Differenze tra le versioni di "Scienze della Terra per le superiori/La tettonica delle placche"

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Tutti questi dati sono univoci e si supportano a vicenda. Tuttavia la teoria di Wegener, anche se fu accolta con favore (e talvolta con entusiasmo) da alcuni studiosi anche di primo piano del tempo, non ebbe una accettazione generalizzata da parte della comunità scientifica. Questo anche perché Wegener stesso non fu in grado di proporre un ''meccanismo'' efficiente per la traslazione orizzontale delle masse continentali. Egli propose sostanzialmente ancora meccanismi di tipo gravitativo: forze gravitazionali derivanti dalla forma della Terra (uno sferoide compresso ai poli) e dalla sua rotazione, che sarebbe all'origine del movimento dei continenti in direzione dell'equatore (dovuto quindi alla ''forza centrifuga'' maggiore verso l'equatore), mentre una deriva nel senso dei paralleli terrestri poteva essere dovuta a forze di tipo mareale che avrebbero interessato in misura diversa gli strati superficiali del pianeta rispetto a quelli più profondi. Sebbene questi fenomeni fossero accertati e condivisi dalla maggior parte degli studiosi, la loro intensità era inadeguata a spiegare, da sola, lo spostamento dei continenti, come osservarono i critici della teoria di Wegener.
 
[[File:Convection.gif|thumb|right|verticale=0.6|il fenomeno della ''convezione'' in un fluido.]]
L'azione dei sostenitori della deriva dei continenti, dopo l'impulso di Wegener, si focalizzò soprattutto sull'analisi di dettaglio delle prove a favore e nella correzione di imprecisioni ed errori della ricostruzione di Wegener, con due importanti contributi: il geologo sudafricano Alexander Du toit nel 1937, sulla scorta delle carte batimetriche sempre più dettagliate, propose l'"incastro" dei continenti non a livello delle coste ma dei '''margini delle piattaforme continentali''', dove la corrispondenza è in realtà maggiore. Qualche anno prima, nel 1929, Arthur Holmes suggerì un modello basato sulle '''correnti convettive'''. Un fluido compreso tra superfici rigide conduttrici di calore e uniformemente riscaldato dal basso è stabile fino a che non viene raggiunto un ''gradiente di temperatura<ref group=N>Il ''gradiente di temperatura'' descrive la variazione della temperatura in una certa direzione (in questo caso verticale), e si misura in gradi per unità di distanza lineare (ad esempio: °C/Km).</ref> critico'' (che dipende dalle caratteristiche fisiche del fluido, soprattutto la conduttività termica e la viscosità). Oltre questo limite, si innesca una ''circolazione convettiva'': si individuano delle "colonne" ascendenti di fluido che si espandono alla superficie e interferiscono tra loro, ridiscendendo poi per raffreddamento. Il risultato è la creazione di '''celle convettive''' di forma prismatica irregolare. L'azione di "trascinamento" sui blocchi di litosfera rigida da parte delle correnti convettive sub-crostali venne proposta da Holmes come meccanismo per lo spostamento orizzontale dei blocchi continentali. Questo modello precorre le concezioni della geodinamica attuale e pone le premesse per i successivi sviluppi.
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[[File:Convection.gif|thumb|right|verticale=0.6|il fenomeno della ''convezione'' in un fluido.]]
File:Earth2.png|Rappresentazione schematica della convezione del mantello terrestre.
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== Nuovi dati e nuove idee ==
* '''Area di retroarco'''. Dietro i sistemi di archi insulari si hanno bacini di tipo oceanico, anche se di dimensioni ridotte (''bacini di retroarco''), impostati su normale crosta oceanica. Tipici esempi sono i bacini marginali sul margine ovest del Pacifico, come il Mar del Giappone, il Mar Cinese Meridionale, il Mare di Okhotsk o il Mare di Bering. Dietro i margini continentali si possono avere depressioni tettoniche intra-continentali.
 
Se una placca è composta in parte di crosta continentale e in parte di crosta oceanica, la convergenza con un margine continentale può portare alla totale consumazione per subduzione della crosta oceanica. In questo caso, si ha una collisione diretta tra continenti e un processo di '''orogenesi''', con la formazione di una '''catena collisionale'''. Poiché la crosta continentale è più leggera della crosta oceanica, lo sprofondamento di crosta continentale sotto altra crosta continentale e la sua consunzione nel mantello è impossibile (o comunque la subduzione è molto limitata). A causa quindi della resistenza della crosta continentale allo sprofondamento, le spinte compressive danno luogo a grandi falde (lembi crostali) che scorrono le une sulle altre e si "impilano" formando catene montuose di grande estensione e altitudine, mentre ai margini interni dei due continenti collisi, dove la deformazione è minore, si ha uno stile strutturale prevalente a pieghe e faglie. Esempi tipici sono le Alpi, gli Appennini, l'Himalaya. In queste catene si ha generalmente più attività plutonica e filoniana (intrusione di magmi in profondità) che vulcanica.
 
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Nel complesso di falde tettoniche impilate di queste catene è frequente avere "brandelli" della originale crosta oceanica e dei sedimenti pelagici (radiolariti, argilliti e calcari pelagici) che la ricoprivano, portati in superficie per '''obduzione''' dalle spinte tettoniche. Questi termini si dicono per tradizione '''ofioliti''' (dal greco ''ophis'', serpente) per il colore verdastro e l'aspetto "scaglioso" dei termini ignei basaltici e peridotitici, metamorfosati in ''serpentiniti''. La grande importanza geologica delle ofioliti risiede nel fatto che la loro presenza testimonia, all'interno delle grandi catene montuose collisionali come le Alpi e l'Himalaya, la presenza di resti obdotti di un bacino oceanico preesistente consumato dal fenomeno della subduzione. Questa evidenza è uno dei pilastri della tettonica delle placche e le ofioliti hanno quindi un ruolo centrale nella conferma di tale teoria. In catene derivate da una collisione oceano-continente, come le Ande, le ofioliti sono assenti in quanto tutta la crosta oceanica è ancora convogliata nel piano di subduzione e non vi è possibilità di obduzione.
 
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File:Oceanic-oceanic convergence Fig21oceanocean i18.gif|Convergenza tra due placche oceaniche. 1) Crosta oceanica 2) Litosfera 3) Mantello 4) Crosta continentale 5) Fossa oceanica 6) Arco insulare.
File:Oceanic-continental convergence Fig21oceancont i18.gif|Convergenza tra una placca oceanica e una placca continentale. 1) Crosta oceanica 2) Litosfera 3) Mantello 4) Crosta continentale 5) Arco continentale 6) Fossa oceanica.
File:Continental-continental convergence Fig21contcont i18.png|Convergenza tra due placche continentali. 1) Crosta continentale 2) Litosfera 3) Astenosfera 4) Crosta oceanica completamente subdotta 5) Catena montuosa a pieghe e falde tettoniche 6) "Retropaese" (parte di placca continentale retrostante la catena, da poco deformata a indeformata).
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[[File:ItalyPillowBasalt.jpg|thumb|left|verticale=0.7|Affioramento di basalti "a pillow" in Appennino settentrionale, in un complesso ofiolitico.]]
[[File:Ophiolite Formation.pdf|thumb|right|verticale=0.89|Schema che illustra la formazione dei complessi ofiolitici.]]
 
Nel complesso di falde tettoniche impilate di queste catene è frequente avere "brandelli" della originale crosta oceanica e dei sedimenti pelagici (radiolariti, argilliti e calcari pelagici) che la ricoprivano, portati in superficie per '''obduzione''' dalle spinte tettoniche. Questi termini si dicono per tradizione '''ofioliti''' (dal greco ''ophis'', serpente) per il colore verdastro e l'aspetto "scaglioso" dei termini ignei basaltici e peridotitici, metamorfosati in ''serpentiniti''. Il materiale che va a formare i complessi ofiolitici viene "strappato" alla placca oceanica in corso di subduzione dall'attrito con la placca soprastante e si accumula sul lato interno delle fosse oceaniche. Quando la crosta oceanica è completamente consumata nella subduzione e due placche continentali vengono a collidere, poiché la crosta continentale non può andare in subduzione, le spinte compressive sollevano e portano a giorno anche le ofioliti. La grande importanza geologica delle ofioliti risiede nel fatto che la loro presenza testimonia, all'interno delle grandi catene montuose collisionali come le Alpi e l'Himalaya, la presenza di resti obdotti di un bacino oceanico preesistente consumato dal fenomeno della subduzione. Questa evidenza è uno dei pilastri della tettonica delle placche e le ofioliti hanno quindi un ruolo centrale nella conferma di tale teoria. In catene derivate da una collisione oceano-continente, come le Ande, le ofioliti sono assenti in quanto tutta la crosta oceanica è ancora convogliata nel piano di subduzione e non vi è possibilità di obduzione.
 
==== Margini trasformi ====
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