Tettonica delle placche e dinamica della litosfera

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Lo stato fisico dei gusci interni ha conseguenze osservabili in superficie. Il nucleo esterno liquido, fatto di ferro fuso in lenta convezione e messo in moto anche dalla rotazione terrestre, funziona come una gigantesca dinamo autoalimentata (geodinamo) che genera il campo magnetico del pianeta: lo stesso campo che protegge la biosfera dal vento solare e che, registrandosi nelle rocce, ha permesso di scoprire l'espansione dei fondali. Un secondo principio essenziale è l'isostasia: la litosfera «galleggia» sull'astenosfera plastica in equilibrio idrostatico, come un iceberg sull'acqua. Poiché la crosta continentale è meno densa e più spessa di quella oceanica, essa emerge più in alto e possiede una profonda «radice»; quando un carico viene rimosso — per esempio lo scioglimento di una calotta glaciale — la litosfera risale lentamente per riequilibrarsi (sollevamento post-glaciale, tuttora misurabile in Scandinavia e Canada). Il calore che alimenta la dinamica interna, in gran parte prodotto dal decadimento radioattivo di uranio, torio e potassio, si manifesta nel gradiente geotermico e nel flusso di calore in superficie. Le prove sismologiche (rifrazione, riflessione, zona d'ombra) sono oggi integrate dalla tomografia sismica, che ricostruisce mappe tridimensionali delle variazioni di velocità nel mantello, e dallo studio dei meteoriti, analoghi del materiale che formò il nucleo.

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Il meccanismo con cui il fondale «registra» il campo magnetico fu chiarito dall'ipotesi di Vine, Matthews e Morley (1963): il basalto che risale alla dorsale, raffreddandosi sotto la temperatura di Curie (per la magnetite «≈ 580 °C»), «congela» la direzione del campo magnetico del momento; poiché il campo si inverte periodicamente, il fondale che si allontana simmetricamente ai due lati della dorsale funziona come il nastro di un registratore, con bande di magnetizzazione normale e inversa parallele e speculari. Da questo derivano prove quantitative potenti. L'età della crosta oceanica cresce in modo simmetrico e regolare allontanandosi dalla dorsale, e nessuna crosta oceanica è più antica di «≈ 200 milioni di anni»: è la conferma che il fondale è continuamente creato e riciclato dalla subduzione, a differenza dei continenti, molto più antichi. Coerentemente, lo spessore dei sedimenti aumenta e il flusso di calore diminuisce allontanandosi dalla dorsale. Un'ulteriore prova viene dalle curve di migrazione apparente dei poli magnetici: ricostruite da continenti diversi, esse non coincidono, e tornano a sovrapporsi solo se si riaccostano i continenti alle loro posizioni antiche — non sono i poli ad aver vagato, ma i continenti a essersi spostati, proprio come sosteneva Wegener.

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I margini di placca non sono eterni: nascono, evolvono e si chiudono nel corso del ciclo di Wilson, che descrive la vita di un bacino oceanico. Tutto comincia con la fratturazione di un continente (rifting, come oggi nella Rift Valley africana); il rift si allarga fino a diventare un oceano stretto (Mar Rosso) e poi ampio con la sua dorsale (Atlantico, in fase di apertura); quando ai suoi margini si innesca la subduzione l'oceano comincia a chiudersi (Pacifico), fino alla collisione dei continenti che lo bordavano e alla nascita di una catena montuosa (le Alpi e l'Himalaya sono oceani scomparsi). Testimoni di questi oceani chiusi sono le ofioliti, lembi di antica crosta oceanica «intrappolati» nelle catene montuose, che si ritrovano anche nelle Alpi. Là dove tre placche si incontrano si formano le giunzioni triple. Oggi i movimenti delle placche non sono più solo dedotti dalle rocce ma misurati direttamente: la geodesia spaziale (GPS, interferometria) quantifica spostamenti dell'ordine di pochi centimetri l'anno, confermando in tempo reale le velocità stimate dal paleomagnetismo. Ai margini convergenti, infine, frammenti di crosta (terrane) possono staccarsi e «incollarsi» (accrescimento) ad altre placche, componendo i continenti come un mosaico di pezzi di provenienza diversa.

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I punti caldi offrono un vero e proprio «tachimetro» delle placche. Se il pennacchio di mantello caldo che li alimenta è fisso, la placca che gli scorre sopra lascia una catena di vulcani via via più antichi allontanandosi dal punto caldo attivo: dividendo la distanza di un vulcano dall'hot spot per la sua età si ottiene la velocità della placca, e un cambiamento di allineamento registra un cambiamento di direzione. La catena Hawaii-Emperor mostra proprio un netto «gomito» databile a «≈ 47 milioni di anni fa», che testimonia una variazione del moto della placca Pacifica. Sul motore profondo il dibattito resta aperto: la tomografia sismica ha «fotografato» antiche placche subdotte affondate fino al confine tra mantello e nucleo (a «≈ 2900 km»), alimentando la discussione tra chi sostiene una convezione dell'intero mantello e chi una convezione a due strati. L'orogenesi, infine, non è solo compressione: la crosta ispessita dalla collisione sprofonda con una radice profonda per isostasia, e mentre l'erosione asporta le vette la litosfera risale per riequilibrio, così che una catena può continuare a sollevarsi mentre viene demolita. Su scala di centinaia di milioni di anni le placche assemblano e disgregano ciclicamente i supercontinenti (dopo la Pangea, i modelli prevedono una futura «Pangea Ultima»): la tettonica è il grande racconto unitario di una Terra in perenne trasformazione.