La struttura e i fenomeni interni della Terra

La struttura e i fenomeni interni della Terra da pag. 16 a pag. 31

Origine della Terra Il pianeta Terra ha avuto origine circa 4, 7 miliardi di anni fa, insieme al sistema solare, per aggregazione dei frammenti rocciosi della nebulosa primordiale. Durante la sua formazione, la Terra ha attraversato due fasi: • Fase di accrezione • Fase di zonazione chimica

Accrezione Durante la fase di accrezione la Terra si presentava come un aggregato indifferenziato di materiali rocciosi, costituito da: • ferro (35%) • ossigeno (30%) • silicio (15%) • magnesio (13%) • nichel (2, 4%) • calcio (1%) • alluminio (1%) • altri elementi chimici (2, 6%) accrezione Contemporaneamente all’aumento della sua massa, il pianeta si riscaldò fino alla fusione dei suoi componenti.

Zonazione chimica Sul pianeta completamente fuso si verificò quindi la separazione dei materiali in base alla loro densità (fase di zonazione chimica) • Il ferro, a densità più elevata, si raccolse al centro originando il nucleo. • I silicati di ferro e magnesio, a densità media, formarono il mantello. • I silicati di alluminio, calcio, sodio e potassio, meno densi, risalirono in superficie originando la crosta, che lentamente si raffreddò e solidificò. Il pianeta Terra assunse così una struttura interna ad involucri a differente composizione chimica, definita zonazione chimica

Struttura interna della Terra La struttura interna della Terra ha una disposizione a strati (cipolla). Tali strati, definiti da proprietà chimiche, sono: Crosta (solida, a base di silicati) mantello (estremamente viscoso (*)) nucleo esterno (liquido ma molto meno viscoso del mantello) nucleo interno (solido) • • Viscosità = proprietà della materia per la quale le particelle di un corpo (tipicamente di un fluido) incontrano resistenza nello scorrere le une rispetto alle altre (*)

La struttura della crosta terrestre La crosta terrestre ha una struttura rigida e può essere di tipo: • Oceanico • Continentale La crosta oceanica forma il fondo degli oceani e la superficie è formata da uno strato di sedimenti marini che possono risalire anche a 190 milioni di anni fa. Al disotto dei sedimenti si trovano rocce magmatiche (rocce che si formano in seguito alla solidificazione di magmi), agglomerati di masse silicatiche fuse. La crosta oceanica contiene principalmente silicati di ferro e di magnesio. La sua densità è circa 3 g/cm 3.

La crosta continentale forma i continenti, inclusa la parte sommersa che li circonda. La parte sommersa (che circonda e fa parte della crosta continentale) è la piattaforma continentale che degrada nella scarpata continentale. La crosta continentale è composta principalmente da silicati di alluminio e la roccia più abbondante è il granito. I materiali che compongono la crosta continentale possono raggiungere l’età di 4 miliardi di anni.

La crosta terrestre «galleggia» La densità della crosta terrestre (2, 7 – 2, 8 g/cm 3) è minore della densità della parte alta del mantello su cui poggia (circa 3, 3 g/cm 3 ) e sul quale «galleggia» . Il confine tra crosta e mantello e detto discontinuità di Moho e la sua profondità può variare tra 6 km sotto il fondo degli oceani e 35 km sotto il fondo continentale. Come si intuisce dal disegno, la crosta oceanica «sprofonda» meno nel mantello perché è più leggera della crosta continentale. In presenza di grandi catene montuose ai margini dei continenti, la crosta continentale può sprofondare anche di 70 km.

Studiare l’interno della Terra Lo spessore della crosta terrestre è molto minore sia di quello del mantello che di quello del nucleo. Il mantello è spesso circa 2. 900 km e il nucleo 3. 400 km. Come sono stati ottenuti questi dati? Lo studio della crosta terrestre (forma e composizione) è basato su informazione che provengono dal comportamento delle onde sismiche, dallo studio delle rocce di provenienza eruttiva e da quello delle meteoriti. Le onde che si generano in occasione dei terremoti, le onde sismiche, si spostano con maggiore velocità nei materiali più rigidi ed elastici e con minore velocità negli altri. Ne esistono tipi diversi e il loro comportamento è simile, per certi versi, al comportamento delle onde luminose (per esempio nel fenomeno della «rifrazione» ).

Sintetizziamo alcuni tipi di onde sismiche ed il loro comportamento Le onde P, onde prime longitudinali. Sono molto veloci (7 -13 km/s), sono prodotte dall'oscillazione della roccia nella stessa direzione della propagazione e provocano cambiamenti di volume e di forma. Esse attraversano sia i solidi che i fluidi e sono le responsabili del rombo cupo che si avverte all'inizio del terremoto. Quando attraversano strati di differente densità, cambiano direzione. Le onde S, onde seconde traversali. Sono più lente delle precedenti (4 -7 km/s), hanno la direzione di oscillazione perpendicolare alla direzione di propagazione e modificano solo la forma della roccia. Esse non si propagano nei fluidi. A determinate profondità queste onde si fermano.

Comportamento delle onde sismiche S e P in funzione della profondità e dei cambiamenti di densità dei materiali (discontinuità) che in contrano.

• L’osservazione e lo studio dei comportamenti delle onde sismiche ha permesso di individuare le discontinuità fra croste e mantello e tra mantello e nucleo. • I frammenti di rocce portati in superficie dal magma nelle eruzioni vulcaniche hanno dato la possibilità di raccogliere dati sulla composizione dei materiali presenti nelle zone sottostanti la crosta terrestre. • Anche lo studio dei meteoriti, che si sono formati insieme a tutti i diversi corpi che oggi vediamo (5 miliardi di anni fa), ha permesso di fare ipotesi sulla composizione del nucleo terrestre come corpo prevalentemente metallico.

Il mantello • Come già detto è uno strato a viscosità molto elevata, compreso tra la crosta e il nucleo e avente uno spessore di circa 2970 km. • Il suo contatto con la sovrastante crosta terrestre è la discontinuità di Mohorovičić ("Moho") e quello con il sottostante nucleo è detto discontinuità di Gutenberg. • La parte più superficiale dl mantello, immediatamente sotto la crosta terrestre, costituisce insieme alla crosta la litosfera. • Sotto la litosfera troviamo l’astenosfera costituita da rocce parzialmente fuse • Ancora al disotto la mesosfera del tutto rigida.

Il nucleo Caratterizzato da un'alta densità, il nucleo è separato dal mantello dalla discontinuità di Gutenberg, posta a circa 2900 km dalla superficie. 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. • il nucleo interno, separato dal nucleo esterno dalla discontinuità di Lehmann, 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. Tali condizioni limite fanno supporre che il ferro si trovi in uno stato cristallino.

Uno sguardo alle divisioni con le quali si indicano gli strati del nostro pianeta. Nell’immagine successiva sono in evidenza le tre discontinuità di Mohorovicic, di Gutenberg e di Lehmann.

Per saperne di più sulle «discontinuità»

LA DERIVA DEI CONTINENTI

La Deriva dei Continenti Nei primi decenni del XVII secolo Francesco Bacone (Francis Bacon), filosofo inglese vissuto a Londra tra 1561 e il 1626, osservando un planisfero viene colpito dal fatto che le coste orientali dell’America meridionale e quelle occidentali dell’Africa appaiono come due tessere di un puzzle che, se avvicinate, sembrano combaciare con buona precisione. Nasce quindi in quell’epoca l’ipotesi che i continenti non siano rimasti sempre dove li vediamo oggi, ma si siano spostati, nel corso delle ere geologiche, anche per migliaia di chilometri.

Nel 1912 il meteorologo tedesco Alfred Wegener raccoglie una serie di convincenti prove che dimostrano come centinaia di milioni di anni fa l’Africa e il Sudamerica fossero davvero uniti in un unico blocco di terre emerse: ai due lati dell’Oceano Atlantico viene infatti riscontrata la presenza di resti fossili simili e di strutture geologiche identiche. Circa 225 milioni di anni fa, sarebbe esistito un unico continente chiamato Pangea circondato da un unico oceano chiamato Pantalassa. All’interno di questo supercontinente si sarebbero create delle «fratture» e le singole parti avrebbero subito migrazioni raggiungendo, in tempi geologici (figura), la posizione attuale. La Deriva dei Continenti Questi lentissimi spostamenti sono ancora in atto.

Le dinamiche di deriva secondo Wegener Circa 200 milioni di anni fa le terre emerse erano un unico supercontinente chiamato Pangea, circondato da un unico immenso oceano, chiamato Pantalassa. Circa 180 milioni di anni fa la Pangea si sarebbe suddivisa in due supercontinenti, Laurasia e Gondwana, separati da un unico mare, il Tetide. Circa 130 milioni di anni fa da questi supercontinenti, che avevano continuato a smembrarsi in più parti, si delinearono i continenti attuali. Contemporaneamente si formarono i vari oceani: Pacifico, Atlantico, Indiano e… lentamente tutto andò a occupare le attuali posizioni.

Prove della deriva dei continenti • La forma complementare dei margini dei continenti che, 230 milioni di anni fa, erano uniti nel supercontinente Pangea. • Ritrovamenti degli stessi fossili di piante e animali in continenti una volta uniti. Oggi, invece, la teoria della deriva dei continenti è universalmente accettata in quanto la scienza ne ha dato la più completa spiegazione attraverso la teoria dell’espansione dei fondali oceanici e la teoria della tettonica delle placche (o delle zolle).

Cause della deriva dei continenti - La tettonica delle Placche La litosfera terrestre, involucro rigido più esterno, non possiede una struttura continua, ma si presenta fratturata in una ventina di porzioni, dette placche (o zolle); Le placche galleggiano sulla sottostante astenosfera (parte del mantello che nella zona inferiore è parzialmente fusa) che produce moti «convettivi» come quelli presenti nell’acqua che bolle. Tali moti spostandosi orizzontalmente e trasportando con sé continenti e oceani.

Le placche si comportano come corpi rigidi e, se vengono sollecitate da forze di notevole intensità, si fratturano. Le placche possono allontanarsi, scontrarsi o scorrere le une rispetto alle altre. I movimenti delle placche sono responsabili dell'orogenesi e dell'attività vulcanica e sismica e questi fenomeni si manifestano lungo i bordi di confine o i margini delle placche (mentre la loro parte interna ne è esente).

Sono state individuate sette placche principali (di grande estensione): • • La placca Pacifica La Placca nordamericana La placca Sudamericana La placca Eurasiatica La Placca Africana La Pacca Indo-australiana La Placca Antartica Vi sono poi placche minori (dette anche microzolle), tra cui: le placche di Nazca, di Cocos, caraibica, delle Filippine e araba. Alcune placche sono costituite solo da litosfera oceanica (per esempio, la placca pacifica), altre, invece, sono formate da litosfera sia continentale, sia oceanica (per esempio, la placca africana) e altre ancora sono costituite prevalentemente da litosfera continentale (per esempio, la placca eurasiatica).

I margini delle placche Cosa c’è tra la fine di una placca e l’inizio di un’altra? Le placche interagiscono reciprocamente attraverso i margini e lungo queste linee di confine si verificano vari fenomeni endogeni. A seconda del tipo di interazione che avviene fra due placche fra loro in contatto, si possono distinguere tre diversi tipi di margini: • Divergenti o costruttivi le placche si allontanano l’una dall’altra • Convergenti o distruttivi le placche collidono • Trascorrenti o conservativi le placche scorrono orizzontalmente una rispetto all’altra

I margini divergenti sono detti anche costruttivi perché le placche, allontanandosi l’una dall’altra, creano spazio dove emerge nuova litosfera. La nuova crosta che si forma è crosta oceanica e si origina da magma che fuoriesce dal mantello e solidifica. Se l’allontanamento (frattura) avviene all’interno di un continente sulla terra emersa si forma una rift valley (valle di frattura) e si creano grandi depressioni che verranno riempite da acque originando laghi e, se le placche continuano ad allontanarsi, la depressione verrà sommersa da acque marine. Si formerà lungo il fondale nuova litosfera, originando un nuovo mare.

I margini convergenti sono detti anche distruttivi perché la collisione tra le placche distrugge litosfera che sprofonda nel mantello. Questo fenomeno di sprofondamento della litosfera è detto subduzione. Se le placche si scontrano sono ambedue oceaniche una sprofonda sotto l’altra (subduzione) e lungo la linea di sprofondamento si formano le fosse oceaniche. La litosfera in subduzione incontra temperare elevate e fonde. A causa della minore densità del materiale fuso rispetto ai materiali circostanti, la litosfera fusa risale attraverso la formazione di archi vulcanici.

I margini convergenti Se le placche si scontrano sono ambedue continentali accade che, lungo il margine di contatto delle due placche si ha una compressione che porta alla deformazione delle rocce ed un sollevamento dei margini con la formazione di catene montuose. Il processo che porta alla formazione di nuove montagne prende il nome di orogenesi. Lungo tali margini sono molto frequenti i terremoti.

I margini convergenti Se le placche si scontrano sono una oceanica ed una continentale, la placca continentale, a densità maggiore, va incontro a sollevamento e quella oceanica, a densità minore, va incontro a subduzione. Anche in questo caso si formano catene montuose, vulcani e fosse oceaniche.

Margini trascorrenti e dorsali oceaniche Il fondo degli oceani è percorso da lunghe catene montuose dette dorsali oceaniche, che possono raggiungere 3000 metri di altezza e, a volte, emergere formando isole come le Azzorre (isole vulcaniche nell’oceano Atlantico). Le dorsali oceaniche presentano fratture longitudinali dette faglie trasformi. Sono margini trascorrenti (conservativi) dove una placca scivola rispetto all’altra senza costruire né distruggere la litosfera. Faglia di San Andreas Una faglia di grandi dimensioni è quella di San Andreas in California dove la placca del Pacifico scorre verso nord-ovest mentre quella nordamericana si sposta verso sud-est. Tali movimenti possono generare terremoti.

Tipi di faglie

FINE

collegamenti

Le discontinuità sismiche L'esplorazione indiretta del sottosuolo è basata sulla misurazione dei tempi impiegati (da parte delle onde sismiche o di onde comunque elastiche, prodotte artificialmente tramite esplosioni), a percorrere distanze note. Appositi sismografi, detti geofoni, posti a distanze prestabilite gli uni dagli altri e a una distanza nota dal punto in cui si è sviluppata l'onda elastica, ne registrano su nastri magnetici l'arrivo. Segue

Quando le onde sismiche (onde elastiche) attraversano mezzi diversi oppure due zone dello stesso mezzo, ma a diversa densità, esse vengono scisse in due componenti: un'onda riflessa, che torna indietro, e un'onda rifratta, che prosegue oltre la superficie di discontinuità, ma con traiettoria deviata rispetto all'originaria. Viaggiando verso l'interno della Terra, le onde sismiche cambiano di velocità: questa aumenta quando la densità del mezzo aumenta e viceversa. I cambiamenti di velocità e direzione più significativi delle onde sismiche avvengono a profondità ben definite, che corrispondono a superfici dette discontinuità sismiche: esse indicano cambiamenti netti di proprietà fisiche e chimiche del nostro pianeta e hanno permesso di suddividere l'interno della Terra in tre involucri concentrici: crosta, mantello e nucleo. Segue

La discontinuità di Mohorovičič, o Moho, separa la crosta terrestre dal cosiddetto mantello litosferico: in sua corrispondenza la velocità delle onde sismiche cambia bruscamente, indicando un aumento della densità; essa si trova a una profondità media di 35 -40 km sotto i continenti e di 8 -10 km sotto gli oceani. A circa 2900 km di profondità si trova la discontinuità di Gutenberg, che divide il mantello dal nucleo. All'interno del nucleo, alla profondità di circa 5000 km, si trova infine la discontinuità di Lehmann, che separa il nucleo esterno "fuso" dal nucleo interno "solido". La presenza di questa discontinuità è dimostrata dall'esistenza di una zona d'ombra, cioè un'ampia fascia che si estende sulla superficie del globo, comprendendo tutti i luoghi che distano da 103° a 142° dall'ipocentro, nella quale arriva solo una piccola parte dell'energia delle onde P e dove non si registrano le onde S. Questi risultati si possono spiegare ammettendo l'esistenza di un nucleo formato, almeno nella parte esterna, da materiali allo stato fuso, in cui le onde P perdono velocità e le onde S non possono propagarsi. TORNA