La conoscenza diretta che abbiamo della Terra è limitata a poche migliaia di metri, in quanto le trivellazioni – o carotaggi – più profondi superano appena i 10 km. La maggior parte di ciò che noi sappiamo sull'interno della Terra ha un'origine indiretta e proviene dallo studio delle onde sismiche. Difatti, queste onde si propagano a velocità diverse e subiscono variazioni di direzione a seconda del materiale che incontrano.
I dati raccolti ci fanno quindi capire che l'interno del nostro pianeta non è omogeneo: esistono infatti tre gusci concentrici, chiamati crosta (strato esterno costituito da silicati di alluminio), mantello (strato costituito da silicati di ferro e magnesio) e nucleo (strato più interno, costituito da ferro, nichel, silicio e zolfo – teoria nata perché si pensa possa essere una composizione chimica simile a quella dei meteoriti).
• La crosta terrestre è lo strato superficiale solido che si trova sopra il mantello ed è spessa pochi km. Si divide in continentale (spessa tra i 25 e i 40 km, costituita prevalentemente da rocce metamorfiche ed ignee – soprattutto graniti – ricoperte nello strato superficiale da rocce sedimentarie) ed oceanica (spessa tra i 5 e gli 8 km, formata da rocce di natura basaltica). Tra crosta e mantello vi è la discontinuità di Moho – le onde sismiche che la attraversano aumentano di velocità in modo brusco in quanto i materiali che costituiscono la parte superiore del mantello sono più rigidi e densi di quelli della crosta terrestre.

• Il mantello si estende in profondità fino a 2900 km circa ed è diviso dal nucleo esterno dalla discontinuità di Gutemberg. Esso non è affatto omogeneo: la parte superiore è rigida e insieme alla crosta prende il nome di litosfera; la fascia che si estende tra i 100 e i 200 km di profondità prende il nome di astenosfera ed ha un comportamento fluido e plastico, essendo costituita principalmente da rocce parzialmente fuse; a profondità maggiori rigidità e densità tornano ad aumentare, e la fascia più interna prende il nome di mesosfera.
• Il nucleo è la parte più interna del nostro pianeta ed ha un raggio di circa 3500 km; il nucleo esterno è liquido ed è diviso per il diverso stato fisico dal nucleo interno dalla discontinuità di Lehmann (5170 km); quest'ultimo si trova allo stato solido.

Quando Alfred Wegener propose quella che viene ricordata come la teoria della teriva dei continenti, già un gran numero di scienziati aveva notato somiglianze tra le caratteristiche di determinati continenti oggi lontani migliaia di chilometri l'uno dall'altro. Lui pensò che essi fossero inizialmente uniti in un unico supercontinente, la cosiddetta Pangèa, circondato da un grande oceano, la Pantalàssa. Egli riteneva che in seguito essi si fossero allontanati muovendosi come delle zattere, spinti da forze centrifughe e di marea. Lui non fu mai in grado di dimostrare con certezza le sue deduzioni, ma a favore della sua tesi egli portò diversi tipi di prove:

1. Prove paleontologiche: un gruppo di felci fossili, dette Glossopteris, furono trovate in India, Africa meridionale, Australia, America del Sud ed in Antartide; anche il mesosauro, un rettile fossile, fu ritrovato in Brasile ed Africa meridionale.
2. Prove geologiche: tra Africa meridionale e Brasile e Nordamerica e penisola scandinava vi sono successioni litologiche simili, per cui probabilmente le catene montuose si separarono con la formazione dell'Oceano Atlantico.
3. Prove paleoclimatiche: rocce erose dai ghiacciai vennero ritrovate in Africa occidentale, Brasile ed India nonostante l'attuale clima sia caldo in quelle zone al giorno d'oggi.
In seguito vennero eseguiti numerosi rilevamenti dei fondali oceanici grazie all'utilizzo di ecoscandagli, che – attraverso gli ultrasuoni – permisero di avere una mappa precisa di vallate e montagne sottomarine (fosse e dorsali oceaniche). Grazie ai carotaggi si è inoltre scoperto che più ci si allontana dalle dorsali più l'età dei basalti aumenta insieme allo spessore di sedimenti che lo ricopre, e che di conseguenza i fondali oceanici si formano a partire dalle dorsali.
Quando lava e magma si solidificano, i minerali ferrosi in essi contenuti si orientano parallelamente al campo magnetico terrestre, restando bloccati nella loro posizione una volta solidificati; è stato notato che, allontanandosi dalle dorsali oceaniche, la loro posizione varia più volte. Sapendo che nel corso della storia ci sono state almeno 171 inversioni di polarità magnetica, molto probabilmente studiando l'orientamento delle particelle ferrose si può ricavare il paleomagnetismo delle rocce.
Osservando una mappa della distribuzione di terremoti e vulcani, si nota che essi sono distribuiti in delle zone particolari, che noi oggi sappiamo essere i limiti di quei frammenti di litosfera che prendono il nome di placche litosferiche. La teoria della tettonica delle placche venne formulata da Hess agli inizi degli anni '60; egli affermava che le rigide placche litosferiche poggiano sull'astenosfera (la porzione meno rigida del mantello) e che esse si muovono indipendentemente l'una dall'altra, provocando quindi fenomeni vulcanici e sismici nei casi di avvicinamento ed allontanamento, mentre soltanto sismici nei casi in cui esse scorrono l'una di fianco all'altra.
Non si è ancora certi delle forze che fanno muovere le placche, ma una delle ipotesi più accreditate è quella che coinvolge i moti convettivi: poiché l'astenosfera è parzialmente fusa, essa si comporta come un fluido, quindi – essendo presenti probabilmente zone più calde di altre nell'astenosfera stessa – i suoi stessi fluidi tendono a risalire (per perdita di densità), per poi raffreddarsi e ridiscendere. Parte del magma, però, riesce a superare l'astenosfera ed esercitare una pressione tale da produrre spaccature e lacerazioni nella crosta, come nel caso delle dorsali oceaniche, che rappresentano una lunghissima fascia litosferica inarcata verso l'alto in cui è presente una spaccatura della crosta chiamata rift.
In corrispondenza delle dorsali oceaniche, infatti, le placche litosferiche si allontanano e i loro margini divergono (margini divergenti). Poiché la fuoriuscita di lava non è costante lungo tutta la dorsale, alcuni tratti subiscono degli spostamenti laterali, e si formano delle fratture dette faglie trasformi. Se ciò avviene in corrispondenza della litosfera continentale, la spinta laterale provoca uno “stiramento” della litosfera, che si lacera e forma una grande depressione, detta fossa tettonica o rift valley. Sono presenti nella cosiddetta pianura abissale, che si estende dai “piedi” delle dorsali oceaniche fino ai continenti, anche degli altri rilievi isolati (seamounts), talvolta con superficie tronca (guyot).
La quantità complessiva di litosfera non può aumentare, perciò se in una parte della Terra se ne forma di nuova in un'altra questa deve essere “consumata”. Nel caso in cui una placca oceanica collide con una continentale, la litosfera oceanica si flette verso il basso ed entra a far parte del mantello: questo fenomeno prende il nome di subduzione ed in queste zone vi sono i cosiddetti margini convergenti. Il margine che si piega dà luogo ad un solco che corrisponde ad una fossa oceanica. Poiché le rocce si fondono, il magma formatosi tende a formare dei punti caldi all'interno del mantello (hot spots) e a risalire creando una serie di vulcani, il cosiddetto arco vulcanico . Le zone di subduzione sono inoltre associate ad una forte sismicità. Nel caso in cui invece a convergere sono due placche

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