L’interno della Terra e il magnetismo terrestre

La struttura interna della Terra e lo studio delle onde sismiche

La struttura interna della Terra è legata ai processi che hanno portato alla sua formazione.

 Per effetto della gravità, gli elementi più pesanti (es. ferro) si trovano nel nucleo, la parte più interna del pianeta, mentre le rocce costituite da elementi più leggeri vanno a costituire le parti intermedie, dette mantello e crosta, mentre i gas formano l’atmosfera.  Sempre per effetto della gravità si hanno variazioni di densità. Il rapporto tra la massa e il volume della Terra fornisce una densità media:

d_media = M/V = 5,52 g/cm³

Le rocce che si trovano nello strato più esterno hanno una densità più bassa (2,7 – 3 g/cm³), quindi gli strati più interni devono avere una densità maggiore.

La densità, infatti, cambia non solo passando da uno strato all’altro, ma anche all’interno dello stesso strato perché, sottoposti a grandi pressioni, i materiali si comprimono. (aumento di pressione = riduzione di volume  = aumento di densità).

Per studiare la struttura interna della Terra ci si serve delle estrapolazioni di evidenze fisiche scaturite dai campioni portati alla superficie dalle più remote profondità tramite l'attività vulcanica dello studio della propagazione delle onde sismiche[1], registrate dai sismografi di tutto il mondo durante i terremoti. In particolare, si studiano la loro velocità di propagazione e la loro direzione: proprio perché l’interno della Terra non è omogeneo, le onde sismiche non viaggiano a velocità costante e non seguono percorsi rettilinei, ma subiscono riflessioni, rifrazioni e diffrazioni.

A far variare la velocità delle onde sismiche sono la densità e le proprietà elastiche (rigidezza, compressibilità) delle rocce in cui si propagano.

Le proprietà elastiche sono influenzate dalla temperatura.

A parità di composizione, le onde sismiche si propagano più velocemente nelle rocce più rigide e meno comprimibili, quindi a temperature inferiori, mentre all'aumentare della temperatura la roccia diventa meno rigida, e le onde sismiche rallentano. Inoltre, la velocità aumenta con la profondità e quindi la traiettoria delle onde sismiche assume un andamento curvilineo a causa di continue deviazioni.

 Le onde che si propagano all'interno della Terra vengono deviate nel loro corso:

-         Sono riflesse dalle superfici che separano i diversi strati;

-         Sono rifratte (cambiano cioè la loro direzione) quando passano da uno strato all'altro;

-         Sono diffratte intorno a ogni ostacolo che incontrano.

Questi diversi comportamenti delle onde sono stati utilizzati per identificare le superfici di discontinuità esistenti all'interno della Terra.

Gli strati della Terra

Confrontando i dati ricavati dallo studio delle onde sismiche e quelli ottenuti grazie allo studio dei minerali, è stato possibile costruire un modello attendibile della struttura stratificata dell'interno della Terra: lo strato più esterno e sottile è la crosta, costituita soprattutto da silicati di alluminio; sotto la crosta c’è il mantello, uno strato prevalentemente solido formato soprattutto da silicati di ferro e magnesio. Al centro della Terra vi è il nucleo, in parte allo stato liquido, composto soprattutto da ferro e nichel.

In base alla composizione chimica	In base alle proprietà fisiche e alla resistenza meccanica
CROSTA (rocce a bassa densità)	CROSTA
MANTELLO (rocce ad alta densità)	MANTELLO SUPERIORE (solido) MANTELLO INFERIORE (solido)
NUCLEO (ferro + nichel)	NUCLEO ESTERNO (liquido) NUCLEO INTERNO (solido)

La crosta terrestre è uno strato sottile, con spessore disomogeneo (da 6 a 70 km).

Dalla superficie verso l’interno la prima discontinuità nell'andamento della velocità delle onde sismiche corrisponde alla superficie di separazione tra la crosta terrestre e il mantello, chiamata discontinuità di Mohorovičić o Moho, dal nome del sismologo che la scoprì nel 1909.

In corrispondenza di questa discontinuità si osserva un brusco aumento della velocità sia delle onde P sia delle onde S. La profondità alla quale si trova questa discontinuità oscilla tra i 7 km e i 40 km. Sono stati, infatti, identificati due tipi di crosta terrestre: la crosta continentale e la crosta oceanica, molto diverse per composizione, età e modalità di formazione.

La crosta oceanica è molto sottile e uniforme ed è costituita soprattutto da rocce basaltiche (ricche di Fe e Mg, come gabbri e basalti ricoperti da un sottilissimo strato di sedimenti marini), con una densità media più alta rispetto alla crosta continentale. La crosta oceanica è molto più simile alle rocce del mantello. Ha uno spessore medio di 7 km. In essa la velocità delle onde P è di 5.7 km/s e la densità è di circa 3,0 g/cm³, valori simili a quelli ricavati sperimentalmente per basalti e gabbri.

La crosta continentale è costituita prevalentemente da rocce metamorfiche e magmatiche, spesso ricoperte da rocce sedimentarie. La struttura e la composizione della crosta continentale variano da una regione all’altra. Lo spessore medio della crosta continentale è di 40 km, anche se può raggiungere i 70 km in alcune aree montuose. La velocità delle onde sismiche nella crosta continentale è molto variabile e indica una grande disomogeneità nella composizione delle rocce che la costituiscono.

L'esistenza di un nucleo centrale distinto nella Terra fu dimostrata nel 1906 dal geologo Richard D. Oldham. Il valore della profondità del limite tra nucleo e mantello fu calcolato nel 1914 da Beno Gutenberg. A 2900 km si trova, infatti, la discontinuità di Gutenberg, ove viene riscontrata una brusca diminuzione della velocità delle onde P e un’interruzione della propagazione delle onde S.

Oldham aveva osservato che a una distanza angolare di oltre 100^o dall'epicentro di un forte terremoto, le onde P e S erano assenti o molto deboli, per cui il nucleo centrale dava origine a una "zona d'ombra" priva di onde sismiche.

Oltre l'82% del volume della Terra è costituito dal mantello, avente uno spessore di circa 2900 km e composto da rocce che contengono ferro e magnesio.

Dato che le onde S si propagano all'interno del mantello, deduciamo che è fatto di rocce allo stato solido, costituite da silicati ricchi di ferro e magnesio. Tuttavia, pur essendo solide, le rocce del mantello si trovano a temperature altissime e possono avere un comportamento plastico.

In base agli studi condotti sulla propagazione delle onde sismiche, il mantello può essere distinto in:

-         Mantello superiore

-         mantello inferiore

Il mantello superiore si estende dalla discontinuità Moho fino alla profondità di 660 km e può essere a sua volta suddiviso in tre strati diversi:

Ø  La litosfera, più rigida e solida, costituiti dalla crosta e dalla parte superiore del mantello;

Ø  L'astenosfera, meno rigida, composta da rocce parzialmente liquefatte e plastiche;

Ø  La zona di transizione (parte inferiore del mantello superiore), il cui limite superiore è segnalato da un improvviso aumento della densità da 3,5 a 3,7 g/cm³.

La velocità delle onde sismiche registrata nel mantello superiore corrisponde a quella della peridotite, una roccia ultramafica composta in prevalenza da olivina e pirosseno.

Le rocce del mantello vengono talvolta portate in superficie da alcuni processi geologici: in alcune lave basaltiche di origine molto profonda compaiono inclusi strappati dalle parti inferiori del condotto vulcanico e questi frammenti, chiamati xenoliti, sono effettivamente di composizione peridotitica.

La mesosfera comprende il mantello intermedio e il mantello inferiore.

 Il mantello inferiore si trova tra i 660 km e il limite superiore del nucleo, a una profondità di 2890 km. In questo strato l'olivina e il pirosseno si trasformano nel minerale chiamato perovskite, (Mg, Fe)SiO₃.

Il mantello inferiore è lo strato più spesso della Terra e costituisce il 56% del volume del pianeta.

La discontinuità di Gutenberg, che separa il mantello dal nucleo, determina una grande variazione delle proprietà dei materiali:

-         La velocità delle onde P si riduce da 13,7 a 8,1 km/h

-         La velocità delle onde S scende drasticamente da 7,3 km/h a zero. Dato che le onde S non si propagano nei liquidi, s’ipotizza che la parte più esterna del nucleo sia allo stato liquido.

-         La variazione di densità da 5,6 a 9,9 g/cm³ è maggiore di quella che si registra sulla superficie terrestre nel passaggio dalla roccia all'aria.

Nel 1936 la sismologa Inge Lehmann intuì che alcune onde P venivano fortemente rifratte in seguito a un loro improvviso incremento di velocità in corrispondenza di una superficie di discontinuità all'interno del nucleo. Tale discontinuità, chiamata discontinuità di Lehmann, si trova a circa 5150 km di profondità e divide la parte più esterna liquida del nucleo, chiamata nucleo esterno, da quella più interna solida, detta nucleo interno. Il nucleo ha un raggio di circa 3500 km. La composizione chimica del nucleo è stata ricostruita analizzando frammenti di diversi meteoriti. I geologi ritengono che la Terra contenga una grande quantità di ferro, meno abbondante nella crosta e nel mantello. Da ciò si può dedurre che il nucleo sia costituito prevalentemente da ferro e nichel.

Il nucleo corrisponde a circa 1/6 del volume della Terra ma, per la sua elevata densità, costituisce 1/3 della massa terrestre.

Il nucleo esterno è costituito da ferro e, per il 15% circa, da altri elementi (probabilmente zolfo, ossigeno, silicio e idrogeno).

Il nucleo interno è una sfera solida costituita da ferro e da quantità minori di nichel. Questa parte del nucleo costituisce solo 1/142 (meno dell'1%) del volume del nostro pianeta.

Nelle prime fasi della formazione della Terra, caratterizzate da temperature molto elevate, il nucleo interno non esisteva. Con il successivo raffreddamento però il ferro cominciò a cristallizzare al centro del pianeta, formando il nucleo interno solido, in cui mancano gli elementi più leggeri presenti invece nel nucleo esterno.

Il calore interno della Terra

La temperatura della Terra è mediamente di circa 5500^o C al centro e 0^o C in superficie. Pertanto, il calore si trasferisce continuamente dalle zone più interne a quelle più esterne, generando una circolazione di materiali nel nucleo e nel mantello. Questo flusso di calore sulla superficie terrestre non è uniforme, ma è più elevato in corrispondenza delle dorsali oceaniche, dove grandi quantità di magma risalgono verso l'alto, e in alcune regioni continentali, per la presenza di concentrazioni particolarmente alte di isotopi radioattivi. Nelle piane abissali, antiche e fredde, il flusso di calore è invece molto basso.

Durante le prime fasi della sua formazione, la Terra ha subìto un aumento molto rapido della temperatura interna, seguito da un lento e graduale raffreddamento, ancora oggi in atto. L'iniziale aumento della temperatura terrestre è stato causato da diversi fenomeni, tra cui la formazione del nucleo interno, dovuta alla fusione del ferro seguito dal suo sprofondamento verso il centro del pianeta. Il mantello e la crosta contengono alcuni isotopi radioattivi con tempo di dimezzamento di miliardi di anni: l’uranio 235, l’uranio 238, il torio 232 e il potassio 40. Questo decadimento radioattivo è la fonte principale dell'energia che, dissipandosi, si trasforma in calore, alimentando i moti convettivi nel mantello e la tettonica delle placche[2].

Si chiama geoterma la curva (in fig.) che descrive l’andamento della temperatura alle diverse profondità, all'interno della Terra.  La temperatura tra la superficie e il centro della Terra aumenta di circa 30 °C per km di profondità, crescendo da 0^o C circa a oltre 5000 ^o C. Questo tasso di aumento di temperatura al variare della profondità è chiamato gradiente geotermico; non è un tasso uniforme: all’interno della crosta l'aumento è molto rapido; questo gradiente in seguito decresce. Nella maggior parte del mantello, l’aumento di temperatura è pari a circa 0,3^o C ogni km e, dopo un brusco aumento alla base del mantello, diventa poi più graduale nel nucleo esterno e nel nucleo interno.

Mettendo a confronto la geoterma con la curva dei punti di fusione dei materiali, si nota che:

-         A elevate viscosità, come nella crosta e nella litosfera, le rocce sono più rigide e fluiscono più difficilmente;

-         A bassa viscosità, come nell’astenosfera o nella regione alla base del mantello, le rocce sono più plastiche.

Sia la geoterma sia la curva dei punti di fusione aumentano gradualmente con la profondità, valori più alti, per il contemporaneo aumento della pressione. La curva dei punti di fusione aumenta più rapidamente della geoterma, e per questo le rocce nell'interno della Terra sono allo stato solido. Tuttavia in due strati, la parte superiore dell'astenosfera e la base del mantello, la temperatura della Terra è sufficientemente elevata da causare l'inizio della fusione di alcune rocce.

Ciò spiega il diverso comportamento dei vari strati della Terra:

-         La litosfera è rigida perché la sua temperatura è inferiore alla temperatura di fusione;

-         L’astenosfera è più molle e plastica perché la sua temperatura è prossima alla temperatura di fusione: in alcuni punti, infatti, è possibile una fusione parziale.

L’astenosfera è fondamentale per il meccanismo della tettonica delle placche, poiché consente lo scorrimento della litosfera, più rigida, su uno strato più plastico. Nel mantello inferiore, molto rigido, le rocce si muovono molto più lentamente che nel mantello superiore, tranne che alla base, dove la temperatura si approssima nuovamente alla temperatura di fusione.

Nel nucleo la temperatura aumenta molto più lentamente rispetto alla pressione. Tra il limite nucleo-mantello e il centro della Terra, infatti, la temperatura cresce da 4000° C a 5500^o C, mentre la pressione triplica. Pertanto, il ferro del nucleo interno, sebbene a elevatissime temperature, resta solido perché anche la pressione è elevatissima.

La struttura tridimensionale della Terra e il campo magnetico terrestre

La tecnica utilizzata per visualizzare la struttura tridimensionale della Terra, basandosi sull’analisi delle onde sismiche, è detta tomografia sismica. Fondamentale è anche lo studio del campo magnetico terrestre.

La tomografia sismica combina numerose registrazioni sismiche relative ai singoli terremoti e costruisce un modello tridimensionale dell'interno della Terra, basandosi sull’identificazione delle zone in cui la velocità delle onde P e S è superiore o inferiore al valore medio previsto. Dalle immagini ottenute si ravvisa l’esistenza di una circolazione di materiali alla scala dell’intero mantello. Frammenti di antichi fondi oceanici freddi sprofondano alla base del mantello, dove si riscaldano, si espandono e risalgono di nuovo verso la superficie.

La Terra possiede un campo magnetico, rappresentabile con linee di forza che escono dal polo magnetico sud e rientrano al polo magnetico nord. I poli magnetici non coincidono esattamente con i poli geografici. Il campo magnetico terrestre può essere considerato un dipolo magnetico, inclinato di 11’ 30’’ rispetto all’asse della Terra.

In ogni punto della superficie terrestre il campo magnetico viene descritto mediante:

-         L’intensità, misurata in Gauss;

-         La direzione, descritta mediante due angoli.

Ø  La declinazione magnetica, che indica la direzione del polo nord magnetico rispetto alla direzione del polo nord geografico (ossia il punto d’intersezione dell’asse di rotazione terrestre con la superficie);

Ø  L’inclinazione magnetica, che è l’angolo formato dalle linee di forza col piano orizzontale, e può essere misurata con un ago magnetico libero di ruotare nel piano verticale. Al polo nord magnetico le linee di forza puntano direttamente verso il basso (inclinazione di circa 90^o), all’equatore invece sono orizzontali (inclinazione di circa 0^o).

 

Le ipotesi sulle origini di questo campo sono numerose:

-         il movimento di cariche elettriche nel nucleo esterno della Terra

-         gli intensi moti convettivi nel nucleo esterno (formato da ferro allo stato liquido).Questo flusso è probabilmente dovuto a:

1.      Convezione termica, che si verifica quando il calore si trasmette dal nucleo al mantello per conduzione, e i materiali fluidi nella parte più esterna del nucleo si raffreddano, diventano più densi e sprofondano;

2.      Convezione chimica, dovuta alla cristallizzazione del ferro allo stato solido alla base del nucleo esterno, con la conseguente formazione del nucleo Interno. Ciò determina la quasi totale assenza di ferro nei fluidi residui che, alleggerendosi, risalgono verso l’alto;

3.      L’eventuale presenza di isotopi radioattivi all'interno del nucleo, quali potassio 40, che forniscono ulteriore calore alimentando la convenzione termica.

I fluidi che risalgono all'interno del nucleo seguono urta traiettoria a spirale e, essendo elettricamente carichi, col loro movimento si genera un campo magnetico: questo meccanismo viene chiamato geodinamo o dinamo ad autoeccitazione ed è analogo a quanto avviene in un elettromagnete. Oggi molti scienziati nello spiegare il campo magnetico terrestre sono orientati proprio verso un modello analogo a quello di una dinamo ad autoeccitazione.

Il campo magnetico terrestre non è costante nel tempo, ma subisce notevoli variazioni in direzione e intensità. Una delle più rilevanti modificazioni è rappresentata dal fenomeno delle inversioni del campo magnetico. Durante un’inversione l'intensità del campo magnetico diminuisce del 10% circa rispetto al valore normale, e i poli si spostano gradualmente fino a “scavalcare” l’equatore; quando l’intensità torna ai livelli normali, in poche migliaia di anni, il campo ha polarità invertita. Questo fenomeno indica che le modalità di convezione nel nucleo esterno variano in intervalli di tempo relativamente brevi. La scoperta delle inversioni del campo magnetico terrestre è stata molto importante per i geologi poiché ha rappresentato una delle prove principali a supporto della teoria della tettonica delle placche, ma è possibile che questi eventi abbiano avuto un’influenza negativa per la vita sulla Terra.

Il magnetismo terrestre ha una notevole importanza per la vita sulla Terra. Il campo magnetico terrestre, infatti, si estende nello spazio generando uno “scudo” elettromagnetico chiamato magnetosfera che, insieme all'atmosfera, protegge la superficie terrestre dalle particelle ionizzate emesse dal Sole (devia i raggi cosmici e tutte le particelle cariche, il cosiddetto vento solare), dando origine alle fasce di Van Allen. Le Fasce di Van Allen sono zone o cinture (belts) ricche di particelle ad alta energia (plasma) che avvolgono la Terra. Costituiscono un vero e proprio “mare di particelle cariche”, come amava definirle James Van Allen, il fisico statunitense che le scoprì, composto essenzialmente da protoni, elettroni e ioni più pesanti (atomi carichi elettricamente), tenuti imprigionati dal campo magnetico terrestre. Queste particelle sono in costante movimento e, a volte, si urtano reciprocamente, perdendo energia cinetica con conseguente emissione di radiazione.

   

Le fasce di Van Allen sono responsabili delle aurore polari. Questo fenomeno è tipico dei poli perché lì il campo geomagnetico è più debole e quindi le particelle del vento solare possono entrare in contatto con la ionosfera (atmosfera tra i 100 – 500 km). La diminuzione d’intensità del campo magnetico durante un’inversione potrebbe consentire l’arrivo sulla Terra di maggiori quantità di particelle ionizzate.

Un’altra variazione del campo magnetico terrestre è rappresentata dalla migrazione dei poli magnetici, rilevabile nell'arco di pochi decenni. Per esempio, il polo nord magnetico della Terra era stato individuato in Canada, ma negli ultimi anni si è spostato verso il Mar Glaciale Artico e ora si sta dirigendo verso la Siberia a una velocità di circa 20 km all’anno. Il processo non è simmetrico, perché mentre il polo nord magnetico si sta spostando verso il polo nord geografico, il polo sud magnetico si sta allontanando dal polo sud geografico (dall’Antartide all’Oceano Pacifico).

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[1] Ci sono diversi tipi di onde sismiche (vibrazioni elastiche che partono dall’ipocentro del terremoto). Le onde longitudinali, chiamate onde prime o onde P, si propagano nei solidi e nei fluidi, producendo compressioni e dilatazioni. Le onde trasversali, dette onde secondarie o onde S, si propagano solo nei solidi, facendo oscillare su e giù le particelle del mezzo attraversato, in direzione perpendicolare rispetto alla direzione di propagazione dell’onda. I cambiamenti di velocità delle onde P e S segnalano variazioni di temperatura e pressione, di composizione chimica o di stato di aggregazione, liquido o solido.

[2] La teoria della tettonica delle placche (grandi blocchi di litosfera) sostiene che le rigide placche della litosfera poggiano sull’astenosfera, sulla quale sono libere di muoversi e spostarsi in senso orizzontale. Le placche sono tutte a contatto tra loro, ma possono muoversi indipendentemente. All’interno dell’astenosfera si formano dei movimenti circolari (celle convettive) che, come se fossero dei grandi rulli, spostano le rigide placche soprastanti.