STRUTTURA INTERNA DELLA TERRA
La struttura interna della Terra
La Terra presenta una struttura ad involucri concentrici, così riassumibile (dalla superficie
scendendo verso l'interno):
• crosta: strato rigido e sottile (spesso dai 35 km della crosta continentale ai 6 km di quella
oceanica), caratterizzato da una composizione molto eterogenea, di densità variabile fra i 2,7
g/cm3 della crosta continentale, costituita in gran parte da rocce granitiche, ed i 3 g/cm3 della
crosta oceanica, costituita essenzialmente da rocce basaltiche;
• discontinuità di Mohorovicic (o Moho): a profondità di 35 km circa;
• mantello: strato spesso circa 2900 km, costituito da materiali la cui densità sale, via via che
aumenta la profondità, da 3,3 a 5,6 g/cm3.
Vi è una parte più rigida, il mantello litosferico, che è intimamente attaccato alla crosta
terrestre e con la quale forma la litosfera; al di sotto (fra i 70 e i 250 km di profondità) vi è
una parte costituita da materiale parzialmente fuso, detta astenosfera.
Attraverso lo studio della velocità di propagazione delle rocce sismiche si è visto che il
mantello superiore è costituito da rocce simile alle peridotiti (ultrabasiche, ricche di ferro e
magnesio). Scendendo più in profondità, pur conservando in linea di massima la stessa
composizione chimica, le rocce presentano reticoli cristallini via via più adatti a sopportare
l'aumento di temperatura e pressione;
• discontinuità di Gutenberg: a profondità di 2900 km circa;
• nucleo: la densità aumenta bruscamente a 9,7 in corrispondenza della discontinuità e
continua ad aumentare fino ai 13 in prossimità del centro della Terra.
Più propriamente dividiamo in:
◦ nucleo esterno: fluido;
◦ discontinuità di Lehmann: a profondità di 5170 km circa;
◦ nucleo interno: solido, costituito da una lega metallica contenente principalmente ferro,
nichel, silicio e zolfo.
Il calore interno della Terra
• Flusso termico terrestre:
Il flusso termico terrestre, ossia la quantità di calore emessa nell'unità di tempo per ogni
unità di superficie, è molto basso (0,06 W per m2). Tuttavia, esso costituisce il fenomeno
energetico terrestre più imponente.
• Calore interno della Terra
Il calore interno della Terra si è spiegato attraverso:
◦ il calore originario, ossia il calore residuo dello stato primordiale della Terra, in cui il
pianeta si trovava completamente allo stato fuso;
◦ il decadimento di vari isotopi radioattivi (quali l'uranio ed il torio): questi isotopi
emettono particelle la cui energia cinetica fluisce dalla superficie terrestre sotto forma di
calore.
Il calore interno della Terra è poi distribuito mediate correnti convettive all'interno del
mantello: queste correnti convettive sono piuttosto lente (spostamenti di qualche cm
all'anno) in quanto coinvolgono in gran parte materiale solido.
• Temperatura interna della Terra
L'andamento della temperatura interna della Terra è calcolato mediante una curva, chiamata
geoterma, costruita dai geofisici basandosi sul modello della struttura interna della Terra.
Fino alla crosta terrestre, però, possiamo calcolare l'aumentare della temperatura interna
mediante il gradiente geotermico: in pratica, nella crosta terrestre la temperatura aumenta
di 30°C ogni chilometro.
In ogni caso, la temperatura massima si raggiunge nel nucleo e, stando ai calcoli, dovrebbe
aggirarsi attorno ai 4300°C.
Il campo magnetico terrestre
• Origine e funzionamento del campo magnetico terrestre
La Terra mantiene attivo un campo magnetico comportandosi come una dinamo ad
autoeccitazione: il conduttore in movimento sarebbe il metallo fuso che costituisce il nucleo
esterno. Tale campo magnetico sarebbe stato innescato, in origine, dal passaggio di un altro
campo magnetico, probabilmente di origine solare.
• Paleomagnetismo
Il paleomagnetismo è una disciplina che studia le caratteristiche del campo magnetico
terrestre del passato attraverso l'osservazione di minerali ferromagnetici, che tendono a
disporsi e a mantenersi lungo le linee del campo magnetico presente alla loro formazione.
Esso può essere termorimanente (quando cioè il minerale si trova al di sotto del punto di
Curie) o rimanete di sedimentazione (il minerale si dispone lungo le linee di campo
durante la diagenesi di un sedimento).
Lo studio del paleomagnetismo sui basalti dei fondali oceanici e la scoperta di anomalie
speculari ha costituito una delle prove essenziali ala teoria dell'origine dei fondali oceanici
e, di conseguenza, una delle prime prove a sostegno della teoria della tettonica a placche
litosferiche.
La struttura della crosta terrestre
• Caratteristiche dei due tipi di crosta
Crosta oceanica
Crosta continentale
Spessore
6 – 8 km
35 km di media (max 60 - 70 km in
corrispondenza delle catene montuose)
Densità
3 g/cm3
2,7 g/cm3
190 milioni di anni max
4 miliardi di anni max
Età rocce
Struttura Composizione omogenea, struttura
e
regolare a strati così composta:
composizione
1. sedimenti non litificati
2. basalti
3. gabbri
•
Composizione
fortemente
eterogenea
(presenza
di
rocce
magmatiche,
sedimentarie e metamorfiche), struttura in
evoluzione a causa dell'orogenesi, che
comporta la divisione in:
• aree cratoniche (o cratoni): le parti
più antiche, hanno l'aspetto di
ampie
pianure
leggermente
bombate verso l'alto. Esse si
suddividono a loro volta in scudi
(cristallini) e tavolati (ricoperti da
rocce sedimentarie);
• fasce orogeniche (o orogeni): le
parti in cui l'orogenesi è avvenuta
più recentemente (negli ultimi 500
milioni di anni), presentano aree
fortemente rilevate.
Isostasia
L'isostasia è la tendenza della crosta terrestre a raggiungere una posizione di equilibro
rispetto al mantello sottostante sul quale essa “galleggia” (in quanto il mantello è più denso).
Per questo principio, le catene montuose emergono in quota in quanto la crosta sottostane ha
un forte spessore di rocce meno dense rispetto al mantello che le circonda (le cosidette
radici).
L'espansione dei fondali oceanici
• Deriva dei continenti (ipotesi di Wegner)
Secondo questa ipotesi circa 200 milioni di anni fa la crosta continentale era riunita in
un'unica massa continentale, la Pangea, circondato da un'unica massa oceanica, chiamata
Pantalassa.
La Pangea in seguito si spaccò formando due super-continenti:
◦ la Laurasia, a Nord (America Settentrionale, Eurasia);
◦ la Gondvana, a Sud (America Meridionale, Africa, Antartide, placca indiana, placca
australiana)
Questi due super-continenti erano divisi da un mare che diventerà poi il Mediterraneo.
La teoria non spiegava l'origine delle spaccature e dei movimenti delle placche, tuttavia era
possibile portare numerose prove a suo favore, in particolare analizzando le coste atlantiche
del Sud America e dell'Africa meridionale:
◦ prove geografiche e geologiche: corrispondenze geologiche (corrugamenti, tipologie di
rocce) da una parte all'altra dell'oceano;
◦ prove paleontologiche: stessi fossili trovati da entrambe le parti dell'oceano;
◦ prove paleoclimatiche: stessi tilliti (rocce che provengono dall'erosione dei ghiacciai)
riscontrate in zone oggi separate dall'oceano.
• Dorsali oceaniche
Le dorsali oceaniche sono inarcamenti della crosta oceaniche, ampie dai 1000 ai 4000 m e
alte anche 3000 m rispetto al fondo. La sommità delle dorsali è percorsa da un profondo
solco, chiamato rift valley, dal quale risale continuamente magma basaltico che,
solidificandosi, forma nuova crosta oceanica.
Perpendicolari all'asse della rift valley troviamo un sistema di fratture, denominato faglie
trasformi, che divide le dorsali in segmenti.
• Fosse abissali e sistemi “arco – fossa”
Le fosse abissali sono depressioni lunghe migliaia di chilometri e relativamente strette,
profonde anche 10.000 m. Ad una certa distanza dalle fosse abissali vi è un arco vulcanico,
caratterizzato da attività vulcanica prevalentemente esplosiva.
I sistemi arco – fossa, inoltre, sono accompagnati da forte sismicità
• Espansione dei fondali oceanici
La teoria dell'espansione dei fondali oceanici prevede che lungo la rift valley delle dorsali si
formi continuamente nuova litosfera, facendo sì che i due fianchi delle dorsali si allontanino
reciprocamente.
Contemporaneamente lungo le fosse oceaniche avviene il fenomeno di subduzione, ossia
altra litosfera (raffreddatasi e fattasi più densa) sprofonda nel mantello e viene riciclata.
Questo sprofondamento provoca terremoti, i cui ipocentri sono collocati lungo una
superficie inclinata chiamata piano di Benioff), ed il riciclaggio di quei materiali alimenta il
vulcanismo esplosivo degli archi vulcanici.
La tettonica delle placche
• Placche litosferiche
Dorsali di espansione, fosse di subduzione e faglie trasformi dividono la litosfera in una
ventina di placche. Le sei più vaste sono:
1. placca eurasiatica;
2. placca africana;
3. placca antartica;
4. placca del Pacifico;
5. placca nordamericana;
•
6. placca sudamericana.
Le placche possono essere formate da sola litosfera oceanica, sola litosfera continentale, o
da entrambe.
Margini tra le placche
I margini tra le placche sono di tre tipi:
◦ margini costruttivi: le dorsali oceaniche, lungo le quali si costruisce nuova litosfera
oceanica;
◦ margini distruttivi: le fosse oceaniche, lungo le quali la litosfera sprofonda nel
mantello nel processo di subduzione;
◦ margini conservativi: le faglie trasformi maggiori, lungo le quali due placche scorrono
l'una a fianco dell'altra in direzioni opposte, provocando fenomeni di metamorfismo e
intensa attività sismica.
