Energia ed Evoluzione dell’Universo

Prof. Attilio Citterio

Dipartimento CMIC “Giulio Natta”

Accrescimento dei Pianeti e Struttura della Terra

Scuola di Ingegneria Industriale e dell’Informazione

Insegnamento di Chimica Generale 083424 - CCS CHI e MAT

Singolarità Tempi

• L’Universo sembra essere vecchio di circa 15 miliardi di anni.

• Secondo le teorie correnti, il sistema solare ha una età di 5 miliardi di

anni.

• Le atmosfere primigenie dei pianeti si sono formate circa 4.5 miliardi di anni fa.

• Se però i pianeti più grossi non hanno probabilmente cambiato la composizione delle loro atmosfere da allora, quelle dei pianeti più caldi e leggeri (come la Terra) sono

evolute fino a 400 milioni di anni fa.

Origine delle Atmosfere Planetarie

Vecchio medello di velocità di formazione stelle Inizio nascita

delle stelle

Big Era Formazione Si forma La vita Evoluzione

MILIARDI DI ANNI

1 2 5 10 ~14

La velocità di nascita delle stelle è massima a ~0.5-1 miliardi di anni

E = mc²

Energia gravitazionale

Energia ed Evoluzione dell’Universo

• Si noti che >99.8% degli atomi nell’universo sono H o He

• il 95% delle stelle, incluso il Sole sembra avere tale composizione. Se i pianeti trattenessero tutti i loro elementi, la loro composizione sarebbe la stessa con atmosfere costituite da H₂ e He. Di fatto alcuni pianeti, come la Terra (la cui distanza dal Sole è: 1.510⁸ km, la massa: 610²⁴ kg, e il raggio: 6,370 km), si discostano molto e ciò deve esser legato alle loro posizioni e proprietà fisiche.

Elemento mole % Elemento mole % Elemento mole %

H 93.9 Ne 0.00012 Mg 0.0000075

He 5.9 Ni 0.00004 Ca 0.0000028

O 0.006 Si 0.000025 Al 0.0000036

C 0.003 S 0.000015 Ar 0.0000018

N 0.0002 Fe 0.0000085 Na 0.0000016

COMPOSIZIONE DEL MEZZO INTERSTELLARE

nell’Universo

distanza

Pianeta dal sole massa raggio superficiale T

(Terra) (Terra)

Mercurio .387 .054 .382 3.62 5.42 Pianeti Venere .723 .815 .949 8.6 5.25 732 rocciosi Terra 1 1 1 9.78 5.52 288 terrestri Marte 1.52 .108 .532 3.72 3.94 223 interni

Giove 5.2 318 11.3 24.1 1.31 170 I Giganti Saturno 9.54 95.2 9.46 22.9 0.69 130 Gassosi Urano 19.2 14.5 4.1 7.77 1.19 58 I Giganti Nettuno 30.1 17.2 3.88 11.0 1.66 55 di ghiaccio Plutone 39 .02 0.12 - 1.2 ~55 -(solitario )

Pianeti del Sistema Solare

5

La temperatura, la massa del pianeta e la distanza dal sole ha determinato l’accumulo o la perdita di elementi e la natura dei pianeti!

0 5 10 15 20

1000 2000

Temperatura (K)

Distanza dal Sole (A.U.) Metalli

Silicati, materaili rocciosi

Acqua solida

Ammoniaca solida Terra Giove Saturno Urano

• I composti chimici che si formano dagli elementi sono suddivisi in

"gas" (idrogeno e gas nobili),

condensabili (acqua, ammoniaca, e metano), e rocciosi (a partire da tutti gli altri elementi).

• I pianeti "terrestri" presentano una superficie solida. I "giganti gassosi"

ne sono privi.

• Benché la Terra possieda più

acqua degli altri pianeti interni, ne rimane comunque sempre solo circa 500 ppm, che è solo il 10^-3 della frazione originaria presente nella galassia, e che è ancora

presente nei grossi pianeti esterni.

Classificazione dei Pianeti

Teoria di Laplace: Quando la temperatura dell’anello di materiale che circolava attorno al sole è scesa sotto i 2000 K (~4.510⁹ anni fa) si condensò nei pianeti, le cui orbite stanno sul piano di

quell’anello.

A differenza del sole, le masse dei pianeti non sono abbastanza grandi da riscaldarli fino alle "temperature di reazioni termonucleari" (solo Giove è vicino a raggiungere questa massa critica). I pianeti interni contano ora interamente sul Sole per la loro energia. I pianeti più grossi, come Giove producono ancora una significativa quantità di "energia interna”, che però non è molto elevata, e siccome la radiazione dal sole

diminuisce col quadrato della distanza, i pianeti esterni sono molto più freddi di quelli interni.

Formazione dei Pianeti

7

Gli elementi costituenti i pianeti si sono formati nelle stelle che hanno terminato il loro ciclo vitale, diffondendo residui cosmici in forma di elementi chimici. L’attrazione gravitazionale

concentrò la materia espulsa in regioni definite. Il grosso si concentrò in nuove stelle, generando tanto calore da iniziare il processo di fusione nucleare. I pianeti invece si sono formati dal materiale non incluso nelle stelle tramite un

processo detto di “accrescimento” (proposto nel 1944 da Schmidt, e provato nelle missioni lunari).

L’accrescimento è un processo in cui piccoli granuli della nebula originaria diventano grossi granuli, poi piccole particelle, quindi grossi

particolati, poi ghiaia, aggregati che si ingrossano fino a diventare piccoli pianeti. Il processo

continua fin a completo incorporamento del materiale dell'esplosione iniziale.

“Accrescimento” dei Pianeti

Oggetto P v --- Rapporti di Mescolamento---- (atm) (km·s^-1) H₂ He CO₂ O₂ N₂

Sole 618 0.92 0.078 --- --- ---

Mercurio 10^-15 4.2 0.02 0.42 (Na).42 0.15 --- Venere 92 10.3 --- 12ppm 0.97 <10^-6 0.03 Terra 1 11.2 --- 5.2ppm .00033 0.209 0.78 Marte 0.006 5.0 --- --- 0.97 0.001 0.03

CH₄

Giove - 59.5 0.89 0.11 --- --- --- Saturno - 35.6 0.97 0.03 --- --- --- Urano - 21.2 0.83 0.15 0.02 --- --- Nettuno - 23.6 0.85 0.13 --- --- --- Plutone 10^-4 ~1.2 --- per lo più CH4 --- ---

Titano 1.6 2.1 .002 0.82

Composizione Atmosfere Planetarie

9

MERCURIO

O₂

oxygen

42%

29%

22%

7%

Na

sodium

H₂

hydrogen

Other gasses

VENERE

Composizione dell'Atmosfera Composizione dell'Atmosfera

TERRA MARTE GIOVE SATURNO URANO

CO₂

Biossido di carbonio

96%

3%

1%

NUBI DI

H₂SO₄

N₂

nitrogen

Other gasses

N₂

nitrogen

78%

21%

~%

<1%

O₂

oxygen

Ar

hydrogen

Other gasses

CO₂

Biossido di carbonio

95%

3%

1,5%

N₂

azoto

Other gasses

0,5%

Ar

hydrogen

H₂

Idrogeno

90%

10%

<1%

He

azoto

Other gasses

H₂E' METALLICO

A ALTE P

H₂

Idrogeno

96%

3%

<1%

He

azoto

Other gasses

NUBI DI GAS SOLFORATI

H₂

Idrogeno

83%

15%

2.5%

He

azoto

CH₄

metano

IL METANO INDUCE IL COLORE BLU

H₂

Idrogeno

80%

19%

~1%

He

azoto

CH₄

metano

I PIU FORTI VENTI DEL SISTEMA NETTUNO

I Giganti Gassosi I Pianeti Terrestri

Atmosfere del Sistema Solare

• Attualmente Mercurio e Marte sono quasi senza atmosfera, quella di

Venere è costituita per lo più da CO₂. La Terra è composta prevalentemente da N₂ e O₂, mentre gli altri pianeti più

esterni quasi solamente da H₂ e He.

• I grossi pianeti esterni hanno trattenuto i loro gas leggeri, mentre i pianeti più

piccoli interni hanno perso la maggior parte dei loro componenti volatili.

• Come curiosità, il nucleo interno di Giove e Saturno è costituito

probabilmente da rocce, e da molto idrogeno liquido metallico date le elevatissime pressioni interne.

Peculiarità della Distribuzione degli Elementi nelle Atmosfere Planetarie

11

10^-8 10^-7 10^-6 10^-5 10^-4 10^-3 10^-2 10^-1 1

100 80 60 40 20 0

Rapporto di Mescolamento (atmosfera terrestre)

N₂ O₂ CO₂

H₂O O₃

Ar Altezza

(km)

CH₄ N₂O

• I rapporti di mescolamento

corrispondono alle frazioni molari, normalmente espresse come parti- per-milione, -miliardo, -trilione in

volume (rispettivamente ppmv, ppbv, o pptv).

• L’inclusione del termine ”in volume"

riflette la Legge di Avogadro per un gas ideale, in quanto volumi uguali contengono numeri uguali di

molecole, distinguendo così i rapporti di mescolamento dalle frazioni in

massa che sono dati come parti-per- milione (ppm) in peso.

• Poiché con l’altezza vi sono ampie variazioni di temperatura (e perciò di densità), le concentrazioni (in unità di molecole per cm³) non variano così regolarmente (vedi grafico a fianco riferito all’atmosfera terrestre).

Cos’é il Rapporto di Mescolamento?

P_v = probabilità di una particella di massa m di avere velocità v alla temperatura T

3 2

12 2

2 2

2

2

mv v kT

P v m e



    

     

Legge di distribuzione di Maxwell-Boltzmann:

• I grossi pianeti esterni conservano le loro atmosfere originali di atomi leggeri a causa della gravità cui soggiacciono e delle basse

temperature.

• Quelli interni hanno perso le loro atmosfere originali, e o possiedono atmosfere molto rarefatte (Mercurio e Marte) o hanno formato altri gas (N₂, O₂ o CO₂) che sono meno facilmente persi (Terra e Venere).

Perché?

Differenze tra le Atmosfere

13

1 2 1 2

2 ^/ 2 ^/

mp

kT RT

v m M

   

     

• Il massimo in P_v si trova ponendo dP_v /dv = 0 e fornisce la velocità più probabile (v_mp)

• v_mp cresce con la temperatura, e decresce con l’aumento

del peso molecolare.

P_v

T = 300 K

0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 2.2 2.4 2.6 2.6 3.0

v (km·sec^-1)

T = 1500 K

O²

v_mp

T = 600 K

v_mp

Distribuzione delle Velocità per O

Per la Terra:

M_p = 6.010²⁴ kg, r = 6.410⁶ m, da cui: v_esc=1.110⁴m∙s^-1 = 11 km∙s^-1. Per Giove: 59.5 km·s^-1; per Marte: 5.2 km·s^-1.

1 2

2

2

esc

v GM

r

 

  

 

dove: G = costante gravitazionale

= (6.67210

m

·s

·kg

) M

= massa del pianeta.

r = distanza dal centro del pianeta

Per sfuggire dal campo gravitazionale, andando nello spazio, la velocità verticale delle particelle deve esser superiore alla velocità di fuga v_esc:

Velocità di Fuga dei Gas

15

Dal grafico precedente, 11 km·s^-1 è ben sopra il v_mp anche a 500 km, dove la temperatura è ~600 K, per cui solo una piccola frazione di molecole di ossigeno (~10^-70) nell’atmosfera hanno velocità superiori a tale valore.

Si nota come, al crescere dei valori di v_esc rispetto a v_mp, la frazione

diventa molto piccola, rendendo praticamente impossibile la fuoruscita delle molecole più pesanti. Per l'idrogeno a 600 K dell’esosfera, v_mp ~3 km·s^-1, e la probabilità di fuga è di poco superiore a 10^-6. Per cui nel miliardo di anni della vita media del pianeta, la maggior parte

dell’idrogeno è stata persa, e continua a perdersi dal momento che continua a prodursi per dissociazione dell’H₂O nell’esosfera.

v/v_mp Frazione v/v_mp Frazione

1 0.53 6 10^-20

2 0.02 10 10^-50

3 10^-4 15 10^-90

4 10^-6

Differenziazione tra le Molecole

L'atmosfera terrestre non proviene dalla nebulosa solare primitiva, ma dall'interno della Terra.

Distribuzione degli isotopi dei gas nobili (Elio, Argon, Neon, Xeno)

 Nelle meteoriti : ⁴⁰Ar/³⁶Ar  10^-2 - 10^-4

 Nell’atmosfera : ⁴⁰Ar/³⁶Ar  296

 Vulcani sotto-marini : ⁴⁰Ar/³⁶Ar  20 000

Origine dell’Atmosfera Terrestre

La differenziazione primaria degli elementi si basa sulla chimica dei vari elementi rispetto al ferro. Ciò è ragionevole perché il ferro

costituisce il 35% della massa terrestre.

Il grosso della massa terrestre era già costituita 4.56 miliardi di anni fa. Il fenomeno dell’accrescimento continuò a far aumentare la massa della terra fino a che questa diventò abbastanza grande da trattenere

un’atmosfera (4.4 miliardi di anni fa). Il calore, generato dal processo di accrescimento (e in parte dal decadimento di elementi radioattivi), portò alla fusione del nucleo ed iniziò il ciclo geotermico.

Questo portò alla differenziazione degli elementi chimici. Le rocce più antiche sulla terra sono alcuni zirconi dell’Australia che datano tra 4.1 e 4.3 miliardi di anni fa.

“Accrescimento” della Terra

Gli Elementi in Base all’Abbondanza Relativa sulla Superficie Terrestre

19

Goldschmidt, in base della presenza degli elementi in natura e per reazione con il Ferro, classificò gli elementi in 4 gruppi:

Siderofili - elementi che sono ridotti dal ferro; (E° > -0.44 V). Le loro forme ossidate sono ridotte dal ferro. Co, Ni, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Mo, W, Re, Au, Ge, Sn)

Litofili - elementi che non sono ridotti dal ferro e hanno tendenza a

formare ossidi complessi sulla crosta terrestre (Li, Na, K, Rb, Cs, Be, Mg, Ca, Sr, Ba, B, Al, Sc, Y, Terre rare, Si, Ti, Zr, Hf, Th, P, V, Nb, Ta, Cr, U, F. Cl, Br, I, Mn ( C, P, W, H, Tl, Ga, Ge, Fe))

Calcofili - elementi che non sono ridotti dal ferro e hanno tendenza a formare solfuri complessi (Cu, Ag, Zn, Cd, Hg, Ga, In, Tl, Bp, As, Sb, Bi, S, Se, Te (Fe, Mo, Ca))

Atmofili - elementi che sfuggono nell’atmosfera (N, He, Ne, Ar, Kr, Xe)

Classificazione degli Elementi

H

Li Be Na Mg

K Ca Rb Sr Cs Ba Fr Ra

Sc Ti

Y La

Af Hf Zr

Ac

V Cr Mn Fe Co Ni Cu Zn Ga Ge Nb Mo Tc Ru Rh Pd Ag Cd In Sn

Ta W Re Os Ir Pt Au Hg Tl Pb Bi Po At Rn Sb Te I Xe As Se Br Kr Al Si P S Cl Ar

B C N O F Ne

Litofili He

Calcofili Siderofili

Atmofili

Classificazione Geochimica degli Elementi

21

• L’atmosfera si compone di diversi gas che circondano la terra. La sua composizione è variata drammaticamente dalla sua formazione. La prima atmosfera si è persa nello spazio nei primi milioni di anni dopo l’accrescimento. Tale atmosfera consisteva di gas immagazzinati nei planetoidi da cui si formò la terra. Per lo più si trattava di CO₂ e N₂

con tracce di metano, ammoniaca, biossido di zolfo e acido cloridrico.

Non c’era ossigeno.

• La seconda atmosfera della terra conteneva CO₂, N₂ e H₂O, ma non ancora ossigeno. Come la superficie terrestre si raffreddò, grandi

masse d’acqua formarono oceani e laghi, ed iniziò il ciclo idrologico e i processi di dilavamento. Si sa poco dei successivi due miliardi di anni, perché l’emissione solare era inferiore di circa il 30% rispetto all’attuale e perché non si hanno misure dirette della composizione dell’atmosfera in tale periodo.

Formazione degli Oceani

• Atomi Secondari: 4 BA

 Degasaggio Planetario: Vapor d’acqua e Biossido di Carbonio

• Atomi Primordiali : 4.5 BA (miliardi di anni)

 Condensazione della Materia Interstellare: Gas Idrogeno ed Elio

Evoluzione dell’Atmosfera

Tempo (Ga) miliardi d’anni

Hadean Archean Proterozoic Phanerozoic Ora

4.6 4.0 3.0 2.0 1.0

H₂ He 25%

50%

75%

% atmosfera

Da:

Ossigeno Ammoniaca,

Metano

Azoto

Biossido di carbonio Vapor

d’acqua

Il degassaggio lasciò molecole gassose più grandi (H₂O, CO₂, e soprattutto N₂).

La quantità di vapore (H₂O) variò in funzione della temperatura. All’inizio l’atmosfera era lievemente riducente

(CH₄, H₂S, e NH₃), ma queste due ultime molecole furono dilavate o fotolizzate.

L’ossigeno fu prodotto solo più tardi da sistemi viventi (batteri fotosintetici)

L’atmosfera pre-biotica aveva un livello di ossigeno probabilmente tra 510^-12 e 10^-9 PAL (dove PAL sta per "Livello Atmosferico Presente").

A differenza dei grossi pianeti esterni (che hanno conservato l’atmosfera iniziale) o di quelli interni più piccoli (con v_mp inferiori, che hanno perso il grosso delle loro molecole gassose), l’O₂ sulla Terra reagì con l’H₂ in eccesso formando H₂O (gli oceani), e con il C dando CO₂, che fu fissata in rocce. Il resto di H₂ e He sfuggirono nello spazio.

O

nell’Atmosfera Terrestre Primitiva

Il poco di ossigeno presente in quel periodo (~10^-9 PAL) derivava dalla fotolisi dell’H₂O o della CO₂ secondo le seguenti sequenze di reazioni:

H

O + hn (l < 240 nm)  H

+

OH

seguita da:

•

OH +

OH  O + H

O O +

OH  O

+ H

O + O + M  O

+ M

oltre che da:

CO

+ hn (l < 230 nm)  O + CO

anch’essa

seguita da:

O + O + M  O

+ M

Fonti Primitive di Ossigeno

25

Goccia di lipide Nucleotide (DNA circolare)

Granulo proteico Ribosoma

Lamella fotosintetica Phycobilisomes (cyanosomes) Membrana plasmatica

Parete cellulare Rivestimento gelatinoso

• Microbi Anaerobici (3.5 BA)

 Non c’è ossigeno nell’ambiente

• “Cianobatteri”: 2.5 BA

 Fotosintesi: si produce O₂ che è un veleno per i batteri anaerobici

• Atmosfera Presente

 Co-evoluzione di Vita e Atomi:

 Azoto/Ossigeno

 L’ozono formato

dall’ossigeno protegge gli organismi dalle radiazioni provenienti dal Sole.

Evoluzione dell’Atmosfera: accumulo di O

• Evolvono gli aerobi (2 BA)

 Usano O₂, rilasciano CO₂

 Relazione sinergica con le piante verdi; mantengono l’O₂ atmosferico in stato-

stazionario

• Evolvono gli organismi pluricellulari

 Usano O₂, rilasciano CO₂

 Conquistano le terre emerse

visibile ultravioletto

3 O₂ + hn   2 O₃

• Assorbendo i raggi ultravioletti del sole, lo strato di ozono

protegge la vita non-acquatica

Formazione dello Strato di Ozono

27

2.0 1.9 1.8 1.7 1.6 1.5 1.4 1.3 1.2 1.1 1.0 .9 .8 .7 .6 .5 .4 .3 .2 .1 0

-Raggiunto il punto di Pasteur -livelli significativi di O₃ -si formano celle eucariote

creature gelatinose tipo pesci Creature marine con scheletri esterni

pesci

Si forma uno strato di ozono simile all’attuale

Piante terrestri insetti

Estinzioni di massa

uccelli 70 cm draghi volanti

Ossigeno x PAL

tempo (miliardi di anni da adesso) -1.4 -1.2 -1.0 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0

Evoluzione dell’O

Terrestre

• 3.5 miliardi di anni fa c’è evidenza di microrganismi quali batteri procarioti (senza nuclei) che aumentano il livello di O₂ sopra i 10^-9 PAL.

• 1.4 miliardi di anni fa compaiono le cellule eucariote (con nuclei) e perciò l’O₂ deve aver superato gli 0.01 PAL(O₂), rendendo possibile lo sviluppo di

organismi pluricellulari (Metazoici).

• 670 milioni di anni fa, durante il periodo Ediacariano, esistevano creature gelatinose tipo pesci a 0.06 PAL(O₂)

• 535 milioni di anni fa, all’inizio del Cambriano, si trovano molti fossili, perché cominciano a comparire le prime creature marine con scheletro esterno.

Protette dalla radiazione UV letale dall’acqua, esse poterono sopravvivere a livelli di ossigeno inferiori a 0.1 PAL(O₂).

• 420 milioni di anni fa, nel Siluriano apparve la vita sulle coste. Un significativo strato protettivo di ozono si doveva esser così formato. Non appena lo strato di ozono fu presente in concentrazioni sufficienti a bloccare le letali radiazioni UV, la vita poté svilupparsi fuori dall’acqua.

Evoluzione dell’O2 Terrestre

• 390 milioni di anni fa, all’inizio del Devoniano compaiono ampie foreste e l’O₂ crebbe superando il livello attuale (~2 PAL), con alcune oscillazioni.

• La vita sulla terra è stata regolata dal livello di O₂ nell’atmosfera. Le prime forme di vita erano anaerobiche (usavano la fermentazione di molecole organiche esterne per recuperare energia). Per esse l’O₂ era un veleno.

Quando l’O₂ raggiunse gli 0.01 PAL, gli organismi cambiarono dalla

fermentazione alla respirazione che usa un meccanismo fotosintetico che fornisce 30-40 volte più energia. Queste forme di vita usano, infatti, la luce per produrre molecole organiche, consumando CO₂ e generando O₂ :

n CO₂ + n H₂O + hn (470 × n kJ)  (CH₂O)_n + n O₂

• L’energia è poi recuperata dall’ossidazione delle molecole organiche nella reazione inversa (respirazione). Però, per ogni mole di C depositato sotto terra o sul fondo degli oceani, dove c’è poco O₂, una mole di O₂ finisce nell’atmosfera. L’esplosione della vita determinò l’aumento dell’O₂ sopra 1 PAL, e promosse una esplosione di forme viventi. Dai fossili è però chiaro che vi furono alcuni eventi catastrofici, che portarono ad estinzioni di massa.

Evoluzione dell’O

Terrestre

Evoluzione delle Specie Viventi sulla Terra

31

L’Albero della Vita (BBC)

40 km 660 km

2690 km 2890 km

5150 km 6370 km

Ferro

• Dopo la formazione dell’aggregato terrestre (~ 4.5 BA), il mantello si venne a sua volta differenziandosi ed organizzandosi in due zone:

 Un mantello inferiore, a silicati e relativamente omogeneo.

 Un mantello superiore, zonato e una crosta.

La Differenziazione del Mantello e la Nascita della Crosta Terrestre.

33

Profondità km 8-50 10kb

50-550

mantello inferiore (4.5 g/cm³) mantello Superiore (3.3 g/cm³)

Astenosfera (deformabile capace di fluire) Litosfera (rigida) Acqua oceanica

(1g/cm³)

Crosta continentale (rigida) (2.7 g/cm³) Crosta oceanica

(rigida) (2.9 g/cm³)

550-2000 450kb Pressione al fondo

H₂O e gas

(atmosfera) Allumino

-silicati (Al_xSi_yO_z)

Ferro-nichel

Solido, d = 1270 km Massa % = 31%

P = 1450 kb

Mantello

crosta

Nucleo esterno

Struttura della Terra

Le placche sono dei frammenti di litosfera

Limiti delle placche

La crosta continentale, generalmente emersa, ma sommersa sui bordi dei continenti

La crosta oceanica, che forma la base dell’oceano profondo.

Il limite tra questi 2 tipi di croste è imposto dal movimento delle placche tettoniche (il cui movimento di subduzione provoca i terremoti e la

formazione di vulcani).

La Crosta Terrestre

35

Margine

Oceano Continente

Crosta MOHO

Mantello superiore litosferico

Mantello superiore astenosferico

La crosta oceanica (in nero sullo schema) è sottile (7 km in media). E’ principalmente costituita da basalto e da gabbro (del basalto cristallizzato). Tale crosta è relativamente giovane in quanto creata dall’attuale tettonica delle placche.

Basalti a cuscino (blocchi di lava raffreddati) osservati sul fondale alla sommità della crosta oceanica.

La Crosta Oceanica

Crosta MOHO

Mantello superiore litosferico

Mantello superiore astenosferico

Margine

Oceano Continente

La crosta continentale (in rosso sullo schema) è spessa (35 km in media, fino a 80 km sotto le catene di montagne). E’ costituita

principalmente da rocce granitiche e da rocce sedimentarie. La sua densità media è di 2.8.

Questa crosta contiene ancora le rocce più vecchie sulla Terra (oltre 4 miliardi di anni).

Essa è il frutto delle tettoniche precedenti.

Cime granitiche delle Alpi.

La Crosta Continentale

37

Origine della Terra

La più vecchia roccia conosciuta

Il più vecchio fossile conosciuto

-4.6 -4.0 -3.0 -2.0 -1.0 0.0

Produzione di calore totale

Calore radioattivo

Calore di accrescimento

Magmatismo del mantello

Produzione « irreversibile » dei continenti

Superficie dei continenti

-4.6 -4.0 -3.0 -2.0 -1.0 0.0

BA

Evoluzione nel Tempo della Terra

39

Evoluzione dei

Minerali sulla Terra

http://palaeos.com/abiotic/mineral /mineral_evolution.html

Temperatura (K)

1700 1600 1500 1400 1300 1200 1100 1000

-7

-8

-9

-10

-11

3.0 2.8 2.6 2.4 2.2 2.0 1.8

I / Distanza Eliocentrica (A.U^-1) Log10Pi

Fe

Corindone

Ni

Akermanite

Perovskite

Anortite

Diopside Ni

Legenda formula minerali

Corindone Al₂O₃ Perovskite CATiO₃ Gehlenite Ca₂Al₂SiO₇ Akermanite Ca₂MgSi₂O₇ Spinello MgAl₂O₄

Lega Ferro - Nichel Fe + Ni Forsterite Mg₂SiO₄

Diopside CaMgSi₂O₆ Enstatite MgSiO₃ Anortite CaAl₂Si₂O₈ Feldspato [Na,K]AlSi₃O₈

all’Equilibrio

Temperatura (K)

900 800 700 600 500 400 300 200

-8

-9

-10

-11

-12 1.6 1.4 1.2 1.0 0.8 0.6 0.4

I / Distanza Eliocentrica (A.U^-1) log10Pi

Fe

Ni

F/N = Feldspato e Nefelina

FeS

Legenda formula minerali

Fayalite Fe₂SiO₄ Ferrosilite FeSiO₃ Nrphelina [Na,K]AlSiO₄ Troisite FeS

Nillerite NiS

Tremolite Ca₂Mg₂Si₈O₂₄H₂ Talco Mg₃Si₄O₁₂H₂

Magnetite Fe₃O₄

Serpentino Mg₃Si₂O₉H₄

Sequenza di Condensazione di Minerali

all’Equilibrio

Peter O'Neil.

Environmental Chemistry, 2^nd Ed. 1993.

Universo Terra Crosta Oceano Atmosfera Biosfera

H Fe O O N O

77 35 46.6 85.8 75.5 53

He O Si H O C

21 29 29.5 11 23.2 39

O Si Al Cl Ar H

0.8 14 8.2 1.94 1.3 6.6

C Mg Fe Na C N

0.3 14 5.0 1.05 9.3·10^-3 0.5

Ne S Ca Mg Ne Ca

0.2 2.9 3.6 0.13 1.3·10^-3 0.4

Fe Ni Na S Kr K

0.1 2.4 2.8 0.09 0.45·10^-3 0.2

Si Ca K Ca He Si

0.07 2.1 2.6 0.041 72·10^-6 0.1

N Al Mg K Xe P

0.06 1.8 2.1 0.039 40·10^-6 0.1

Mg Na Ti Br H Mg

0.06 0.3 0.57 0.007 23·10^-6 0.1

S P H C S S

0.04 0.2 0.22 0.003 70·10^-9 0.07

Speciazione degli Elementi

(Fonte: Petit e al. Nature 1999)

Età (anni BP)

Variazioni nel Tempo dei Gas ad Effetto Serra CO

e CH

(Atmosfera Terrestre)

43

1. Hazen, R.M. (2010) The evolution of minerals. Scientific American 303, #3, 58- 65. Hazen, R. M. The Story of Earth: The First 4.5 Billion Years, from

Stardust to Living Planet, ISBN-13: 978-0670023554 , 2012, Ed. Penguin.

2.http://stephenschneider.stanford.edu/Publications/PDF_Papers/AllegreSHS.pdf 3. 4. Allègre, Claude J. and S. H. Schneider, "The Evolution of the Earth,"

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4. De Duve, Christian, "The Beginnings of Life on Earth," ," American Scientist, Vol. 38, pp. 428-437, September 1995.

5. Kasting, James F., "Earth's Early Atmosphere," Science, Vol. 259, pp. 920- 926, 12 February 1993.

6. Lunine, Jonathan I, "Chemistry in the Outer Solar System," Chemical and Engineering News, pp. 40-52, January 16, 1995.

7. Mason, Brian, "Principles of Geochemistry," 3rd Ed., John Wiley and Sons, New York, NY, PP 8-65, 1966.

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