Tettonica a zolle

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Mappa delle placche tettoniche della Terra

Il guscio più esterno della terra, freddo e meccanicamente forte comprendente la crosta e una parte del mantello superiore viene detto litosfera e corriesponde ad uno spessore approssimativo di circa 100 Km di spessore. L'astenosfera , subito al di sotto, la si può immaginare come il mare su cui galleggia la litosfera, a causa delle alte temperature e le elevate pressioni, è una regione meccanicamente più debole e assume un comportamento plastico (scorre su tempi geologici).

La tettonica a zolle parte dal concetto che la litosfera è composta da un esiguo numero di zolle pressochè rigide che si muovono sull'astenosfera. La maggior parte della deformazione derivante dal moto avviene lungo i margini e questo può essere visto facilmente guardando la mappa della sismicità, e notando che la concentrazione dei terremoti avviene appunto sui margini di faglia.

La teoria della tettonica a zolle si occupa di descrivere le interazioni che avvengono tra le zolle, e le conseguenze macroscopiche di queste interazioni.

Si basa principalmente su quattro ipotesi di base:

Indice
1 I margini di zolla
2 Margini Conservativi (faglie trasformi)
3 Margini Divergenti
4 Margini Convergenti
5 Testo da integrare

I margini di zolla

I margini di zolla sono di tre tipi

lungo i quali le zolle si avvicinano l'una all'altra.Lungo questi,la litosfera di una zolla scende nel mantello e viene distrutta.Si rappresentano con fosse oceaniche con zone di subduzione

su di essi le zolle si allontanano l'una dall'altra. In questi tipi di margini viene creata nuova litosfera.Sono rappresentati da una dorsale oceanica

Sebbene le zolle siano formate sia da materiale continentale che oceanico, di solito è solo il materiale oceanico ad avere una crepa e venire distrutto. La cosa risulta ovvia per la creazione lungo le dorsali, non è così invece per la subduzione. La spiegazione è da ricercarsi nella bassa densità del materiale continentale rispetto a quello di mantello. In una collisione continentale il materiale leggero resta in superficie(generando montagne), mentre la litosfera oceanica più densa subduce.

Margini Conservativi (faglie trasformi)

Un movimento destrorso o sinistrorso, di una placca contro un'altra può causare effetti facilmente visibili in superficie. A causa dell'attrito le placche non scivolano in modo cotinuo l'una sill'altra, ma avviene un accumulo dello stress sui margini di zolla che quando supera la soglia di rottura delle rocce presenti, viene rilasciato istantaneamente provocando così i terremoti,un tipico fenomeno ceh avviene lungo le faglie trasformi. Questa viene chiamata teoria del rimbalzo elastico.

Un tipico esempio di questo tipo di faglie si trova nel complesso della Faglia di S. Andrea sito nella costa est del nord America. In quest'area, le placche del Pacifico e del Nord America si muovono l'una rispetto all'altra in modo tale che la placca del Pacifico si muove verso nord rispetto a quella del nord America.

Margini Divergenti

Nel caso di margini divergenti le due placche si muovono allontanandosi l'una dall'altra e lo spazio che viene a crearsi dal loro allontanamento viene riempito con nuovo materiale proveniente dalla crosta sottostante.Un fenomeno tipico che accompagna i margini divergenti è quello degli hotspots, o punti caldi. In questi punti si accumula una grande quantità di materiale astenosferico vicino alla superficie con un'energia cinetica tale da poter rompere la litosfera. Esempi tipici di questi fenomeni sono quelli delle montagne marine Imperatore e delle Hawaii nell'oceano pacifico.

Margini Convergenti

La natura dei margini convergenti dipende dal tipo di litosfera delle placche che collidono. Nei casi in cui una placca oceanica molto densa collide con una placca continentale meno densa,si forma tipicamente una zona di subduzione ove il materiale oceanico scende in profondità lasciando il materiale continentale in superficie. Questo è ciò che avviene nell'area lungo la costa ovest del Sud America, ove la Placca di Nazca viene subdotta dalla placca continentale del sud America. Subducendo, questo materiale viene notevolmente scaldato e produce materiale fluido e gassoso che tende a risalire in superficie formando vulcani o catene vulcaniche.

Testo da integrare

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Struttura interna della terra

L’evolversi nel corso del XX secolo di sempre più avanzate tecnologie ha permesso la precisa determinazione della massa (M 5,976 x 1024 kg) e del volume (V 1,083 x 1021 m2) della terra; da ciò si giunge alla densità media del nostro pianeta (D 5.52 g/cm2). Si può a questo punto compiere un’importante considerazione: siccome la densità media delle rocce costituenti la parte più superficiale del pianeta, cioè quella a noi accessibile, è di soli 2,7/3 g/cm2, si deduce che il loro interno deve essere di diversa densità. Grazie poi allo studio dei sismogrammi si è giunti a considerare l’interno della terra suddiviso in una serie di gusci; difatti si è notato che le onde sismiche subiscono fenomeni di rifrazione nell’attraversare il pianeta. La rifrazione consiste nella modifica della velocità e della traiettoria di un onda quando questa si trasmette ad un mezzo con differente densità. Si sono potute così rilevate superfici in profondità in cui si verifica una brusca accelerazione e deviazione delle onde, e in base a queste sono state identificate quattro zone sferiche concentriche: la crosta, il mantello, il nucleo esterno e il nucleo interno. Occorre anticipare che le onde sismiche sono di due tipi, longitudinali (o di compressione) e trasversali (o di taglio); le prime si trasmettono più velocemente delle seconde, e sono per questo chiamate anche rispettivamente prime e seconde (P e S), inoltre le onde S si trasmettono solo nei solidi. Vediamo ora nel dettaglio questi “gusci”.


IL NUCLEO_ A circa 2900 km è localizzata la discontinuità di Gutemberg, oltre cui le onde S non proseguono e solo una piccola parte d’onde P riesce a penetrare. Da ciò si è dedotto che il nucleo nella sua parte più esterna è fluido (nucleo esterno). Con un analogo processo è stata trovata una discontinuità a circa 5170 km di profondità, denominata superficie di Lehmann, oltre cui inizia il nucleo interno, solido. Complessivamente il nucleo terrestre ha un raggio di 3470 km e comprende il 16% del volume della terra; la pressione va da 1400 Kbar a 3600 Kbar, mentre la densità da 9,7 g/cm2 a 13 g/cm2. Sulla composizione del nucleo interno concorrono diverse teorie; la più accreditata lo ritiene fatto di ferro e nichel, ovvero da quei materiali più pesanti che sarebbero sprofondati al centro del pianeta quando questo era allo stato fuso.

IL MANTELLO_ Il mantello è l’involucro che contiene il nucleo; esso è limitato superiormente dalla discontinuità di Mohorovići (comunemente chiamata Moho) posta a poche decine di km di profondità. Il mantello presenta caratteristiche omogenee, poiché lo studio delle onde non a mostrato bruschi cambiamenti. Il mantello rappresenta l’82% del volume della terra, la pressione passa da 9 a 1400 Kbar, e la densità da 3,3 a 5,6 g/cm2. Il brusco aumento della velocità delle onde testimonia una maggiore rigidità (infatti il mantello è solido), ma tra i 70 e i 250 km è stata evidenziata una zona di debolezza, a cui è stato attribuito il nome di astenosfera, nella quale il materiale risulta parzialmente fuso (forse non più del 10%). Sono poi state messe a confronto le analisi delle onde sismiche su materiali fatte in laboratorio e quelle rilevate dai sismografi; i risultati suggeriscono che il mantello è fatto di peridotiti, ossia rocce ultrabasiche (povere di silice). Con l’aumentare della profondità le rocce si organizzano in diverse strutture cristalline via via più adatte alle crescenti pressioni; in base a questa caratteristica il mantello è comunemente suddiviso in due parti, inferiore e superiore. Al di sopra dell’astenosfera infine il mantello ridiventa completamente rigido; questa zona, comprensiva anche del terreno fino alla superficie, e detta litosfera. LA CROSTA_ Tra la superficie di Moho e la superficie c’è infine la crosta, il cui spessore varia tra una media di 6 km sotto gli oceani a 35 km, con massimi di 60-70, km sotto i continenti. Come visto sopra la crosta terrestre costituisce parte della rigida litosfera. Questo strato di irrilevante spessore, rispetto ai 6000 e più km di raggio terrestre, è il più eterogeneo e differenziato tra i quattro strati, nonché il meglio conosciuto grazie alle stupefacenti tecniche di perforazione, grazie a cui sono state raggiunte e studiate rocce fino a 13 km di profondità (tra il 1970 e il 1990 nella penisola di Kola ad opera dell’allora U.R.S.S.). Sappiamo perciò che esistono due tipi di croste molto diverse tra loro: la crosta oceanica e la crosta continentale. La prima è interamente ricoperta dagli oceani, la seconda comprende i continenti e parte del mare che li circonda. Vediamole nel dettaglio. La crosta oceanica ha uno spessore medio di 6 km, 29 km in meno di quella continentale; inoltre le rocce della prima sono più giovani della seconda (190 ml di anni contro record di 4 mld di anni) e più omogenee: ricorrono tre strati, un primo spessore modesto di sedimenti poco litificati , poi un grosso settore di basalti e un terzo strato di gabbro; di per contro la seconda possiede caratteristiche estremamente diversificate, che testimoniano un continuo processo di cambiamento, chiamato orogenesi, analizzato più avanti. Si è visto come la crosta terrestre possieda diverso spessore. Precisiamo che le massime profondità sono raggiunte sotto le grandi catene montuose. Questo perché la crosta “affonda” nel mantello sottostante come una nave nell’acqua; l’esempio è però impreciso poiché il mantello è quasi completamente solido, ma le enormi forze-peso che agiscono continuamente per milioni di anni fanno sì che questo si comporti come un materiale plastico. Quindi in prossimità di montagne il peso della crosta sarà maggiore e necessiterà di una maggiore spinta di galleggiamento, del tutto analoga alla spinta di Archimede, e affonderà nel mantello. La tendenza della crosta a ricercare questa posizione di equilibrio è detta isostasia.


La teoria tettonica: definizione e processi

Nel corso degli ultimi cinquant’anni si è fatta largo la teoria della tettonica a placche che prende in esame le trasformazioni subite dalla litosfera nel corso della storia terrestre, trasformazioni che tuttora interessano il pianeta. Abbiamo visto come la litosfera si appoggi sull’astenosfera. Secondo tale teoria la parte più esterna terrestre è divisa in tanti blocchi, le placche appunto, le quali si comportano come “zattere” alla deriva. Queste placche, oceaniche o continentali, interagiscono tra di loro, dal momento in cui i loro margini sono a contatto. Vediamone meglio le conseguenze.

LE DORSALI OCEANICHE_ Verso gli anni ’70 grazie alle avanzate tecniche di scandaglio dei fondi oceanici sono state rilevate le dorsali oceaniche, identificate come punti di contatto tra le placche. Più precisamente la dorsale è il risultato della divergenza tra due placche di crosta oceanica. Abbiamo visto come la litosfera nei pressi di tale crosta si assottigli molto; è facile quindi che le due zolle, allontanandosi, facilitino la risalita di magma dall’astenosfera. Infatti le dorsali non sono altro che enormi vulcani lineari che si snodano per più di 60000 km , ampie dai 1000 ai 4000 km, e alte 2-3000 km. Il magma che ne fuoriesce risulta ultrabasico, come i materiali componenti il mantello, e forma questi rilievi. La catena è poi segnata da un solco longitudinale, largo qualche decina di km e profondo tra i 1500 e i 3000 km, dai lati molto ripidi e paralleli, da cui fuoriesce la lava; questa valle porta il nome di rift valley. Vi sono infine ulteriori fratture trasversali rispetto all’asse della faglia, che prendono il nome di faglie trasformi (ad esempio la faglia di San Andreas in California). La dorsale viene da queste disarticolata in numerosi segmenti, ciascuno dei quali risulta spostato rispetto a quelli contigui. Le faglie trasformi sono probabilmente causate dalla rotazione terrestre; queste tendono infatti a disporsi orizzontalmente, anche se poi i movimenti tettonici le confondono. Lungo queste faglie avvengono poi numerosi terremoti, posizionati lungo faglia compresa tra i capi della dorsale divisa, dove i margini scorrono in direzione opposta. Le dorsali oceaniche non sono altro che luoghi di produzione della crosta oceanica: al di sotto di questa il materiale solido del mantello risale lentamente, in parte fondendo per la diminuzione della pressione litostatica, e in parte dividendosi in direzione opposte alla dorsale, allontanandone i margini; gli spazi creati sono riempiti dal magma in risalita, che in alcuni punti affiora in superficie (ad esempio l’Islanda, le Azzorre, …). Le prove di tale processo sono essenzialmente tre. Grazie a rilevamenti si è scoperta che la crosta oceanica è tanto più antica quanto più ci si allontana dalle dorsali. Questo suggerisce che la crosta si crea lungo le dorsali i cui margini si allontanano. Si sa poi che spessore dei sedimenti sui fondi dell’oceano si riduce più si è vicini alle rift valley: difatti la pioggia di sedimenti è costante, ed è chiaro più la crosta è vecchia più rocce sedimentarie la ricoprono. Infine si sono scoperte delle inversioni magnetiche nella crosta parallele alle dorsali. Il pianeta terra è infatti dotato di un campo magnetico, paragonabile alla situazione che si crea quando al centro di una sfera è posizionata una barra magnetica. L’ipotetica barra magnetica terrestre forma un angolo di circa 11° con l’asse di rotazione, quindi i poli magnetici sono leggermente scostati da quelli geografici. L’origine di tale campo va forse ricercata nei movimenti convettivi di cariche elettriche che avvengono nel nucleo esterno, composto come si è visto da ferro allo stato fuso. Alcuni studi hanno evidenziato come nel corso della storia avvengano delle inversioni magnetiche, durante le quali i due poli si invertono. Considerando che le lave basaltiche fuoriuscenti dalle dorsali si magnetizzano nella direzione del campo terrestre, le inversioni sopra accennate sono spiegate con l’allontanamento progressivo dei margini delle dorsali.

LE FOSSE OCEANICHE_ Se le dorsali sono zone estensive, dove si crea crosta, le fosse oceaniche sono zone di distruzione della crosta. Le fosse sono depressioni del fondale oceanico lunghe migliaia di km, profonde fino a 11000 m e relativamente molto strette, come un profondo taglio. Si sa che sono il risultano dell’interazione tra due placche, oceanica- continentale o oceanica- oceanica, che premono l’una contro l’altra in un movimento compressivo. Succede che una zolla meno densa di quella contro cui preme, sprofonda contro essa. Analizzando i sismogrammi, è stata rilevata lungo queste strutture un’intensa attività sismica, che risulta collocata più in profondità mano a mano che ci si allontana dalla zolla in subduzione. Questo perché la superficie che scende verso il mantello, denominata superficie di Benioff, friziona contro quello della zolla antagonista. Ciò avviene fino a circa 720 km di profondità, dopo di cui l’attività si interrompe bruscamente. Questo perché la crosta sì “amalgama” con il mantello essendo giunta molto in profondità. Ma le forze che interessano la superficie di Benioff causano anche la fusione di vaste masse rocciose, e quindi fenomeni di intenso vulcanismo lungo il margine della fossa; si creano così catene vulcaniche che nel caso di una crosta oceanica danno luogo ad archi insulari, nel caso di una continentale a cordigliere montuose (esempio classico sono le Ande, ma anche l’Indonesia, le Filippine, il Giappone e le isole Sandwich). Il vulcanismo lungo queste zone è, diversamente dalle dorsali, altamente esplosivo, dal momento che il magma proviene da fusione di rocce della crosta quindi molto acido, soprattutto nel caso della continentale. Il legame presente tra dorsali e fosse è quindi molto profondo: il materiale risalente dal mantello esce dalle prime, poi trascinato dai movimento sottostanti se ne allontana raffreddandosi gradualmente, riducendosi di volume e quindi aumentando di densità, fino ad arrivare alle seconde sprofondando di nuovo.


L’OROGENESI_ Il quadro fin qui dipinto risulta abbastanza semplice, sennonché manca ancora un tassello: i continenti. Non sempre infatti una placca oceanica è in equilibrio tra creazione e distruzione, nel senso che non sempre a una dorsale corrisponde una fossa e viceversa. In questi casi abbiamo interazioni crosta continentale- crosta continentale che portano ai processi di orogenesi, ossia alla modifica dei continenti con l’innalzamento di catene montuose. Le cordigliere vulcaniche che sorgono ai margini delle fosse (che sono per questo dette sistemi arco- fossa) sono esse stesse esempi di orogenesi. Ma il caso più eclatante è senz’altro quando una placca in subduzione porta con sé un’area continentale; in questo caso non ci sono differenze sufficienti di densità fra i due sistemi antagonisti, e cosi i due continenti si scontrano causando l’innalzamento di montagne nella zona di “sutura”. In questo processo l’oceano scompare e il suo fondo viene per la maggior parte riassimilato nel mantello, ma grandi porzioni di questo vengono “strappate” durante l’orogenesi, per lo più rocce sedimentarie. Nello stesso modo isole con maggiore densità sono trattenute lungo il margine della placca continentale, portando ad un accrescimento crostale. Rilievi come l’Himalaya, le Alpi, gli Urali ne sono un esempio, e ora capiamo perché rocce tipiche dei fondali marini sono tanto diffuse in queste zone. I blocchi continentali sono così portati alla deriva, come aveva capito lo scienziato Wegener con l’ipotesi della deriva dei continenti; solo che questi non galleggiano come iceberg sul fondo oceanico, ma sono vincolati alla litosfera, seguendone i movimenti.

IL CICLO DI WILSON_ Fosse e dorsali non sono strutture stabili; un’altra fossa può sostituire l’esistente, che si distrugge, mentre la risalita di magma attraverso la dorsale può arrestarsi, e portarla al raffreddamento e allo spegnimento. Una nuova dorsale può nascere nel bel mezzo di un continente: quando grandi masse di materiale caldo in risalita (come vedremo meglio nel successivo paragrafo) arrivano in prossimità della litosfera continentale, questa si può fratturare dando origine allo stadio embrionale nel quale già si nota la rift valley, testimoniata da una lunga spaccatura con i bordi, fatti a “gradinate”, molto ripidi. È quello che sta succedendo in Africa, dal Mar Rosso al Mozambico. La lava inizia a fuoriuscire formando nuova crosta oceanica, mentre per il meccanismo già visto i margini dei due nuovi continenti si allontanano tra loro. Le acque invadono rapidamente la depressione e si forma l’oceano; è questo lo stadio giovanile. In ultimo vi è lo stadio di maturità: lungo i margini dell’ormai ampio bacino oceanico si accumulano i detriti che vanno a formare la scarpata oceanica, confine tra i due tipi di croste. Naturalmente il processo si può anche invertire, continenti torneranno a riavvicinarsi scontrandosi e dando luogo al fenomeno dell’orogenesi. Questo fin qui descritto è conosciuto come ciclo di Wilson, grazie a cui si è potuti risalire ad antiche disposizioni continentali, come i supercontinenti (la Pangea, 250 ml di anni fa, e la Rodìnia, 750 ml). Secondo questa teoria poi ci sarebbe la ciclica formazione di un supercontinente, che poi tenderà a smembrarsi e a ricomporsi in seguito, secondo un periodo di circa 500 ml di anni. Può perciò essere assunto come unità di misura dell’evoluzione geologica del nostro pianeta.

Conseguenze dei movimenti tettonici

In funzione di quest’importantissima teoria è stato possibile interpretare fenomeni diffusissimi sul nostro pianeta, ossia il vulcanismo e la sismicità. Gli indizi che li legano alla tettonica sono innanzitutto la loro localizzazione sulla superficie, molto particolare. Difatti terremoti e vulcani sono concentrati lungo fosse, dorsali, faglie trasformi e punti caldi (questi ultimi saranno affrontati più avanti). Vediamo ora più da vicino queste due importanti conseguenze tettoniche.

IL VULCANISMO_ E’ definito un fenomeno di vulcanismo qualsiasi caso di risalita di materiale allo stato fuso, spesso accompagnato da gas e solidi, come vedremo. Abbiamo visto come nell’astenosfera e nella crosta si creino grosse masse magmatiche a causa delle forze tettoniche e della crescente pressione e temperatura. Sappiamo inoltre che gli stessi processi tettonici permettono la risalita di questo materiale, da cui risulta una disposizione dei vulcani molto localizzata, lungo le fosse, dove lo sprofondamento della crosta porta alla fusione di parte della zona di contatto, o lungo le dorsali, dove il magma del mantello risale. Ci sono però diversi tipi di vulcani, a seconda del materiale eruttato: vediamoli meglio. Quando il magma eruttato è molto basico sì da origine a vulcani a scudo (per esempio quelli islandesi, o più genericamente le dorsali), le cui eruzioni sono frequenti e poco esplosive; la lava scorre fluida per molto prima di solidificarsi, dando origine ad un edificio molto largo e appiattito (eruzione di tipo hawaiano, o islandese se il cratere è lineare). Il materiale è perlopiù di tipo fuso. Questi vulcani sono localizzati lungo le dorsali e nei punti caldi. Troviamo invece uno strato- vulcano quando le lave sono più acide. In questi casi il magma è molto viscoso e trova difficoltà nel risalire, solidificando velocemente una volta fuori. Alle emissione laviche si alternano emissioni di piroclasti, ossia materiale solido che viene “sparato” fuori (polveri, ceneri, bombe, …) e che, alternandosi con le colate, forma gli strati dell’edificio. Eruzioni di questo tipo possono essere molto violente, poiché il magma tende ad ostruire il camino vulcanico creando un “tappo”; solo quando le pressioni interne sono sufficienti a superare l’ostruzione l’eruzione riprende (eruzione di tipo vulcaniano), ma nei casi estremi ci può essere un’esplosione che può arrivare a distruggere l’intero vulcano (eruzione di tipo peleèano). Il vulcanismo di questo tipo è presente lungo il margine continentale delle fosse o dei sistemi arco-fossa, ossia dove il magma proviene dalla crosta, ove le rocce sono di composizione più eterogenea. Vi è infine da analizzare un terzo aspetto del vulcanismo, ossia il vulcanismo secondario; quando il fenomeno cessa e il vulcano si estingue difatti, permane in profondità la camera magmatica che raffredda e solidifica nel corso di milioni di anni, nel corso dei quali continua ad interagire con il terreno, con l’acqua delle falde, con i gas in risalita, …Tale massa in raffreddamento è detta plutone e da origine a popolari fenomeni come i geyser, le terme, le fumarole, e molti altri.


LA SISMICITÀ_ Anche i terremoti sono il risultato del movimento delle placche, lungo i cui margini si stabiliscono le faglie, ovvero la zona dove si manifesta la frizione tra le due zolle. Le vibrazioni del terremoto sono dovute al meccanismo del rimbalzo elastico: lungo la faglia, le due placche spingono in direzioni diverse, ma sono impedite dalle asperità; l’energia allora si accumula fin quando non è sufficiente a raggiungere il punto di rottura, allorché la faglia scorre improvvisamente liberandola. Il comportamento è tipicamente elastico, dopodiché le zolle trovano un punto d’equilibrio e l’energia ricomincia ad accumularsi. Le onde sismiche si propagano per tutto il territorio circostante dall’ipocentro, ossia il punto da dove si sprigiona l’energia. Si è già visto che i terremoti sono rilevati principalmente lungo le dorsali, dove la loro divaricazione porta a movimenti tellurici (in particolare in prossimità delle faglie trasformi), e lungo le fosse, lungo la superficie di Benioff. Analizziamo ora le onde sismiche prodotte: se ne distinguono tre tipi. Già all’inizio abbiamo analizzato le onde P e S. Nelle prime (onde longitudinali o di compressione) la particella oscilla avanti e indietro nella direzione di propagazione dell’onda stessa e possono così trasmettersi in qualsiasi mezzo (è dovuto a loro il boato del terremoto, e probabilmente anche la presunta preveggenza degli animali in materia, dotati di un finissimo udito). Le seconde (onde di taglio o trasversali) muovono la particella perpendicolarmente alla loro direzione, su e giù; sono più lente e si propagano solo nei solidi. Il terzo gruppo comprende le onde superficiali, cioè quelle che si manifestano dall’epicentro (il corrispondente verticale sulla superficie dell’ipocentro), e sono il frutto del combinarsi delle prime due. Sono perciò molto complicate, ne ricordiamo solo due, le onde di Love, e quelle di Rayleigh. Infine si possono manifestare effetti d’interferenza, dovuti alla riflessione e alla rifrangenza delle stesse onde all’interno del globo terrestre.

Cause dei movimenti tettonici

Manca ora capire perché queste placche si muovono dando origine a tutti i fenomeni fin qui visti. A tal merito è importante ricordare che la terra emette continuamente calore, prova dell’esistenza di un interno caldo; l’origine di questo flusso termico (oggetto di studio della tomografia sismica, che utilizza le onde sismiche per ottenere un’immagine tridimensionale dell’interno della terra in termini di regioni più calde o più fredde) va ricercata nel fenomeno della radioattività; si presume che nel mantello e nel nucleo terrestre abbondino relativamente elementi radioattivi come l’uranio 238 o il torio 232; questi, decadendo, emettono particelle la cui energia cinetica si tramuta in calore. Sappiamo quindi che dall’interno del pianeta sì diparte calore, che si trasmette agli strati superiori necessariamente per convezione (se avvenisse per conduzione necessiterebbero miliardi d’anni considerando la scarsa conducibilità dei materiali componenti). Questo processo comporta che enormi masse di materiale in profondità, riscaldandosi (sia con il calore dal nucleo che dallo stesso mantello), aumentino il proprio volume, diminuendo così di densità, e perciò risalgano agli strati superiori; Altre masse fredde sono spinte in basso, mentre quelle calde si raffreddano progressivamente, ridiscendendo e chiudendo il ciclo. Gli studi topografici hanno evidenziato la presenza di questi movimenti sia nel nucleo esterno e fluido (dove causano il campo magnetico terrestre), che nel nucleo interno e nel mantello, solidi. Qui i movimenti sono molto lenti, giacché sono enormi masse rocciose a muoversi. Il movimento circolare di queste celle convettive giunge in superficie innescando le zolle, creando rispettivamente una dorsale quando due masse si allontanano tra loro, e una fossa quando discendono fronteggiandosi. Accanto a tutto ciò s’inseriscono i pennacchi, cioè delle colonne, del diametro di qualche centinaio di km, che s’innalzano dalla superficie nel nucleo esterno, e che pompano calore direttamente da esso; essi si manifestano sulla crosta nei noti punti caldi, posti indipendentemente al movimento tettonico e fissi rispetto a questo. Risultano perciò localizzati all’estremità di lunghi allineamenti di vulcani (ad esempi le Hawaii), via via più antichi ed estinti, secondo il movimento della placca stessa. Possono anche trovarsi nel bel mezzo di una dorsale, portando ad un’anomalia nella fuoriuscita di lava, molto maggiorata (Islanda). Questi pennacchi portano ad importanti interferenze nell’influenza dei moti convettivi sulla tettonica, poiché numerosi punti caldi sono in grado di interrompere la continuità della litosfera. Alcuni geofisici preferiscono però considerare la struttura delle celle a due livelli, uno per il mantello superiore ed uno per il mantello inferiore. Questi ultimi, operanti in condizioni di maggior densità si muovono più lentamente, trasmettendo direttamente lo spostamento alle celle convettive superiori, che provocano i movimenti tettonici. Sebbene i due modelli siano ancora oggetto di dibattito, si tende a considerarli come integranti tra loro: infatti, sebbene il moto convettivo può essere considerato a due livelli, si pensa che alcune masse rocciose passino dall’uno all’altro. Non c’è alcun dubbio però che la teoria fin qui descritta trovi i sui fondamenti in questi argomenti.

See also: Tettonica a zolle, Stress