più sottile, è mediamente molto più giovane della crosta continentale. Questo perché il materiale che risale dal mantello (e più precisamente dall'astenosfera, la parte parzialmente fusa del mantello) viene a giorno dalle dorsali oceaniche, costruendo nuova crosta. La crosta oceanica si espande, ma questa espansione, come più volte spiegato, non può essere infinita.La crosta oceanica tenderà o collidere con altra crosta e inarcarsi al di sotto di essa, diventando nuovamente parte del mantello. In altre parole, non esiste sulla terra crosta oceanica più antica di 190 milioni di anni. La crosta oceanica è stratificata e mediamente composta da 3 strati sovrapposti. Un piccolo spessore di sedimenti, frutto della sedimentazione oceanica (fig. 4), ricopre rocce magmatiche effusive ed intrusive, entrambi di composizione mafica (rispettivamente basalti e gabbri), che a loro volta ricoprono rocce magmatiche ultra-femiche (molto ricche in ferro e magnesio) magmatiche e in parte metamorfiche. La crosta continentale è invece più antica (può essere di neoformazione nel caso delle rocce sedimentarie ed in alcuni settori arriva ad essere datata 4 miliardi di anni). Per capire un po' meglio come è differenziata la crosta continentale possiamo basarci sulla fig. 4. Le aree cratoniche sono le più antiche e geologicamente più stabili. Sono aree in cui non si hanno intensi fenomeni di sismicità o vulcanismo, o in altre parole aree di ampie pianure debolmente bombate (scudi), ricoperti di rocce sedimentarie e sedimenti (tavolati). Le aree orogenetiche sono invece aree in cui è incorso la costruzione, o sono ancora ben distinguibili le caratteristiche, di catene montuose. Sono differenziate per età ed hanno un'età massima di 500 milioni di anni.80* 60 30 Equatore cratoni scudi 2000 kilometri orogeni 30° alpino-him alayano mesozoico ercinico 180° 120° 90 60 30 0 30° 60 90° 120° 180 caledoni co Figura 4. Differenziazione tra aree cratoniche (scudi e tavolati) e orogeni (differenziati per età) Rocce sedimentarie, magmatiche e metamorfiche disposte in forme complesse km oceano 0 1 Sedimenti non litificati 2 3 Rocce magmatiche effusive (basaltiche) crosta 4 crosta oceanica 10 6 Moho 7 Rocce metamorfiche fortemente deformate in pieghe mantello Rocce magmatiche molto ricche in ferro e magnesio (peridotiti) 20 Rocce con metamorfismo più intenso crosta inferiore 40 0 crosta oceanica crosta continentale 35 Moho Moho Rocce magmatiche molto ricche in ferro e magnesio (peridotiti) 70 - mantello mantello km km 0 Ammassi di rocce magmatiche (batoliti) povere in ferro e magnesio, solidificate a notevole profondità in tempi lunghissimi, che, crosta superiore in seguito a movimenti della crosta, possono affiorare in superficie 5 Gabbro: una roccia magmatica che è il corrispondente intrusivo del basalto 8 crosta continentale 9 Figura 5. Composizione della crosta oceanica e continentale.

Flusso di calore

Come già accennato nelle prime lezioni del corso, il motore di tutte le attività endogene (che hanno ovvero a che fare con le dinamiche interne del nostro pianeta) è, direttamente o indirettamente, il flusso di calore della terra. In termini numerici, il flusso di calore è relativamente basso. È infatti di 0,06 W/m2 e sta a significare che la quantità di calore media emessa dalla terra nell'unità di tempo (1 secondo) che attraversa un'unità di superficie (1 metro quadro) è 0,06 Watt. Ma cosa consente al nostro pianeta di emanare questo calore? O in altre parole, qual è l'origine di questo motore termico? Come visto nella lezione 15, il limite tra il nucleo esterno e il mantello è un limite netto. È proprio in questa zona che hanno origine i moti convettivi (o plumes) di materiale caldo in risalita che generano i movimenti litostatici in superficie. L'origine del calore va dunque ricercata nel nucleo. Il nucleo è infatti composto da isotopi radioattivi ovvero delle particelle instabili che con il tempo decadono spontaneamente, rilasciando energia. L'origine del calore è dunque la radioattività. Ma come avviene lo scambio di calore tra il nucleo e la restante parte del pianeta Terra? Avviene, analogamente a molti altri processi naturali, attraverso due principali fenomeni fisici: la conduzione e la convezione. Della prima, la conduzione, abbiamo spesso sentito parlare. Consiste infatti nel trasferimento lento di calore attraverso l'agitazione atomica che trasferisce calore da una regione calda ad una fredda. Vi è trasferimento di calore senza spostamento, visibile, di materia. Due corpi a temperature differenti si scambiano calore, ponendoli a contatto, per conduzione. È proprio la conduzione che genera il lento e progressivo raffreddamento della litosfera. Il suo comportamento "rigido", da qui il nome litosfera (che comprende parte del mantello superiore, LID, e la crosta terrestre), consente la conduzione di calore dalla profondità alla superficie per