Tettonica delle placche

Le Scienze della Terra Alfonso Bosellini Tettonica delle placche e storia geologica dell Italia Quinto anno Italo Bovolenta editore

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La rift valley separa la placca Nordamericana a ovest, dalla placca Eurasiatica a est. L Islanda, che si è formata per l abbondante eruzione di lava dalla dorsale oceanica, è uno dei rari posti al mondo in cui è possibile osservare la fossa tettonica della dorsale sopra il livello del mare. (IStockphoto)

Indice 10 CAPITOLO L interno della Terra 10.1 La struttura stratificata della Terra... B/3 10.1.1 Crosta, mantello e nucleo... B/4 10.1.2 Litosfera, astenosfera e mesosfera... B/5 10.2 Il calore interno della Terra... B/7 10.2.1 Origine del calore interno... B/7 10.2.2 Gradiente geotermico... B/9 10.2.3 Il flusso di calore... B/10 10.3 Il nucleo...b/11 10.3.1 La zona d ombra... B/12 10.3.2 Composizione del nucleo... B/12 10.4 Il mantello...b/12 10.4.1 Composizione del mantello... B/13 10.4.2 Correnti convettive nel mantello... B/14 10.4.3 Tomografia sismica... B/15 10.5 La crosta... B/16 10.6 Il campo magnetico della Terra... B/18 10.7 Il paleomagnetismo... B/20 10.7.1 Le inversioni di polarità... B/21 10.7.2 Stratigrafia magnetica... B/22 SPAZIO CLIL - PALEOMAGNETISM... B/23 SPAZIO CLIL - SEISMIC TOMOGRAPHY... B/24 A APPROFONDIMENTI Interno della Terra e simulatori al laser Meteoriti: invasori dallo spazio Andrija Mohorovičić La dinamo a disco Le aurore polari L apparente migrazione dei poli d ANIMAZIONE Studiare la Terra con le onde sismiche IV

11 CAPITOLO La tettonica delle placche: una teoria unificante 11.1 Concetti generali e cenni storici... B/27 11.2 Che cosa è una placca litosferica... B/28 11.3 I margini delle placche... B/29 11.4 Quando sono «nate» le placche...b/30 11.5 Tettonica delle placche extraterrestre?...b/30 11.6 Placche e moti convettivi... B/31 11.7 Il mosaico globale... B/32 11.8 Placche e terremoti... B/34 11.9 Placche e vulcani... B/35 11.9.1 Vulcani legati alla subduzione... B/35 11.9.2 Vulcani legati alle dorsali oceaniche...b/36 11.9.3 Vulcani intraplacca... B/37 11.9.4 Vulcani esplosivi e vulcani effusivi... B/37 11.10 Tettonica delle placche e risorse naturali...b/38 SPAZIO CLIL - MEASUREMENTS OF PLATE MOTION WITH GEODESY... B/39 SPAZIO CLIL - GEOTHERMAL ENERGY... B/40 12 CAPITOLO L espansione del fondo ocenico 12.1 Le dorsali medio-oceaniche...b/43 12.2 Espansione del fondo oceanico...b/45 12.3 La struttura della crosta oceanica... B/46 12.4 Il meccanismo dell espansione...b/47 12.5 Prove dell espansione oceanica... B/49 12.5.1 Le anomalie magnetiche dei fondi oceanici... B/49 12.5.2 Età dei sedimenti oceanici... B/50 12.5.3 Il flusso di calore... B/51 12.5.4 Rapporto età-profondità della crosta oceanica. B/51 12.5.5 Le faglie trasformi... B/52 12.5.6 Punti caldi... B/53 SPAZIO CLIL - GEOLOGY OF THE DEEP OCEANS... B/57 SPAZIO CLIL - PROFILE ACROSS THE ATLANTIC... B/58 A APPROFONDIMENTI Alfred Wegener e la deriva dei continenti Pangea d ANIMAZIONI Meccanismi in zone attive che delimitano le placche I moti convettivi del mantello e la tettonica delle placche (in due parti) La distribuzione geografica dei terremoti La distribuzione geografica dei vulcani La tettonica delle placche e i giacimenti minerari A APPROFONDIMENTI La vita nelle dorsali medio-oceaniche Le ricerche oceanografiche Punti caldi: un ipotesi alternativa d ANIMAZIONI Prove paleomagnetiche dell espansione dei fondi oceanici L età dei fondi oceanici VIDEO La distribuzione dei vulcani V

STUDIO H.C. BERANN 13 CAPITOLO 14 CAPITOLO I margini continentali 13.1 Tipi di margine continentale... B/61 13.2 Margini continentali passivi... B/62 13.3 Margini continentali trasformi... B/65 13.4 Margini continentali attivi... B/66 13.4.1 La fossa oceanica... B/67 13.4.2 La zona di subduzione... B/67 13.4.3 L intervallo arco-fossa... B/67 13.4.4 L arco magmatico... B/67 13.4.5 L area di retroarco... B/68 13.4.6 Tipi di archi magmatici... B/68 13.5 Tettonica delle placche e orogenesi... B/69 13.6 Gli «oceani perduti»: le ofioliti... B/71 SPAZIO CLIL - THE ALPINE-HIMALAYAN OROGENY... B/73 SPAZIO CLIL - CONTINENTAL PLATE SEPARATION...B/74 La storia della Terra 14.1 Dalle origini della vita alla comparsa dell uomo B/77 14.2 Il Precambriano... B/78 14.3 I fossili più antichi... B/79 14.4 Il Fanerozoico... B/81 14.5 Eventi geologici del Paleozoico... B/81 14.6 Eventi biologici del Paleozoico... B/82 14.7 Il Paleozoico in Italia... B/84 14.8 Eventi geologici del Mesozoico... B/84 14.9 Eventi biologici del Mesozoico... B/85 14.10 Il Mesozoico in Italia... B/89 14.11 Eventi geologici del Cenozoico... B/89 14.12 Eventi biologici del Cenozoico... B/91 14.13 Il Cenozoico in Italia... B/94 A APPROFONDIMENTI Il prisma di accrezione La formazione dell Himalaya A APPROFONDIMENTI Fossili e processi di fossilizzazione Le datazioni assolute La Terra «palla di neve» (Snowball Earth) Estinzioni di massa I fossili di Bolca d ANIMAZIONI La storia della vita sulla Terra Oceanici e continenti: evoluzione della crosta terrestre (in due parti) VI

A 15 CAPITOLO Geologia del Mediterraneo e dell Italia DALLA PANGEA ALLA NASCITA DELLE ALPI 15.1 L area mediterranea 200 milioni di anni fa... B/89 15.2 Apertura dell Oceano Atlantico e collisione Africa-Europa... B/90 15.3 Chiusura dell Oceano Ligure-Piemontese: nascono le Alpi... B/91 L ITALIA DURANTE IL CENOZOICO E LA NASCITA DEGLI APPENNINI 15.4 Il Mediterraneo occidentale agli inizi dell Oligocene... B/92 15.5 L apertura del Tirreno e la messa in posto finale degli Appennini... B/95 PER SAPERNE DI PIÙ - IL TIRRENO: UN OCEANO IN FORMAZIONE...B/96 15.6 L essiccamento del Mediterraneo...B/96 LA SITUAZIONE GEOLOGICA ATTUALE 15.7 Un colpo d occhio sulla geologia della penisola italiana... B/98 PER SAPERNE DI PIÙ - IL FUTURO GEOLOGICO DELL ITALIA...B/102 APPROFONDIMENTI Le rocce triassiche italiane Il terremoto dell Emilia del 2012 d ANIMAZIONI La rotazione del blocco sardo-corso 16 Geologia regionale dell Italia CAPITOLO 16 LE ALPI: LA GRANDE CATENA MONTUOSA EUROPEA 16.1 Una catena a doppia vergenza...b/105 16.2 La catena Europa-vergente: le Alpi vere e proprie... B/106 16.3 La catena Africa-vergente: le Alpi Meridionali... B/108 16.4 Il sollevamento della catena e la formazione del rilievo... B/110 PER SAPERNE DI PIÙ - LE DOLOMITI... B/112 LA PIANURA PADANA: UN «CATINO» RIEMPITO DI SEDIMENTI 16.5 Uno sguardo d insieme... B/113 16.6 I sedimenti recenti... B/114 16.7 Il sottosuolo profondo della Pianura Padana... B/115 PER SAPERNE DI PIÙ - LE PIANURE ITALIANE... B/116 GLI APPENNINI: LA SPINA DORSALE DELLA PENISOLA ITALIANA 16.8 La struttura generale della catena...b/117 16.9 L Appennino settentrionale... B/118 16.10 L Appennino centro-meridionale...b/120 PER SAPERNE DI PIÙ - IL GIACIMENTO FOSSILIFERO DI PIETRAROJA...B/123 LA PUGLIA: «TERRA DI DINOSAURI» 16.11 Avanfossa e avampaese... B/124 16.12 La Piattaforma apula...b/125 16.13 I dinosauri della Puglia...B/125 16.14 Il carsismo pugliese...b/126 L ARCO CALABRO-PELORITANO: GRANITI E ROCCE EUROPEE 16.15 L Arco calabro-peloritano: un terreno esotico... B/127 16.16 La situazione geologica attuale...b/129 VII

PER SAPERNE DI PIÙ - I TRUBI: ROCCE CHE SCANDISCONO IL TEMPO.. B/131 LA SICILIA: MARGINE SETTENTRIONALE DEL CONTINENTE AFRICANO 16.17 La catena magrebide siciliana...b/132 16.18 L Avanfossa di Gela...B/134 16.19 L Avampaese ibleo e il Blocco pelagio...b/134 PER SAPERNE DI PIÙ - LA FORMAZIONE GESSOSO-SOLFIFERA... B/135 LA SARDEGNA : UN FRAMMENTO DI PROVENZA E CATALOGNA 16.20 Un microcontinente...b/136 16.21 Il «basamento» paleozoico... B/137 16.22 I terreni post-paleozoici...b/138 16.23 Il vulcanismo sardo...b/138 16.24 Il Campidano...B/139 A APPROFONDIMENTO Il Cervino I dinosauri dei Lavini di Marco L area idrotermale dei Colli Euganei La Pietra di Bismantova Il petrolio della Val d Agri Pietra leccese e Pietra di Apricena d ANIMAZIONI La rotazione del blocco sardo-corso L evoluzione dell Etna VIDEO Il Vesuvio VIII

Le Scienze della Terra Alfonso Bosellini Tettonica delle placche e storia geologica dell Italia quinto anno

Carta geologica semplificata del territorio italiano Rocce magmatiche Vulcaniche Plutoniche Rocce metamorfiche Rocce sedimentarie Quaternarie Cenozoiche Faglie inverse Mesozoiche Faglie dirette e trascorrenti Paleozoiche Fronti degli accavallamenti alpini e appenninici km

L interno della Terra CAPITOLO 10 10.1 La struttura stratificata della Terra Determinare la composizione e le proprietà chimiche dell interno della Terra è assai difficile in quanto non abbiamo accesso diretto a tali profondità. Ricordiamo infatti che il centro della Terra si trova a circa 6 370 km dalla superficie, mentre le miniere più profonde del Sudafrica scendono fino a 3,6 km e le perforazioni per la ricerca petrolifera in genere non superano i 6 7 km (figura 10.1). Alcune informazioni ci provengono dalle rocce esposte nelle catene montuose, che in origine potevano anche trovarsi a 40 60 km di profondità, e dai materiali eruttati da certi vulcani o presenti nei camini diamantiferi del Sudafrica. Tutto quanto noi conosciamo o ipotizziamo sulla natura e la struttura interna della Terra, da 50 km in giù, proviene da evidenze indirette fornite dalla geofisica, più in particolare dalla sismologia, e da discipline quali la geochimica e la petrologia. Due serie di dati geofisici, quali il campo gravitazionale terrestre e le onde sismiche generate dai terremoti che si verificano di continuo nelle regioni tettonicamente attive del globo, hanno permesso di ipotizzare che la Terra abbia una struttura interna costituita da vari gusci o strati concentrici. Geofisica: studia le componenti solida, liquida e gassosa della Terra con metodi basati su indagini sismiche, elettriche, radiometriche o gravimetriche. Geochimica: studia la composizione delle varie componenti della Terra, comprese l idrosfera e l atmosfera, e i processi chimico-fisici che hanno prodotto l attuale distribuzione degli elementi in queste zone. Petrologia: studia la composizione delle rocce e i processi che le hanno generate. APPROFONDIMENTO A Interno della Terra e simulatori al laser FIGURA 10.1 Rispetto alle dimensioni della Terra, pozzi minerari, grotte e trivellazioni raggiungono una profondità del tutto trascurabile. Il campo gravitazionale terrestre è il campo di attrazione esercitato dalla Terra nei confronti degli altri corpi e si manifesta attraverso la forza di gravità. Dalle caratteristiche del campo gravitazionale terrestre e dalla distribuzione degli elementi chimici nel sistema solare, possiamo dedurre quali siano i più probabili e importanti costituenti della Terra, e in questo ci aiuta molto l analisi delle meteoriti. Il campo gravitazionale ci dice che se la densità della Terra fosse uniforme, e simile a quella delle rocce presenti in superficie, la forza di gravità sarebbe soltanto la metà di quella esistente. È necessario quindi ammettere che all interno della Terra vi siano materiali molto più densi delle rocce che noi conosciamo in superficie. Perforazioni Pozzo minerario B/3

CAPITOLO 10 L interno della Terra Crosta Velocità di propagazione delle onde (km/s) 14 12 10 8 6 4 2 0 0 Mantello Onde P Onde S Densità 2000 Discontinuità di Gutenberg 3000 Profondità (km) Nucleo esterno Densità Onde P Nessuna onda S nel nucleo esterno 4000 Discontinuità di Mohorovičić Discontinuità di Lehmann 5000 Nucleo interno Onde P Onde S 6000 FIGURA 10.2 Le variazioni della velocità di propagazione delle onde P e S al variare della profondità rivelano le superfici di discontinuità e i diversi strati che formano l interno della Terra. Il diagramma in basso mostra i cambiamenti di velocità delle onde P e S e della densità con l aumentare della profondità all interno della Terra. Il diagramma in alto è una sezione della Terra (alla stessa scala delle profondità), che illustra come questi cambiamenti siano in relazione con i principali strati. 0 6000 5000 4000 3000 2000 0 14 12 10 8 6 4 2 Densità (g/cm 3 ) Profondità (km) Ma è dallo studio delle onde sismiche e delle conseguenti oscillazioni libere generate sulla superficie terrestre che si è potuto creare un modello della struttura interna della Terra. Con la tecnica della tomografia sismica (vedi 10.4.3) si sono fatti grandi progressi nella comprensione della struttura interna del nostro pianeta. La Terra è «trasparente» alle onde sismiche che la attraversano in tutti i modi. Tali onde vengono tuttavia rifratte e riflesse da superfici di discontinuità, che separano zone con proprietà fisiche e chimiche differenti. Infatti, le diverse velocità con cui le onde prime (P) e seconde (S) attraversano le rocce riflettono variazioni di pressione, temperatura, composizione e grado di fusione parziale esistenti all interno della Terra. Le discontinuità rivelano perciò la presenza di vari gusci concentrici che agiscono come lenti che riflettono e rifrangono le onde producendo una sorta di radiografia che mette chiaramente in luce la struttura stratificata dell interno terrestre (figura 10.2). Le onde P, longitudinali, si propagano nei solidi e nei fluidi. Le onde S, trasversali, si propagano solo nei solidi, poiché i fluidi non trasmettono gli sforzi di taglio. I cambiamenti di velocità delle onde P e S segnalano variazioni di temperatura e pressione, oppure variazioni di composizione chimica o, ancora, variazioni di stato di aggregazione, liquido o solido. Cercando di trovare un modello compatibile con i dati sismologici e gravitazionali, già dall Ottocento i geofisici erano giunti alla conclusione che la Terra dovesse avere un nucleo estremamente denso, costituito da metalli assai pesanti quali ferro e nichel. Inizialmente, la Terra fu divisa in crosta, mantello e nucleo, ma successivamente furono identificate altre più dettagliate suddivisioni quali il mantello superiore e il mantello inferiore separati da una zona di transizione, un nucleo esterno e un nucleo interno. Le indagini sismiche hanno portato anche alla definizione di un altro modello basato sullo stato fisico dei materiali e sulla diversa risposta che essi oppongono alle sollecitazioni meccaniche. Questo modello suddivide la Terra in una litosfera, un astenosfera, una mesosfera, un nucleo esterno e un nucleo interno. Nella tabella 10.1 sono riassunti i due criteri di suddivisione dell interno della Terra. 10.1.1 Crosta, mantello e nucleo Un modello della struttura interna della Terra, che tiene conto dei vari dati geofisici finora acquisiti, è rappresentato in figura 10.3. Le principali suddivisioni, o strati o gusci, possono essere schematizzate come di seguito. In base a criteri chimico-mineralogici Crosta Mantello superiore Zona di transizione Mantello inferiore Nucleo esterno Nucleo interno In base allo stato fisico dei materiali Litosfera Astenosfera Mesosfera Nucleo esterno Nucleo interno TABELLA 10.1 I due criteri di suddivisione dell interno della Terra: in base a criteri chimico-mineralogici e allo stato fisico dei minerali. 1 La crosta è l involucro più esterno, la pellicola più superficiale delimitata alla base da una discontinuità, la discontinuità di Mohorovičić, o più semplicemente la Moho. La crosta è costituita dalle rocce che formano le montagne, i continenti e i fondi degli oceani; ha spessore variabile da minimi di 3 km fino a massimi di 80 90 km sotto le grandi catene montuose (vedi 10.5 e figura 10.17 A). 2 Il mantello superiore si estende dalla Moho fino a 400 km di profondità. Tra e 300 km esiste una regione caratterizzata da una forte attenuazione della velocità delle onde sismiche; è la zona di bassa velocità (low velocity zone). Questo zona è presente ovunque per quanto riguarda le onde S, ma può essere assente sotto certi continenti per le onde P. 3 La zona di transizione separa il mantello superiore da quello inferiore e si estende da 400 a 670 km di profondità. È caratterizzata da bruschi aumenti della velocità delle onde sismiche, probabilmente provocati dalla presenza di strutture mineralogiche più dense. B/4

CAPITOLO 10 L interno della Terra FIGURA 10.3 Spaccato dell interno della Terra con le varie suddivisioni. Mantello superiore costituito essenzialmente da peridotite ed eclogite Mantello litosferico (LID) Moho Crosta Litosfera placca km Astenosfera 400 km Mantello inferiore costituito da perovskite Zona di bassa velocità Zona di transizione 670 km Mesosfera Discontinuità di Gutenberg 2900 km Nucleo Esterno fluido 4 Il mantello inferiore è la parte preponderante della Terra della cui massa costituisce il 49,2%; va da 670 km fino alla grande discontinuità che separa il mantello dal nucleo, la discontinuità di Gutenberg, alla pro fondità di 2 900 km, dove esiste una brusca variazione dei gradienti di velocità e densità (cfr. figura 10.2). Tutto il mantello inferiore è caratterizzato dal costante e progressivo aumento di tali gradienti. Discontinuità di Lehmann 6370 km 5200 km Interno solido 5 Il nucleo esterno va da circa 2 900 a circa 5 200 km di profondità e viene considerato allo stato liquido. Infatti, all interfaccia nucleo-mantello, la velocità delle onde P decresce bruscamente, mentre le onde S non riescono a passare. Si ritiene che in questa zona fusa e soggetta a vigorosa circolazione convettiva abbia origine il campo magnetico terrestre. 6 Il nucleo interno è il vero nocciolo del nostro pianeta e si estende fino al centro della Terra. A circa 5 200 km di profondità, discontinuità di Lehmann, la velocità delle onde P aumenta improvvisamente e le onde S vengono di nuovo trasmesse, anche se a velocità assai bassa. Si ritiene perciò che il nucleo interno sia solido, anche se vicino al punto di fusione. 10.1.2 Litosfera, astenosfera e mesosfera La suddivisione, ora vista, dell interno della Terra è basata fondamentalmente su differenze nella costituzione chimica e mineralogica dei vari involucri. Esiste però un altro modo di considerare i materiali che compongono la Terra ed è quello che si basa sulle proprietà reologiche, cioè sul loro modo di rispondere alle sollecitazioni meccaniche. Da questo punto di vista i materiali possono avere un comportamento elastico e fragile (si frat- La reologia studia le proprietà di scorrimento dei materiali. Abbiamo a un estremo le deformazioni elastiche dei materiali in fase solida, all altro il flusso di liquidi e gas. (vedi anche pp. A/152-153) B/5

CAPITOLO 10 L interno della Terra turano facilmente) oppure elastico e duttile (si deformano senza fratturarsi). In accordo con questi concetti è così possibile distinguere una litosfera, un astenosfera e una mesosfera (cfr. figura 10.3). La litosfera è il guscio più superficiale, rigido, che reagisce essenzialmente in modo elastico; comprende la crosta e la porzione più esterna del mantello superiore, il cosiddetto lid (coperchio) o mantello litosferico, fino alla zona di bassa velocità. La litosfera è suddivisa in vaste piastre o placche che slittano sulla sottostante astenosfera la quale, sempre dal punto di vista reologico, ha invece un comportamento plastico. L astenosfera è lo strato composto da materiali allo stato parzialmente fuso in cui le onde sismiche si propagano a bassa velocità; si trova compresa tra litosfera e mesosfera. I termini «dorsale oceanica», «fossa», «espansione oceanica», «placca litosferica», «rift», «subduzione», «margine di placca», «deriva dei continenti» sono stati introdotti nel primo capitolo e saranno oggetto di una trattazione approfondida nei capitoli 11, 12 e 13. Il fattore critico che condiziona il comportamento reologico dei materiali all interno della Terra è la temperatura che, associata all aumento quasi lineare della pressione litostatica, determina il punto di fusione delle rocce. L astenosfera è la parte del mantello in cui le rocce si trovano più vicine al punto di fusione; tuttavia, poiché le onde S attraversano l astenosfera, si deve dedurre che essa è fusa solo in piccola parte. Inoltre, siccome il gradiente geotermico (vedi 10.2.2) e la temperatura di fusione delle rocce presenti all interno della Terra sono quanto mai variabili, ne consegue che la profondità alla quale inizia l astenosfera, e quindi lo spessore della litosfera, sono pure variabili (figura 10.4). 300 200 60 200 300 FIGURA 10.4 Carta globale mostrante lo spessore della litosfera in kilometri. Lo spessore è minimo nelle aree giovani, ad alto flusso di calore, mentre è massimo all interno dei blocchi continentali, ove il flusso di calore è minimo. 75 60 75 75 60 45 75 45 60 300 200 150 125 75 125 150 60 75 300 200 200 60 75 150 125 75 75 150 60 125 75 60 60 125 75 200 300 60 In corrispondenza delle dorsali oceaniche, dove il gradiente geotermico è molto elevato, l astenosfera si trova molto vicina alla superficie e, di conseguenza, la litosfera è assai sottile. Allontanandosi dalla dorsale, il gradiente geotermico diminuisce e la litosfera quindi si ispessisce. In generale, la litosfera ha uno spessore di 60 70 km sotto gli oceani e di 110 150 km sotto i continenti, con un massimo sotto la loro parte centrale (200 300 km). Occorre infine aggiungere che il limite litosfera-astenosfera non è netto, ma occupa una fascia di parecchi kilometri di spessore. Il concetto di litosfera come guscio di elevata e uniforme resistenza è però schematico. In effetti, anche nell ambito della litosfera, c è una parte superiore che ha un comportamento fragile rispetto a una parte inferiore che si comporta in modo più duttile. Tutto dipende dalla durata con cui vengono applicati gli sforzi e i carichi (cfr. figura 8.7), e dal gradiente geotermico locale. Nelle aree continentali il passaggio dal comportamento fragile a quello duttile si attua a 10 50 km di profondità. Sotto l astenosfera, alla profondità di 670 km circa, vi è la mesosfera, che costituisce la parte di gran lunga preponderante del mantello. La mesosfera è la parte del mantello, rigida e poco deformabile, compresa tra astenosfera e nucleo. B/6

CAPITOLO 10 L interno della Terra 10.2 Il calore interno della Terra L esistenza di un energia termica all interno della Terra è un fatto certo e ben conosciuto. Vulcani, sorgenti termali, soffioni, geyser (figura 10.5) e le elevate temperature presenti nelle miniere e nei pozzi documentano in modo inequivocabile la presenza di un calore interno. Le lave eruttate dai vulcani (figura 10.6) dimostrano anche che questo calore interno può produrre rocce fuse con temperature superiori a 1 000 C. Dopo quello che riceviamo dal Sole, il calore che proviene dall interno è la più importante sorgente di energia terrestre. Queste due energie termiche, la solare e la geotermica, sono fondamentali per il sistema Terra: il calore solare fa muovere atmosfera (venti) e idrosfera (onde, correnti marine), che sono i principali agenti dell erosione e del modellamento della superficie terrestre, mentre il calore interno, come vedremo meglio nei prossimi capitoli, fa muovere i continenti e deforma la crosta terrestre. In definitiva, possiamo dire che esistono due differenti «motori termici» che lavorano in contrapposizione: quello interno solleva montagne, quello esterno le demolisce. 10.2.1 Origine del calore interno L origine del calore interno è duplice. Una certa quantità rappresenta ciò che rimane dell energia immagazzinata nel pianeta all atto della sua formazione, un altra parte deriva dalla radioattività naturale delle rocce oggi presenti. La Terra si sarebbe progressivamente riscaldata attraverso la cosiddetta accrezione, cioè la caduta di vari frammenti celesti che contribuirono a far crescere la massa del nostro pianeta. Vari meccanismi sono però responsabili di quello che è noto come il calore originario o primordiale della Terra. FIGURA 10.5 Geyser, soffioni, sorgenti termali testimoniano la presenza di un calore interno. Nella foto l Old Faithful, nel Parco Nazionale di Yellowstone (USA), un geyser che erutta, ogni 65 minuti circa, getti d acqua calda fino a un altezza di 60 metri. 1 Conversione dell energia cinetica in energia termica. Il primo di questi meccanismi è la trasformazione in calore dell energia cinetica dei vari frammenti che colpivano la superficie terrestre. FIGURA 10.6 La lava incandescente che esce dai condotti vulcanici, con temperature di oltre 1 000 C, documenta in modo diretto lo stato termico dell interno terrestre (Vulcano Kilauea, Hawaii). Circa 50 calorie per centimetro quadrato raggiungono la superficie terrestre ogni anno; questa è una misura circa 1 000 volte superiore a quella che si sprigiona annualmente dai terremoti e circa 10 volte maggiore di tutta l energia utilizzata in un anno dall uomo. Tuttavia, sebbene l energia geotermica sia più che sufficiente per causare terremoti, spostare continenti e sollevare montagne, è poca cosa se la paragoniamo con quella che riceviamo dal Sole, che è ben 5 000 volte maggiore; l energia geotermica è infatti a malapena sufficiente a sciogliere una lastra di ghiaccio spessa 6 mm. È quindi una quantità di calore assai piccola che non ha praticamente alcun impatto sulla circolazione dell atmosfera e degli oceani. B/7

CAPITOLO 10 L interno della Terra A APPROFONDIMENTO Meteoriti: invasori dallo spazio 2 Conversione dell energia gravitazionale in energia termica. Si ritiene che la formazione del nucleo terrestre abbia avuto origine dallo sprofondamento di grandi «gocce» di ferro fuso, la cosiddetta «catastrofe del ferro» (cfr. 1.5), e al conseguente spostamento dei silicati, più leggeri, verso il mantello e la crosta. Tutto ciò avrebbe liberato una grande quantità di energia gravitazionale che, tramite attrito e resistenza viscosa, si trasformò in calore. Durante la formazione del nucleo, la temperatura della Terra potrebbe essere aumentata progressivamente e aver raggiunto i 1 500 C. 3 Riscaldamento adiabatico. Se un qualsiasi materiale, come l aria pompata nella camera d aria di una bicicletta, viene compresso la sua temperatura aumenta: questo è il riscaldamento adiabatico. Nella Terra primordiale, il progressivo aumento della massa, derivante dalla continua «pioggia» di bolidi di varia grandezza, aumentò sempre più la pressione sulla parte interna del pianeta, causando quindi il suo aumento di temperatura. Il tasso dell aumento della temperatura adiabatica con la profondità (gradiente adiabatico) è di circa 0,15 C per kilometro, e ciò vuol dire che, subito dopo che la Terra ebbe raggiunto la sua attuale dimensione, la temperatura del nucleo poteva aver raggiunto i 900 1 000 C. 4 Radioattività di isotopi a vita breve. Oltre alle tre fonti principali di calore primordiale ora citate (in ordine decrescente di importanza: energia da impatti, energia sprigionata durante la formazione del nucleo, riscaldamento adiabatico), vi è anche da considerare il calore prodotto dalla presenza di possibili isotopi radioattivi a vita breve, che si formano durante eventi quali la formazione di una supernova, ma decadono rapidamente. In conclusione, il riscaldamento primordiale della Terra è stato, tutto sommato, un evento protrattosi per un tempo geologico relativamente breve, attorno ai 4,5 miliardi di anni fa. Molto di questo calore originario è ancora certamente presente, ma non può essere distinto da quello che si è prodotto e si sta producendo attualmente a opera dei minerali radioattivi presenti nel mantello e nella crosta: il calore radiogenico. Infatti, dopo la prima fase di riscaldamento primordiale della Terra, entrarono in azione i processi radioattivi degli isotopi a lunga vita, che sono concentrati nelle rocce granitiche della crosta terrestre. Tra questi ricordiamo 40 K, 232 Th, 235 U e 238 U che hanno tempi di dimezzamento che vanno da 700 milioni a 5 miliardi di anni. Il tempo di dimezzamento è il tempo che occorre affinché metà di una certa quantità di un nuclide padre si trasformi in nuclide figlio. Siccome il granito è la roccia più ricca di minerali radioattivi e si trova esclusivamente nei continenti, mentre è assente nei fondi oceanici, possiamo concludere che: 1 una notevole parte del calore proveniente dall interno della Terra si origina per processi di disintegrazione radioattiva nella crosta continentale, costituita in larga parte di granito; 2 il flusso di calore che si riscontra negli oceani, dove non esiste il granito ma abbonda il basalto, non è di origine crostale, ma proviene dalle parti più interne e profonde della Terra. Il calore radiogenico può essere misurato in laboratorio su campioni di roccia e poi, per estrapolazione, è possibile calcolare la quantità di calore radiogenico totale che si sprigiona dalla crosta. B/8

CAPITOLO 10 L interno della Terra Monte Leone (m 3553) 3000 2000 10 ºC 20 ºC 30 ºC 40 ºC 0 Brig Galleria del Sempione Iselle m 0 50 ºC 60 ºC 10.2.2 Gradiente geotermico Dicesi gradiente geotermico l aumento, espresso in gradi centigradi, della temperatura ogni metri di profondità. FIGURA 10.7 Lo schema mostra l aumento della temperatura che si rileva con la profondità all interno del massiccio alpino attraversato dalla galleria del Sempione. Il gradiente geotermico è all incirca 2 3 C, ma può variare anche notevolmente da località a località (figura 10.7). Il grado geotermico è l intervallo di profondità cui corrisponde un aumento di temperatura di 1 C; il suo valore è, in media, circa 39 m. Le temperature delle zone più profonde della Terra (mantello, nucleo) che si otterrebbero estrapolando il gradiente geotermico superficiale non sono accettabili: 80 000 90 000 C alla base del mantello, 190 000 C al centro della Terra. Temperature del genere implicherebbero una fusione quasi totale della Terra, uno stato fisico contraddetto dalla sismologia. Infatti, le vibrazioni elastiche trasversali (onde S), possibili solo nei solidi, si propagano attraverso tutto il mantello, il quale, pertanto, deve trovarsi allo stato solido. Ne consegue che la temperatura a una certa profondità del mantello non può superare il punto di fusione del materiale là esistente, tenendo in debito conto la pressione a cui tale materiale è soggetto. Le stime, su cui c è una quasi generale concordanza di opinioni, danno temperature attorno ai 3 700 C per il limite nucleo-mantello e attorno ai 5 000 C per il centro della Terra. La figura 10.8 mostra una possibile geoterma, dalla superficie fino al nucleo terrestre. Essa è stata calcolata essenzialmente su considerazioni termodinamiche (temperature di fusione in funzione della pressione) e sui dati forniti dalla sismologia. Temperatura all'interno della Terra ( C) 5000 4000 3000 2000 0 Temperatura di fusione nel mantello Temperatura delle lave 0 Mantello Il nucleo di ferro fonde La geoterma è sotto il punto di fusione Profondità (km) La geoterma è sopra il punto di fusione Il nucleo di ferro solidifica Temperatura di fusione nel nucleo Nucleo esterno fuso La geoterma è sotto il punto di fusione Nucleo interno solido 2000 3000 4000 5000 6000 La geoterma è la curva che descrive come la temperatura cresce con la profondità. La figura 10.8 mostra una temperatura al centro della Terra di poco inferiore ai 5 000 gradi centigradi. FIGURA 10.8 La curva nera rappresenta la geoterma, che indica l aumento della temperatura dalla superficie al centro della Terra. La curva blu indica il punto di fusione delle rocce del mantello. La curva gialla rappresenta il punto di fusione nel nucleo. La geoterma si trova sotto il punto di fusione nel mantello e nel nucleo interno. Nel nucleo esterno, invece, la geoterma ha valori maggiori della curva del punto di fusione. Nel mantello superiore le due curve sono molto vicine, a indicare che le rocce si trovano in una condizione molto prossima al punto di fusione. B/9

CAPITOLO 10 L interno della Terra 10.2.3 Il flusso di calore La quantità di energia termica che sfugge dalla Terra per unità di area e di tempo costituisce il flusso di calore. L unità di misura del flusso di calore è l HFU (Heat Flow Unit) equivalente a 42 milliwatt per metro quadro (mw/m 2 ). I valori del flusso di calore misurati per tutto il globo variano da circa 30 a più di 200 mw/m 2, ma la media globale si aggira attorno ai 60 mw/m 2. Si tratta di valori estremamente modesti, se si considera che il flusso di energia solare, in condizioni di Sole allo zenit, è di 1 000 W/m 2. La media del flusso di calore in tutti i continenti è di 1,5 HFU. Bassi flussi di calore (<1 HFU), e gradienti geotermici poco elevati, sono tipici di aree stabili, inattive e geologicamente vecchie, do ve lo spessore della litosfera e della crosta è più elevato, mentre alti flussi di calore (>2 HFU) e pronunciati gradienti geotermici sono presenti in regioni attive sia dal punto di vista tettonico sia vulcanico e con spessore litosferico e crostale più sottile. In genere, nelle regioni geologicamente «giovani» e attive dal punto di vista sismico e vulcanico, il flusso di calore è doppio rispetto a quello delle aree «vecchie» e stabili. Nelle prime, a 40 km di profondità, la temperatura è quasi di 1 000 C, quindi vicina al punto di fusione delle rocce della crosta profonda o del mantello; sotto alle regioni stabili invece, a 40 km la temperatura è soltanto di 500 C. Temperature (in C) alla profondità di 2000 m dalla superficie t 50 50 < t 60 60 < t 70 70 < t 80 80 < t 90 90 < t 0 < t (senza possibilità di definire dettaglio) < t 150 150 < t 200 200 < t 300 t > 300 FIGURA 10.9 Le temperature sotterranee in Italia alla profondità di 2 000 m dal piano di campagna. L Italia è una regione in cui il flusso di calore è in media superiore al normale; esso è superiore a 2 HFU nella parte settentrionale delle Alpi e supera addirittura i 3 HFU nella regione vulcanica tosco-laziale. È evidente che l area tirrenica della Toscana e del Lazio è una regione che «scotta». (Fonte CNR) B/10

CAPITOLO 10 L interno della Terra In ciascuna regione, le rocce altamente radioattive, che si trovano nella parte superiore della crosta, sono responsabili del 30 40% del flusso di calore totale, il resto proviene dal mantello. Nelle aree continentali, le zone di flusso elevato coincidono con quelle di maggior attività sismica e vulcanica. Si tratta di aree giovani, in cui la crosta e la litosfera sono relativamente sottili. Al contrario, le zone più fredde sono quelle situate nel cuore delle grandi masse continentali (Brasile, Canada, Africa, Asia, Antartide) che sono molto vecchie dal punto di vista geologico e hanno spessori crostali e litosferici assai elevati. In generale, il flusso di calore decresce con l aumentare dell età della roccia, sia essa continentale oppure oceanica. L Italia è una regione geologicamente giovane e instabile, caratterizzata anche da attività vulcanica. Non è sorprendente che il flusso di calore abbia valori mediamente abbastanza elevati e raggiunga valori doppi del normale nelle regioni tirreniche (figura 10.9). I valori del flusso di calore negli oceani mostrano una ben definita distribuzione: al centro, lungo le dorsali oceaniche, il flusso è maggiore di 2 HFU, negli adiacenti bacini è all incirca 1,3, mentre è inferiore a 1 nelle fosse (figura 10.10). La spiegazione di questa particolare distribuzione del flusso di calore va ricercata nel processo di espansione oceanica (vedi capitolo 12) e nel progressivo raffreddamento della placca litosferica che si allontana dalla dorsale. FIGURA 10.10 Carta del flusso di calore della Terra basata su oltre 5 000 misure effettuate su terre emerse e fondi oceanici. I colori evidenziano come i valori più elevati (in rosso) si registrino in corrispondenza delle dorsali oceaniche, mentre quelli più bassi corrispondano alle zone interne dei continenti. (Rielaborata da The Cambridge Enciclopedia of Earth Science, 1981) Flusso di calore (mw/m 2 ) 30 40 50 60 70 80 90 110 10.3 Il nucleo Il nucleo terrestre (cfr. figura 10.1) ha pressappoco le dimensioni della Luna e costituisce circa il 16% della Terra in volume e il 32% della sua massa totale. Si tratta di uno sferoide con un raggio medio di 3470 km, la cui parte esterna non trasmette le onde S (che si propagano solo nei solidi). Ciò fa ritenere che il nucleo esterno sia allo stato fuso; la sua viscosità non è molto superiore a quella dell acqua. Il limite tra nucleo esterno e interno si trova a 5200 km di profondità ed è assai netto e definito dalla discontinuità di Lehmann (cfr. figure 10.2 e 10.3). Il nucleo interno ha perciò un raggio di circa 1170 km e, trasmettendo le onde S a velocità assai basse, è molto probabile che sia solido, anche se vicino al punto di fusione. Analisi dettagliate delle onde sismiche, riflesse e trasmesse attraverso il nucleo, indicano che la parte esterna liquida è omogenea, essendo probabilmente mescolata da correnti convettive (cfr. figura 1.18): il nucleo esterno è la parte più omogenea dell intera Terra. Come vedremo più avanti, molte B/11

CAPITOLO 10 L interno della Terra d ANIMAZIONE Studiare la Terra con le onde sismiche evidenze indicano che il campo magnetico terrestre si genera nel nucleo esterno mediante un azione dinamo di correnti convettive. Infine, vari dati chimici e termodinamici portano a concludere che la temperatura massima al centro della Terra debba aggirarsi attorno ai 5000 C. A 16 000 km Zona d ombra delle onde P 143 Ipocentro 11 000 km Zona d ombra delle onde P 103 10.3.1 La zona d ombra La figura 10.11 A mostra le traiettorie delle onde P all interno della Terra. Le traiettorie sono state ricostruite anche in base all esistenza di una fascia della superficie terrestre che non è raggiunta direttamente dalle onde P. Questa fascia, situata tra 10 e 16000 km dall epicentro, corrispondente a una distanza angolare compresa tra 103 e 143, è chiamata zona d ombra delle onde P. Esiste anche una zona d ombra delle onde S, ancora più ampia della precedente. In questa zona, compresa tra 103 e 180, le onde S non raggiungono direttamente la superficie a distanze dall epicentro superiori a 10 km (figura 10.11 B). Nel 1906 il geologo inglese Richard Dixon Oldham spiegò questo comportamento imputando la mancanza di propagazione delle onde S alla natura liquida del nucleo esterno. Nel 1913 Gutenberg, studiando la diffrazione delle onde P al confine mantello-nucleo, ipotizzò la presenza a 2900 km di una discontinuità, oggi conosciuta come discontinuità di Gutenberg (cfr. figure 10.2 e 10.3). B Ipocentro 10.3.2 Composizione del nucleo Nucleo interno Nucleo esterno 11 000 km Zona d ombra delle onde S 103 Esperimenti sismologici hanno dimostrato che i principali costituenti del nucleo, sia esterno sia interno, devono comprendere elementi con numero atomico superiore a 23, quali ad esempio ferro, nichel, vanadio e cobalto. Di questi elementi solo il ferro è presente nel sistema solare in quantità sufficiente da poter costituire una massa come il nucleo terrestre. Per analogia con le meteoriti, sembra che una lega di ferro e nichel possa costituire davvero la parte principale del nucleo. Tuttavia, questa lega di ferro e nichel darebbe una composizione che, almeno per il nucleo esterno, risulta troppo densa dell 8 15%. È necessario quindi ammettere la presenza di elementi più leggeri e, in base a dati sperimentali, sembra che ossigeno e zolfo siano i più probabili elementi leggeri presenti nel nucleo esterno. Mantello FIGURA 10.11 (A), la zona d ombra delle onde P, localizzata sempre alla stessa distanza angolare dall epicentro (tra 103 e 143 ), dimostra l esistenza, alla profondità di 2900 km, di una superficie di discontinuità sferica, che causa la rifrazione delle onde P. Tale superficie separa il nucleo dal mantello. (B), le onde S non si registrano mai nella zona compresa tra 103 e 180 di distanza angolare dall epicentro (zona d ombra delle onde S). Per questo motivo si ritiene che la parte esterna del nucleo si trovi allo stato liquido. 10.4 Il mantello Il mantello è la parte più importante della struttura interna della Terra, sia come massa sia come volume; si estende dalla Moho fino al limite con il nucleo che si trova a 2900 km di profondità. Si ritiene che, dal punto di vista chimico, il mantello superiore sia piuttosto omogeneo e costituito in prevalenza da silicati; struttura e composizione mineralogica di tali silicati varierebbero però con l aumentare della profondità, determinando tra 400 e 670 km la zona di transizione dalla quale si passa al mantello inferiore (cfr. figura 10.3). Considerando la penetrazione delle onde sismiche, invece, il mantello superiore è suddivisibile in 2 porzioni. Una parte esterna, di spessore molto variabile, da 5 a 200 km, mediamente intorno a km, è caratterizzata da velocità sismica elevata (>7,9 km/s). Si tratta di un guscio rigido, il mantello litosferico o lid, strettamente associato, dal punto di vista reologico, alla sovrastante crosta assieme alla quale costituisce la litosfera (cfr. figura 10.3). La porzione interna, sottostante il lid, localizzata tra e 300 km di B/12

CAPITOLO 10 L interno della Terra profondità, costituisce la zona di bassa velocità ed è assente sotto il nucleo dei continenti. Ne consegue che sotto i continenti lo spessore della litosfera è ignoto ed è ipotizzato fino a 400 km. Tra 400 e 670 km c è la già citata zona di transizione, sotto la quale si estende il mantello inferiore. 10.4.1 Composizione del mantello Possiamo dedurre la composizione del mantello dai brandelli di roccia di origine profonda che talvolta vengono eruttati assieme alla lava basaltica dei vulcani, dai materiali presenti nei condotti diamantiferi e dalle rocce che si trovano alla base delle sequenze ofiolitiche (vedi figura 13.18). Combinando queste osservazioni con quelle indirette fornite dalla variazione della velocità delle onde sismiche e con i dati sperimentali sul comportamento dei minerali in condizioni di alta pressione e alta temperatura, è possibile ipotizzare sia la struttura sia la composizione del mantello (figura 10.12). FIGURA 10.12 Spaccato della Terra in cui sono a confronto le principali suddivisioni interne con le variazioni osservate nella densità delle rocce e nella velocità delle onde sismiche. La crosta e il mantello superiore consistono di silicati come olivina, pirosseno e granato mentre il mantello inferiore è costituito da minerali a struttura più densa e compatta, come quella della perovskite. Il nucleo è costituito da una lega di ferro, liquida nella parte esterna e solida nel centro. Crosta Mantello superiore 0 Velocità di propagazione (km/s) 4 6 8 10 12 14 0 Perovskite Olivina Pirosseno Granato Solido Liquido Solido Mantello inferiore Strato D Nucleo esterno Nucleo interno Ossidi Lega di ferro Profondità (km) 0 2000 3000 4000 5000 6000 Velocità dell onda longitudinale Velocità dell onda trasversale Velocità dell onda trasversale Velocità dell onda longitudinale 4 6 8 10 12 14 Densità (g/cm 3 ) Strato D Densità 50 150 200 250 300 350 Pressione (GPa) Si ritiene che il mantello superiore sia costituito essenzialmente da rocce ultramafiche, quali peridotite ed eclogite, che sono le rocce presenti nella zona di passaggio con la crosta. La zona di bassa velocità potrebbe essere determinata da temperatura elevata e variazioni di composizione e di fase mineralogica. Ma la causa di gran lunga considerata più probabile è la fusione parziale; infatti, basta meno dell 1% di liquido per spiegare la bassa velocità sismica osservata. La presenza di una fusione parziale può anche render conto dell elevata conduttività elettrica di questa zona. La zona di bassa velocità è di fondamentale importanza, in quanto la sua bassa viscosità permette di accomodare i movimenti relativi tra le placche litosferiche e la sottostante astenosfera. Sotto i 670 km, e fino al nucleo, non ci sono altre trasformazioni: tutto il mantello inferiore è costituito da perovskite e quindi abbastanza omogeneo. Solo nei 200 400 km basali del mantello si assiste a una rapida serie di variazioni delle proprietà fisiche: questa zona è stata definita strato D. La peridotite è una roccia magmatica costituita essenzialmente da olivina (almeno 40% in volume) e pirosseno. L eclogite è una roccia metamorfica rara di composizione basaltica costituita perlopiù da pirosseno e granati. La perovskite è un minerale appartenente al gruppo degli ossidi contenente calcio e titanio (CaTiO 3) con una struttura cristallina assai densa e compatta. B/13

CAPITOLO 10 L interno della Terra 10.4.2 Correnti convettive nel mantello Il materiale roccioso del mantello terrestre sembrerebbe essere troppo rigido perché si possa comportare come un fluido e quindi possa essere soggetto a circolazione convettiva. Anche la cera fredda, per esempio, si presenta come un solido; ma se si appoggia una sfera di piombo sulla sua superficie, nel giro di poche ore o giorni, tale sfera sprofonda lentamente dentro la cera, a dimostrazione che questa non è altro che un fluido ad alta viscosità. Allo stesso modo, il mantello terrestre risponde come un corpo rigido ed elastico alle sollecitazioni di breve periodo, quali per esempio le onde sismiche. Ma se si applicasse lo sforzo per decine di milioni di anni, in condizioni di alta pressione e temperatura, anche il mantello, come tutti i solidi, subirebbe una deformazione permanente di tipo plastico, comportandosi come una sostanza estremamente viscosa. L esempio da tenere presente non è quello di una pentola d acqua che bolle, ma piuttosto di una pentola di marmellata o di polenta che, nonostante la maggior viscosità, raggiunta una certa temperatura, comincia a «bollire» producendo bolle ascensionali. Quindi, nonostante la viscosità del mantello, testimoniata dalle ricerche sismiche e dai dati gravitazionali, è opinione diffusa che un trasporto convettivo di calore possa e debba aver luogo anche nel mantello stesso (figura 10.13). La possibilità di correnti convettive nel mantello è stata confermata agli inizi degli anni Sessanta del secolo scorso, mediante la documentazione certa dell espansione oceanica. È anche possibile che il trasporto convettivo del calore non operi in continuità, ma sia intermittente e si ripeta ogni 200 300 milioni di anni; esso si innescherebbe quando la temperatura interna del pianeta supera un certo valore critico. Possiamo concludere che la mobilità e l attività della crosta terrestre, nei suoi vari aspetti (espansione oceanica, deriva dei continenti, terremoti, vulcani, ecc.), possono essere considerate, in larga parte, la manifestazione superficiale dei moti convettivi presenti all interno del globo. FIGURA 10.13 Modello schematico dei moti convettivi all interno della Terra. La convezione presente nel nucleo esterno fluido ha un effetto dinamo che è responsabile del campo magnetico terrestre, mentre la convezione nel mantello superiore sarebbe il vero motore dei movimenti delle placche litosferiche. Zona di subduzione Crosta continentale Mantello superiore Mantello inferiore Crosta oceanica Dorsale oceanica La tomografia (dal greco: rappresentazione di una o più sezioni) è ben nota nelle sue applicazioni mediche (TAC, acronimo di Tomografia Assiale Computerizzata): con essa, usando i raggi X, si ottengono immagini di specifici piani del corpo umano. La tomografia sismica è molto più complessa di quella medica, in quanto le sorgenti delle onde (i terremoti) hanno una localizzazione incerta, le vie di propagazione delle stesse sono ignote e i ricevitori (i sismografi) non sono molto numerosi. Nucleo interno solido Nucleo esterno fluido 0 1 2 3 4 5 6 Raggio (migliaia di km) B/14

CAPITOLO 10 L interno della Terra 10.4.3 Tomografia sismica Per capire la struttura profonda del mantello, che è tuttora poco conosciuta, ci aiuta la tomografia sismica, una tecnica nata alla fine degli anni Settanta del secolo scorso. Mediante la tomografia sismica, combinando informazioni derivanti da un gran numero di onde sismiche (P, S, superficiali) incrociantisi fra loro, si ottengono immagini tridimensionali dello stato termico dell interno terrestre. In pratica, ciò che si ottiene mediante la tomografia sismica è una rappresentazione tridimensionale della velocità sismica all interno della Terra (figura 10.14). Poiché le variazioni laterali della velocità sismica sono da imputare, in larga parte, a variazioni di temperatura (alte temperature implicano basse velocità sismiche e viceversa), in ultima analisi la tomografia sismica fornisce indicazioni sullo stato termico del mantello, che è in evidente relazione con l attività convettiva ivi presente. Possono così essere messe in evidenza regioni relativamente calde e fredde del mantello e la loro correlazione con le varie province tettoniche della crosta. Regioni sottoposte a tensione, come le dorsali oceaniche, i bacini marginali (vedi 13.4.5 e figure 13.10 A) e i rift, sono caratterizzate da basse velocità sismiche anche nel sottostante mantello, mentre i nuclei stabili dei continenti hanno profonde radici, caratterizzate da velocità sismiche elevate. Come si può osservare in figura 10.15, i due blocchi continentali africano e sudamericano mostrano radici assai profonde, oltre i 400 km (le due lingue blu indicano velocità sismica elevata, quindi regioni relativamente fredde). Dalla stessa figura 10.15 e dalla 10.16, risulta pure chiaro che in corrispondenza delle dorsali oceaniche il mantello è relativamente più caldo (zona rossa). FIGURA 10.14 La velocità delle onde sismiche varia da una regione all altra dell interno della Terra, come illustra questa immagine ottenuta con la tomografia sismica. In alcune regioni, più fredde (in blu), le onde si muovono più velocemente di quanto non accada in media a quella profondità; in altre, più calde del normale (in rosso), le onde sono più lente della media. (Rielaborato da «Le Scienze» n. 299, luglio 1993) Equatore FIGURA 10.15 Immagine tomografica attraverso il mantello superiore lungo una sezione equatoriale. I colori corrispondono ad anomalie (in percentuale) di velocità delle onde sismiche, secondo la scala mostrata in figura. I valori positivi, in blu, indicano zone relativamente fredde, quelli negativi, in rosso, zone relativamente calde. Mantello superiore 3,00% 0,75% + 3,00% + 0,75% FIGURA 10.16 Situazione termica all interno del mantello (70 km di profondità) ricavata dalla tomografia sismica. È evidente, dai colori rosso e giallo, che la temperatura è maggiore al di sotto dei centri di espansione oceanica. B/15