Lezione 2 · L'interno della Terra

Il Modulo 1

I due moduli non si fanno in blocco ma in parallelo: una lezione Federico, una Piazza, per tutto l’anno.

• Primo semestre. Parte generale: la tettonica delle placche e le grandi teorie unificanti della geologia. Poi il blocco rocce, insieme al Modulo 2.
• Secondo semestre. Dal generale al dettaglio: le rocce deformate, cioè come le rocce si modificano durante la loro storia.
• Chiusura. Un quadro d’unione che rimette insieme la grande e la piccola scala.
• È un corso introduttivo, alcuni argomenti vengono solo “infarinati”. Si riprendono e approfondiscono in Geologia 2 l’anno prossimo, sempre con lei: non per pigrizia, ma perché oggi mancano concetti (di fisica, di meteorologia) che servono per andare a fondo.
• La classe ha preparazioni molto varie (circa metà ha fatto Scienze della Terra alle superiori). Chiede di essere interrotta in tutti e due i sensi: “queste cose le sappiamo” oppure “non ho capito niente”, per non lasciare buchi e non perdere tempo.

La Terra in numeri

Non da imparare a memoria. Tre dati però contano.

Origine e composizione

La Terra nel sistema solare

Dopo il Big Bang, circa 13,8 miliardi di anni fa [ndr: in aula si è sentito “15 miliardi”, il valore accettato oggi è 13,8], l’universo ha cominciato a espandersi e raffreddarsi, formando nebulose di gas e polveri. Per attrazione gravitazionale le particelle si aggregano, l’aggregazione produce calore e il calore innesca la fusione nucleare che accende le stelle. Il Sole ha circa 4,6 miliardi di anni [ndr: in aula “circa 5”]. Nelle parti esterne della nebulosa urti ripetuti tra particelle via via più grandi hanno dato origine ai pianeti.

Pianeti interni (Mercurio, Venere, Terra, Marte): piccoli, fatti di rocce e metalli, poco gas. Il motivo è il vento solare, il flusso di particelle cariche emesso dal Sole, che ha spazzato via gli elementi leggeri (idrogeno, elio, vapore acqueo) verso l’esterno, dove si sono accumulati nei giganti gassosi (con nuclei rocciosi). Nonostante questo la Terra ha un’atmosfera: come si sia formata si vedrà.

Di cosa è fatta

Il 99% del pianeta è fatto da soli 8 elementi, il 90% da quattro: ferro (35%), ossigeno (30%), silicio (15%), magnesio (13%); poi nichel 2,4%, zolfo 1,9%, calcio 1,1%, alluminio 1,1%, altri <1%. La varietà di minerali e rocce che vediamo nasce dal fatto che pochi elementi si combinano in moltissimi modi diversi (lo si vedrà a Mineralogia).

La differenziazione

Frammenti rigidi che si urtano e restano attaccati darebbero una “mora” disordinata, non una struttura a gusci. Per riorganizzarsi la materia deve potersi muovere, quindi la proto-Terra deve aver attraversato uno o più episodi di fusione molto estesa (non sappiamo se totale o parziale, ma abbastanza da far migrare gli elementi). Due fonti di energia: gli urti tra corpi celesti e il decadimento degli elementi radioattivi, nuclei instabili che si trasformano in un elemento figlio (es. uranio → piombo) liberando energia e calore.

Attenzione al lessico: “strato” va riservato alle rocce sedimentarie. Qui si parla di gusci o orizzonti concentrici.

La struttura interna

Dal centro verso fuori, cosa sappiamo. Più si scende, più le conoscenze sono indirette.

Le discontinuità portano il nome di sismologi: Mohorovičić (croato, “Moho” per gli amici) tra crosta e mantello; Gutenberg (tedesco emigrato in America, non quello della stampa) tra mantello e nucleo a ~2900 km; Lehmann (Inge Lehmann, sismologa) tra nucleo esterno e interno a ~5150 km.

Crosta oceanica e crosta continentale

La crosta è la buccia della cipolla: solo lo 0,2–0,6% del raggio terrestre. Quella continentale è più spessa (25–70 km) e più ricca di elementi leggeri (Al, Ca, Na, K), quindi meno densa. Quella oceanica è sottile (7–10 km) e più ricca di Fe e Mg, quindi più densa. Sono proprio rocce diverse.

Non confondere i nomi con la presenza d’acqua. Ciò che fa “oceanica” una crosta è la composizione: l’acqua ci sta sopra perché quella crosta è più bassa, non il contrario. Il Mediterraneo è pieno d’acqua ma solo in parte ha sotto crosta oceanica; e i continenti non finiscono esattamente alla linea di costa (margine passivo, si vedrà).

Come facciamo a saperlo

Nessuno è mai sceso lì. Da scienziati bisogna chiedersi: come fa a dirmi che il nucleo è fatto così?

L’osservazione diretta arriva poco lontano: il pozzo più profondo mai perforato raggiunge circa 14 km (dato della slide). La crosta oceanica è conosciuta per intero da campioni diretti, fino alla Moho; quella continentale no, è troppo spessa. Tutto il resto viene da informazioni indirette: gravità, magnetismo, ma soprattutto onde sismiche.

1 · La densità (XVIII–XIX secolo)

d = m/V. Il volume lo sapevano già i Greci: Eratostene calcolò la circonferenza terrestre nel II secolo a.C. con un errore sorprendentemente basso. La massa fu calcolata alla fine del XVIII secolo. Risultato: 5,45 g/cm³ contro i 2,2–2,5 delle rocce di superficie. Quindi la densità aumenta in profondità, ma non si sapeva se in modo graduale o a salti.

2 · La forma: l’uovo sodo

Se la densità crescesse gradualmente, facendo l’integrale la maggior parte della massa starebbe lontana dal centro (il centro sarebbe densissimo ma minuscolo), e la forza centrifuga della rotazione schiaccerebbe la Terra come una frittella. Non succede: quindi deve esserci un centro molto denso che concentra la massa attorno all’asse e stabilizza il pianeta. Già all’inizio del XIX secolo si immaginava la Terra come un uovo, con aumenti di densità a gradini.

3 · Le onde sismiche: la rivoluzione

Con i sismografi (il rotolo di carta e il pennino) si possono registrare le onde prodotte dai terremoti. Si generano all’ipocentro, in profondità (l’epicentro è la sua proiezione in superficie), e si propagano come cerchi in uno stagno. Quando attraversano una brusca variazione delle proprietà fisiche cambiano velocità (soprattutto in funzione della densità: più densità, più velocità) e cambiano traiettoria. I grandi terremoti si registrano fino agli antipodi; servono però molte stazioni ben distribuite, perché non si sa dove avverrà il prossimo. Mettendo insieme i dati si è visto dove le onde “saltano”: lì stanno le discontinuità.

Perché cambia la traiettoria? Su una superficie tra due mezzi di densità o stato fisico diverso (solido/liquido) il raggio incidente si sdoppia: un raggio riflesso torna indietro con lo stesso angolo, un raggio rifratto prosegue nel secondo mezzo cambiando angolo. È il bastone nell’acqua che sembra spezzato. Vale per tutte le onde: lo si ritroverà a Mineralogia con la luce.

4 · Le meteoriti

Le meteoriti sono silicatiche (minerali basati sul gruppo SiO, simili alle rocce terrestri), ferrose (leghe di ferro) o miste. La densità media di tutte quelle analizzate è molto vicina alla densità media terrestre: più di una coincidenza. Se tutto il sistema solare viene dalla stessa nebulosa, le meteoriti hanno una “madre comune” con la Terra. Per esclusione: se le silicatiche somigliano alla crosta, le ferrose somigliano a ciò che non vediamo. E la loro densità è compatibile con quella calcolata per il nucleo.

Litosfera e astenosfera

Un’altra suddivisione, solo per i gusci più superficiali, che non dipende dalla densità ma dalla reologia.

Il limite inferiore dell’astenosfera è sfumato e poco noto (c’è chi lo fa coincidere con la zona di transizione), anche perché dentro ci sono moti convettivi che probabilmente lo muovono. Interessa poco. Il limite superiore invece conta moltissimo: la litosfera è spezzettata in placche che possono muoversi proprio perché sotto c’è l’astenosfera. Se tutto fosse rigido la Terra sarebbe un pianeta morto: niente vulcani, niente terremoti.

Non solo movimenti orizzontali: anche quelli verticali. La Moho è ondulata (sprofonda sotto l’Himalaya, risale sotto gli oceani) e il limite inferiore della litosfera la ricalca, quindi la litosfera continentale è molto più spessa di quella oceanica. La litosfera “galleggia” sull’astenosfera, ma non perché questa sia fusa: come un biscotto appoggiato sul miele.

L’isostasia col sughero e la quercia

Il modellino del Marshak: due blocchi di quercia (il mantello litosferico, stessa composizione) di spessore diverso, uno coperto da uno spesso strato di sughero (crosta continentale, leggera), l’altro da un sottile strato di pino (crosta oceanica, più densa), messi in acqua. Il primo galleggia più in alto. È il principio di Archimede: un corpo immerso riceve una spinta verso l’alto pari al peso del fluido spostato. Più spessa e più leggera, la litosfera continentale sposta più fluido e riceve più spinta: per questo i continenti stanno sopra il livello del mare.

Ne segue che se la crosta cambia spessore, l’astenosfera reagisce e la spinge su o la fa affondare. Le Alpi si stanno ancora sollevando: chi le spinge? La spinta di galleggiamento dal basso, come un pallone tenuto sott’acqua che appena lo molli schizza fuori.

Temperatura, calore, pressione

Temperatura

Curve stimate in kelvin (K = °C + 273,15). La Terra è solida dove la temperatura è inferiore alla temperatura di fusione (per una roccia è un intervallo, non un punto, perché ogni minerale fonde a una temperatura diversa). L’unico punto in cui la temperatura supera quella di fusione è il nucleo esterno. Nel nucleo interno, stesso materiale, torna solido: la temperatura di fusione cresce con la pressione, e a quella profondità la supera di nuovo. Al passaggio mantello–nucleo si è sopra i 4200 K.

Da dove viene il calore

Il flusso termico misurato in superficie è maggiore del calore che arriva dal Sole: deve venire dall’interno. Altre prove: i prodotti dei vulcani, e le miniere più profonde (circa 3 km) dove si arriva a 50–60 °C. Due origini:

• Calore iniziale, immagazzinato quando la proto-Terra era fusa; il raffreddamento è partito dall’esterno. È un budget finito: la Terra tende a raffreddarsi lentamente.
• Decadimento radioattivo di isotopi instabili (uranio, torio, potassio) presenti in crosta e mantello.

Col raffreddamento la litosfera potrebbe ispessirsi sempre di più fino a bloccare tutto, come è già successo a pianeti più piccoli del sistema solare. Prospettiva lontanissima: la tettonica delle placche ce la dobbiamo studiare comunque.

Pressione

Aumenta con la profondità in modo non lineare, con un flesso proprio al passaggio mantello–nucleo. Si misura in gigapascal: il pascal (1 N/m²) è piccolissimo per la geologia, si usano multipli. Al limite mantello–nucleo circa 140 GPa, cioè circa 1.380.000 volte la pressione atmosferica. Al centro circa 360 GPa.

Le onde sismiche P e S

• Onde P: le prime registrate, le più veloci. Onde S: le seconde, più lente, sono onde di taglio e non si propagano nei liquidi. Questo è il punto chiave per capire se sotto di noi ci sono zone liquide.
• Crosta e mantello litosferico: velocità in aumento continuo.
• Zona di bassa velocità, nel mantello superiore, sotto la litosfera: le onde rallentano. Interpretazione: un 2–3% di goccioline di fuso diffuse. Non è la zona di transizione, è più superficiale e più sottile.
• Mantello superiore: la velocità riprende a salire, oltre 8 km/s.
• Zona di transizione (400–670 km): nessun salto netto ma una serie di gradini e irregolarità, forse composizionali. Non si sa.
• Mantello inferiore: aumento regolare.
• Gutenberg: le P crollano (il nucleo esterno è liquido, mezzo diverso) e poi risalgono fino a Lehmann, dove fanno un altro salto. Le S si azzerano: è la prova principale che il nucleo esterno è liquido (zona d’ombra delle S).

Il campo magnetico terrestre

Somiglia al campo di un dipolo, come una barretta magnetica su limatura di ferro. I poli magnetici non coincidono esattamente con quelli geografici, e le linee di forza sono distorte: schiacciate dal lato rivolto al Sole, allungate dal lato opposto. Il vento solare è fatto di particelle cariche in movimento, che generano un campo magnetico proprio in conflitto con quello terrestre. L’involucro del campo si chiama magnetosfera.

Il campo devia le particelle cariche del Sole e protegge la superficie da un bombardamento che probabilmente non avrebbe permesso la vita. E si genera, presumibilmente, da moti convettivi nel nucleo esterno: una lega di ferro fusa in movimento produce un campo magnetico. Se il nucleo esterno fosse solido, niente movimento, niente campo. In sintesi: siamo qui perché il nucleo esterno è liquido. Un oggetto a 2900 km di profondità ha ricadute dirette sulla vita.

Il campo si inverte periodicamente, e lo sappiamo dalle rocce. Durante un’inversione l’intensità cala molto (per invertirlo va quasi azzerato): è lo spunto dei film catastrofici, ma al di là dell’allarmismo il ruolo del campo resta fondamentale.

Il “Sistema Terra”

Quattro sfere che interagiscono di continuo, con confini sfumati (la distinzione è una semplificazione). Idrosfera: acque superficiali e sotterranee; gli oceani coprono circa il 71% del pianeta e contengono il 97% dell’acqua. Atmosfera: involucro gassoso fino a circa 100 km, protegge dalle radiazioni solari. Biosfera: tutta la vita, che si adatta all’ambiente ma lo influenza anche. Geosfera: la Terra solida, la parte più voluminosa; anche la sua parte profonda e inaccessibile influenza le altre, come mostra il campo magnetico. Due fonti di energia muovono tutto: la radiazione solare e il calore interno.