Tettonica a placche e terremoti

La Terra è viva — e si muove!

Livello Base — linguaggio semplice, senza matematica

Il suolo sotto i tuoi piedi sembra solido come roccia e del tutto immobile. Ma accelera un filmato della Terra su milioni di anni e appare qualcosa di sbalorditivo: i continenti derivano sulla superficie come colossali tessere di un puzzle alla deriva su un lento fiume di roccia calda. È la tettonica a placche, il singolo processo più importante che plasma il volto del nostro pianeta.

Il guscio esterno della Terra è spaccato in una quindicina di grandi lastroni — le placche tettoniche — che strisciano all'incirca alla velocità con cui ti crescono le unghie, qualche centimetro all'anno. Banale nel quotidiano, sbalorditivo nel tempo profondo: 200 milioni di anni fa ogni continente era fuso in un unico supercontinente, la Pangea. L'India stava giù vicino all'Antartide, l'Oceano Atlantico non esisteva, e l'Himalaya — le montagne più alte della Terra — iniziò a sollevarsi solo 50 milioni di anni fa, quando l'India si schiantò contro l'Asia.

Quando le placche si sfregano insieme, scivolano l'una accanto all'altra o si allontanano, l'energia che si libera può essere catastrofica. I terremoti colpiscono quando due placche bloccate dall'attrito si liberano di colpo, scaricando secoli di deformazione accumulata in una manciata di secondi. Il terremoto del Giappone del 2011 fu così violento da spostare l'asse terrestre di 17 centimetri e da tagliare 1,8 microsecondi dalla lunghezza di un giorno. Nella simulazione qui sotto, muovi le placche e senti le conseguenze.

Margini di placca, onde sismiche e il ciclo di Wilson

Livello Studente — le equazioni principali

La Terra è stratificata come una cipolla: un nucleo interno solido di ferro, un nucleo esterno liquido in movimento che alimenta il campo magnetico, un mantello roccioso in lenta convezione e una sottile crosta fragile in cima. Le placche sono i rigidi ~100 km esterni — crosta più il mantello più freddo — che cavalcano sull'astenosfera più morbida sottostante. A guidarle non è un nastro trasportatore che spinge dal basso ma perlopiù la gravità: la spinta della dorsale, mentre la crosta neonata scivola giù dalle dorsali medio-oceaniche, e — dominante — il tiro della placca in subduzione, dove una lastra fredda e densa che sprofonda in una fossa trascina giù dietro di sé il resto della placca.

Le placche si incontrano in tre modi. Ai margini divergenti si allontanano e crosta fresca risale (dorsali medio-oceaniche, la Rift dell'Africa orientale); a quelli convergenti si scontrano, o subducendo per costruire archi vulcanici e fosse profonde o accartocciandosi in montagne di piega; ai margini trasformi si sfregano di lato l'una accanto all'altra (la San Andreas). Allarga lo sguardo a centinaia di milioni di anni e questi si intrecciano nel ciclo di Wilson — bacini oceanici che si aprono per rift, poi si chiudono per subduzione, ancora e ancora.

Un terremoto si rompe in un punto chiamato ipocentro e inonda la roccia di onde sismiche: veloci onde P che si comprimono attraverso solidi e liquidi, e più lente onde S che tagliano, e quindi passano solo attraverso i solidi. Poiché le P superano le S, il divario fra i loro arrivi a un sismometro misura la distanza, e tre stazioni inchiodano la posizione. La grandezza è riportata come magnitudo momento \(M_w = \tfrac{2}{3}\log_{10} M_0 - 10.7\), costruita dal momento sismico \(M_0 = \mu A d\) (rigidità della roccia × area di rottura × scorrimento). Ogni passo intero su per la scala è all'incirca \(32\times\) più energia — una magnitudo 8 supera una magnitudo 6 di mille volte.

Convezione del mantello, geodinamica e tomografia sismica

Livello Esperto — profondità matematica completa

01Il mantello è un fluido — solo molto lento

La roccia solida scorre, se aspetti. Su milioni di anni il mantello convette come una pentola di sciroppo, e il suo vigore è fissato dal numero di Rayleigh \(Ra = \dfrac{\alpha g \Delta T d^3}{\kappa \nu}\), che oppone la spinta di galleggiamento a viscosità e diffusione. Il mantello terrestre gira a \(Ra \sim 10^7\), migliaia di volte oltre la soglia in cui la convezione parte — quindi nonostante una viscosità di \(10^{21}\) Pa·s, l'intera cosa si rovescia, e la tettonica a placche è solo la cima di quella convezione che rompe la superficie in pezzi fragili.

02Come il pianeta disperde il suo calore

La convezione è il sistema di raffreddamento del pianeta. Il numero di Nusselt \(Nu \sim Ra^{1/3}\) dice quanto più calore trasporta la convezione rispetto alla semplice conduzione, e la Terra spurga circa 47 TW in totale — grosso modo il 70% attraverso l'incessante fabbricazione di nuova crosta oceanica alle dorsali medio-oceaniche. La tettonica non è incidentale nella storia termica della Terra; è il modo in cui un pianeta roccioso resta abbastanza caldo dentro per continuare.

03Una TAC della Terra profonda

Non possiamo scavare fino al nucleo, ma le onde sismiche possono, e la tomografia sismica le trasforma in un'immagine 3-D. Inverti i tempi di arrivo di migliaia di terremoti e recuperi dove le onde accelerano o rallentano: le lastre fredde e rigide corrono veloci, i pennacchi caldi e galleggianti corrono lenti. È una TAC planetaria, che risolve la struttura a un paio di centinaia di chilometri a livello globale e più fine a livello regionale — abbastanza da osservare le lastre subdotte tuffarsi verso il nucleo e i pennacchi salire da esso.

04Le due macchie sul fondo del mondo

La scoperta più sconcertante della tomografia siede al confine nucleo-mantello: due regioni grandi come continenti di roccia anomalmente lenta sotto l'Africa e il Pacifico, le Large Low Shear Velocity Provinces. Calde, dense e antiche, potrebbero essere cumuli primordiali rimasti dalla prima differenziazione della Terra — o, in un'audace idea recente, frammenti sepolti del corpo grande quanto Marte la cui collisione formò la Luna. In ogni caso, sembrano guidare dove sorgono i pennacchi profondi e i loro vulcani di superficie.

05La geodinamo

Il campo magnetico terrestre è generato dalla convezione nel nucleo esterno di ferro liquido, e la sua evoluzione obbedisce all'equazione dell'induzione \(\partial_t B = \nabla\times(u\times B) + \eta \nabla^2 B\): il primo termine stira e amplifica il campo, il secondo lo lascia diffondere via. Chi vince è deciso dal numero di Reynolds magnetico \(Rm = UL/\eta \sim 500\) — comodamente a favore dell'amplificazione — così il nucleo in movimento sostiene un campo contro il decadimento ohmico, una dinamo autoeccitante che gira da miliardi di anni.

06Quando la bussola si capovolge

Quella dinamo non è stabile. Il record magnetico congelato nelle rocce mostra che il campo ha invertito la polarità circa 170 volte negli ultimi 100 milioni di anni, a intervalli selvaggiamente irregolari da 0,1 a 50 milioni di anni, ogni capovolgimento della durata di qualche migliaio di anni. Perché il campo si destabilizza e si inverte resta solo in parte compreso — e col polo magnetico nord che attualmente scatta verso la Siberia, non è una questione puramente accademica.