Giacitura delle rocce e tettonica a placche

Materie:	Appunti
Categoria:	Scienze
Voto:	1.5 (2)
Download:	387
Data:	26.06.2007
Numero di pagine:	16
Formato di file:	.doc (Microsoft Word)

LA GIACITURA DELLE ROCCE

1. STRATIGRAFIA E TETTONICA: La Stratigrafia fornisce gli strumenti per risalire alle giaciture originarie delle rocce e all’ordine in cui si sono formate; la Tettonica studia le deformazioni che in genere interessano le rocce dopo la loro origine, in conseguenza di movimenti della crosta terrestre.
2. ELEMENTI DI STATIGRAFIA: La formazione geologica è un corpo roccioso di natura complessivamente uniforme, originato in un ambiente rimasto a lungo costante. Lo strato è l’unità più piccola di una formazione rocciosa sedimentaria; e di modesto spessore ma di grande estensione. La facies indica l’insieme delle caratteristiche litologiche di una roccia e dipende dall’ambiente di formazione; se si determina la facies di una roccia, si può risalire all’ambiente in cui si è originata. Tra le facies sedimentarie hanno grande diffusione le facies continentali ( tra cui le facies moreniche: ammassi di detriti abbandonati dai ghiacciai, ciottoli di ogni genere e dimensione, a volte incisi da sottili strie e immersi in una matrice di limo (dal latino fango) argilloso; le facies fluviali o alluvionali: materiali ora grossolani, ora minuti, deposti da un fiume sul suo greto; le facies desertiche: con le tipiche dune, collinette sabbiose accumulate dal vento su vaste aree a clima arido, esse sono in continua trasformazione), le facies di transizione (tra cui le facies palustri o di laghi costieri, con scarsa salinità per la mescolanza tra acqua del mare e dolce di un fiume o di un lago; o le facies lagunari, tipiche dei bracci di mare rimasti isolati per lo sviluppo di cordoni o barre sabbiose; o le facies d’estuario e di delta dove un fiume sfocia in mare e le acque si mescolano; e le dune costiere formate da sabbia trasportata e deposta dal vento lungo la spiaggia e simili perciò a quelle del deserto), e le facies marine ( tra cui le facies litorali: tipiche sia della fascia costiera con poca acqua, sia dei fondali sabbiosi-argillosi sempre con acque basse e poveri di vita animale e vegetale, sia della striscia compresa tra l’alta e la bassa marea; le facies neritiche verso il mare aperto, ci sono fondi sabbiosi e rocciosi, le acque sono limpide e giunge la luce del sole, presenza di alghe, coralli, spugne, molluschi, echinodermi, e brizoi ma anche grandi quantità di pesci; e le facies pelagiche (oceaniche) in genere caratterizzate dalla deposizione di argille e fanghi di vario tipo in cui si trovano microrganismi planctonici di tipo animale o vegetale che hanno microscopici gusci calcari che si depositano quando muoiono sul fondale. I sedimenti delle facies marine si accumulano strato per strato per migliaia di metri dando origine a estesissimi corpi litoidi tabulari di spessore costante, mentre depositi grossolani più prossimi alla costa assumono invece forma lenticolare con brusche terminazioni e frange). Il passaggio da una facies di un tipo ad una di un altro (eteropia di facies) può avvenire bruscamente o in modo sfumato. La stratigrafia ha inoltre elaborato alcuni principi per stabilire in base all’osservazione su terreno, la cronologia relativa secondo cui si sono formati i diversi corpi rocciosi (questa roccia è più antica di quella):
• Principio di orizzontalità originaria: i sedimenti si depositano, di regola in strati pressoché orizzontali, dunque se gli strati che vediamo sono inclinati o verticali si deve concludere che essi hanno subito trasformazioni o movimenti dopo la loro formazione (Stenone)
• Principio di sovrapposizione stratigrafica: in una successione di rocce sedimentarie, ogni strato è più antico dello strato soprastante e più recente di quello sottostante (Stenone). Lo stesso principio vale anche per colate laviche o strati piroclastici (esplosioni) eruttati da un vulcano.
• Principio di intersezione: intrusioni di magma che tagliano altre rocce sono più giovani di quelle.
Lo studio delle successioni di facies nel tempo mette in luce fenomeni di regressione ovvero il ritiro del mare
da un’area sommersa che nella gran parte dei casi avviene per sollevamento della ragione (ma anche per
abbassamento del mare); ma anche a fenomeni inversi nel quale il mare avanza ricoprendo un’area emersa,
ingressione o trasgressione. La trasgressione da origine inoltre a una discordanza che può essere semplice (se gli strati precedenti la trasgressione e quelli successivi sono tutti tra loro paralleli) o angolare (gli strati formano tra loro un angolo). Alla discordanza, che descrive un aspetto geometrico, corrisponde una lacuna di sedimentazione perché per un certo intervallo di tempo si è avuta erosione e non si sono deposte nuove rocce.
la presenza, all’interno di una serie di rocce, di una discordanza con lacuna di sedimentazione indica che nell’area si sono verificati in successione i seguenti eventi: 1- deformazione e sollevamento della crosta fino a emersione di una nuova terra (regressione); 2- erosione della nuova terra emersa; 3- ritorno del mare con ripresa di sedimentazione (trasgressione).
3. ELEMENTI DI TETTONICA: Risulta spesso evidente che la giacitura attuale delle rocce non è quella originaria. Per esempio strati che in origine sono orizzontali possono apparire verticali o contorti o spezzati. Questo è dovuto per esempio alla pressione litostatica, che comprime una roccia per il troppo carico delle rocce sovrastanti; o al trasporto cioè una traslazione in blocco su una certa distanza; o ad una deformazione interna, con cambiamenti di forma. I corpi rocciosi appaiono più o meno deformati (traslati e/o cambiati di forma) dopo la loro formazione, sotto di forze che agiscono sulla crosta terrestre. La deformazione delle rocce è prevalentemente dovuta a due fattori: il limite di elasticità e il carico di rottura (v. sotto). Molte rocce si comportano in modo elastico, ma fragile: oltre un certo valore dello sforzo, si rompono come fanno i basalti. Altre si comportano in modo plastico: anche con un piccolo si deformano in modo permanente, come le argille. Altre ancora hanno un comportamento intermedio. Le FAGLIE sono lacerazioni della crosta lungo le quali alcuni corpi rocciosi scivolano rispetto a quelli contigui: la superficie lungo cui si è verificato il taglio si chiama superficie (o piano o specchio) di faglia. Le rocce ai lati della faglia risultano spesso intensamente frantumate come conseguenza della frizione subita durante il movimento (brecce di frizione o cataclasiti). Le faglie dirette determinano un allargamento della crosta mentre quelle inverse un accorciamento. Altre faglie hanno il piano di rottura quasi verticale, con semplice abbassamento o innalzamento di una delle due parti: l’entità dello spostamento si chiama rigetto. Vi sono poi numerose faglie nelle quali il piano di rottura è verticale, ma il movimento è stato orizzontale: faglie trascorrenti. Un insieme di faglie dirette provoca uno sprofondamento locale della crosta detto fossa tettonica (rift valleys- spaccatura); i settori di crosta che rimangono rialzati sono detti pilastri. Se le rocce si deformano incurvandosi senza rompersi si formano le PIEGHE (quando le sollecitazioni rimangono entro il limite di elasticità della roccia). Ci sono diversi tipi di pieghe, le più frequenti sono le successioni di anticlinali (convessità verso l’alto) e sinclinali (convessità verso il basso). L’ampiezza e la larghezza di una piega variano. La direzione di allungamento è importante in quanto di regola è perpendicolare alla direzione della spinta che ha provocato la deformazione. Se un settore di crosta, scivolando lungo una faglia finisce per accavallarsi su un settore contiguo si genera un sovrascorrimento (NB ci può essere sovrascorrimento di faglie ma anche di pieghe); la parte sovrascorsa prende il nome di falda o di coltre di ricoprimento. I terreni sovrascorsi che, per l’entità del movimento, possono perdere ogni collegamento con la zona in cui è iniziato il movimento, sono detti alloctoni; quelli su cui è avvenuto il sovrascorrimento, se non si sono spostati anch’essi dal luogo di origine sono detti autoctoni. Il margine della falda maggiormente avanzato si chiama fronte. Le falde possono essere accompagnate da finestre tettoniche (un tratto di valle che nella sua parte bassa permette di vedere i terreni al di sopra dei quali è avvenuto il sovrascorrimento) e da scogli tettonici (sono i lembi residui della falda sovrascorsa che l’erosione ha quasi completamente demolito).
4. LEGGERE STORIE GEOLOGICHE: La serie stratigrafica di un’area descrive la successione verticale di formazioni che affiorano e può comprendere una o più discordanze con lacune di sedimentazione. La lettura e l’interpretazione delle serie stratigrafiche hanno messo in luce ripetizioni cicliche di eventi. Il CICLO GEOLOGICO (o di HUTTON) comprende tipicamente: 1-formazioni di rocce, essenzialmente sul fondo di un mare; 2- deformazione tettonica di tali rocce con magmatismo, metamorfismo ed emersione; 3- erosione. Una trasgressione marina, con ripresa di formazione di nuove rocce sedimentarie, discordanti su quelle più antiche, segna l’inizio di un nuovo ciclo. Tracce di cicli come questi si riconoscono nella crosta per miliardi di anni.
5. NB: LIMITE DI ELASTICITA’ E CARICO DI ROTTURA: secondo la legge di Hook che descrive il comportamento di un corpo elastico ideale, le deformazioni sono direttamente proporzionali alle forze che lo provocano. Alcuni solidi ideali hanno un comportamento simile, ma in ogni caso, quando una sollecitazione supera un certo valore, che varia da sostanza a sostanza, il corpo al cessare della sollecitazione, non riacquista più la sua forma iniziale: in tal caso è raggiunto il limite di elasticità, oltre il quale la deformazione è plastica, cioè permanente. Se la sollecitazione aumenta ancora il corpo si rompe, in corrispondenza di un valore della sollecitazione tipico di ogni sostanza, chiamato carico di rottura.
6. LE CARTE GEOLOGICHE: conserva le informazioni sulla natura, la struttura, e la distribuzione delle rocce sulla superficie terrestre. Ma tutte queste informazioni devono essere opportunamente codificate. Le forme della superfice sono disegnate dalle curve di livello, la natura è l’età in base a colori diversi… una chiave indispensabile per leggere queste carte è dunque la legenda, che è spesso accompagnata da una colonna stratigrafica (che rappresenta la successione verticale di tutte le formazioni rocciose. Inoltre possono essere presenti una o più sezioni geologiche, ovvero tagli verticali che si immagina di fare nella crosta per rappresentare la prosecuzione in profondità dei corpi rocciosi fin dove è possibile.

LA TETTONICA DELLE PLACCHE

1. L’ INTERNO DELLA TERRA: l’esatta misura del nostro pianeta ha permesso di calcolarne il volume (V 1,083 X 1021 m3); mentre le leggi della fisica hanno permesso di calcolare la massa del nostro pianeta (M 5,976 X 1024 Kg). Dal rapporto tra massa e volume si ricava la infine la densità media della Terra (5520 Kg/m3). I dati sismici permettono di concludere che la terra è formata da una serie di involucri concentrici: dall’esterno: 1- la CROSTA: distinta in continentale (spessore medio 35Km) e oceanica (spessore medio 6 Km). Essa è un involucro rigido e sottile, la sua composizione è molto eterogenea, varia da 2,7 g/cm3 per le rocce granitoidi e 3 g/cm3 per rocce basaltiche dei fondi oceanici. La base della crosta è indicata dalla brusca discontinuità sismica, nota come superfice di Moho ; 2- il MANTELLO: si estende da moho a 2900 Km (discontinuità di Gutenberg. Hanno maggiore rigidità perché alla disc di Moho corrisponde un brusco aumento della velocità con cui si propagano le onde sismiche nei confronti della velocità con cui attraverso la crosta. La pressione aumenta con la profondità da 9 a 1900 Kbar e la densità di materiale sale da 3,3 a 5,6. rocce ultrabasiche con uno spessore di 2900 Km. Rappresenta l’82% del volume. Di essa fa parte l’ astenosfera (tra i 70 e 250 Km) ovvero una zona in cui il mantello è parzialmente fuso. A profondità maggiori la rigidità del mantello aumenta con la profondità. Probabilmente peridotiti (rocce ultrabasiche formate da olivina e pirosseni (silicati di ferro e magnesio)). Il resto del mantello con uguali materiali ma organizzati in reticoli cristallini diversi via via più adatti a resistere alla temperatura. L’insieme della crosta e del mantello fino all’atmosfera è detto LITOSFERA per sottolineare il comportamento complessivamente più resistente nei confronti di astenosfera; 3- il NUCLEO: da discontinuità di gutemberg a superficie lehmann a 5170 km. lega di ferro-nichel, con un raggio di 3470Kmdi cui la parte più esterna è fluida. La pressione aumenta con la profondità da 1400 kbar a 3600 kbar; la densità aumenta vicino a discontinuità di Gutemberg 9,7 g/cm3 fino a 13g/cm3). Comprende il 16% del volume della terra. Ferro-nichel con qualche elemento meno denso come il silicio e lo zolfo che giustificano la densità dei dati sismici.
2. IL FLUSSO DI CALORE: la Terra perde continuamente calore (flusso termico) prodotto nel suo interno dagli isotopi radioattivi tra cui l’uranio 238, il torio 232 e il potassio 40. È basso in media 0,06 W per m2. Il flusso termico è a sua volta disomogeneo e riflette la presenza di correnti convettive (flusso termico più elevato per es su dorsali oceaniche): materiale più caldo risale nel mantello mentre materiale più freddo sprofonda (con velocità di qualche cm/anno). La temperatura cresce con la profondità (geotermia): nel mantello arriva a oltre 3000 °C mentre al centro supera i 4000 °C.
3. IL CAMPO MAGNETICO TERRESTRE: la terra, come il sole e altri pianeti, possiede un campo magnetico. La struttura del campo geomagnetico può essere descritta abbastanza bene supponendo di porre al centro del pianeta una barra magnetica il cui asse formi un angolo di circa 11° con l’asse di rotazione. Le linee di flusso indicano la presenza di una forza magnetica la cui intensità diminuisce con la distanza dal pianeta; un ago magnetico libero si dispone // alla linea di forza su cui si trova (direzione nord-sud (poli magnetici però sono un po’ più spostati rispetto ai poli geografici. In realtà la forma del campo geomagnetico è un po’ più complessa: infatti il campo della barra magnetica è dipolare (presenta due poli ai quali confluiscono le linee di flusso) il campo geomagnetico si può definire solo prevalentemente dipolare, poiché presenta alcuni scostamenti. Inoltre al di sopra di una certa temperatura critica, detta punto di Curie, i materiali magnetici perdono il loro magnetismo (500° molto + bassa di temp a interno terra). Origine del campo geomagnetico→ modello simile a quello della dinamo ad autoeccitazione: che prevede la presenza di materiale buon conduttore di elettricità in movimento dentro la terra (come il ferro fuso che è buon conduttore e mosso probabilmente da moti convettivi : l’origine di tali moti imputata al calore prodotto dalla radioattività residua del nucleo ma anche altre ipotesi).il paleomagnetismo consente lo studio del campo magnetico terrestre del passato (possibile perché le rocce mantengono una magnetizzazione propria, indotta dal campo magnetico esistente al momento della loro trasformazione). Si è scoperto che il campo geomagnetico esiste da almeno 3,5 miliardi di anni; che sembrava che i poli avessero cambiato posizione nel corso degli anni, ma non era così, in realtà erano stati i continenti a muoversi, scivolando e ruotando lentamente sulla superficie terrestre, mentre i poli magnetici erano rimasti all’incirca nella posizione attuale rispetto all’asse di rotazione; di conseguenza le rocce hanno cambiato posizione e orientamento e con esse si è spostato anche il loro campo magnetico fossile. Ma c’è stata un'altra scoperta: in molte rocce di età recente (quando i continenti avevano raggiunto la posizione attuale) la direzione di magnetizzazione è opposta rispetto a quella attuale → inversioni di polarità: il campo magnetico terrestre è passato alternativamente da normale (orientato con il polo nord come oggi) a inverso. Utilizzando numerosi campioni di rocce (soprattutto lave basaltiche) si è ricostruita la successione dei periodi di tempo a polarità normale e inversa che si sono susseguiti negli ultimi 5 milioni di anni circa: → scala stratigrafica paleomagnetica divisa in 4 epoche ( da 0,0 a 0,73 epoca normale : BRUNHES; da 0,73 a 2,48 epoca inversa: MATUYAMA; da 2,48 a 3,36 epoca normale: GAUSS; da 3,36 a 5,0 epoca inversa GILBERT) all’interno delle quali si sono riconosciuti alcuni intervalli molto brevi di inversione , chiamati eventi.
4. LA STRUTTURE DELLA CROSTA: i due tipi di crosta sono molto diversi tra di loro per spessore, quote medie della superfice (emersa o sommersa), età delle rocce che vi compaiono e natura delle rocce e loro giacitura: 1- la CROSTA CONTINENTALE: spessore maggiore (35 Km in media, 60-70 sotto le catene montuose) solo in alcuni settori minore 20Km in cui sono in atto movimenti distensivi con sviluppo di grandi depressioni tettoniche; livello medio di crosta continentale è di oltre 4000 m maggiore di crosta oceanica; età delle rocce da oggi fino a oltre 4000 Ma; composizione eterogenea con profonde deformazioni (pieghe, faglie, falde, metamorfismo ecc). nella crosta inferiore compaiono la granulati a granati, rocce metamorfiche di alta temperatura che s formano in assenza di acqua. La struttura è formata dalla giustapposizione di fasce di rocce ognuno delle quali è il risultato di fasi di profonda deformazione della crosta. è divisa in cratoni (aree stabili da lungo tempo; si distinguono scudi (parti più antiche e appaiono come ampie pianure debolmente bombate verso l’alto e sono costituiti di ammassi di rocce ignee e metamorfiche) e tavolati che circondano scudi su cui affiorano rocce sedimentarie che sono testimonianze di lunghi periodi di sommersione marina alternati a fasi di emersione; sotto tavolati proseguono le rocce degli scudi) e orògeni (fasce deformate negli ultimi 500 Ma; ispessimento della crosta; Ande, catena alpino-himalayano dove la crosta arriva a 70 Km di profondità e dove l’attività geologica è molto intensa). 2- CROSTA OCEANICA: spessore molto minore (6 Km; si riduce sotto le dorsali oceaniche);livello medio di crosta continentale è di oltre 4000 m maggiore di crosta oceanica; età inferiore a 190 Ma; composizione omogenea (sedimenti che coprono rocce basiche- basalti e gabbri- in strati non deformati). La crosta, inoltre, galleggia sul sottostante mantello; le catene montuose emergono in quota perché al di sotto di loro la crosta ha un forte spessore di rocce meno dense rispetto al mantello (radici), che le mantiene in equilibrio (isostasia). Ogni variazione di spessore nella crosta si traduce in movimenti verso l’alto e verso il basso, verso un nuovo equilibrio (aggiustamenti isostatici)
5. L’ESPANSIONE DEI FONDI OCEANICI: (all’inizio c’era unico grande continente detto Pangea circondato da un unico grande Oceano, la Pantalassa).a circa 200 ma la pangea si sarebbe divisa in più parti (americhe, Africa, Eurasia, India, Australia, Antartide) che si sarebbero allontanate tra loro secondo un meccanismo noto come deriva dei continenti (Wegner: considerava aree continentali come zattere di sial (da silicio e alluminio: crosta a composizione granitica meno densa) sul sima (da silicio e magnesio: più denso di composizione basaltica) prove geografiche e geologiche (somiglianza con linee di costa di Africa e America sud e probabile presenza di antichi ponti continentali che poi sono sprofondati sotto gli oceani); prove paleontologiche e paleoclimatiche (ghiacciai anche in africa)). La crosta oceanica comprende una serie di dorsali oceaniche (sommerse, oltre 60000 Km, dal mar glaciale d’Artico serpeggia verso atlantico indiano e pacifico), una sorta di ampio inarcamento verso l’alto la cui sommità è percorsa dalla Rift Valley, una profonda e ampia fossa tettonica larga una decina di km e profonda 1500-3000 m; tale depressione è delimitata sui lati da un sistema di profonde spaccature (faglie) altri tipi di fratture sono le faglie trasformi (faglia di San Andreas (California); entro tale fossa risale continuamente dal mantello magma basaltico ad alte temperature, che si solidifica e forma nuova crosta (all’interno della valle come roccia basaltica con la tipica struttura a cuscino, la cosiddetta pillow lava prodotta dal brusco raffreddamento a contatto con l’acqua) terremoti lungo rift e faglie trasformi. In altri settori la crosta oceanica si inflette verso il basso e forma le fosse abissali (depressioni del fondo lunghe migliaia d km che scendono a più di 10000 m di profondità; bordo Pacifico e coste Sudamerica) fiancheggiate da archi vulcanici (come le Ande). I sistemi arco-fossa sono caratterizzate da forte sismicità (ipocentri (superficiali vicino alla fossa e più profondi più ci si allontana) lungo la superfice di Benioff superfice ideale che scende in profondità con un angolo rispetto alla superfice terrestre tra i 30° e i 70° C). L’espansione dei fondi oceanici prevede che lungo la Rift Valley delle dorsali, dove il magma risale, si formi continuamente nuova litosfera (quindi anche crosta) oceanica, mentre i due lati delle dorsali si allontanano reciprocamente; nello stesso tempo, nelle fosse oceaniche altra litosfera, ormai fredda e densa, sprofonda nel mantello ( con un movimento detto di subduzione) e viene riciclata (non tutta però: parte del magma sale in superfice e alimenta il vulcanismo degli archi vulcanici; poiché parte del magma si consolida anche a certe profondità dando origine a rocce intrusive si parla di archi magmatici); questo sprofondamento provoca terremoti (riconoscibili nella superfice di Benioff) e, con la fusione progressiva del materiale che affonda, produce magmi che risalgono e alimentano numerosi vulcani (arco vulcanico). Una conferma della graduale espansione dei fondi oceanici e della loro progressiva consumazione è stata vista nella distribuzione a fasce alternativamente positive e negative delle anomalie magnetiche registrate in corrispondenza dei fondali marini che viene attribuita al paleomagnetismo dei basalti della crosta oceanica, combinato con il fenomeno delle inversioni delle polarità magnetiche.
6. LA TETTONICA DELLE PLACCHE: comportamento della litosfera. la litosfera è suddivisa in una ventina di placche di varie dimensioni, stabili al loro interno e delimitate da combinazioni di margini attive: dorsali di espansione (margini costruttivi o divergenti: dorsali oceaniche), fosse di subduzione ( margini distruttivi o di convergenza) e faglie trasformi (margini conservativi). Globalmente la nuova litosfera che si produce lungo le dorsali è bilanciata dalla vecchia litosfera che viene riciclata nella subduzione. Le singole placche possono essere formate da sola litosfera oceanica o continentale o da entrambe. Il movimento delle placche provoca profonde deformazioni di interi lunghi settori di crosta, con formazione di catene montuose (orogeni) secondo vari meccanismi: per consumazione di crosta oceanica in subduzione sotto il margine continentale di una placca ( pacifico del Sud America, fossa del Perù- Cile→ catena Ande caratterizzata da alti vulcani e forti terremoti); per collisione continentale dopo consunzione della litosfera oceanica interposta tra le due placche in convergenza tra loro (tra Eurasia e India→ catena Hymalaya; per accrescimento crostale a seguito di collisioni di frammenti di crosta di varia natura trascinati a saldarsi lungo un margine continentale ( catene montuose di Alaska e degli stati uniti nord occidentali). Modesti lembi di litosfera oceanica possono rimanere incastrati nella crosta deformata (ofioliti). La litosfera continentale può lacerarsi lungo grandi fratture provocate da movimenti del mantello. La fossa tettonica che si forma si allarga e i due settori di litosfera si separano. Nello spazio interposto si forma nuova litosfera oceanica, che diviene il pavimento di un nuovo oceano in espansione. Lungo i margini del nuovo oceano si accumulano grossi spessori di sedimenti (prismi sedimentari: ad essi corrispondono la piattaforma continentale e la scarpata continentale). Inversioni nel movimento delle placche possono portare un prisma sedimentario a collidere e le sue rocce entrano così a far parte di una catena montuosa (un OROGENO, destinato a diventare un nuovo lembo di crosta continentale). Il movimento delle placche porta alla periodica aggregazione di un supercontinente (Rodinia esistito circa 750 ma,e poi Pangea 250 ma), destinato ogni volta a smembrarsi (ciclo di Wilson che ha una durata dell’ordine di 500 ma)
7. VULCANISMO SISMICITA’ E PLACCHE: vulcanismo e sismicità sono strettamente connesse con la tettonica delle placche. Vulcanismo effusivo e terremoti superficiali sono associati alle dorsali (fusione parziale del mantello in risalita e faglie lungo la rift valley, di conseguenza il magma è di natura basaltica e da origine a lave fluide x’ povero di silicie che fuoriescono lentamente); vulcanismo esplosivo e terremoti da superficiali a profondi (lungo archi insulari vulcanici o lungo il margine dei continenti che fronteggiano le fosse abissali) sono collegati al piano di subduzione (fusione e deformazione di faglie della placca che affonda) presenza di sedimenti marini (argille, sabbie, calcari) imbottiti d’acqua fa si che il magma sia ricco di silice (viscoso) e con molti fluidi (vapore acqueo e CO2)→ manifestazioni esplosive con lave che sono da intermedie (o neutre) ad acide (andesiti e rioliti) ma non mancano lave basaltiche per la fusione parziale del mantello che sta sopra la placca che sprofonda e che porta alla formazione di giganteschi batoliti; vulcanismo isolato all’interno delle placche (sia in oceano come Hawaii, canarie, reunion, sia sui continenti come in Africa orientale e Europa) è dovuto alla risalita nel mantello di colonne di materiale caldo da grandi fratture della crosta. Nella maggior parte dei casi siamo invece di fronte alla manifestazione in superfice di punti caldi (ristrette aree di crosta caratterizzate da un elevato flusso termico e continua effusione di lave basaltiche (risalita materiale caldo da zone profonde, non legato a attività ai margini delle placche. Terremoti lungo le catene montuose attuali indicano che gli sforzi dovuti a collisioni continentali non si sono ancora esauriti. Terremoti superficiali all’interno di una placca possono segnalare la prossima formazione di un nuovo margine.
8. IL MOTORE DELLE PLACCHE: è visto in movimenti convettivi all’interno del mantello (provocati da locali squilibri termici a loro volta causati dal calore liberato da processi radioattivi → tomografia sismica: analisi onde sismiche per ottenere una immagine della terra che mostri le zone più calde e quelle fredde (all’interno onde più veloci in regioni fredde e più lente in regioni calde→ fino a 200 Km mantello è freddo sotto i continenti e caldo sotto dorsali; a prof maggiori fino a 600 si osservano 2 regioni calde, una sotto l’Africa orient e arabia e l’altra sotto l’oceano Pacifico e intorno ad esse anello di rocce fredde), con circuiti unici tra la base del mantello e la litosfera o con circuiti separati nel mantello inferiore o in quello superiore. Litosfera oceanica fredda e pesante sprofonderebbe nel mantello e alcuni lembi scenderebbero fino al limite con il nucleo,mentre da quelle stesse regioni risalirebbero i pennacchi (colonne di materiale caldo) che si manifestano nei punti caldi. Il lavoro di questo gigantesco motore termico è fatto a spese dell’energia termica della Terra, legata al calore latente che si libera nella solidificazione del nucleo esterno (fluido) e al decadimento degli isotopi radioattivi.