Esplorazione della struttura interna e dinamica della Terra

Struttura interna della Terra

Essa si suddivide in: crosta, che va dalla superficie alla discontinuità di Moho, può avere uno spessore dai 3 agli 80-90 km; mantello superiore, che si estende dalla Moho fino a 400 km di profondità, fra i 100 e i 300 km è presente una zona (detta di bassa velocità) in cui le onde sismiche sono fortemente attenuate, questa zona è presente ovunque per le onde S, non sempre per le onde P; zona di transizione, che separa mantello superiore e inferiore, si estende dai 400 ai 670 km di profondità e vi sono bruschi aumenti delle velocità delle onde sismiche; mantello inferiore, che occupa gran parte della struttura interna della Terra e ne costituisce circa la metà della massa, si estende dai 670 km ai 2900 km di profondità (discontinuità di Gutenberg), dove vi è una brusca variazione di velocità e densità delle attività sismiche; nucleo esterno, che va dai 2900 ai 5200 km di profondità, qui le onde S non ci sono e le onde P sono molto lente, si dice che qui abbia origine il campo magnetico terrestre; nucleo interno, che va dalla discontinuità di Lehmann al centro della Terra, qui le onde S ricominciano il loro corso e le onde P si propagano più velocemente.

Proprietà reologiche delle rocce

Le differenze della costituzione della struttura interna della Terra sono di tipo mineralogico e chimico, però esiste una considerazione in base alle proprietà reologiche, ossia l’elasticità, la rigidità e la duttilità delle rocce. Vengono così distinte la litosfera, l’astenosfera e la mesosfera. La litosfera è il guscio più esterno, rigido, agisce in modo elastico ed è costituito dalla crosta e dal lid, fino alla zona di bassa velocità, essa è divisa in placche. L’astenosfera è composta da materiali parzialmente fusi in cui le onde sismiche si propagano a bassa velocità. Il fattore che influenza le proprietà reologiche dei materiali è la temperatura che varia in base alla pressione litostatica (caduta dei corpi celesti dallo spazio). La roccia è parzialmente fusa nella astenosfera poiché le onde S riescono comunque a passare, e dato che non vi sono punti specifici, l’inizio dell’astenosfera è variabile. La litosfera ha uno spessore di 60-70 km sotto gli oceani e 110-150 km sotto i continenti fino ad un massimo di 300 km, inoltre il limite che separa litosfera e astenosfera non è immediato, essa è inoltre divisa in una parte più rigida e in una più duttile (che sotto i continenti comincia a 10-50 km di profondità). Sotto l’astenosfera, a una profondità di 670 km si trova la mesosfera, parte rigida e poco deformabile compresa fra astenosfera e nucleo.

Energia interna della Terra

Vulcani, sorgenti termali, geyser e le lave che raggiungono i 1000 °C dimostrano come vi sia la presenza di un calore interno, che è la maggior fonte di energia terrestre. Il sistema Terra è regolato da queste due energie, quella solare fa muovere l’atmosfera e l’idrosfera (venti e onde), quindi è responsabile dell’erosione e del modellamento terrestre, mentre l’energia interna fa muovere i continenti e deforma la crosta terrestre. L’origine del calore interno ha due matrici: l’attività radioattiva e le rimanenze della fase di formazione del pianeta. I meccanismi del calore originario (o primordiale della Terra) sono: la conversione dell’energia cinetica in energia termica, dovuta ai frammenti che colpiscono la superficie terrestre; conversione dell’energia gravitazionale in energia termica, la quale teoria dice che il nucleo si sia formato poiché delle “gocce” di ferro fuso siano sprofondate e i silicati siano risaliti, tutto ciò avrebbe provocato un’energia gravitazionale che tramite attrito e resistenza viscosa si trasformò in energia termica, durante la formazione del nucleo la Terra potrebbe aver raggiunto i 1500 °C; riscaldamento adiabatico, ossia la compressione della Terra a causa della pioggia di corpi celesti sulla sua superficie, incrementandone la temperatura seguendo un fattore di 0,15 °C per km (e quindi il nucleo potrebbe aver raggiunto i 900-1000 °C; radioattività di isotopi a vita breve, ossia quegli atomi di elementi derivanti dalla formazione di una supernova, che decadono rapidamente, che tra l’altro vanno distinti dagli isotopi a lunga vita (quali 40 K, 232Th, 235U, 238U) che sono responsabili del calore radiogenico, ossia quello attualmente in produzione nella Terra, in quanto hanno tempi di dimezzamento compresi fra i 700 milioni e i 5 miliardi di anni. Poichè il granito contiene gran parte di questi minerali radioattivi, ne deriva che: il calore proveniente dall’interno della Terra è causato da un processo di disintegrazione radioattiva nella crosta continentale; il flusso di calore che si riscontra negli oceani non proviene dallo strato basaltico ma da uno più profondo.

Nucleo terrestre e sue caratteristiche

Il nucleo terrestre ha quasi le dimensioni della Luna e costituisce il 32% della massa totale, ha un raggio medio di 3470 km e la parte esterna non trasmette le onde S in quanto liquida, il nucleo interno ha un raggio di circa 1170 km ed è probabilmente solido, la parte esterna liquida è più omogenea in quanto mossa dalle correnti convettive. Le traiettorie delle onde P all’interno della Terra sono costruite in modo che vi sia una zona in cui esse non passano compresa fra un angolo di 103° e 143°, detta zona d’ombra delle onde P, ne esiste anche una delle zone S, che non ha nessuno sbocco poiché non passano all’interno del nucleo ed è chiusa (va dai 103° ai 180°, le onde non sfociano dall’ipocentro alla superficie), Dixon spiegò che questo era dovuto alla mancata propagazione delle onde S nei liquidi, Gutenberg ipotizzò la presenza a 2900 km di profondità di una discontinuità, studiando la diffrazione delle onde P. I principali elementi costituenti del nucleo sono elementi con numero atomico superiore a 23, fra i quali ferro, nichel, cobalto e vanadio, ma i primi due sono molto più presenti, ma dato che i calcoli riguardo la densità risulterebbero sbagliati, non si può escludere la presenza di una minima parte di altri elementi.

Composizione del mantello terrestre

Il mantello costituisce la parte più consistente della struttura interna del pianeta, si estende dalla discontinuità di Moho fino a 2900 km di profondità, si dice che il mantello superiore sia composto da silicati, la cui natura è variabile a tal punto da avere una discontinuità a 400 km circa, esso è divisibile in due zone: una di alta velocità di onde sismiche dallo spessore variabile, formata da un guscio rigido litosferico detto lid, vi è poi una zona sottostante a quest’ultimo di bassa velocità, assente sotto i continenti. La composizione del mantello è deducibile dai resti di origine vulcanica sottomarina, dai condotti diamantiferi e dalle rocce che sono alla base delle sequenze oliofitiche. Si ritiene che esso sia composto da rocce ultramafiche: peridotite ed eclogite. La zona di bassa velocità è probabilmente causata da una fusione parziale dei minerali e delle rocce, causa anche dell’alta conducibilità elettrica della zona. Sotto i 670 km non vi sono modifiche e vi è solo perovskite in modo omogeneo, solo a 200-400 km dalla base del mantello vi è una grande variazione di proprietà fisiche. Il materiale roccioso del mantello sembra essere troppo rigido perché si comporti come un fluido, tuttavia il mantello si comporta come un fluido ad alta viscosità, che risponde alle onde sismiche (esempio cera-piombo), ma un’esposizione di milioni di anni a esse comporta la deformazione elastica del mantello stesso. Il mantello agisce come una pentola di marmellata, in cui le bolle più calde salgono verso l’alto, nonostante l’alta viscosità.

Caratteristiche della crosta terrestre

La crosta è la parte più superficiale della Terra, caratterizzata da un’alta velocità di onde sismiche, va dalla discontinuità di Moho, molto netta, la cui temperatura può raggiungere i 500-700° sotto i continenti e i 150-200° sotto gli oceani, alla superficie. Essa si divide in due tipi: continentale, con uno spessore che va dai 30 agli 80-90 km, occupa gran parte del volume della crosta, e oceanica, con uno spessore dai 5 ai 15 km, che occupa gran parte dell’area della crosta. Essa raggiunge i massimi sulla catena alpina e i minimi sulla pianura Padana e nel Mar Tirreno. Le differenze che riguardano le due croste sono: la separazione poco definita in due parti (una metamorfica e granitica e un’altra mafica) della crosta continentale mentre è definita in tre parti nella crosta oceanica; la crosta continentale ha uno spessore molto variabile mentre quella oceanica è costante; la crosta continentale è meno densa e granitica, mentre quella oceanica più densa e basaltica; la crosta continentale può essere vecchia miliardi di anni mentre quella oceanica non ha più di 170 milioni di anni.

Campo magnetico terrestre

Una prima teorizzazione del campo magnetico della terra si ebbe nel 1600 con Gilbert, che nel De Magnete notò come si comportasse differentemente l’ago magnetico di una bussola nei due emisferi, ne dedusse quindi che la Terra si comportasse come un grosso magnete (il polo sud magnetico è nei pressi del polo nord ed il polo nord magnetico è nei pressi del polo sud [problema con fisica]), l’asse del magnete Terra è orientato di 11,5° rispetto all’asse che congiunge i poli geografici, motivo per il quale una bussola non indica mai precisamente le direzioni geografiche, e minore è la distanza dai poli, maggiore sarà la differenza. Il campo magnetico viene rappresentato con le linee di campo, convenzionale anche per i campi gravitazionale ed elettrico, esse sono linee immaginarie alle quali il campo magnetico è tangente in ogni punto, esse entrano nel polo sud ed escono dal polo nord. I magneti tendono ad avvicinarsi fra poli opposti, non esistono monopoli magnetici. Le tre caratteristiche che descrivono un campo magnetico sono declinazione magnetica, inclinazione e intensità. La declinazione magnetica è l’angolo misurato fra le direzioni dei poli geografici e magnetici, descritta sopra, misurata con una bussola di declinazione; l’inclinazione magnetica rappresenta invece l’angolo formato dalle linee del campo magnetico con la superficie terrestre, si misura con la bussola di inclinazione; l’intensità è indicata col Gauss, sottomultiplo del Tesla (un decimillesimo) e si misura col magnetometro, alla superficie terrestre è di circa 0,5 G. Il campo magnetico è per il 95% proveniente dall’interno della Terra, il restante da fattori esterni (come ad esempio particelle provenienti dal Sole). Il campo magnetico interno non è permanente, a causa della temperatura di Curie (500 °C per molti materiali magnetici, temperatura raggiunta già a 20 km nel sottosuolo). Sembra che il campo magnetico sia stato generato da una corrente proveniente dalle radiazioni solari ed esso non si è mai conservato nel tempo per verso e intensità come si vedrà dopo.

Paleomagnetismo e inversioni di campo

Quando si parla di paleomagnetismo si fa riferimento al campo magnetico fossilizzato nelle rocce sottoforma di magnetizzazione residua, poiché esse durante la formazione si magnetizzano seguendo il campo magnetico in cui sono immerse (ossia quello terrestre), una volta magnetizzate, la loro carica si “congela” rimanendo permanente. Il paleomagnetismo fornisce informazioni su paleolatitudine e paleodirezione e sulle eventuali inversioni di campo. A seconda di quando si acquisisca questa proprietà (prima o dopo la formazione della roccia) vengono distinte magnetizzazione primaria o secondaria. Esistono tre tipi di magnetizzazione: termoresidua, acquisita dalle rocce magmatiche quando si raffreddano e escono dalla temperatura di Curie, in particolare essendovi dei materiali ferromagnetici (che mantengono le loro proprietà magnetiche anche in assenza di un campo magnetico esterno) nelle rocce, essi si orientano nella direzione del campo magnetico terrestre, congelandosi una volta cristallizzata la roccia, minerali ferromagnetici sono la magnetite, l’ematite, la goethite e la pirottina; detritica residua, in cui i sedimenti magnetici che contengono minime quantità di materiali ferromagnetici durante il procedimento di sedimentazione si depositano sui fondali oceanici, fangosi, in cui sono liberi di ruotare e assumere la direzione del campo, quindi durante la litificazione le cariche saranno congelate con i granuli; chimica residua, una magnetizzazione secondaria in cui nelle rocce vengono a formarsi minerali soggetti a magnetizzazione (ad esempio ossidi di ferro).

Come detto prima il campo magnetico terrestre tende a cambiare continuamente polarità, nelle ultime documentazioni si è stabilito che negli ultimi 2-3 miliardi di anni il campo magnetico abbia cambiato polarità numerose volte, in periodi che vanno dai 20000 alla decina di milioni di anni. I periodi brevi, i primi, vengono chiamati eventi magnetici, mentre i secondi epoche magnetiche. Pare che l’inversione di campo sia legato ai moti convettivi all’interno del nucleo esterno liquido. Molti studi geologici si basano sul fatto che le inversioni di polarità si verificano a livello globale, con tempi di transizione che vanno dai 2000 ai 5000 anni, questo aiuta a stabilire l’età delle rocce. I periodi in cui il campo è prevalentemente inverso o normale sono detti intervalli di polarità. Grazie a questi studi è stato possibile proporre una cronostratigrafia magnetica fino al periodo del Giurassico, ossia 250 milioni di anni fa. Analisi riguardanti periodi precedenti sono ancora incerte.

Movimenti delle placche tettoniche

I movimenti delle placche tettoniche sono conosciuti negli ultimi 200 milioni di anni, dalla formazione di Pangea, per scoprirne la presenza è necessario analizzare la presenza di crosta oceanica nei continenti, ma si dice che esse esistano da 3,8 miliardi di anni.

Le placche tettoniche sono guidate da movimenti ben precisi, che sembrano provenire in seguito ad esperimenti del genere dai moti convettivi all’interno del mantello. I moti convettivi possono essere paragonabili a quelli in una pentola d’acqua che bolle, essi servono a disperdere il calore proveniente dall’interno della Terra, che è come se fosse in continua ebollizione. La parte superficiale delle placche è basaltica, ossia lava che si forma in corrispondenza delle dorsali oceaniche. I continenti, formati da materiale prevalentemente granitico, è come se galleggiassero sulle placche litosferiche. Esistono varie ipotesi che spiegano il movimento delle placche: la prima dice che a causa del peso delle sostanze fuoriuscenti dalle dorsali oceaniche vi sia uno spostamento e quindi uno spostamento della litosfera nelle zone di subduzione; la seconda dice che siano trascinate dalle correnti convettive dell’astenosfera; mentre un’altra ipotesi afferma che il movimento sia causato dai pennacchi. Un approccio globale dell’intero processo dice che il materiale proveniente dal mantello salga in superficie indurendosi e diventando litosfera, in seguito raffreddandosi e diventando più pesante, sprofondi di nuovo nel mantello, in un ciclo continuo. Tuttavia non vi è stato ancora identificato un meccanismo specifico.

Un terremoto è un fenomeno naturale che consiste nella rapida oscillazione del suolo causata dalla liberazione di energia meccanica. Il punto di origine del terremoto si chiama ipocentro, la sua proiezione sulla superficie è detto epicentro. In prossimità dell’epicentro il terremoto si verifica con la massima intensità. Dall’ipocentro si possono propagare due tipi di onde: onde longitudinali, in cui la direzione della propagazione dell’onda è parallela all’oscillazione delle particelle, sono dette anche onde P o primarie (si trasmettono nei solidi e nei liquidi, sono veloci); onde trasversali, in cui la direzione di propagazione dell’onda è perpendicolare al movimento delle particelle, sono dette anche onde S (si trasmettono solo nei solidi e sono più lente). Dall’epicentro queste onde si propagano come onde sismiche superficiali, ne esistono di due tipi e all’aumento della profondità diminuisce la loro durata e le loro velocità è minore rispetto ai loro corrispettivi dell’ipocentro: onde di Raylegh, in cui le particelle di roccia descrivono orbite ellittiche; onde di Love, in cui le particelle si muovono perpendicolarmente rispetto alla direzione di propagazione dell’onda, molto più distruttive (sussultorie, le altre sono dette ondulatorie). Più ci si allontana dall’epicentro, più le onde saranno ondulatorie. L’origine dei terremoti è spiegata dalla teoria del rimbalzo elastico. I terremoti corrispondono alla frattura di un corpo roccioso nell’ipocentro, la roccia si comporta in modo elastico fino ad un certo punto, poi comincerà a liberare l’energia incanalata dalla sollecitazione. I due blocchi si muoveranno di conseguenza in direzioni opposte lungo la faglia (superficie di frattura). Raggiunto l’equilibrio, il ciclo ricomincia e il sottosuolo si prepara ad un nuovo evento sismico. Eventi sismici non si possono verificare al di sotto di 700 km, poiché la roccia è parzialmente fusa in quel punto.

I processi che regolano il modellamento del fondo oceanico non furono comprese fino al 1960, quando Hess ipotizzò l’espansione del fondo oceanico. Egli disse che le dorsali oceaniche fossero espressione dei moti convettivi dell’astenosfera ascendenti, in particolare il materiale del mantello sale in corrispondenza delle dorsali oceaniche e si muove lateralmente, inoltre in mezzo si viene a formare una nuova crosta che va a riempire lo spazio centrale. Inoltre la litosfera oceanica veniva riassorbita nelle fosse oceaniche, altrimenti non si andrebbe a compensare l’espansione eccessiva, tutto ciò spiega una serie di teorie apparentemente senza legame. Il 60% della superficie della Terra è costituita dalla crosta oceanica, sotto la zona di espansione il mantello è formato da peridotite, che generalmente è solido a causa della pressione esercitata su di esso, tuttavia il processo di allontanamento e separazione della litosfera ne provoca la risalita in parte delle rocce, questo processo avviene a 50-70 km di profondità. La decompressione avviene in modo adiabatico, ossia senza perdita di calore, quindi il materiale, risultato della fusione del 10-20% delle rocce originarie, fonderà risalendo. Tutto il magma si raccoglierà in una camera magmatica ampia da 6 a 10 km, circondata da rocce calde, per compensazione isostatica questa tenderà a far inarcare l’asse della dorsale oceanica. Il magma peridotitico si separa originando un fuso basaltico dal quale si formano i gabbri che costituiscono la zona superiore ai peridotiti. In seguito il fuso basaltico risale grazie a dei condotti verticale e in seguito fluisce lungo i fianchi della dorsale, formando degli strati sovrapposti a mo’ di cuscinetti, il magma che non riesce a fluire va a formare dei basalti a colonna, che ostruisce i condotti ed ostacola l’effusione.

Vi sono numerose prove dell’espansione del fondo oceanico, fra le quali troviamo le anomalie magnetiche dei fondi oceanici, l’età dei sedimenti oceanici e i punti caldi. Il primo fenomeno riguarda la differenza di campo magnetico dai valori normali misurati, detti anche anomalie magnetiche, a differenza delle anomalie sulla terraferma, quelle del fondo oceanico riguardano delle bande parallele in cui il campo magnetico è alternativamente maggiore o minore del 2%, queste hanno un’ampiezza dai 1 ai 100 km, lunghe centinaia di chilometri e interrotte in corrispondenza di zone di frattura. Esse sono simmetriche rispetto alle dorsali e costituiscono una delle prove più importanti della teoria della tettonica delle placche e di quella dell’espansione del fondo oceanico. Per spiegare queste anomalie furono fatte diverse ipotesi, tutte poco convincenti, ma solo nel 1963 si ebbe quella definitiva, la spiegazione è data dal fatto che le lave basaltiche acquisiscono magnetizzazione termoresidua durante il raffreddamento, quindi vengono trascinate lontano dall’asse della dorsale, di conseguenza queste registrano anche un’inversione del campo magnetico terrestre. Ma la magnetizzazione termoresidua risulta così piccola rispetto al campo magnetico attuale che esso mantiene sempre un valore positivo, anche se tende ad oscillare. Successive analisi hanno dimostrato che questi eventi risultano collegati, in quanto l’inversione di polarità del campo magnetico è globale. Altro fattore dimostrativo è l’età dei sedimenti oceanici, infatti prelevando dei campioni di lava e studiandone i microrganismi, che si sono evoluti nel corso del tempo, si è scoperto che più è vicina la lava raffreddata alla dorsale, più è giovane: il campione più antico prelevato sinora ha circa 170 milioni di anni ed il 50% dell’attuale fondo oceanico non ha più di 80 milioni di anni, questo spiega che i resti più antichi si trovano ai margini dei continenti oppure sono stati risucchiati dal mantello, quindi il fenomeno dell’espansione è in atto da più di 170 milioni di anni.

Le dorsali oceaniche costituiscono le “cuciture” della superficie del globo attraverso gli oceani, sono rigonfiamenti lineari la cui cresta è situata a 2500-2700 m di profondità e sui lati il fondo oceanico sprofonda fino a 5-6 km, esse hanno una larghezza che varia dai 1000 ai 4000 km, in certi casi costituiscono delle vere e proprie isole come l’Islanda. I dorsali sono caratterizzati da una zona centrale detta “valle di sprofondamento” o Rift Valley, zone di terremoti e attività vulcaniche a effusione, i fianchi sono più vecchi e meno attivi, le dorsali sono composte da basalti tholeitici, poveri di potassio e con molto calcio.

Teoria della tettonica delle placche

Negli anni ‘60 è nata una teoria che spiega l’attività vulcanica, quella sismica e il movimento dei continenti, detta tettonica della placche, che afferma che la litosfera è suddivisa in un certo numero di blocchi detti placche, che si possono spostare in senso orizzontale. Per questo ogni placca influenza il movimento delle placche adiacenti, ciò è possibile grazie alla fluidità della sottostante astenosfera, questi movimenti sono stati definiti da ricerche di geofisica marina. Una placca tettonica è una piastra irregolare di roccia composta da litosfera continentale e oceanica, le cui dimensioni variano molto (fra le più grandi si ha la Placca del Pacifico, in Italia con il blocco sardo-corso abbiamo una delle minori), lo spessore può andare dai 15 ai 300 km, la differenza è data dalla necessità di compensazione di densità e di peso dei due tipi di crosta, in quanto la crosta continentale è meno densa, la placca corrispondente sarà più spessa. La delimitazione delle placche è data dalla localizzazione degli ipocentri dei terremoti, le zone di contatto fra le placche sono dette margini di placca. Le zone sismiche definiscono tre tipi di margini: lungo le faglie continentali e le fratture oceaniche vi è movimento orizzontale senza che siano intaccate le superfici sovrastanti, è il caso dei margini trasformi; lungo l’asse delle dorsali oceaniche le placche si separano, è il caso dei margini divergenti, mentre nelle zone di subduzione le placche convergono l’una nell’altra, e la zona sprofondata verrà consumata dal calore del mantello, è il caso dei margini convergenti. Il 20,5% dei margini è convergente, il 21% divergente e il 14% è trasforme, l’altro 44,5% è dato da movimenti obliqui. Il 95% dell’attività sismica della Terra si verifica in corrispondenza di placche.

Tipi di margini delle placche

Le placche sono 20 e possono essere: continentali, oceaniche e miste. I margini delle placche possono essere: divergenti, convergenti o trasformi, se i margini sono convergenti si crea un oceano.

Esistono tre casi di margini convergenti: due placche continentali si scontrano, si formano delle montagne (fenomeno detto orogenesi), ma si possono avere anche terremoti o creazione di nuove faglie; si scontrano placche oceaniche, una va sopra l’altra e si forma il piano di Benioff, lungo il quale si formano camere magmatiche, quindi si formeranno serie di vulcani, esempio sono le Hawaii; si scontrano una placca oceanica e continentale, la placca oceanica va sotto la continentale, si formano vulcani sulla placca continentale e si hanno terremoti, esempio: le Ande. Margini trasformi: se le placche sono trasformi, le croste sono continentali e si spostano parallelamente l’una all’altra, provocando violenti terremoti, esempio, faglia di Sant’Andrea. Un arco magmatico è dato da un’attività di subduzione di una placca, insieme a una fossa, sempre formata dalla subduzione di una placca dato dallo scontro di due, si forma un sistema arco-fossa.

I margini continentali passivi si formano a coppie quando un continente si spacca in due in corrispondenza di una dorsale oceanica, gli stadi sono i seguenti: inarcamento e formazione di una rift valley, rottura dell’inarcamento, separazione completa dei due blocchi con formazione di un oceano.

Vulcani e punti caldi

Come si è notato, la maggior parte dei vulcani è presente in corrispondenza dei limiti di placca: nelle zone di subduzione o nelle dorsali oceaniche, essi si distinguono in tre tipi: vulcani legati alla subduzione, vulcani legati alle dorsali oceaniche e vulcani intraplacca. I primi sono vulcani presenti sulle zone di subduzione, essi sono di tipo esplosivo poiché le lave basaltiche oceaniche, sprofondando, subiscono un processo di disidratazione e di riscaldamento, fino ad una parziale fusione, di conseguenza i fluidi ricchi di silice e di acqua tendono a migrare verso l’alto, fondendo parzialmente anche le rocce in cui si trovano, questi risaliranno nelle camere magmatiche originando dei magmi “calcalcalini”, ricchi di silice e di gas, quindi il vulcano tende ad esplodere. Il secondo tipo si forma in corrispondenza delle dorsali oceaniche, dato che essi sono costituiti da basalti tholeitici, ricchi di calcio e poveri di potassio, ne consegue che sono di tipo effusivo, esempio è l’Islanda. Il terzo tipo, detti anche punti caldi, sono particolari in quanto si formano all’interno delle placche, di preciso in corrispondenza di fratture della litosfera o dove vi sono condotti profondi che collegano la crosta al mantello, infatti il magma di questi vulcani proviene direttamente dal mantello. Negli ultimi dieci milioni di anni sono stati individuati 122 punti caldi, il più vistoso dei quali è il vulcano delle Hawaii, il magma dei punti caldi è diverso dagli altri vulcani, è simile a quello dei vulcani legati alle dorsali oceaniche, ma ha maggiori concentrazioni di materiali alcalini. L’origine di punti caldi va ricercata sotto le placche, dove nascono i pennacchi (correnti cilindriche provenienti forse dal confine del mantello col nucleo verso l’alto, al centro di correnti convettive circolari), ma dato che la circolazione del mantello è ancora poco conosciuta, nulla è confermato. Il passaggio di una placca litosferica al di sopra di un punto caldo lascia come traccia una fila di vulcani, che possono essere sia sottomarini che emersi, a seconda di quanto siano lontani dal punto caldo, infatti a causa della densità minore e al calore maggiore, più la terra è vicina al punto caldo più è sollevata. Sopra una placca oceanica si hanno spostamenti di vulcani assieme alle placche, formando vere e proprie isole, le quali diventeranno vulcani spenti poi demoliti dalle onde, diventando dei Guyot, ossia delle montagne appuntite sottomarine, si trovano dove la crosta ha un’età superiore a 30 milioni di anni. Il punto caldo più vistoso è quello delle Hawaii, formato da un’unica sorgente di lava sulla quale la Placca del Pacifico è transitata negli ultimi 70 milioni di anni, infatti al termine delle Isole Hawaii inizia una catena di Guyot, la Catena dell’Imperatore, cambiando bruscamente direzione, probabilmente dovuto dal moto della Placca del Pacifico. Il più antico vulcano della Catena dell’Imperatore ha circa 70-80 milioni di anni, poi c’è Midway, un’isola dell’estremità occidentale che ha 20 milioni di anni, e il vulcano Kilauea, ancora in attività. Secondo la teoria delle tettonica delle placche, i punti caldi si comportano come entità immobili, infatti secondo ricerche sono rimasti stazionari negli ultimi 30 milioni di anni.