595SCIENZE DELLA TERRA

I parametri geofisici fondamentali della Terra sono direttaconseguenza della composizione globale, della distribu-

zione delle masse e della dinamica del pianeta. I principali li-velli dell’interno della Terra hanno proprietà chimiche e si-smiche distinte. Essi sono: la crosta da 0 a 40 km; il mantel-lo superiore da 40 a 670 km (ulteriormente suddiviso inmantello litosferico da 40 a 100 km, astenosfera da 100 a 400km, zona di transizione da 400 a 670 km) e il mantello infe-riore da 670 a 2890 km (dove si individua il livello D,2700�2890 km); il nucleo esterno da 2890 a 5150 km e ilnucleo interno da 5150 a 6371 km. La Terra con una massadi 5,98�1024 kg e un diametro di 12.756,28 km è il pianetadi maggiore densità del Sistema solare con circa 5515 kg�m3,essa presenta in superficie una temperatura media di 15 °C,accelerazione di gravità di 9,78 m�s2 e pressione atmosfericamedia di 1,014 bar; il suo campo magnetico è di 0,3076 gauss-Re3 (con momento di dipolo normalizzato al raggio terrestreRe) e i parametri orbitali planetari sono caratterizzati da un’ec-centricità dell’orbita di 0,0167 e una distanza dal Sole di1,496�108 km. Complessivamente nella composizione chi-mica della Terra prevalgono: ferro (34,6 %), ossigeno (29,5 %),silicio (15,2 %), magnesio (12,7 %); seguono nichel (2,4 %),zolfo (1,9 %) e tutti gli altri elementi per il 3,7 %.

Una fondamentale informazione sul pianetaTerra è data dalla forma del geoide. Il geoide è lasuperficie equipotenziale della gravità che passaper il livello medio dei mari e presenta oscillazio-ni che variano tra �80 e �120 m rispetto all’ellis-soide di rotazione terrestre. Anomalie del geoidepositive e negative indicano rispettivamente ec-cessi e deficit di massa nell’interno della Terra, lecui profondità rispetto alla superficie sono corre-labili in modo diretto alla lunghezza d’onda del-le anomalie. Le più forti anomalie positive si ri-scontrano sul lato sud-occidentale del Pacifico,nell’Atlantico del nord, e nell’oceano Indiano sud-occidentale. La maggiore anomalia negativa è in-vece concentrata nella regione definita dall’Indiameridionale e dall’oceano Indiano centrale.

Nell’interno della Terra non si verificano le condizioni af-finché possano avvenire reazioni nucleari; ciò implica un co-stante e lento raffreddamento. Il calore emesso dal pianeta èin parte una conseguenza del processo di raffreddamento ini-ziato dopo la sua formazione. La produzione di tale calore èinfatti da attribuire, per circa il 20�40 %, alla collisione del-le particelle o dei planetesimi che hanno formato la Terra, alcalore rilasciato dalla cristallizzazione del ferro che forma at-tualmente il nucleo solido, e al calore di frizione legato ai mo-vimenti interni. Il rimanente 60�80 % del calore emesso è daattribuire al decadimento radioattivo degli elementi che com-pongono il nostro pianeta, in particolare gli isotopi dell’ura-nio, del torio e del potassio.

Il flusso di calore emesso dalla superficie terrestre è massi-mo lungo le dorsali oceaniche, dove il mantello sottostante èpiù vicino alla superficie e fonde per la minor pressione lito-statica. Lungo la dorsale del Pacifico vi sono le zone di emis-sioni maggiori, dove il flusso di calore è anche superiore a 300mW/m2. La crosta continentale, radioattiva, contribuisce si-gnificativamente a emettere calore. La media del flusso di ca-lore è di circa 57 mW/m2, valore infinitesimo, che tuttavia– esteso alla superficie dell’intero pianeta – comporta emis-sione di energia in un intervallo tra 31�44 TW�s. ■

Carlo Doglioni

Terra

Interno della Terra

Fig. 1. Rocce ricche di minerali nella zona di Landmannalaugar, Islanda.

l. La suddivisione dell�interno della Terra

L’interno della Terra non è ancora perfettamente cono-sciuto. Le informazioni disponibili, provengono in largaparte da metodi indiretti come lo studio delle variazionidi velocità delle onde sismiche (→), i bilanci di massadel pianeta, le speculazioni geochimiche sulla composi-zione globale, le variazioni dei campi gravimetrico e ma-gnetico. Il campionamento diretto dell’interno terrestreavviene soltanto attraverso il rilevamento di xenoliti (fram-menti di roccia provenienti da profondità al massimo diqualche centinaio di km, inclusi in rocce vulcaniche, co-me nei camini kimberlitici) e lo studio del magmatismola cui profondità di genesi viene in genere stimata tra i50 e 300 km. Come regola generale, la temperatura, la

pressione e la densità aumentano dalla superficie versol’interno della Terra.

Suddivisione composizionale

L’interno della Terra può essere suddiviso sulla basedella composizione oppure del comportamento mecca-nico. La suddivisione composizionale tradizionale è la tri-partizione in crosta, mantello e nucleo. La crosta può es-sere di tipo oceanico o continentale e ha spessori medi ri-spettivamente di 5�10 e 30�40 km. Il mantello si dividein superiore e inferiore, e il nucleo in esterno liquido einterno solido (fig. 2). La stratificazione è legata alla den-sità dei materiali; gli elementi più leggeri tendono versol’alto e viceversa.

Il limite tra la crosta e il mantello è una discontinuitàfondamentale, detta Moho dal nomedel suo scopritore (Andrija Mohoro-viãiâ), ed è un limite individuato dalbrusco cambiamento della velocità del-le onde sismiche. Le onde P passano dacirca 6,5�7 km/s a oltre 8 km/s. Taleaumento di velocità è legato alla mag-giore rigidità delle rocce del mantello aldi sotto della crosta. Le rocce della cro-sta sono costituite da 8 elementi prin-cipali: ossigeno (46,6%), silicio (27,7 %),alluminio (8,1 %), ferro (5 %), calcio(3,6 %), sodio (2,8 %), potassio (2,7 %),magnesio (2,1%). La crosta, nella par-te alta, è formata in genere da rocce se-dimentarie, mentre, a maggiori profon-dità, le rocce diventano metamorfichee ignee. Essa può essere di due tipi, con-tinentale e oceanica. La crosta conti-nentale è meno densa (2,6�2,8 g/cm3)rispetto a quella oceanica (2,8�3,0g/cm3); ha uno spessore variabile tra10�50 km, mentre quella oceanica haspessori minori, in genere di 4�10 km.La crosta continentale sotto le catenemontuose come l’Himalaya può rag-giungere i 70 km ed è costituita daglielementi più leggeri espulsi dal mantel-lo, per questo è la parte più esterna del-la Terra solida. La crosta oceanica hacontenuti in magnesio maggiori e di al-luminio minori rispetto a quella conti-nentale. Altri elementi importanti, mapresenti in quantità minori sono anchecarbonio, manganese, zolfo, bario, clo-ro, cromo, fluoro, zirconio, nichel, stron-zio, vanadio, più altri elementi in per-centuali sempre minori.

596 SCIENZA E TECNICA

CARLO DOGLIONI

Sommario1. La suddivisione dell’interno della Terra2. Disomogeneità del mantello terrestre3. Cinematica e dinamica della tettonica globale

0 km litosfera litosferaoceanica

m a n t e l l o s u p e r i o r e

mantello inferiore

nucleo esterno liquido

nucleo interno solido

crosta continentale 6,80

1024

10�2

1022

101910171024

1021

8,117,988,90

3,904,494,414,76

10,26 5,57

11,48 6,40

12,20 6,69

12,80 6,93

13,40 7,14

13,71 7,26

8,22 0

8,95 0

9,50 0

9,95 0

10,30 0

11,02 3,66

11,26 3,66

Vp-Vs km/s

1002,703,303,403,503,723,99 25

50

100

150

200

3

4,38

4,58

4,86

5,12

5,37

5,56

9,90

10,77

25011,30

300

350

363

11,75

12,16

13,09

13,06

12,92

250400

670

1000

1500

2000

2500

2890

3500

4000

4500

5140

6000

6371

5500

1300 °C

1800 °C

2300 °C

2500 °C

6000 °C

6500 °C

3000-4000 °C

2300 °C

LVZ-bassa velocitàolivinaspinellopirolite

pressioneviscosità

Pa sGPa

densitàg/cm3

astenosfera

perovskitesilicatiossidi

leghe di Fe-Ni

Fe-Ni

>1011

Fig. 2. Suddivisione fondamentale dell’interno della Terra con i relativi valori di temperatura, densità, pressione, viscosità, composizione primaria e velocità sismiche.

La crosta oceanica è molto più giovane (0÷200 milio-ni di anni) di quella continentale (fino a 3900 milioni dianni). L’età minore della crosta oceanica ne indica la suamaggiore mobilità: se ne forma continuamente di nuo-va, mentre altrettanta ne scende all’interno della Terra,dove le placche si incuneano nel mantello attraverso ilprocesso di subduzione.

Il mantello si divide in superiore (tra 30 e 670 km) einferiore (tra 670 e 2900 km), con altre discontinuità si-gnificative all’interno, come quella dei 400 km dove leonde sismiche accelerano, e che viene interpretata comedovuta alla transizione (esotermica) della olivina nella fa-se più densa tipo-spinello.

La discontinuità tra mantello superiore e inferiore a670 km segna la massima profondità dei terremoti nellezone di subduzione. In corrispondenza di questa profon-dità il mantello inferiore assume fasi più dense (transi-zione endotermica da struttura spinello a perovskite e ma-gnesio-wustite) e una viscosità 20-30 volte più alta delmantello superiore. Immagini di tomografia sismica fa-rebbero pensare che alcune subduzioni (o slab) riescanoa penetrare nel mantello inferiore. In prossimità di alcu-ne zone di subduzione (per es., Izu-Bonin), questa di-scontinuità sembra approfondirsi fino a 690 km. Un’ul-teriore discontinuità all’interno del mantello inferiore èstata evidenziata a circa 1000 km. L’altra grande discon-tinuità dell’interno planetario è la transizione mantello-nucleo, detta discontinuità di Gutenberg, dal nome diBeno Gutenberg che la scoprì nel 1914. Questo limitesegna una brusca diminuzione della velocità delle ondeP e un azzeramento delle onde S. È una zona sfumata eirregolare morfologicamente analoga a rilievi montuosirovesciati e galleggianti sulle leghe di ferro fuso del nu-cleo esterno. Alla base del mantello, che è anche detta zo-na di transizione D, la pressione è di circa 140 GPa.

Il nucleo è composto principalmente di ferro, a cui siassocia circa il 6 % di nichel e l’8�10 % di altri elementi,come per esempio il potassio la cui abbondanza è al mo-mento solo ipotetica. Il nucleo, costituito prevalentemen-te da leghe di ferro, è denso più del doppio del mantello,con densità tra 10 e 13 g�cm3. Nella sua parte liquida ester-na, di circa 2260 km di spessore, la convezione deve esse-re vigorosa, e la temperatura stimata è tra i 4000�5000°C. Data la sua natura prevalentemente metallica e il suostato convettivo, il nucleo esterno, in rotazione differen-ziale rispetto al nucleo interno, genera il campo magneti-co terrestre che ha una deriva secolare verso ovest. Il polonord magnetico (attualmente il polo negativo), subisce fre-quenti ribaltamenti al polo sud, producendo inversioni deldipolo magnetico. Queste inversioni non hanno una ci-clicità regolare, e possono durare da alcune centinaia di mi-gliaia ad alcuni milioni di anni. Il periodo in cui l’inver-sione si mette in atto si ritiene duri invece poche migliaiadi anni o meno. L’intensità del campo magnetico terrestreè molto instabile e la sua diminuzione produce un inde-bolimento dello scudo magnetico dalle radiazioni ioniz-zanti del Sole. Al limite tra nucleo esterno e nucleo inter-no, la pressione è di circa 330 GPa. Il nucleo interno haun raggio di circa 1221 km ed è solido, con una tempera-tura tra i 5000�6500 °C. Il passaggio tra nucleo esterno enucleo interno è riconoscibile per un forte aumento dellavelocità delle onde P, che ha permesso di capirne anche lanatura solida dato che queste, a loro volta, producono

nuovamente anche onde S. Il nucleo interno inoltre pre-senta onde P più veloci del 3�4 % in senso N-S, lungo l’as-se di rotazione. L’analisi di come questa anisotropia si spo-sta nel tempo ha permesso di capire che il nucleo internoruota più velocemente verso est di 0,3�0,5° l’anno rispet-to agli altri gusci esterni della Terra, e l’asse di questa rota-zione è spostato di circa 10° rispetto all’asse di rotazioneplanetario. Le onde sismiche viaggiano più rapidamentenella direzione dell’asse lungo dei cristalli, e l’anisotropiadel nucleo è spiegabile con un allineamento dei cristalli diferro lungo l’asse della rotazione. Questo implica che l’a-nisotropia nel nucleo è controllata dalla rotazione stessa.L’anisotropia è più marcata nell’emisfero occidentale, sug-gerendo una maggiore organizzazione dell’allineamentodei cristalli nella parte occidentale del nucleo solido.

Il nucleo solido, secondo i calcoli termodinamici re-lativi al modello del raffreddamento terrestre, non esi-steva prima di 1,5 miliardi di anni. È in continua espan-sione per la sedimentazione gravitativa alla sua sommitàdi ferro segregato dal nucleo liquido in raffreddamento.

Suddivisione meccanica

La suddivisione meccanica dell’interno terrestre per-mette di definire litosfera, astenosfera, mesosfera e nu-cleo esterno e interno. La litosfera ha spessore variabiletra 20 km sotto le dorsali oceaniche fino a circa 100 kmnelle zone oceaniche più antiche, e da 50 fino a circa 250km sotto i cratoni continentali (spessore medio di 100km); l’astenosfera sottostante arriva a circa 400 km; al disotto di essa si trova la mesosfera, che coincide con tuttoil mantello sottostante.

La litosfera è composta di due parti, la crosta e il man-tello litosferico o LID. Il mantello litosferico è la partealta del mantello superiore che si trova al di sopra dell’i-soterma di circa 1300 °C. Il mantello litosferico è com-posto da peridotiti, harzburgiti e/o lerzoliti, rocce intru-sive costituite principalmente da olivina, pirosseni, e ta-lora anche anfiboli e mica.

La litosfera è divisa in 9 placche maggiori (Pacifico,Nazca, Sud-America, Nord-America, Eurasia, Africa, In-dia, Australia, Antartide) e varie placche minori (Arabia,Filippine, Cocos, Caraibi, Gorda, Anatolia, Somalia ecc.):tra di esse vi è anche la placca Apula, la cui interazionecon quella euroasiatica condiziona fortemente la geolo-gia italiana.

Sotto la litosfera si trova l’astenosfera, o sfera debole,che ha uno spessore massimo sotto le dorsali oceaniche eminimo sotto i cratoni continentali. L’astenosfera, ca-ratterizzata da una base e un tetto rispettivamente a cir-ca 400 km e 100 km come media, presenta nella partealta tra i 100 e 200 km una zona detta canale a bassa ve-locità (LVZ, Low velocity zone), dove le onde sismicherallentano (fig. 2). Le onde sismiche P, infatti, che all’in-terno della litosfera raggiungono velocità di oltre 8 km/s,nel canale a bassa velocità possono scendere leggermen-te al di sotto di questo valore.

L’astenosfera è considerata la zona di minore viscositàdel mantello. Al suo interno la temperatura intorno ai1400 °C, forse anche per la presenza di fluidi come H2Oe CO2, può intercettare la curva del solidus delle peri-dotiti del mantello producendo piccole quantità di fuso(1�3 % circa, Tav. I A). Una maggiore concentrazione inquesto livello di clinopirosseni che contengono abbondanti

597SCIENZE DELLA TERRA

TERRA - INTERNO DELLA TERRA

ossidrili può fortemente diminuirne sia la temperatura disolidus sia la viscosità. Il canale a bassa velocità è consi-derato il piano di scollamento fondamentale tra la lito-sfera e il mantello sottostante, divenendo così il puntocruciale della tettonica delle placche in quanto ne con-trolla la dinamica superficiale (Tav. I B). Dove infattiquesto livello è meglio sviluppato e la viscosità è più bas-sa, le placche sovrastanti si muovono più rapidamente.L’esempio migliore è la placca pacifica che si muove conun azimut di circa N300° a una velocità superiore a 10cm�anno. È la placca più veloce e la viscosità dell’aste-nosfera sottostante è la più bassa finora misurata, con va-lori intorno a 1017 Pa s.

La maggior parte del volume della Terra è nel suo man-tello (ca. 82 %) che si comporta come un solido se solle-citato per periodi brevi come le oscillazioni sismiche; sicomporta invece come un liquido se sottoposto a sforziin tempi lunghi come nella convezione mantellica (fig. 3).

Il ruolo dello studio delle onde sismiche

Lo studio delle onde sismiche è fondamentale per laconoscenza dell’interno della Terra. Le onde P (prime ocompressionali) e S (seconde e trasversali), viaggiano avelocità che sono funzione delle caratteristiche dei mate-riali. Il rapporto tra le velocità delle onde P e S è di circa1,6�1,8. Le onde S non attraversano i liquidi e questoha permesso di capire che il nucleo esterno è liquido.

La velocità delle onde sismiche dipende dalla radice-quadrata del rapporto tra la rigidità (m) e la densità (r)dei mezzi attraversati:

55

5

4K�5 m3 m[1] Vp ��5 VS � �5

r r

Poiché i liquidi hanno rigidità (shear modulus) nulla,le onde S non si propagano nei fluidi. Le onde P invece

598 SCIENZA E TECNICA

CARLO DOGLIONI

L’andamento della temperatura con la profondità è la geoterma.La temperatura aumenta rapidamente nei primi 30 km, dal valoreT di superficie a circa 500�600 °C. Il gradiente medio di 30 °C/kmnei primi 15 km scende a 15°�8 °C/km alla base della crosta. LaT cresce fino a circa 1300 °C alla base della litosfera a 100 km,profondità che può variare tra 20 km sotto le dorsali oceaniche e250 km sotto i cratoni continentali. Poi la T aumenta con un gra-diente inferiore di circa 0,5°�1°/km fino alla base del mantello a2890 km. A seconda della composizione del mantello e del nucleo,

e dell’aumento della P con la profondità, i vari livelli si trovano inuno stato fisico variabile. Il primo livello importante per la geodi-namica è l’astenosfera, parzialmente fusa (1�3 %) poiché nella par-te alta la geoterma interseca la curva di fusione della materia costi-tuente. La geoterma supera ancora la curva di fusione nel nucleoesterno che è infatti completamente fuso. CMB (core-mantle boun-dary) è la discontinuità che separa il nucleo dal mantello sovra-stante. L’interno della Terra presenta regioni a comportamento fi-sico differenziato non necessariamente isotropo (B). Il nucleo soli-do ruota più rapidamente e presenta un’anisotropia orientata circaN-S, probabilmente legata all’orientazione della struttura cristalli-na dei minerali di ferro parallelamente all’asse di rotazione. Nel nu-cleo esterno liquido vi è invece una convezione vorticosa in gradodi generare il campo magnetico terrestre. Il mantello inferiore, perla sua alta viscosità ha probabilmente una convezione molto lenta.Le variazioni di velocità all’interno di questo livello, che costitui-sce quasi la metà della massa terrestre, sono dovute a variazioni la-terali e verticali di composizione e temperatura. Data la minore vi-scosità, il mantello superiore e ancor più l’astenosfera possono flui-re più rapidamente. Questi contrasti di viscosità sono favorevoli piùa una convezione mantellica a due strati, con interscambi subordi-nati. La litosfera, dove la dissipazione del calore avviene per con-duzione e non per convezione come nel mantello, è scollata rispet-to al guscio sottostante e si muove relativamente verso ovest.

Tavola 1 GEOTERMA E STRUTTURA DELL�INTERNO DELLA TERRA

litosfera

astenosfera

fusione parziale

mantello superiore

mantello inferiore

nucleo esterno

nucleo interno

temperatura (°C)

pro

fon

dit

à (k

m) geoterma

curva fusionemantello

curva fusioneleghe di ferro

rocce silicatichesolide-ossidi

leghe di ferroliquide

leghe di ferrosolide

CMB

1000

1000

2000

3000

4000

5000

6000

0

2000 3000 4000 5000 6000A

convezioneveloce

convezionelenta

convezionevorticosa

mantello superiore

mantello inferiore

nucleo liquido

anisotropianucleo solido

0 400 670 2890

profondità (km) massa Terra (%)

5140 6371 1,7 30,08 7,5 10,3 0,449,2

B

continuano a propagarsi anche nei fluidi perché al nu-meratore del rapporto che le definisce interviene anchela compressibilità (K) del mezzo (bulk modulus).

La qualità del segnale sismico è detto fattore Q. Do-ve il mantello è parzialmente fuso, il fattore Q è minore,come per esempio nel mantello superiore dei bacini diretroarco.

Tendenzialmente, la velocità delle onde aumenta conla profondità per l’aumento della pressione che determi-na una maggiore compattazione delle rocce fino a for-mare reticoli cristallini sempre più compatti e una rigi-dità maggiore. A parità di pressione e composizione diuna roccia, l’aumento di temperatura comporta la dimi-nuzione della rigidità e quindi delle velocità sismiche.Quando le onde sismiche passano da un materiale a unaltro, il loro percorso, se obliquo rispetto alla superficiedi separazione, viene rifratto e riflesso in modo tanto piùmarcato quanto più le caratteristiche fisiche dei due mez-zi sono diverse. In superficie vengono ricevute e analiz-zate le onde riflesse e rifratte dalle varie discontinuità.

Nel mantello, a parte il canale a bassa velocità della zo-na alta dell’astenosfera, la velocità delle onde P e S au-menta, con salti in crescita alle discontinuità. Soltanto al-la base del mantello le onde P rallentano, mentre le Sscompaiono per l’improvviso cambio di stato fisico (li-quido) e di composizione (leghe di Fe). Rispetto a unavelocità di riferimento, si notano comunque nel mantello

significative variazioni di velocità anche lateralmente. Ilcampionamento del mantello con i tracciati delle ondesismiche e le loro variazioni di velocità permette di otte-nerne un’immagine. In genere le basse velocità vengonoindicate con colori nei toni del rosso, mentre le velocitàrelativamente maggiori sono indicate con toni del blu(fig. 4). Quindi la tomografia permette di analizzare co-me le onde sismiche variano in profondità e lateralmen-te rispetto al modello di riferimento; essa pertanto è con-dizionata dal modello adottato. Uno dei modelli di rife-rimento è il PREM (Preliminary reference earth model).La velocità delle onde è direttamente funzione della rigi-dità e inversamente proporzionale alla densità. A paritàdi composizione e pressione, e aumentando la tempera-tura, diminuiscono sia la rigidità sia la densità, ma il rap-porto rigidità�densità diminuisce anch’esso, per cui le on-de sismiche rallentano. Poiché variazioni composiziona-li possono anche determinare variazioni di velocità, nonsi sa ancora con certezza quanto, muovendosi lateralmentenel mantello, le variazioni di velocità siano termiche e/ocomposizionali. Per esempio, su base probabilistica è sta-to ipotizzato che la parte bassa del mantello abbia un mag-gior contenuto in ferro, e che questo determini diminu-zioni di velocità sismiche senza necessariamente averetemperature più alte (fig. 4). La tomografia del mantel-lo evidenzia due grandi zone di minori velocità sismiche,una nel centro del Pacifico e un’altra posizionata sottol’Africa meridionale, quindi sia in pieno oceano sia sot-to un continente, senza correlazione verticale con le dor-sali oceaniche in superficie.

Sulla base dell’osservazione che le onde P scompaio-no a 105° dall’epicentro di un terremoto e riappaiono acirca 140°, questa fascia, dovuta all’effetto di diffrazionedelle onde P al limite mantello-nucleo, è stata definitacome zona d’ombra delle onde P.

Il mantello è costituito principalmente da silicio, os-sigeno, magnesio, ferro, oltre che calcio e alluminio. I mi-nerali principali del mantello sono silicati di ferro e ma-gnesio: l’olivina, (Mg,Fe)SiO4, e i pirosseni che possonoessere calcici e magnesio-ferriferi. L’olivina, in funzionedel rapporto tra ferro e magnesio, può essere di tipo for-steritico (ricca in Mg) o fayalitico (ricca in Fe). Questominerale è uno tra i più diffusi nel pianeta, ha un coloreverdastro, ma quando è alterato e ossidato diventa rossa-stro. L’olivina, sotto i 400 km, per l’aumento della pres-sione ha una transizione di fase, trasformandosi in unastruttura tipo-spinello. Ciò spiega una forte discontinuitàdelle onde sismiche che sotto questa profondità si velo-cizzano, indicando un aumento di rigidità delle rocce. Lapressione alla quale avviene questa transizione dipendedalla temperatura e dal contenuto in Fe dell’olivina; l’au-mento di contenuto in Fe diminuisce la pressione dellatransizione di fase.

Le onde sismiche che viaggiano all’interno dell’asteno-sfera, sono più veloci in una particolare direzione, sonocioè polarizzate (shear wave splitting). Questo indichereb-be che i cristalli di olivina tendono ad avere l’asse lungoisorientato nella direzione di maggiore velocità. In generequesta direzione coincide con la direzione del movimentodelle placche sovrastanti, confermando che l’astenosfera èdunque il livello in cui la litosfera scivola, è cioè scollata ri-spetto al mantello terrestre. L’isorientazione dei cristalli èdetta anche LPO (Lattice preferred orientation).

599SCIENZE DELLA TERRA

TERRA - INTERNO DELLA TERRA

100 104 108 1012 1016 t (s)

onde sismichee oscillazioni

libere

deformazione anelastica flusso stazionario

instabilitàdel polo

migrazionedel polo

convezionedel mantello

deformazionepost-sismica

sollevamentopost-glaciale

tM�103 a

Fig. 3. Il mantello terrestre si comporta in modo diverso a secondadella durata del processo che lo coinvolge.

I terremoti ne evidenziano la natura solida, mentre le variazioni verti-cali legate al carico e scarico dei ghiacciai e la convezione nel mantellodimostrano come nel lungo periodo il mantello si comporti come unfluido altamente viscoso. Il tM, o tempo di Maxwell (espresso inanni), è dato dal rapporto tra viscosità e rigidità di un corpo, ed è iltempo dopo il quale un materiale passa da un comportamento anela-stico al flusso stazionario.

dorsale atlantica

Americacentrale

Africaoccidentale

660 km

2890 km

lento e caldo?

o

lento e denso?

Fig. 4. Tomografia del mantello terrestre.

2. Disomogeneità del mantello terrestre

L’olivina cristallizza soprattutto in magmi ricchi in Mge poveri in Si, per formare rocce mafiche e ultramaficheintrusive come i gabbri o le peridotiti, ed effusive comei vari tipi di basalti. La roccia più diffusa eruttata dal man-tello è il basalto, ricco in Al e Ca oltre che in Mg. Tuttala parte alta della crosta oceanica è costituita da basalti.Vi sono circa 40.000 km di dorsali oceaniche che erut-tano intorno a 17 km3 di basalti ogni anno. I basalti sioriginano per fusione parziale del mantello di composi-zione generalmente peridotitica.

I graniti sono rocce già in parte differenziate che si pos-sono formare anche per rifusione di rocce crostali. I mag-mi possono essere modificati dalla rimozione di cristalliche si formano durante il raffreddamento (processi di cri-stallizzazione frazionata). I magmi possono mescolarsicon altri magmi o assimilare nel loro percorso di risalitarocce che vengono prima scaldate e poi fuse a causa del-l’alta temperatura del magma stesso. Data la variabilitàcomposizionale del mantello, le plurime cause di gene-razione, e le modifiche chimico-fisiche che i magmi pos-sono subire nella loro messa in posto, è naturale aspet-tarsi uno spettro ampio di tipologie di rocce ignee, che èinoltre condizionato dall’ambiente geodinamico di for-mazione e di messa in posto.

Il vulcanismo è alimentato principalmente dal man-tello. La fusione può avvenire per tre diverse cause: unaumento di temperatura, una diminuzione di pressione,oppure una permeazione di fluidi che abbassano la tem-peratura di fusione. I magmi si formano principalmentenell’astenosfera, tra circa 50�200 km di profondità. Leprincipali aree di produzione dei magmi sono: (a) le dor-sali oceaniche e i rift continentali; (b) le zone di subdu-zione; (c) i plumes e/o punti caldi (hot spot). A quest’ul-timo gruppo appartengono anche i grandi espandimen-ti basaltici detti LIPS (Large igneous provinces) o trap,come per esempio quelli dell’Ontong Java Plateau, Ker-guelen e Nord Atlantico negli oceani, e il Parana (135Ma), il Deccan (60�65 Ma), la Siberia (250 Ma) nei con-tinenti. In queste regioni, in periodi diversi, nel giro dipochi milioni di anni sono stati eruttati da 1 a 5�106 km3

di basalti.

Caratterizzazione geochimica

Sotto le dorsali oceaniche il mantello fonde, dove l’a-stenosfera risalendo in modo sostanzialmente adiabati-co, perde gradualmente il carico delle rocce sovrastanti(litostatico) e la depressurizzazione permette di supera-re la linea del solidus, generando magmatismo dettoMORB (Middle oceanic ridge basalt) con composizio-ne di tipo essenzialmente tholeiitico. Il magmatismo siforma anche a tetto delle zone di subduzione, tra 60 e150 km di profondità: i basalti di queste zone, che sichiamano anche IAB (Island arc basalt), si formano perlo più nel mantello arricchito dai fluidi rilasciati dallaplacca in subduzione. Il magmatismo prodotto può ave-re composizione variabile da tholeiitica a calco-alcalinafino a shoshonitica (alcalino potassica). L’altro tipo dimagmatismo molto diffuso è il tipo OIB (Ocean islandbasalt), che si forma all’interno di placche (per es., leisole Hawaii nella placca pacifica), apparentemente noncollegato alla tettonica dei margini. Ci sono modelli chelo interpretano come dovuto ad anomalie termiche delmantello, profonde o superficiali, oppure alla presenzadi fluidi, con un chimismo tendenzialmente alcalino-tholeiitico.

La composizione del mantello stesso è tuttora dedot-ta in via esclusivamente speculativa. Il mantello vieneconsiderato composto principalmente da olivina, ma èdiscutibile ancora la percentuale di Fe o Mg in essa pre-sente; tali variazioni sono in grado di generare fonda-mentali gradienti di densità che possono favorire, ovve-ro sfavorire, la convezione. Importanti indicazioni sullecaratteristiche geochimiche della sorgente dei magmi èfornita dallo studio della distribuzione degli elementi in-compatibili (fig. 6). In particolare, nei magmi delle zo-ne di subduzione si osservano elevati rapporti tra gli ele-menti incompatibili a grande raggio ionico, i LILE (Lar-ge ion lithophile elements) e quelli ad alta forza di campoo HFSE (High field strenght elements). Tali magmi sitrovano in proiezione verticale dove lo slab ha una profon-dità variabile di 65�130 km. La profondità di alimen-tazione sembra diminuire con l’aumentare della velocitàdella subduzione. In generale è stato ipotizzato che ladeidratazione dello slab metasomatizzi il mantello so-vrastante, portandolo a fusione parziale, e che questi fu-si alimentino il magmatismo d’arco. Tuttavia non è daescludere anche il contributo di una componente mec-canica come il calore di frizione, visto che il magmati-smo d’arco è più abbondante dove la velocità di subdu-zione aumenta.

La geochimica isotopica permette di discriminare trai diversi tipi di magmi e di mantello. Una serie di acro-nimi descrivono le diverse tipologie di magmi e di man-tello finora riconosciuti. Oltre ai più diffusi MORB eai già citati OIB e IAB vanno ricordati: basalti intra-placca (WPB, Within plate basalts); magmi tholeiitici(TH), tipici di rifting oceanico; magmi calco-alcalini(CA) e shoshonitici alti in K, di ambiente subduttivo,nonché andesiti con alto contenuto in MgO (HMA,High-Mg andesite). Nella classificazione geochimica de-gli elementi in traccia usata per scopi petrologici ven-gono utilizzate diverse proprietà indicate con acronimidiversi: oltre agli elementi HFSE rappresentati da Ta,Nb, Zr, Hf e Ti e i LILE come K, Cs, Rb, Sr, Ba e Ter-re rare leggere si ricordano gli elementi mobili in fase

600 SCIENZA E TECNICA

CARLO DOGLIONI

Fig. 5. Colate basaltiche esagonali formano la Giant’s Causeway, in Irlanda del Nord.

fluida (FME, quali per es., B, Cs, As, Sb, Rb, Ba, Pb) egli elementi del gruppo del platino (PGE, come Pt, Ru,Rh, Pd, Os e Ir). Tra le rocce-sorgente, dalle quali pro-vengono i più comuni magmi terrestri, si annovera ilmantello impoverito sorgente dei MORB (DMM, De-plete morb mantle); il mantello primitivo (PM, Primi-tive mantle); il mantello arricchito tipo EM1 (Enrichedmantle 1), contaminato da sedimenti pelagici trasferitiin profondità dalla subduzione; il mantello arricchitoEM2 (Enriched mantle 2), contaminato prevalente-mente da sedimenti terrigeni subdotti; il mantello adalto rapporto 238U�204Pb, (HIMU, Highm), contami-nato da crosta oceanica. Vari elementi come il 11B o il10Be sono utilizzati come traccianti di crosta oceanicaalterata o di sedimenti oceanici che possono essere rici-clati in zone di subduzione.

Un mantello che non ha subito processi di fusione vie-ne detto primitivo, ed è considerato il mantello inizialedi riferimento della differenziazione terrestre, a compo-sizione condritica, come un tipo di meteoriti che si ritie-ne abbiano la stessa composizione dei planetesimi la cuiaggregazione ha costituito la Terra. Un mantello fertilecontiene tutti gli elementi nella loro concentrazione ori-ginaria. Un mantello che ha avuto processi di fusione eperdita di magma viene invece detto impoverito (deple-ted ), mentre un mantello che è stato modificato per l’ap-porto di materiale per esempio derivato da una subdu-zione viene definito arricchito negli elementi che lo han-no metasomatizzato e riportato in condizione fertile. Visono anche aree di mantello che hanno subito fusioneparziale, con magmi che sono rimasti tuttavia intrappo-lati all’interno del mantello stesso, senza poter risalire, ge-nerando sacche di fuso consolidato cioè rocce con fasistabili alle condizioni mantelliche.

3. Cinematica e dinamica della tettonica globale

Le dorsali oceaniche si formano dove due placche lito-sferiche si allontanano, determinando una risalita conse-guente dell’astenosfera sottostante. Il mantello, che inquesta regione si trova a quota meno profonda e quindia pressione minore, ma conserva buona parte della suatemperatura perché le rocce sono scarsi conduttori, ini-zia a fondere con i fusi relativi meno densi che risalgonoalla superficie, determinando prima vulcanesimo e, suc-cessivamente, mentre prosegue l’allontanamento delleplacche, produzione di nuova crosta oceanica. La crostaoceanica può così essere interpretata come una nuova pel-le che il mantello terrestre si costruisce una volta messoa nudo.

La fusione parziale del mantello determina da un la-to i magmi che generano la crosta oceanica, e dall’altroun impoverimento del mantello sorgente. La depaupe-razione dei fusi causa una modificazione composiziona-le del mantello, aumentandone la viscosità e diminuen-done la densità e la temperatura. La litosfera oceanica ècostituita da mantello astenosferico impoverito e raf-freddato più la crosta oceanica. Nelle subduzioni versoovest la litosfera taglia tutto il mantello superiore e, se-condo alcuni modelli, penetra nel mantello inferiore,mentre per altri modelli sembra fermarsi e appiattirsi alla

601SCIENZE DELLA TERRA

TERRA - INTERNO DELLA TERRA

1000

100

10

1

0,1Rb Ba Nb K La Ce Sr P Nd Zr Sm Eu Ti Y Yb

hawaii oceanic island basaltisland arc tholeiitic basaltmid-oceanic ridge basalt

OIB

IAB

MORB

16

14

12

10

8

6

4

2

035 40 45 50 55 60 65 70 75 80

foidite

fonolite

ALCALINO

SUB ALCALINOMORB

trachite

alcaliriolite

riolite

daciteandesite

basalto andesitebasaltica

basanite

fono-tefrite

tefri-fonolite

trachi-dacite

trachi-andesite

trachi-andesitebasalticatrachi-

basalto

picro-basalto

differenziazione

SiO2 (peso %)

Na 2

O �

K2O

mantello inferiore primitivo

aumento T e fluidiaumento T e fluididepressurizzazione

OIBIABMORB

oceano

continente

670 km

astenosfera

mantello superioreimpoverito

?

Fig. 6. Ambienti geodinamici e caratterizzazione geochimica e petrografica

(A) Principali ambienti geodinamici e tipologie magmatiche. (B)Diagramma di normalizzazione degli elementi in tracce incompatibilinel rapporto concentrazione roccia/MORB, dove si evidenziano levariazioni nei magmi OIB e IAB normalizzati ai valori dei contenutiMORB. Gli OIB hanno valori mediamente più alti, a parte Y e Yb;gli IAB possono avere invece valori minori, a parte Rb, Ba, K e Sr. (C)Diagramma TAS (Total Alkali vs. Silica), con il rapporto tra contenu-to alcalino totale e quarzo nelle rocce vulcaniche.

A

B

C

discontinuità dei 670 km. Le subduzioni opposte, comenel caso delle Ande, potrebbero permettere un rientrodella litosfera dentro l’astenosfera, una sua assimilazio-ne e quindi una rifertilizzazione del mantello alla com-posizione originale. Lo scollamento della litosfera è tan-to più veloce quanto meno viscosa è l’astenosfera sotto-stante, determinando l’isorientazione dei cristalli sulpiano di movimento.

Cinematica delle placche

I movimenti attuali e passati delle placche, cioè deglielementi reologicamente tra loro svincolati di cui si com-pone la litosfera, sono misurabili in vari modi. Grazie al-la geodesia spaziale, tramite la rete GPS (Global positio-ning system), oppure grazie ai segnali emessi dalle Qua-sars (tecnica VLBI, Very long baseline interferometry), oai satelliti chiamati Lageos su cui vengono inviati da ter-ra degli impulsi laser, si misurano velocità e direzione del-le placche; la precisione della misura è inferiore al mml’anno per i movimenti orizzontali. Anche i terremoti for-niscono informazioni sui movimenti, perlomeno relati-vi, delle placche. Per i movimenti passati, le anomalie ma-gnetiche negli oceani permettono di misurare con discretaprecisione, per gli ultimi 180 milioni di anni, la velocitàdelle placche.

I movimenti misurati negli ultimi 25 anni di geode-sia spaziale sono molto simili alle medie ricostruibili ne-gli oceani per gli ultimi milioni di anni. Oltre a con-fermarci l’affidabilità delle stime delle velocità, questainformazione ci dice che le placche si muovono lenta-mente, ma in modo costante, senza grandi oscillazionidi velocità. La velocità delle placche può essere misura-ta in sistemi di riferimento relativi o assoluti. Per rela-tivi s’intendono i movimenti per esempio tra due plac-che considerandone fissa una delle due oppure il mar-gine interposto. Per assoluti si intendono i sistemi diriferimento indipendenti dalla litosfera. Uno dei siste-mi più utilizzati è il NNR (No-net-rotation), in cui sianalizzano i movimenti delle placche rispetto al centrodella Terra ipotizzato fisso. Questo sistema di riferimentoè molto utile per misure di geodesia spaziale, ma è unartefatto che non tiene conto del movimento delle plac-che rispetto al mantello sottostante. Per questo vengo-no utilizzati i punti caldi (hot spot) come sistema di ri-ferimento. A seconda che i punti caldi vengano dal man-tello profondo oppure dall’interno del piano discollamento nell’astenosfera, si ottengono sistemi di ri-ferimento diversi, rispettivamente il DHRF (Deep hot-spot reference frame) e lo SHRF (Shallow hotspot refe-rence frame).

I movimenti relativi tra le placche sono variabili nel-l’intervallo 14�150 mm/anno. I movimenti assoluti sem-brano avere velocità dello stesso ordine di grandezza, cioèviene ipotizzato che lo scollamento tra litosfera e man-tello sottostante abbia velocità che arrivano fino a oltre100 mm/anno. Una velocità assoluta pari a zero signifi-cherebbe che la litosfera è saldata al mantello sottostan-te senza scollamento all’interfaccia. I movimenti della li-tosfera rispetto al mantello, secondo un’accreditata ipo-tesi, possono essere anche individuati attraverso lo studiodi una particolare tipologia di vulcanismo. Le isole Hawaiiformano una catena di vulcani sottomarini, allungata peroltre 4000 km. I vulcani sono via via più vecchi ed estinti

in direzione ovest-nordovest. Ciò ha permesso di ipotiz-zare che sotto la litosfera pacifica che si muove in quelladirezione, vi sia una sorgente magmatica fissa all’internodel mantello. Conoscendo l’età delle rocce vulcaniche,che dalle Hawaii verso ovest-nordovest invecchiano pro-gressivamente fino a 47 milioni di anni, è possibile ap-prezzare lo scollamento della litosfera rispetto al mantel-lo e avere una valutazione minima della velocità della li-tosfera rispetto al mantello.

Tuttavia, non si ha certezza sulla profondità della sor-gente magmatica delle Hawaii. Alcuni ricercatori so-stengono che venga dal limite nucleo-mantello, da 2900km di profondità. Vi è però un numero sempre crescen-te di studiosi che interpretano invece la sorgente del mag-matismo hawaiiano come superficiale, forse anche all’in-terno dell’astenosfera stessa, a circa 150�200 km di profon-dità. In questo caso, se la sorgente si trovasse all’internodel piano di scollamento, il movimento registrato nellacatena di vulcani non rappresenterebbe totalmente il mo-vimento tra la litosfera pacifica e il mantello profondoma una velocità ridotta, con velocità assoluta che risul-terebbe circa raddoppiata. In questo caso, i punti caldicome le Hawaii potrebbero generarsi per il calore di fri-zione che si produce sul piano di scollamento tra litosfe-ra e mantello sottostante laddove vi siano delle anisotro-pie composizionali che presentano locali aumenti di vi-scosità. Lo scollamento, inoltre, con il calore di frizione,genera una diminuzione di viscosità che autoalimenta loscollamento stesso.

Vi sono altri punti caldi, che si trovano sulle dorsalioceaniche, come l’Islanda, Ascension, Tristan da Cunha.L’origine di queste maggiori emissioni potrebbe esserediversa e legata a una maggiore concentrazione di fluidinel mantello che abbassano la temperatura di fusione.Inoltre le dorsali sono in movimento l’una rispetto al-l’altra e rispetto al mantello sottostante, per cui i punticaldi stabili in prossimità delle dorsali devono essere scol-lati rispetto al mantello sub-astenosferico.

Sommando i vettori delle placche, i due sistemi di ri-ferimento assoluti rispetto al mantello evidenziano comela litosfera abbia una rotazione media verso ovest di cir-ca 5 cm/anno (DHRF) o di oltre 10 cm/anno (SHRF)rispetto al mantello sub-astenosferico. Questa evidenzacinematica è in accordo con l’asimmetria della tettonicaa scala globale, che marca una profonda differenza tra lecatene montuose a seconda che siano legate a subduzio-ni verso ovest o verso est o nordest. Se la litosfera è in mo-vimento relativo verso ovest, ciò sottende un movimen-to verso est del mantello sottostante. Al contrario di quan-to pensato fino a pochi anni fa, le placche sembranomuoversi in modo coerente, non caotico, descrivendo unflusso sinusoidale.

Ogni movimento su una sfera è riconducibile a unarotazione attorno a un asse passante per il centro dellasfera stessa e descrivibile con il teorema di Eulero. La ci-nematica delle placche viene quindi descritta con motirelativi a poli di rotazione rispetto ai quali le placche han-no velocità lineari maggiori in funzione della distanza dalpolo di rotazione stesso.

Le placche possono allontanarsi o avvicinarsi con unangolo qualsiasi rispetto alle placche adiacenti. Si parlacioè di tettonica distensiva quando il margine che sepa-ra due placche è perpendicolare al movimento relativo,

602 SCIENZA E TECNICA

CARLO DOGLIONI

mentre si parla di tettonica transtensiva quando questo èobliquo. Similmente, quando due placche convergonocon un margine ortogonale al movimento si parla di tet-tonica compressiva, mentre l’ambiente tettonico diventatranspressivo quando il margine è obliquo rispetto al mo-vimento relativo. Quando due placche invece si muovo-no lateralmente l’una rispetto all’altra, la tettonica è det-ta trascorrente.

I margini tra le placche possono essere ampi anchevarie centinaia di km, aree in cui viene distribuita ladeformazione che accomoda il movimento relativo, inuno qualsiasi degli ambienti geodinamici (divergente,trascorrente e convergente). I punti in cui vengono incontatto e in movimento relativo tre placche sono det-ti giunzioni triple. Un esempio può essere nel margineoccidentale del Nord America, dove questa placca è incontatto sia con la placca pacifica sia con quella di Juande Fuca, all’intersezione con la faglia trasforme di Men-docino, la faglia di San Andreas e la subduzione delleCascadia.

Sommando i vettori che descrivono i movimenti del-le placche, si nota che la loro somma non è zero, ma ri-mane un residuo verso ovest. Questo implica che la li-tosfera ha un ritardo rispetto al mantello sottostante, ri-manendo verso ovest di alcuni centimetri l’anno. Questapolarizzazione sembra cruciale nel determinare una for-te asimmetria della tettonica a scala globale. Per esem-pio le subduzioni verso ovest sono più inclinate di quel-le verso est, oppure, a parità di tassi di convergenza, sullato del Pacifico occidentale sopra le zone di subduzio-ne non vi sono i grandi rilievi che invece marcano il bor-do orientale in subduzione sotto la Cordigliera ameri-cana. La stessa differenza può essere applicata alla con-trapposizione tra Appennini e Alpi: i primi hanno bassaelevazione media, sono costituiti per lo più da rocce se-dimentarie, hanno una avanfossa, cioè un bacino di se-dimentazione frontale, con tassi di subsidenza altissimi(oltre 1 mm/anno), e inoltre presentano un bacino atergo, a ovest, detto bacino di retroarco. Le Alpi inve-ce, hanno un’elevazione media maggiore, estesi affiora-menti di rocce cristalline profonde al nucleo, doppiavergenza, due avanfosse con bassi tassi di subsidenza enon presentano un bacino di retroarco. Queste diffe-renze possono essere spiegate dalla diversa polarità del-la subduzione, cioè mediamente diretta verso ovest pergli Appennini, come alle Barbados o alle Marianne, emediamente diretta verso est per le Alpi, come nella sub-duzione Andina o in Himalaya, dove la subduzione av-viene verso nord-nordest.

Dinamica terrestre e cause della tettonica 

delle placche

Si sta attualmente cercando di dimostrare come la tet-tonica delle placche, che è stata finora attribuita solo ai mo-vimenti convettivi del mantello, sia in realtà anche forte-mente influenzata dagli effetti rotazionali e conseguente-mente tidali, quali l’attrazione luni-solare. L’energia dissipatadalle maree è di 1,6�1019 J�anno, un’energia superiore aquella stimata per tutta la tettonica delle placche. Non sisa in che modo tuttavia questa energia possa essere trasfe-rita dall’attrito mareale alle placche. L’ipotesi più proba-bile è che l’astenosfera sia il piano di scollamento princi-pale dove tale energia riesce a liberarsi per mettere in

movimento la litosfera rispetto al sottostante mantello. Laviscosità dell’astenosfera diventa quindi cruciale per per-mettere questo scollamento relativo, e la valutazione delsuo valore è tuttora oggetto di numerose ricerche che rag-giungono risultati discordanti in funzione della reologia(studio della deformazione dei fluidi) lineare o non-linea-re (newtoniana o non-newtoniana) assunta.

Nella concezione paradigmatica attuale, che la tetto-nica delle placche sia guidata dalla caduta verso il bassodegli slab in subduzione, oppure dalla risalita dell’aste-nosfera nelle zone di rifting, o che sia il risultato del tra-scinamento delle celle convettive, a muovere le placchesarebbe sempre solo l’energia dissipata dalla convezionechimico-termica, in altre parole il raffreddamento del pia-neta. Nelle zone di subduzione lo stato di sforzo è varia-bile. Ci sono slab che evidenziano una compressione lun-go l’immersione (down-dip compression) e slab che al con-trario presentano estensione (down-dip extension). Spessoquesta differenza ha un connotato geografico, e cioè va-le per le subduzioni verso ovest nel primo caso, e versoest o nordest nel secondo. Uno slab in compressione evi-denzia difficoltà a scendere nel mantello.

Le forze finora proposte per il movimento delle plac-che sono di due tipi, senza scollamento o con scollamen-to tra litosfera e mantello sottostante (fig. 7). Quelle cheper funzionare hanno bisogno di accoppiamento tra lito-sfera e mantello sottostante sono il trascinamento del man-tello e il richiamo dello slab. Quelle che necessitano discollamento relativo sono la spinta della dorsale, il tirodello slab, e il trascinamento mareale. Il trascinamentodel mantello (mantle drag) è la forza che dovrebbero eser-citare le celle convettive sulla litosfera. Il richiamo delloslab (slab suction) è il flusso indotto nel mantello dallasubduzione in caduta nel mantello stesso. Queste due for-ze sono tanto più efficaci quanto maggiore è l’accoppia-mento litosfera-mantello. Noi sappiamo però che unoscollamento tra litosfera e mantello esiste, e dobbiamocomprenderne la causa. La spinta della dorsale (ridge pu-sh) è il peso esercitato dalla presenza del rilievo sottoma-rino. Il tiro dello slab (slab pull ) è la forza esercitata dal-la subduzione assumendo che lo slab abbia una densitàmaggiore del mantello ospite. Il trascinamento tidale omareale (tidal drag) è la spinta verso ovest dovuta al ri-tardo del rigonfiamento mareale rispetto all’allineamen-to gravitazionale Terra-Luna e Terra-Sole (fig. 8). Ilritardo è dovuto al comportamento viscoelastico dellaTerra, che quindi non reagisce istantaneamente (com-portamento elastico) alle sollecitazioni gravitazionali ester-ne. Queste tre forze per poter funzionare necessitano di

603SCIENZE DELLA TERRA

TERRA - INTERNO DELLA TERRA

trascinamento tidale

trascinamento mantellorichiamo slabtiro slab

spinta dorsale

astenosferalitosfera

W

Fig. 7. Le forze che agiscono sulla litosfera.Spinta della dorsale, tiro dello slab e trascinamento tidale necessitanodi uno scollamento alla base della litosfera (frecce bianche); richiamodello slab e trascinamento del mantello sono tanto più efficaci quantomaggiore è l’accoppiamento tra litosfera e astenosfera (cerchi).

uno scollamento alla base della litosfera. La spinta delladorsale è stata calcolata almeno un ordine di grandezzapiù piccola del tiro dello slab. L’ipotesi relativa a questotipo di forza presenta molte contraddizioni, come peresempio il fatto che in alcune subduzioni da un punto divista cinematico, lo slab addirittura possa fuoriuscire dalmantello, e che la sua intensità sarebbe superiore a quel-la che la litosfera sottoposta a trazione è in grado di sop-portare senza rompersi. Il trascinamento tidale ha inveceil vantaggio che la forza è distribuita su tutta la placca.

È congruo il numero di evidenze che la tettonica del-le placche abbia un forte controllo di carattere astrono-mico o rotazionale, quali la diminuzione di velocità e disismicità delle placche verso le zone polari, l’accumulo dimateriale più freddo e più pesante nelle zone equatoria-li, la deriva verso ovest della litosfera che spiega la forteasimmetria delle zone di subduzione che sono molto in-clinate e profonde quando immergenti a ovest, oppurepoco inclinate e poco profonde quando immergenti ver-so est o nordest. Anche le zone di rifting presentano un’a-simmetria visibile nella minore elevazione/batimetria del-la placca orientale rispetto a quella occidentale. È statainoltre da lungo tempo notata anche una correlazione traoscillazioni mareali e picchi di sismicità.

Recentemente è stato proposto che la rotazione terre-stre, accoppiata alla convezione del mantello e alla reo-logia non lineare dell’astenosfera, possa essere considera-ta una causa primaria della tettonica delle placche sia intermini di energia sia di direzioni di movimento.

La convezione del mantello non è un processo di cuisi abbia una chiara cinematica. È evidente che l’ingressodi slab nel mantello e la risalita dell’astenosfera lungo ledorsali oceaniche rappresentano movimenti convettivi.Vi sono studi che ritengono infatti che la convezione nel

mantello sia innescata dalla tettonica delle placche, cioèdall’alto, per la minore temperatura degli slab che ripor-tano la litosfera nel mantello. Altri studi sostengono in-vece che la convezione sia innescata dal basso, sempre perla necessità della Terra di dissipare calore. La convezioneè un processo che s’innesca quando vi sono gradienti didensità per ragioni termiche e composizionali; è un pro-cesso caotico in senso di dinamica dei fluidi, ed è tantopiù efficace quanto minori sono la viscosità e la condu-cibilità termica, e quanto maggiori sono i gradienti ditemperatura, di densità, il coefficiente di espansione ter-mica, la capacità del calore specifico e lo spessore del man-tello interessato. Il numero adimensionale di Rayleigh de-scrive il rapporto di questi parametri che ostacolano o fa-voriscono la convezione.

Vi sono teorie che prevedono una convezione coin-volgente l’intero mantello. Altri modelli invece separanola convezione nel mantello superiore da quella del man-tello inferiore. Vi sono altre ipotesi secondo cui per l’al-ta pressione e l’alta densità il mantello inferiore ha unadinamicità convettiva molto ridotta. Inoltre il mantelloha un comportamento non lineare a cui è difficile asso-ciare un modello.

La dinamica interna al pianeta non sembra comunquein grado di spiegare da sola la semplicità dei movimentidelle placche sulla superficie terrestre. La rotazione ter-restre e l’attrazione gravitazionale della Luna e del Solesono fenomeni complementari che possono concorrere acomprendere la dinamica terrestre, responsabile tra l’al-tro del continuo degassamento e alimentazione dell’at-mosfera terrestre.

Se l’astenosfera, alla base della litosfera, ha una visco-sità sufficientemente bassa da permettere lo scollamentocon il mantello sottostante, questo scollamento potreb-be essere innescato dal trascinamento mareale sia solidosia liquido. La convezione, da parte sua, portando inprofondità materiali pesanti che vanno ad accrescere ilnucleo solido e ad appesantire la base del mantello infe-riore, determinerebbe un aumento di velocità di rotazio-ne terrestre, dovuto alla diminuzione del momento d’i-nerzia. La combinazione dei due fenomeni, astronomicoe convettivo, farebbe sì che la litosfera si trovi in una con-dizione di sforzo permanente, dove la Luna e il Sole ral-lentano la Terra e la convezione interna tende invece adaccelerarla, anche se comunque il bilancio è negativo, vi-sto che la Terra rallenta la sua rotazione di circa 1,8 mil-lisecondi al secolo. Sebbene sembri molto lenta, vista nel-l’arco della storia della Terra questa diminuzione di ve-locità è estremamente importante. Per esempio 400 milionidi anni fa la Terra aveva circa 400 giorni�anno con dura-ta del giorno di 21�22 ore.

Il trascinamento astronomico sarebbe quindi non so-lo responsabile della deriva verso ovest della litosfera, maanche della direzione preferenziale dei movimenti delleplacche che tendono a disporsi lungo un flusso domi-nante, di forma sinusoidale, ma non troppo lontana dal-la geometria di un cerchio massimo. Questo flusso ten-de a disporsi con un angolo minore di 30° rispetto all’e-quatore, molto vicino al piano dell’eclittica più il pianodella rivoluzione lunare (circa 28°). Le forze tidali sem-brano dunque avere un’influenza fondamentale sulla di-namica terrestre, ma devono ancora essere pienamentecomprese, nonostante siano note già dall’età ellenistica.

604 SCIENZA E TECNICA

CARLO DOGLIONI

rotazione

tiro marealeverso ovest

Fig. 8 . Trascinamento mareale verso ovest della litosfera.

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605SCIENZE DELLA TERRA

TERRA - INTERNO DELLA TERRA

Fig. 1 Anomalie del geoide in metri. Le aree più sollevate rosse indicano eccessi di massa,viceversa quelle blu. Mappa dell’University of Texas Center for Space Research andNASA.

Fig. 2 Variazioni stimate della velocità delle onde P (Vp), delle onde S (Vs) e della densitàall’interno della T. sulla base del PREM.

Fig. 3 Suddivisione fondamentale dell’interno della T. con i relativi valori di T, densità,viscosità, composizione primaria e velocità sismiche. La T. ha una stratificazione legataalla densità dei materiali. Gli elementi più leggeri tendono ovviamente verso l’alto eviceversa. Dati tratti dal PREM.

Fig. 4 L’andamento della temperatura con la profondità è la geoterma. La temperaturaaumenta rapidamente nei primi 30 km, dalla T di superficie a circa 500-600°C. Il gradientemedio di 30°C/km nei primi 15 km scende 15°-8°C/km alla base della crosta. La T crescefino a circa 1300°C alla base della litosfera a 100 km, profondità che può variare tra 20 kmsotto le dorsali oceaniche a 250 km sotto i cratoni continentali. Poi la T aumenta con ungradiente inferiore di circa 0.5°-1°/km fino alla base del mantello a 2890 km. A secondadella composizione del mantello e del nucleo, e dell’aumento della P con la profondità, ivari livelli si trovano in uno stato fisico variabile. Il primo livello importante per lageodinamica è l’astenosfera, dove nella parte alta la geoterma interseca la curva difusione, e di conseguenza è parzialmente fusa (1-2%?). La geoterma supera ancora lacurva di fusione nel nucleo esterno che è infatti completamente fuso. CMB, core-mantleboundary, è la discontinuità che separa il nucleo dal mantello sovrastante.

Fig. 5 L’interno della T. è composto da una serie di gusci che hanno comportamentovariabile. Il nucleo solido ruota più rapidamente e presenta un’anisotropia orientata circaN-S, probabilmente legata alla orientazione della struttura cristallina dei minerali di ferroparallelamente all’asse di rotazione. Nel nucleo esterno liquido vi è invece una convezionevorticosa in grado di generare il campo magnetico terrestre. Il mantello inferiore, per la suaalta viscosità ha probabilmente una convezione molto lenta. Le variazioni di velocitàall’interno di questo livello, che costituisce quasi la metà della massa terrestre, sonodovute a variazioni laterali e verticali di composizione e temperatura. Data la minoreviscosità, il mantello superiore e ancor più l’astenosfera possono fluire più rapidamente.Questi contrasti di viscosità sono favorevoli più a una convezione mantellica a due strati,con interscambi subordinati. La litosfera, dove la dissipazione del calore avviene perconduzione e non per convezione come nel mantello, è scollata rispetto al gusciosottostante e si muove relativamente verso “ovest”.

Fig. 6 Il mantello terrestre si comporta in modo diverso a seconda della durata delprocesso che lo coinvolge (ts, tempo in secondi). I terremoti ne evidenziano la naturasolida, mentre le variazioni verticali legate al carico e scarico dei ghiacciai e la convezionenel mantello dimostrano come nel lungo periodo il mantello si comporti come un fluidoaltamente viscoso. Il τm, o tempo di Maxwell (a, anni), è dato dal rapporto tra viscosità erigidità di un corpo, ed è il tempo dopo cui un materiale passa da un comportamentoanelastico al flusso stazionario (da Yuen e Peltier, 1982).

Fig. 7 I terremoti permettono di vedere con che velocità si propagano le onde sismiche,dandoci una sorta di ecografia dell’interno della T.. La velocità sismica è funzione delladensità e della rigidità dei mezzi che attraversa, valori legati alla composizione e allo statotermico delle rocce. La sezione mostra le zone relativamente lente (sul rosso) e veloci (sulblu) all’interno del mantello. Le zone più veloci sono interpretate come zone di subduzionefredde. Tuttavia rimane il dubbio come zone lente possano essere volumi più caldi e menodensi, oppure parti di mantello a composizione diversa, per esempio più ricche in ferro,che ha velocità sismiche più basse, ma è più denso e quindi non tende a risalire (da vander Hilts, 2004).

Fig. 8 Il mantello è costituito da silicati. Va dalla base della crosta, a circa 10-40 km diprofondità, fino al tetto del nucleo a 2890 km. La parte più alta, detta LID o mantellolitosferico, assieme alla crosta costituisce la litosfera, che è il guscio solido più esternodella T., limitato alla base dalla isoterma dei 1300°C circa, temperatura alla quale leperidotiti che la costituiscono iniziano parzialmente a fondere. E’ questa la parte altadell’astenosfera, o canale a bassa velocità (LVZ), dove le onde sismiche rallentano.Scendendo all’interno del mantello cambiano probabilmente le percentuali degli elementiche lo costituiscono, e si modificano anche le fasi che diventano via via più compatte e piùdense. Le due transizioni più evidenti sono a 400 km, dove l’olivina per l’aumento dipressione si trasforma in spinello, e a 670 km, dove la roccia assume una struttura di tipoperovskitico.

Fig. 9 A, principali ambienti geodinamici e tipologie magmatiche: OIB, basalti di isoleoceaniche, è un vulcanesimo intraplacca, non legato a deformazione di margine di placca;MORB, basalti di dorsale oceanica, tipico di ambiente di rifting maturo; IAB, basalti di archimagmatici, lungo zone di subduzione, sia con litosfera continentale che oceanica a tetto.B, Diagramma di normalizzazione degli elementi in tracce incompatibili nel rapportoconcentrazione roccia/Morb, dove si evidenziano le variazioni nei magmi OIB e degli IABnormalizzati ai valori dei contenuti MORB. Gli OIB hanno valori mediamente più alti, aparte Y e Yb; gli IAB possono avere invece valori minori, a parte Rb, Ba, K e Sr. C,Diagramma TAS (Total Alkali vs. Silica), con il rapporto tra contenuto alkalino totale equarzo nelle rocce vulcaniche (da M. Wilson, 1989).

Fig. 10 Lungo le zone di rifting, dove due placche si allontanano, l’astenosfera risale acompensare il vuoto. Nella risalita, diminuendo la pressione, ma mantenendo la sua T,inizia a fondere e a produrre nuova crosta oceanica. L’astenosfera sottostante, privatadegli elementi che costituiscono la crosta (Si, Fe, Mg), è impoverita e più leggera. Ledorsali sono in movimento laterale rispetto al mantello, per cui nella loro migrazione versoovest transitano sopra un mantello relativamente fertile, e lasciano alle spalle al di sottoverso est un mantello invece impoverito. Quest’ultimo, più viscoso e meno denso,determina un maggiore accoppiamento con la placca sovrastante ad est, mantenendolapiù lenta rispetto a quella ad ovest della dorsale. Inoltre, essendo il mantello meno denso,determina una subsidenza termica minore ad est rispetto al fianco ovest. La sezione è unainterpretazione della dorsale del Pacifico (EPR, east Pacific rise).

Fig. 11 Le onde sismiche S all’interno dell’astenosfera viaggiano più velocemente in sensoorizzontale (SH) che lungo la verticale (SV). Inoltre hanno quasi sempre una direzionepreferenziale. Questa anisotropia sismica è quasi assente nella litosfera sovrastante, edindica una isorientazione dei cristalli nell’astenosfera che può essere interpretata comedovuta ad una zona di taglio, o piano di scollamento. Modificato da Gung et al., 2003.

Fig. 12 Le zone di subduzione presentano sismicità compressiva lungo lo slabprincipalmente nelle subduzioni verso ovest, mentre tende ad essere tensionale nellesubduzioni opposte.

Fig. 13 Le forze che agiscono sulla litosfera sono la spinta della dorsale, il tiro dello slab, iltrascinamento tidale, il richiamo dello slab e il trascinamento del mantello. Le prime treforze necessitano di uno scollamento alla base della litosfera (frecce bianche), mentre leultime due sono tanto più efficaci quanto maggiore è l’accoppiamento tra litosfera eastenosfera (cerchi). Poiché la litosfera sappiamo essere scollata, una delle prime tredovrebbe essere la più importante nel determinare il movimento della litosfera. La spintadella dorsale è almeno 10 volte più piccola del tiro dello slab. Tuttavia quest’ultimo ha unaserie di contro-argomenti che lo rendono anche debole come unico meccanismo. La forzatidale o mareale può infine agire solo se l’astenosfera ha valori di viscosità estremamentebassi.

Fig. 14 Il tiro mareale verso ovest si forma perché la T., non essendo un corpoperfettamente elastico, per la sua natura visco-elastica reagisce invece all’attrazionegravitazionale della Luna e del Sole in ritardo. Di conseguenza, il rigonfiamento mareale sitrova permanentemente disassato. Il rigonfiamento tende perciò verso la linea di forzagravitazionale, esercitando una forza verso “ovest”.

Fig. 15 Per dissipare calore e per ristabilire un maggiore equilibrio gravitazionale, l’internodella T. convette portando i materiali più densi verso il basso, e i più leggeri verso l’alto.Con questo meccanismo il nucleo esterno liquido deposita gradualmente nuovo ferro allostato solido alla sua base, continuando così ad espandersi. Il mantello a sua volta stratificanella parte bassa i suoi elementi più pesanti, e dall’astenosfera partono fluidi e gas cherialimentano l’idrosfera e l’atmosfera. Per gli effetti rotazionali il nucleo interno ruota piùvelocemente, mentre la litosfera, frenata dalle maree luni-solari, ruota più lentamente,generando una deriva di alcuni cm/a orientata circa verso ovest (da Scoppola et al., 2006).