Didascalia alternativa:

di discontinuità: 1. la discontinuità di Mohorovičić (Moho), che separa la crosta dal mantello, mediamente tra 10 e 40 Km di profondità; 2. la discontinuità di Gutenberg, che separa il mantello dal nucleo esterno (liquido), a 2900 Km di profondità; 3. la discontinuità di Lehmann danese), che (sismologa separa il nucleo esterno dal nucleo interno (solido), a 5170 Km di profondità; Crosta Mantello Superiore L'interno della Terra Mantello Inferiore Nucleo Esterno Nucleo Interno 670 km 2900 km 5100 km 6371 km solido fluido L'interno della Terra Nucleo Litosfera Astenosfera Mesosfera La litosfera è il guscio più superficiale, rigido, formato dalla crosta e dal mantello superiore, suddivisa in placche che slittano sulla sottostante astenosfera, che è la parte del mantello superiore, a comportamento più plastico. (Il comportamento plastico dell'astenosfera e il comportamento rigido della litosfera sono alla base della teoria della Tettonica delle placche). Il calore interno della Terra è rilevabile da: misure indirette: attività vulcanica (eruzioni) e vulcanismo secondario (sorgenti termali, soffioni, geyser ...) misure dirette: gradiente geotermico nella crosta (3°C ogni 100m), che non è costante; flusso di calore, ossia la quantità di calore che sfugge dalla Terra per unità di area e di tempo (J/m2/s = Joule per metro quadrato al secondo). Il valore è massimo a livello delle dorsali oceaniche. Alti flussi di calore sono riscontrabili in aree continentali geologicamente attive (sismi e vulcani) e con litosfera più sottile, come in Toscana e Lazio. Origine La Terra è in progressivo raffreddamento: il calore interno in parte è ciò che resta del calore primordiale e fossile ottenuto da: Conversione dell'energia cinetica in energia termica, dovuta all'impatto dei frammenti contro la superficie terrestre; Conversione dell'energia gravitazionale in energia termica, originata dall'energia gravitazionale della Terra in formazione (a partire da una nebulosa che collassando ha formato il Sole i pianeti del Sistema solare 4,5 miliardi di anni fa); Riscaldamento adiabatico, ossia un progressivo aumento della pressione e conseguente aumento della temperatura. Decadimento radioattivo di isotopi a vita breve Oggi si ritiene che il calore terrestre attuale derivi soprattutto dal decadimento radioattivo di isotopi a lunga vita (es. l'uranio, il torio, il potassio 40, elementi chimici presenti nelle rocce della crosta continentale, soprattutto granito). Il calore si trasferisce da un corpo all'altro per conduzione (contatto tra corpo caldo e freddo); per radiazione (elettromagnetica, infrarosso) - non all'interno della Terra; per convezione: materiale fluido caldo, meno denso, sale (celle convettive) si raffredda e ridiscende. Si ritiene che nell'astenosfera ci siano celle convettive. Il calore interno terrestre viene sfruttato come energia geotermica. Dinamica endogena e esogena Il calore interno della Terra è responsabile della dinamica endogena (attività sismica, vulcanica, orogenesi...) in qualità di motore della Tettonica delle placche. In particolare il calore interno genera i moti convettivi nel mantello superiore (Holmes, anni '30), con correnti fredde o calde, ascendenti o discendenti, che provocano un effetto di trascinamento della litosfera sovrastante, quindi delle placche. La corrente calda ascendente si ha in corrispondenza della risalita di magma a livello delle dorsali oceaniche, mentre la corrente calda discendente si ha in corrispondenza della subduzione della litosfera. Il calore esterno della Terra, quello solare, invece è responsabile della dinamica esogena (venti, correnti oceaniche ...). Entrambi contribuiscono al modellamento della superficie terrestre. Il materiale roccioso del mantello sembrerebbe troppo rigido perché si possa comportare come un fluido e quindi essere soggetto a circolazione convettiva. Il mantello risponde come un corpo rigido ed elastico alle sollecitazioni di breve periodo (es. onde sismiche), ma risponde alle sollecitazioni di lungo periodo (milioni di anni) come un corpo molto viscoso, considerando le alte temperature e pressioni. Vi sono due modelli per i moti convettivi all'interno della Terra: modello con un sistema unico di moti convettivi nel mantello modello con due sistemi distinti di moti convettivi nel mantello I moti convettivi nel nucleo esterno (liquido) hanno un effetto dinamo (dinamo di autoeccitazione) responsabile del campo magnetico terrestre. La crosta terrestre è la parte del globo terrestre, posta al di sopra della discontinuità di Moho, la quale è presente sotto tutti i continenti ed è contrassegnata da un brusco aumento della velocità delle onde sismiche. Esistono due tipi di crosta: Crosta continentale = più spessa (spessore medio 40 Km, massimo 80 - 90 Km); composizione eterogenea, rocce soprattutto granitiche, poi metamorfiche e sedimentarie; densità 2,7 g/cm³ (meno di quella oceanica). Età tra 0 e 4 miliardi di anni. Crosta oceanica = più sottile (spessore medio 10 Km); più omogenea, rocce soprattutto basaltiche coperte da sedimenti poco o per nulla litificati; più densa (3,0 g/cm³). Più giovane: età massima 170-180 milioni di anni. Il campo magnetico terrestre si comporta come una gigantesca calamita, come se ci fosse una barra magnetica inclinata, rispetto all'asse terrestre. Il polo magnetico non coincide con il polo geografico (declinazione magnetica). La bussola si orienta verso il polo nord geografico. Origine Il campo magnetico terrestre non può essere originato da una barra magnetizzata posta all'interno della Terra, a causa del punto di Curie, temperatura alla quale il materiale considerato perde alcune sue proprietà, tra le quali la magnetizzazione permanente (per le rocce il punto di Curie varia da 400 a 1200° C). Questo fenomeno si spiega con il fatto che l'energia termica maggiore impedisce ai singoli atomi del materiale di disporre i propri poli magnetici in modo ordinato e tutti nella stessa direzione. Sembra che la presenza di un campo magnetico esterno (solare) abbia provocato una iniziale corrente che a sua volta ha provocato il campo magnetico terrestre. Si ipotizza quindi che il campo magnetico terrestre sia originato da una "dinamo di autoeccitazione", ossia una circolazione di cariche elettriche nel nucleo esterno fuso, che giustifica anche le periodiche inversioni di polarità del campo. Paleomagnetismo Il paleomagnetismo è una branca della geologia che studia le proprietà magnetiche delle rocce e le caratteristiche del campo magnetico del passato, fornendo continue prove dell'espansione dei fondali oceanici e della deriva dei continenti. Il campo magnetico terrestre magnetizza le rocce magmatiche e sedimentarie man mano si formano. Queste rocce durante la loro formazione possono acquisire una magnetizzazione conforme al campo esistente. Ciò succede perché i minerali ferromagnetici contenuti nelle rocce si orientano secondo le linee di forza del campo: il fenomeno si verifica sia nelle rocce magmatiche (durante la solidificazione della lava) sia nelle rocce sedimentarie (prima della litificazione di depositi sedimentari). Una volta che la roccia si è formata, essa conserva la propria magnetizzazione anche in assenza di un campo magnetico esterno. Per le rocce sedimentarie avviene un'acquisizione di una magnetizzazione detritica residua: Per le rocce magmatiche vi è una magnetizzazione termoresidua, che dipende dalla differenza tra la temperatura della roccia Te il punto di Curie. T> T₁ = minerali ferromagnetici non orientati. T< T₁ = minerali ferromagnetici sono orientati secondo le linee di forza del campo esistente al momento del raffreddamento. Acqua Fanghiglia La teoria della "deriva dei continenti" (Wegener, 1915) non Fin dal XVII secolo era noto che: le catene montuose sono distribuite uniformemente sul pianeta e ci sono margini continentali che combaciano (es. Sud America Africa). Queste osservazioni vennero spiegate da due ipotesi: Roccia "fissista", prevalente fino agli inizi del '900, la quale sosteneva la possibilità di solo movimenti verticali della crosta terrestre; DAI FENOMENI AI MODELLI Il campo magnetico terrestre però inverte la sua polarità su lungo periodo, ogni circa 500.000 anni: attualmente lo stato è quello normale, anche se si sta registrando una diminuzione di intensità che potrebbe preludere ad una nuova inversione. 30.000 anni fa il campo magnetico era invertito: alcune rocce trovate nel focolare di un antico accampamento presentavano un magnetismo inverso. Le rocce infatti, raffreddandosi, si sono magnetizzate nella direzione del campo magnetico allora presente (triangolo nero), lasciando una registrazione permanente. Il campo geomagnetico ci protegge dalle radiazioni solari ionizzanti che altrimenti avrebbero distrutto la vita sul pianeta; fa da "scudo" contro il vento solare: cattura le particelle provenienti dal sole e le indirizza verso i poli, generando le aurore polari. A causa della geometria del campo magnetico terrestre, le aurore polari sono visibili solo in due strette fasce in prossimità dei poli magnetici. Mentre si depositano i granuli magnetici oscillano attorno al vettore del campo magnetico F 225 milioni di anni fa Sul fondo i granuli magnetici possono ancora ruotare 65 milioni di anni fa Quando il fondo si compatta i granuli magnetici si saldano sul posto 200 milioni di anni fa PRESENTE "mobilista", che sosteneva che i continenti nel tempo potevano essersi spostati lateralmente. Il geofisico Alfred Wegener, nel 1915, dopo aver raccolto molti dati geologici, biologici e soprattutto paleoclimatici, formulò una teoria sulla formazione dei continenti e degli oceani, nota come Teoria della deriva dei continenti. Egli sostenne che i continenti non avevano avuto sempre lo stesso aspetto e in epoche passate occupavano una diversa posizione. La spiegazione che veniva data dagli oppositori di Wegener era l'esistenza di ponti continentali che oggi non esisterebbero più perché sarebbero sprofondati. In realtà le indagini oceanografiche degli anni '50 dimostrarono che sui fondali oceanici non vi sia traccia di crosta continentale sprofondata, per cui i ponti non sono mai esistiti. La deriva dei continenti Nell'era Mesozoica (circa 200 milioni di anni fa) esistevano un supercontinente, Pangea, (tutta terra) e un unico mare Panthalassa (tutto mare). In seguito a fratture, di circa 180 milioni di anni fa, la Pangea sarebbe stata spezzata in parti (continenti e isole) che sarebbero andati alla deriva come zattere, galleggiando sul fondale oceanico più denso. Prove della deriva dei continenti Geomorfologiche = ad esempio le coste di Africa e Sud America combaciano. Geologiche corrispondenza e continuità delle strutture geologiche tra un continente e l'altro: ad esempio catene montuose, rocce uguali per tipo ed età. Paleoclimatiche le rocce sedimentarie ci raccontano il clima del passato: ci sono depositi glaciali risalenti a 300 milioni di anni fa in regioni a clima tropicale (India, Centrafrica) mentre troviamo giacimenti di carbone (rocce tipiche di un clima tropicale) in regioni settentrionali (es. Scozia). Paleontologiche = Wegener aveva osservato identità e somiglianze di flora e fauna fossili tra due continenti oggi separati da vasti oceani. Nonostante le numerose prove a sostegno della sua teoria, Wegener non fu creduto dagli studiosi dell'epoca. La prima ragione è che non riuscì a spiegare come potessero muoversi i continenti, né quale fosse la causa di tale moto: le forze a cui aveva pensato erano insufficienti. La seconda ragione è che non era un geologo. I dati acquisiti nei decenni successivi fornirono ulteriori conferme alla deriva dei continenti, suggerendo la presenza di supercontinenti, precedenti al Pangea, il quale risulterebbe essere solo l'ultimo supercontinente. Inoltre studi recenti affermano che i supercontinenti presentano una certa ciclicità, formandosi e dividendosi circa ogni 250-300 milioni di anni, secondo il ciclo di Wilson (teoria formulata nel 1988 a seguito della tettonica delle placche: secondo questa teoria i continenti si muovono perché si muovono le placche di cui fanno parte). Un'ulteriore prova della deriva dei continenti viene da alcuni studi paleomagnetici recenti delle rocce continentali: rocce di un continente di diversa età indicano posizioni diverse dei poli. I lineamenti della crosta terrestre Le Terre emerse rappresentano circa il 30% della superficie terrestre e sono più abbondanti nell'emisfero nord. Fino agli anni '50-'60 del novecento, le conoscenze relative agli oceani e ai fondali oceanici erano scarsissime, successivamente grazie all'esplorazione con batiscafi ed ecoscandagli si sono ottenute le carte topografiche. Marie Tharp, geologa e oceanografa statunitense nata il 30 luglio 1920 negli anni cinquanta generò a mano la prima mappa dei fondali oceanici. canyon sottomarino ● piattaforma continentale scarpata continentale conoide sottomarina faglia trasforme → • Guyot rialzo continentale dorsale oceanica guyot Elementi geo-morfologici dei fondali oceanici ● Piattaforma continentale: parte del continente sommersa dal mare. Il mare raggiunge anche i 200 m di profondità e la piattaforma si estende anche per chilometri • Scarpata continentale Dorsali oceaniche: si tratta di 70 mila km di catene montuose sottomarine, larghe anche 1500 Km; al centro c'è la rift valley, larga 20- 40 Km. Sono divise in parti dislocate da faglie trasformi. La dorsale può affiorare (es. Islanda, Azzorre) A livello delle dorsali si osservano: fossa oceanica rift valley Arco vulcanico Arco vulcanico A livello delle faglie trasformi si verificano solo terremoti superficiali, senza vulcanismo. Terremoti con ipocentro superficiale Elevato flusso di calore in corrispondenza del rift Attività vulcanica effusiva in corrispondenza del rift Lo spessore dei sedimenti e l'età delle rocce sottostanti aumenta andando dalla dorsale verso i continenti. Rocce e sedimenti non sono più antichi di 200 milioni di anni. Fosse oceaniche: strette depressioni profonde, anche di 10-11 Km, di fronte alle quali ci sono sempre archi vulcanici continentali con estese catene montuose (es. Ande) o archi vulcanici insulari (es. arcipelago delle Marianne, delle Filippine, delle Aleutine...). Dove c'è una fossa oceanica si osservano inoltre: una forte sismicità, con ipocentri superficiali vicino alla fossa, via via più profondi verso l'arco vulcanico (profondità massima dell'ipocentro 720 Km; inclinazione di 30 - 70° del Piano di Benioff, piano immaginario inclinato individuato dalla distribuzione degli ipocentr, che proverebbe il fenomeno della subduzione). Flusso di calore molto basso. Esempi di fosse oceaniche Fossa di Atacama, Fossa della Marianne, fossa di Volcano, fossa dell'America centrale Attività vulcanica di tipo esplosivo, ad una certa distanza dalla fossa ma parallela ad essa, in corrispondenza delle catene montuose (sul continente) o delle isole. La teoria dell'espansione dei fondali oceanici (Hess, 1962) Questa teoria propone le dorsali come zone di formazione della crosta oceanica e le fosse come zone di distruzione della crosta oceanica. Il motore dell'espansione dei fondali oceanici sarebbero i moti convettivi del mantello. Ciò spiegherebbe: l'età dei fondali (che aumenta dalla dorsale verso il continente); lo spessore dei sedimenti (che aumenta dalla dorsale verso il continente); l'attività vulcanica, sia come tipologia che come distribuzione; l'attività sismica, idem, e la profondità degli ipocentri; il flusso di calore. Una prova ulteriore a favore di questa teoria sono i punti caldi. La teoria di Hess trova conferma anche nei dati paleomagnetici, in particolare nelle anomalie magnetiche, ossia delle variazioni locali dell'intensità del campo magnetico terrestre (positive o negative). Nei fondi oceanici si trovano, ai lati della dorsale, fasce lineari e parallele con polarità magnetica normale e anomalia positiva (maggiore intensità del campo magnetico) e fasce con polarità invertita e anomalia negativa (minore intensità del campo magnetico). La teoria tettonica delle placche Si tratta di una teoria globale moderna, proposta alla fine degli anni '60 - inizio anni '70: osservando su una carta la distribuzione di dorsali e fosse e quella di vulcani e terremoti si può notare come quasi tutti si addensino nelle stesse fasce lunghe e strette. Queste fasce rappresentano i margini delle placche, i quali sono di tre tipi: Convergenti, Divergenti e Trasformi. La lava che esce dalla dorsale solidifica (in fasce che hanno un andamento simmetrico alla dorsale stessa) ei minerali ricchi di ferro si magnetizzano secondo la direzione del campo magnetico terrestre del momento Quando il campo magnetico terrestre inverte la polarità, le nuove rocce registrano l'evento mentre quelle magnetizzate in precedenza sono spinte lontano dall'asse della dorsale Crosta oceanica attuale delle rocce di anni fa zolla delle età 5,0 milioni 3,3 zola americana 7 zolla di Nazca A zolla antartica 69 Carats zolla americana 2.5 Dorsale oceanica Sontia La litosfera risulta suddivisa in un certo numero di placche (o zolle). Ogni placca rappresenta una zona relativamente tranquilla di litosfera, mentre i suoi margini sono zone attive, interessate da fenomeni vulcanici e sismici. Alcune 0,7 0 0,7 zolla ege zolla africana Placca A 4,0 milioni di anni fa (Ma) 8 3.0 Ma 2,5 3,3 3. rocce magnetizzate da un campo «normale» rocce magnetizzate da un campo "inverso" somala euroasiatical margine trasforme 1,0 Ma 5,0 indiana Prove paleomagnetiche dell'espansione dei fondali oceanici oggi zolla cinese Placca B zolla delle Filippine Nuove End Placca C zolle sono formate solo da crosta oceanica (es. placca del Pacifico), altre quasi esclusivamente da crosta continentale (es. placca euroasiatica) altre sono miste (es. placca sudamericana e africana). La posizione degli epicentri dei terremoti fornisce agli scienziati indizi sulla forma delle placche e sui loro confini. La ragione dell'elevato rischio sismico e anche vulcanico della nostra penisola è il fatto che si trova a margine di diverse placche e microplacche. Il movimento delle placche Secondo la teoria della tettonica delle placche, le placche della litosfera si muovono lentamente sulla sottostante astenosfera, grazie alle correnti convettive nel mantello. I materiali più profondi del mantello si riscaldano, diventano più leggeri e salgono (correnti ascendenti), in corrispondenza delle dorsali, prendendo il posto dei materiali più freddi e densi, che, al contrario, scendono (correnti discendenti) in corrispondenza delle fosse. Fino a quando nell'interno della Terra ci sarà calore sufficiente, le placche continueranno a muoversi (1-15 cm/anno) I movimenti dei margini Margini divergenti/costruttivi Quando due placche si allontanano l'una dall'altra, si parla di margini divergenti. Nelle zone in cui avviene questo fenomeno vi è una risalita di materiale: i magmi profondi risalgono lungo le grandi fratturazioni che vengono a crearsi e danno origine ad una intensa attività vulcanica (fuoriuscita di magma), dalla quale hanno origini le rift valley, fosse tettoniche. Quando il fondo della fossa raggiunge il livello del mare, le acque la invadono e si genera un oceano in espansione. La lunga linea di vulcani che è caratteristica di questa struttura viene chiamata dorsale oceanica. Quando due zolle si allontanano, si forma quindi una nuova crosta e nasce un nuovo oceano. Perciò i margini divergenti sono anche detti "costruttivi". Dalle dorsali oceaniche infatti fuoriesce magma che, solidificandosi, forma nuova crosta oceanica. L'oceano Atlantico si è formato in questo modo 200 milioni di anni fa e in questo modo si sarebbe fratturato il Pangea. rigonfiamento fossa tettonica (Rift valley) braccio di mare (poco profondo) dorsale oceanica La rift valley africana La Rift valley nella zona dei laghi dell'Africa orientale rappresenta un oceano in formazione. La parte più a nord-ovest ha già originato un oceano giovanile, il mar Rosso, che ha iniziato a formarsi 20 milioni di anni fa e continuerà ad allontanare la placca araba da quella africana. La distribuzione dei vulcani nell'area della Rift valley è influenzata dal fatto che a est la placca somala si sta allontanando dal resto della placca africana. La fessura della crosta lascia risalire il magma, costellando la zona di vulcani attivi. Margini convergenti/distruttivi Quando i margini di due placche si avvicinano si parla di margini convergenti, i cui effetti dipendono dalla natura delle due placche. Per questo si possono avere tre situazioni diverse. a. Scontro di crosta oceanica con crosta oceanica: non esiste una sostanziale differenza di densità di materiali, ma una delle due placche si infossa sotto l'altra, secondo il fenomeno di subduzione. Si formano fosse oceaniche e archi insulari vulcanici. In questo modo si sono formate le fosse delle Filippine e delle Marianne e si è formato l'arcipelago giapponese e quello delle isole Aleutine. b. Scontro di crosta oceanica con crosta continentale: vi è una notevole differenza di densità tra le due placche, che fa sì che la placca oceanica vada in subduzione. Nasce in questo modo il fenomeno della orogenesi che vede catene montuose vulcaniche allineate lungo le coste (arco vulcanico continentale). Si formano anche le fosse oceaniche. c. Scontro di crosta continentale con crosta continentale: la sostanziale corrispondenza di densità tra le due placche fa sì che non ci sia subduzione, ma un accavallamento. Le rocce, piegate e deformate, si accavallano, la crosta si ispessisce e si forma una catena montuosa. Conseguenza dello scontro di due zolle continentali è l'orogenesi. Crosta continentale Litosfera Arco vulcanico insulare Astenosfera Catena costiera Cresta continentale Litosfera Crosta continentale Litosfera Catena piano di Benjol Astenosfera Fossa crosta oceanica piano di Benjoff Fossa Litosfera Le rocce oceaniche più pesanti sprofondano nel mantello e dilatandosi creano pressioni che determinano la risalita del magma attraverso vulcani costieri. Un esempio è la fossa del Perù - Cile con la Cordigliera delle Ande. Astenosfera crosta oceanica Litosfera Astenosfera Cresta continentale Litosfera Astenosfera La collisione (circa 45 milioni di anni fa) tra l'India e l'Asia ha iniziato a formare la catena dell'Himalaya, quella tra Africa ed Europa ha iniziato a formare le Alpi. Tutta l'area alpino-himalayana è interessata da forte attività sismica con ipocentro superficiale. In ogni caso, quando due zolle si scontrano si consuma una parte della crosta terrestre. Perciò i margini convergenti si dicono sempre anche "distruttivi". → Margini trasformi/conservativi zolle In alcuni casi il movimento reciproco delle vede non né subduzione né accavallamento, ma scivolamento, uno scorrimento laterale, senza che i due blocchi si avvicinino o si allontanino. Non si genera né si consuma crosta, perciò i margini trasformi sono detti "conservativi". Due zolle possono scorrere l'una accanto all'altra senza avvicinarsi o allontanarsi. La linea di frattura si chiama faglia; es. la faglia dell'Anatolia in Turchia e la faglia di San Andreas in California. Le tensioni determinate dal movimento di slittamento lungo la faglia causano violenti terremoti, ma non vi è mai attività vulcanica. La faglia è quindi una frattura della crosta terrestre, originata da forze tettoniche, in corrispondenza della quale si verifica un moto di scorrimento parallelo al piano di frattura. litosfera continente crosta continentale I margini delle placche non coincidono necessariamente con i margini dei continenti: ogni continente segue i movimenti della propria placca litosferici; perciò la deriva dei continenti è conseguenza del movimento delle placche. Le prove di Wegener sono prove anche per la Tettonica. I margini di un continente possono essere di due tipi: Margine continentale attivo, che coincide con margine di placca (es. costa occidentale USA o Sudamericana). Margine continentale passivo, che coincide con il margine del continente lontano dal margine di placca, che non è zona sismica e vulcanica (es. margine orientale sudamericano). Pennacchi e punti caldi, un'ulteriore prova della Tettonica delle placche Gli Hot spots indicano zone di attività vulcanica generalmente lontane dai margini di placca. Ad essi non è possibile applicare la teoria tettonica, perciò si ritiene siano originati da pennacchi ascendenti di materiali caldi provenienti dal mantello profondo. Il pennacchio rimane fermo (mediamente 100 milioni di anni) mentre la placca gli scorre sopra: si genera un arcipelago di isole, alcune sono vulcani attivi (quelli che sono ora sopra il pennacchio), gli altri sono ormai spenti perché non più alimentati dal pennacchio. Si crea quindi una catena vulcanica, in cui i pennacchi più lontani sono detti guyot. Gli hot spots sono utili per ricostruire i movimenti delle placche. Es. la catena Hawaii-Imperatore. Modello della teoria tettonica delle placche: Le placche e la distribuzione dei vulcani Margine convergente tra due placche oceaniche: vulcanismo esplosivo. arco di isole vulcaniche Margine divergente lungo il quale due placche si separano: vulcanismo effusivo. fossa abissale terremoti poco profondi e terremoti profondi oceano faglia trasforme litosfera Il magma risale nel rift della dorsale oceanica punto caldo vulcano attivo sopra un punto caldo → Le placche e la distribuzione dei terremoti (verifica la profondità degli ipocentri) arco vulcanico In corrispondenza del punto caldo il magma risale e forma un edificio vulcanico a scudo. La placca, muovendosi sull'asteno- sfera, trasporta il vulcano lontano dal punto caldo che l'ha ge- nerato e il vulcano si estingue. Intanto in corrispondenza del punto caldo si forma un nuovo vulcano. rift valley (zona di divergenza) vulcani estinti astenosfera Margine convergente tra una placca oceanica e una placca continentale: vulcanismo esplosivo. fossa abissale (zona di convergenza) magma in risalita continente litosfera continen- tale Prove geomorfolo giche Punti caldi Prove paleontologich Sono alla base della Teoria di Wegener Prove geologiche Prove paleoclimati che Sono ulteriore prova della Fosse oceaniche Dorsali oceaniche Sono alla base della Teoria espansione fondali oceanici Hanno portato a Teoria della Tettonica delle placche Anomalie magnetiche Paleomagn etismo Dimostra anche Teoria della deriva dei continenti