INTERNO DELLA TERRA

ITG A. POZZO
LICEO TECNOLOGICO
INTERNO DELLA TERRA
INDIRIZZO: Costruzioni, Ambiente, Territorio - opzione B
GEOLOGIA E TERRITORIO
Classe 3^ - 3 ore settimanali
Schede a cura del prof. Romano Oss
Che cos’è la Terra, cioè il nostro pianeta, e com'è fatto al suo interno?
La Terra è una sfera o quasi, ma per approssimazione la possiamo in questo caso
considerare tale, ed è composta da molti degli elementi che troviamo sulla tavola periodica di
chimica, ma non tutti perché alcuni sono stati creati artificialmente dall'uomo.
Di tutti questi elementi, se prendiamo
solo i primi 8, questi formano circa il
97% della crosta terrestre sulla quale
viviamo, e il più abbondante in
assoluto è l’ ossigeno che da solo
rappresenta: in peso il 46% e in
volume il 93.7% della crosta;
di tutti gli altri sette nessuno supera il 2%.
Gli altri elementi fondamentali sono (con
% in peso): silicio (27%), alluminio
(8.3%), il ferro (6.2%), il calcio (4.7%),
magnesio (2.8%), sodio (2.3%),
potassio (1.8%).
Ma che cos'è questa crosta terrestre o litosfera?
La crosta è il sottile involucro esterno della terra.
Questa crosta può assumere valori variabili di spessore:
40 km di media della Crosta Continentale
10 km di media della Crosta Oceanica (in certi punti questa può essere
notevolmente più sottile come in vicinanza delle dorsali medio-oceaniche)
Anche la Crosta Continentale risulta avere spessori variabili
raggiungendo anche i 90 Km al di sotto della catena montuosa
dell'Himalaya.
A causa di queste profondità non è stato ancora possibile, con le
attuali tecniche di perforazione, raggiungere materialmente la "fine"
della crosta.
Com'è stato possibile determinare con questa precisione anche la sola
differenza di spessore fra Continentale e Oceanica?
Si usano le onde sismiche, si sfruttano i terremoti per potere investigare sia
la struttura che la composizione dell'interno del nostro pianeta.
Talvolta addirittura si creano artificialmente, non i terremoti, ma le onde
sismiche, con forti esplosioni, per poter indagare per profondità
limitate.
I valori di densità media della Terra, confrontati con quella della crosta,
mostrano un aumento di densità con l’aumentare della profondità e quindi
una non omogenea distribuzione delle masse all'interno del pianeta.
Ciò può avvenire in due modi: o per un continuo e costante aumento della
densità, dalla superficie verso l'interno della terra, o per salti attraverso
superfici di discontinuità: una superficie di discontinuità è un piano immaginario
che divide due porzioni, in questo caso di roccia, con caratteristiche fisiche diverse
(durezza, composizione, densità o altro).
Lo studio della propagazione delle onde sismiche ci dice che la
seconda possibilità è quella che effettivamente si ritrova in natura.
Spiegazione: un onda, non necessariamente sismica, ma può essere
acustica, luminosa ecc., quando incontra una superficie di discontinuità
subisce la cosiddetta diffrazione: una parte dell'onda penetra attraverso la
superficie, mentre un'altra parte vi rimbalza e torna pressappoco nella
direzione di provenienza (in realtà non è esattamente così, ma questa non è la sede per
trattare il fenomeno nello specifico).
Quindi da un onda incidente (cioè che
incide, che arriva) se ne formano due, di
cui quella che prosegue, oltre la
discontinuità, si chiama onda rifratta,
mentre quella che rimbalza si chiama
onda riflessa.
Esempio
Se ci si mette di fronte ad una finestra, si vede su questa la propria
immagine; allo stesso tempo una persona al di la della finestra ci può
vedere perché il vetro è trasparente.
Questo fenomeno non è altro che la diffrazione delle onde luminose.
I raggi luminosi infatti, incontrando il vetro della finestra, che ha
caratteristiche fisiche diverse dall'aria, si dividono: una parte delle onde
passa attraverso il vetro e permette che ci vedano dall'altra parte della
finestra, e una parte rimbalza sul vetro e torna verso di noi ed è per
questo che ci possiamo vedere sulla superficie del vetro.
La comprensione delle modalità con cui le onde sismiche attraversano e/o si
riflettono nelle e/o sulle diverse rocce sta quindi alla base della sismologia.
Misurando accuratamente i tempi di percorso delle onde, dall'ipocentro di un
terremoto fino ad una prestabilita stazione sismografica si può rilevare la
natura delle rocce attraversate in quanto la velocità delle onde dipende
direttamente dalla natura e dalle caratteristiche fisiche dei materiali rocciosi
da queste attraversate; quindi si studia le variazioni dei tempi di
percorrenza, che non possono essere spiegate con un semplice mutamento
della distanza percorsa. Quindi, ad esempio, se l'interno della Terra fosse
tutto uguale ed omogeneo, le onde che arrivano ad un sismografo posto ad
una distanza doppia dall'ipocentro di un terremoto, rispetto ad un altro
sismografo, dovrebbero impiegare un tempo doppio rispetto a quelle che
raggiungono il sismografo più vicino. In realtà questo non avviene mai!!!
Sulla base dei dati sismici la Terra è stata suddivisa in quattro involucri principali:
crosta
mantello
nucleo esterno
nucleo interno
La più importante discontinuità, a partire dalla superficie terrestre, è la discontinuità di
Mohorovicic (scoperta appunto da questo sismologo Jugoslavo nel 1906) detta
semplicemente Moho e si trova ad una profondità variabile tra i 5 e i 90 Km.
Come già detto la profondità a cui si trova questa discontinuità sarà più vicina alla
superficie in corrispondenza della crosta oceanica e raggiungerà valori più alti al di sotto
dei continenti.
Recentemente lungo l'asse della dorsale media-oceanica atlantica, presso le Azzorre, si è
misurato uno spessore della crosta di soli 3 Km.
Nell'area delle Alpi e dell'Italia questa profondità varia notevolmente:
al di sotto dei monti questa si trova a circa 55 Km di profondità, mentre per il
resto dell'Italia questa si trova a circa 30 Km.
E' da notare anche la differenza di profondità al di sotto del Mare Adriatico (
circa 30 Km) e il Mar Tirreno ( è intorno ai 10 Km) e questo fa pensare che al
di sotto del primo la crosta sia di tipo "continentale" mentre al di sotto del
Tirreno è di tipo "oceanico".
Questa discontinuità divide quindi la crosta Terrestre dal mantello;
quest'ultimo costituisce la maggior parte della Terra sia come volume (circa
84%), sia come massa (circa il 68%), ed è separata dal nucleo dalla
discontinuità di Gutemberg alla profondità di 2.900 Km.
Nel mantello sono inoltre presenti altre tre discontinuità meno importanti (a
400 Km, a 650 Km, e a 1050 Km) che sono legate ad un mutamento della
composizione del mantello stesso e creano una zona di transizione.
Discontinuità
Il mantello è principalmente diviso in mantello superiore, che va dalla
discontinuità di Mohorovicic ad una profondità di circa 400 Km e mantello
inferiore che arriva ad una profondità di 2900 Km .
Tra i due si trova la zona di transizione (tra i 400 e 1050 Km).
Il mantello superiore può essere a sua volta diviso in astenosfera si trova
tra i 70 e 250 Km ed è costituita parzialmente (almeno il 10%) da materiale
fuso e litosfera che invece è rigida.
Quindi è la roccia fusa nell'astenosfera che , risalendo attraverso fratture
della litosfera, da vita ai vulcani.
Al di sotto del mantello inferiore vi è il nucleo che si estende da circa 2900
Km fin al centro della Terra (6371 Km) ed ha un volume pari al 16% del
totale, ma la sua massa è ben il 31% (cioè 1/3 della Terra !!).
Per analogia con le meteoriti metalliche, derivate dalla disgregazione di un
corpo celeste di cui costituivano la parte più interna, si ritiene che il nucleo
interno sia formato in prevalenza da ferro e nichel e che quest'ultimo sia
presente in quantità comprese tra il 10 e 20%.
Il nucleo esterno che è liquido è composto da una piccola percentuale di
nichel (2%) e una quantità, (al massimo del 15%) di un altro elemento più
leggero, che potrebbe essere zolfo, silicio o ossigeno, e arriva a circa 5200
Km di profondità (è da questo che si origina gran parte del campo
magnetico terrestre).
Al di sotto vi è il vero e proprio nucleo della terra che è ritenuto solido.
IL MAGNETISMO
L'uso della bussola era noto sin dall'antichità, tra gli Arabi e i Persiani, ma
chi per primo considerò la Terra paragonabile ad un vero e proprio magnete
fu l'inglese Sir. William Gilbert nel 1600. La configurazione del campo
magnetico terrestre (c.m.t.) nella sua esatta forma si deve a K.F. Gauss
(1832) che tracciò le linee di forza del campo.
Si riconobbe quindi che il 99% del campo magnetico è dovuto a cause
interne alla Terra; secondo alcuni autori il c.m.t. sarebbe rappresentabile da
un dipolo centrale e da otto dipoli radiali collocati a 4800 Km di profondità.
Se la terra venisse considerata come un semplice dipolo, l'andamento delle
linee di forza indicano il cammino che farebbe, verso il polo N, un piccolo
magnete libero di muoversi nello spazio; un ago magnetico si disporrebbe
parallelo alle linee di forza in quel punto, quindi sarà verticale ai Poli e
orizzontale all'Equatore magnetico.
Attualmente l'andamento del c.m.t. ci è noto da una infinità di misurazioni
fatte a terra, da aerei e da satelliti e si è visto che i Poli magnetici non
coincidono con quelli geografici ma formano un angolo, tra gli assi di
rotazione e quello magnetico (questo asse geomagnetico risulta
considerando il c.m.t. dipolare) di 11°30'.
il campo magnetico creato da un dipolo
Il c.m.t. è soggetto a variazioni che possono essere:
di breve periodo, secolari, di lunghissimo periodo.
Le variazioni di breve periodo possono avvenire in poche ore o in anni, e
sono collegate alle interazioni tra il campo magnetico interno alla terra e degli
strati fortemente conduttivi nell'atmosfera.
Possiamo suddividere queste variazioni in:
regolari e irregolari.
Tra le prime vi sono quelle giornaliere, determinate dalle azioni "mareali" del
Sole e della Luna sulla ionosfera terrestre (strato ionizzato presente
nell'atmosfera tra i 50- 60 Km e 400 Km di altitudine), quella mensile (ogni 27
giorni circa) che è messa in relazione con particolari campi magnetici del
Sole.
Tra quelle irregolari vi sono quelle che prendono il nome di tempeste
magnetiche che sono collegate ad attività solari particolarmente intense dette
"brillamenti solari":
l'arrivo di plasma solare ad elevata velocità esercita grosse influenze sulla
ionosfera provocando disturbi alle radiocomunicazioni, che infatti usano la
ionosfera per rimbalzare e tornare verso terra. Le particelle emesse dal Sole
sono principalmente protoni ed elettroni e il c.m.t. impedisce a queste
particelle di colpire direttamente la superficie della Terra che rimane protetta
in una cavità detta magnetosfera.
La magnetosfera ha una struttura interna molto complessa e in essa furono
scoperte nel 1958 le "fasce di Van Allen".
Nello schema è rappresentata la magnetosfera creata dal campo
geomagnetico.
In queste, le particelle del Sole si muovono a spirale attorno alle linee di
forza del c.m.t. Viene distinta una fascia interna, tra 8.300 e 28.000 Km,
formata da protoni prodotti dalle interazioni tra raggi cosmici e atmosfera, e
una fascia esterna, tra 28.000 e 38.000 Km, formata dal plasma del vento
solare.
Inoltre le bombe nucleari fatte esplodere nell'atmosfera durante gli anni '50 e
'60 causarono la formazione di fasce artificiali di radiazioni intorno alla Terra
(in particolare quella di Starfish nel 9 Luglio 1962).
Le variazioni secolari, al contrario sono diverse da luogo a luogo anche
considerevolmente, e gli aspetti più interessanti di queste variazioni sono
una costante e lenta diminuzione dell'intensità del campo del dipolo
principale e una migrazione verso ovest del campo ad un ritmo di una
frazione di grado ogni anno. Questo fa pensare che le variazioni secolari del
campo siano dovute a variazioni che avvengono entro la Terra a grandi
profondità, diversamente da quelle a breve periodo.
Le variazioni che avvengono in lunghissimi periodi avvengono con un
ritmo di circa un milione di anni, e sono state notate dallo studio delle
rocce, in particolare di quelle vulcaniche effusive.
Già nel secolo scorso ci si era accorti che le rocce vulcaniche presentano
una forte magnetizzazione che si supponeva acquisita al momento del
raffreddamento.
Questa teoria e stata successivamente confermata dagli studi di Curie
(scaldando un materiale magnetico, questo ad una certa temperatura,
detto "punto di Curie", inferiore al punto di fusione, si smagnetizza).
Quindi una lava che si raffredda, quando la sua temperatura scende al di
sotto del "punto di Curie", conserva dentro di se una magnetizzazione
(chiamata magnetizzazione termorimanente) la cui orientazione è
determinata dalla orientazione del c.m.t. al momento in cui avviene il
raffreddamento.
La magnetizzazione termorimanente è molto stabile ed è dovuta
all'orientazione che assumono i numerosi minerali ferromagnetici
(magnetite o l'ematite) diffusi nella roccia quando questa non è ancora
completamente solidificata. In conclusione le rocce vulcaniche conservano
"fossilizzate" le direzioni del c.m.t. e misurando questo campo, con
particolari magnetometri e conoscendo l'età della roccia, possiamo sapere
quali erano le caratteristiche del c.m.t. in quel punto (dove è stato
prelevato il campione di roccia) e in quell'età. Anche le rocce sedimentarie
deposte in acque tranquille, conservano una piccola magnetizzazione.
È stato notato che studiando una serie di strati di lava (lave terziarie e
pleistoceniche dell'Islanda), con il più vecchio posto alla base, che il c.m.t.
ha avuto una serie di inversioni dei Poli magnetici; queste inversioni sono
state notate anche in lunghe "carote" di sedimenti oceanici aventi un
magnetismo detritico residuo.
Si è potuto quindi stabilire una "scala cronologica della polarità
geomagnetica", detta anche scala dei tempi geomagnetici, con "eventi" di
inversione di polarità ogni 10.000 - 100.000 anni, e "epoche" di polarità
dell'ordine di 100.000 - 1.000.000 di anni.
Eseguendo rilievi magnetici dei fondali oceanici ci si accorse dell'esistenza,
su entrambi i lati delle dorsali oceaniche, di anomalie dell'intensità totale del
c.m.t., alternativamente positive e negative, e simmetriche rispetto alla
dorsale; questo accade poiché dalle dorsali si forma continuamente nuova
crosta oceanica accompagnata dal progressivo allontanamento di quella già
formata dall'asse della dorsale .
Quindi la lava che solidifica registra le inversioni del c.m.t. e si formano così
delle fasce di fondale (larghe da 5 a 50 Km), simmetriche al punto di origine,
che conservano proprietà magnetiche opposte.
La carta delle anomalie
magnetiche dei fondi oceanici è
allora una carta della distribuzione
della magnetizzazione, normale o
inversa, delle rocce costituenti il
fondo stesso. Questo ci porta ad
una prima conclusione importante
nel quadro evolutivo della Terra:
nuova crosta oceanica si forma in
continuazione dalle dorsali
oceaniche, ma la Terra non è in
espansione quindi da qualche
parte la crosta in eccesso dovrà
scomparire (appunto nei margini
convergenti e nelle zone di
subduzione.
In figura lo sviluppo delle inversioni
magnetiche in relazione alla dorsale
oceanica.
Studiando queste anomalie è stato possibile fare altre considerazioni
interessanti: correlando queste inversioni con la scala dei tempi
geomagnetici è stato possibile datare i fondi oceanici e si è constatato che i
fondali oceanici non hanno un'età superiore a 200 milioni di anni nelle
parti più antiche, età che è molto diversa da quella registrata per alcune
rocce continentali che arrivano a 3.8 miliardi di anni. Questo significa che
il fondo oceanico è cambiato molte volte nel corso della storia della Terra,
proprio come farebbe un serpente quando cambia la pelle.
È stato inoltre possibile misurare la velocità con cui il fondo oceanico si
espande; in genere i valori sono compresi tra 1 centimetro fino a quasi 20
centimetri all'anno.
Un altro fatto interessante è che attraverso la carta della anomalie dei
fondali oceanici è possibile ricostruire le posizioni dei continenti, l'uno
rispetto all'altro, in un dato momento della storia della Terra.
IL FLUSSO DI CALORE
La dimostrazione che esiste una energia termica all'interno della terra è
ormai un fatto certo e ben conosciuto.
Vulcani, sorgenti termali, soffioni e gayser documentano bene la
presenza di un calore interno alla Terra che fluisce verso l'esterno.
Si chiama gradiente geotermico l'aumento della temperatura con la
profondità e non è un valore fisso e uguale, nel senso che parti diverse
della nostra superficie possono avere un diverso gradiente geotermico; in
media questo gradiente e di circa 1 grado centigrado ogni 33 metri (3
gradi ogni 100 metri) di profondità, ma come detto può variare
notevolmente per esempio vicino alle dorsali dove si può arrivare a valori
di 3-4 gradi ogni 33 metri. Queste variazioni della temperatura interna
della Terra vengono chiamate gradienti geotermici anomali.
La produzione di calore all'interno della Terra è assicurato dal decadimento
di isotopi radioattivi presenti soprattutto nel mantello (quelli più importanti
sono il torio 232, l'uranio 238, e 235 e il potassio 40 - un grammo di
uranio 235 produce 4,34 calorie all'anno).
Dal momento che con il decadimento la quantità di questi isotopi
diminuisce si deduce che al momento della formazione della crosta
terrestre il flusso di calore doveva essere notevolmente maggiore e questo
fa ritenere che anche lo spessore delle zolle fosse minore rispetto allo
spessore attuale.
Quindi il nostro pianeta diffonde del calore che, dal nucleo e dal mantello,
si trasferisce alla crosta e all'atmosfera (anche se il calore che assume
l'atmosfera da questi processi è assai minore di quello che è fornito dal
Sole).
Quindi il flusso che registriamo in superficie è la conseguenza del fatto che
per ristabilire l'equilibrio termico in un corpo il calore, che è energia, si
sposta da zone ad alta temperatura a quelle a bassa temperatura in vari
modi, di cui i principali sono la conduzione e la convezione.
La conducibilità termica di una roccia esprime l'attitudine che essa
presenta a trasmettere il calore e viene misurata sul campione;
in un solido, la quantità di calore che viene condotta tra due punti è
proporzionale alla differenza di temperatura esistente tra questi due punti
ed alla conducibilità termica del materiale.
Ma in genere le rocce sono dei cattivi conduttori di calore (una colata di
lava dello spessore di 50 metri impiega a raffreddarsi circa 150 anni) quindi
oltre a questo metodo deve esistere anche un altro modo per permettere al
calore di risalire in superficie.
In effetti un altro modo esiste e si tratta della convezione che è tipico per i
fluidi (liquidi e gas).
Questo metodo che è molto efficace e rapido nella distribuzione del calore
dipende dal fatto che se riscaldiamo un fluido esso si espande diventando
meno denso, cioè più leggero, rispetto al materiale circostante;
tale fluido tende quindi a salire, mentre il materiale più freddo tenderà a
scendere; si instaura così un circolo che prende il nome di cella convettiva.
Lo stesso succede se si riscalda una pentola
piena di acqua : l'acqua che si trova
direttamente sopra la fiamma si riscalderà
prima e tenderà a risalire verso l'alto
lasciando così il posto all'acqua più fredda, e
quindi più pesante, che tenderà a scendere.
Questo metodo di trasporto del calore è ipotizzato che avvenga nel
mantello, che appunto si è visto più volte non è rigido ma anzi ha un
comportamento plastico; questa convezione interesserebbe solo la parte
superiore del mantello (astenosfera) fino ad una profondità di circa 400
Km.
Le misure del gradiente si fanno sia sulla terra ferma che in mare.
Solitamente queste ultime sono più precise e affidabili in quanto il fondo
oceanico, coperto da una grande massa di acqua, non è influenzato dagli
sbalzi termici giornalieri e stagionali provocati dall'irraggiamento solare.
Relazione tra
flusso di calore e
regione tettonica
Il calore non proviene esclusivamente dalla crosta (è stato calcolato che
questa è responsabile del 30-35% dell'intero flusso), ma soprattutto dal
mantello, che pur avendo una concentrazione minore di elementi
radioattivi, ha una massa notevolmente maggiore della crosta.