Geologia

Critica e interpreta i principali tipi di prove a sostegno della teoria della tettonica a placche.

La tettonica a placche è il concetto più importante della geologia moderna. Questa sezione vi introdurrà al concetto di tettonica a placche, come funziona, perché è importante e come sta plasmando il mondo di oggi.

Teoria della tettonica a placche

Quando arrivò il concetto di diffusione dei fondali marini, gli scienziati riconobbero che era il meccanismo per spiegare come i continenti potessero muoversi sulla superficie della Terra. Come gli scienziati prima di noi, ora fonderemo le idee della deriva dei continenti e della diffusione dei fondali marini nella teoria della tettonica a placche.

Guarda questo video sulla deriva dei continenti e sul meccanismo della diffusione dei fondali marini che crea la tettonica a placche.

Le placche tettoniche della Terra

Il suolo e i continenti si muovono sulla superficie terrestre, ma cosa si muove veramente? Quale porzione della Terra costituisce le “placche” nella tettonica a placche? La risposta a questa domanda è stata data anche grazie alla tecnologia sviluppata in tempo di guerra – in questo caso, la guerra fredda. Le placche sono costituite dalla litosfera.

Durante gli anni ’50 e i primi anni ’60, gli scienziati crearono reti di sismografi per vedere se le nazioni nemiche stavano testando le bombe atomiche. Questi sismografi registravano anche tutti i terremoti del pianeta. Le registrazioni sismiche potevano essere usate per localizzare l’epicentro di un terremoto, il punto sulla superficie terrestre direttamente sopra il luogo in cui si verifica il terremoto.

Gli epicentri dei terremoti delineano le placche. Le dorsali medio-oceaniche, le trincee e le grandi faglie segnano i bordi delle placche, ed è qui che si verificano i terremoti (figura 1).

La litosfera è divisa in una dozzina di placche maggiori e diverse minori (figura 2). I bordi delle placche possono essere disegnati collegando i punti che segnano gli epicentri dei terremoti. Una singola placca può essere fatta di tutta litosfera oceanica o di tutta litosfera continentale, ma quasi tutte le placche sono fatte di una combinazione di entrambe.

Il movimento delle placche sulla superficie terrestre è chiamato tettonica a placche. Le placche si muovono ad una velocità di pochi centimetri all’anno, circa la stessa velocità con cui crescono le unghie.

Come si muovono le placche

Se la diffusione del fondo marino guida le placche, cosa guida la diffusione del fondo marino? Immagina due celle di convezione affiancate nel mantello, simili all’illustrazione della figura 3.

1. Il mantello caldo delle due celle adiacenti sale sull’asse della dorsale, creando nuova crosta oceanica.
2. L’arto superiore della cella di convezione si allontana orizzontalmente dalla cresta della cresta, così come il nuovo fondale marino.
3. Gli arti esterni delle celle di convezione si immergono nel mantello più profondo, trascinando anche la crosta oceanica. Questo avviene nelle fosse marine profonde.
4. Il materiale affonda nel nucleo e si muove orizzontalmente.
5. Il materiale si riscalda e raggiunge la zona dove risale.

Guarda questa animazione della convezione del mantello e guarda questo video:

I confini delle placche

I confini delle placche sono i bordi dove due placche si incontrano. La maggior parte delle attività geologiche, compresi i vulcani, i terremoti e la costruzione di montagne, hanno luogo ai confini delle placche. Come possono muoversi due placche l’una rispetto all’altra?

• Confini di placca divergenti: le due placche si allontanano l’una dall’altra.
• Confini di placca convergenti: le due placche si avvicinano l’una all’altra.
• Confini di placca trasformati: le due placche scivolano l’una sull’altra.

Il tipo di confine di placca e il tipo di crosta che si trova su ciascun lato del confine determina quale tipo di attività geologica vi si troverà.

Confini di placca divergenti

Le placche si allontanano in corrispondenza delle dorsali medio-oceaniche dove si formano nuovi fondali. Tra le due placche c’è una rift valley. I flussi di lava in superficie si raffreddano rapidamente per diventare basalto, ma più in profondità nella crosta, il magma si raffredda più lentamente per formare gabbro. Così l’intero sistema della dorsale è costituito da rocce ignee estrusive o intrusive. I terremoti sono comuni alle dorsali medio-oceaniche poiché il movimento del magma e della crosta oceanica provoca uno scuotimento della crosta. La maggior parte delle dorsali medio-oceaniche sono situate in profondità sotto il mare (figura 4).

Guarda queste animazioni:

• Confine di placca divergente sulla dorsale medio-oceanica
• Confine di placca divergente

Possono verificarsi confini di placca divergenti all’interno di un continente? Qual è il risultato? Rifting incontinentale (figura 5), il magma sale sotto il continente, causandone l’assottigliamento, la rottura e infine la spaccatura. Una nuova crosta oceanica erutta nel vuoto, creando un oceano tra i continenti.

Convergenza dei confini delle placche

Quando due placche convergono, il risultato dipende dal tipo di litosfera di cui le placche sono fatte. Indipendentemente da ciò, lo schiacciamento di due enormi lastre di litosfera insieme comporta la generazione di magma e terremoti.

Oceano-Continente

Quando la crosta oceanica converge con quella continentale, la placca oceanica più densa si immerge sotto la placca continentale. Questo processo, chiamato subduzione, avviene nelle trincee oceaniche (figura 6). L’intera regione è conosciuta come zona di subduzione. Le zone di subduzione hanno molti terremoti intensi ed eruzioni vulcaniche. La placca in subduzione causa la fusione nel mantello. Il magma sale ed erutta, creando vulcani. Queste montagne vulcaniche costiere si trovano in una linea sopra la placca in subduzione (figura 7). I vulcani sono conosciuti come un arco continentale.

Il movimento della crosta e del magma causa i terremoti. Guarda questa mappa degli epicentri dei terremoti nelle zone di subduzione. Questa animazione mostra la relazione tra la subduzione della litosfera e la creazione di un arco vulcanico.

I vulcani del nord-est della California-Lassen Peak, Monte Shasta, e il vulcano Medicine Lake – insieme al resto delle Cascade Mountains del nord-ovest del Pacifico sono il risultato della subduzione della placca Juan de Fuca sotto la placca nordamericana (figura 8). La placca di Juan de Fuca è creata dalla diffusione dei fondali marini appena al largo della cresta di Juan de Fuca.

Se il magma di un arco continentale è felsico, può essere troppo viscoso (spesso) per salire attraverso la crosta. Il magma si raffredderà lentamente per formare granito o granodiorite. Questi grandi corpi di rocce ignee intrusive sono chiamati batholith, che possono un giorno essere sollevati per formare una catena montuosa (figura 9).

Oceano-Oceano

Quando due placche oceaniche convergono, la placca più vecchia e più densa si subduce nel mantello. Una fossa oceanica segna il punto in cui la placca viene spinta giù nel mantello. La linea di vulcani che si sviluppa sulla placca oceanica superiore è un arco insulare. Pensi che i terremoti siano comuni in queste regioni (figura 10)?

Guarda questa animazione del confine di una placca continentale oceanica.

Continente-Continente

Le placche continentali sono troppo galleggianti per subdurre. Cosa succede al materiale continentale quando si scontra? Dato che non può andare da nessuna parte se non verso l’alto, questo crea alcune delle più grandi catene montuose del mondo (figura 11). Il magma non può penetrare questa crosta spessa, quindi non ci sono vulcani, anche se il magma rimane nella crosta. Le rocce metamorfiche sono comuni a causa dello stress che subisce la crosta continentale. Con enormi lastre di crosta che si scontrano, le collisioni continente-continente portano a numerosi e grandi terremoti.

Guarda questa breve animazione della placca indiana che si scontra con quella eurasiatica.

Guarda questa animazione dell’Himalaya che si solleva.

Gli Appalachi sono i resti di una grande catena montuosa che si è creata quando il Nord America ha sbattuto contro l’Eurasia circa 250 milioni di anni fa.

Limiti della placca trasformata

I confini di placca di trasformazione sono visti come faglie di trasformazione, dove due placche si muovono l’una accanto all’altra in direzioni opposte. Le faglie di trasformazione sui continenti portano massicci terremoti (figura 12).

La California è molto attiva dal punto di vista geologico. Quali sono i tre principali confini di placca in o vicino alla California (figura 13)?

1. Un confine di placca trasformata tra le placche del Pacifico e del Nord America crea la faglia di San Andreas, la più famosa faglia trasformata del mondo.
2. Appena al largo, un confine di placca divergente, Juan de Fuca ridge, crea la placca Juan de Fuca.
3. Un confine di placca convergente tra la placca oceanica Juan de Fuca e la placca continentale nordamericana crea i vulcani Cascades.

Un breve ripasso dei tre tipi di confini di placca e delle strutture che vi si trovano è il soggetto di questo video senza parole.

La superficie che cambia della Terra

I geologi sanno che Wegener aveva ragione perché i movimenti dei continenti spiegano molto della geologia che vediamo. La maggior parte dell’attività geologica che vediamo oggi sul pianeta è dovuta alle interazioni delle placche in movimento.

Nella mappa del Nord America (figura 14), dove si trovano le catene montuose? Usando ciò che hai imparato sulla tettonica a placche, prova a rispondere alle seguenti domande:

1. Qual è l’origine geologica delle Cascades Range? Le Cascate sono una catena di vulcani nel nord-ovest del Pacifico. Non sono etichettate nel diagramma, ma si trovano tra la Sierra Nevada e la Coastal Range.
2. Qual è l’origine geologica della Sierra Nevada? (Suggerimento: queste montagne sono fatte di intrusioni granitiche.)
3. Qual è l’origine geologica dei Monti Appalachi lungo gli Stati Uniti orientali?

Ricorda che Wegener ha usato la somiglianza delle montagne sui lati ovest ed est dell’Atlantico come prova della sua ipotesi di deriva dei continenti. I monti Appalachi si sono formati su un confine di placca convergente quando la Pangea si è riunita (figura 15).

Prima che la Pangea si riunisse, i continenti erano separati da un oceano dove si trova ora l’Atlantico. L’oceano proto-atlantico si ridusse mentre l’oceano Pacifico cresceva. Attualmente, il Pacifico si sta restringendo mentre l’Atlantico cresce. Questo ciclo dei supercontinenti è responsabile della maggior parte delle caratteristiche geologiche che vediamo e di molte altre che sono scomparse da tempo (figura 16).

Questa animazione mostra il movimento dei continenti negli ultimi 600 milioni di anni a partire dalla rottura della Rodinia.

Sommario

• Le lastre di litosfera si muovono a causa delle correnti convettive nel mantello. Un tipo di movimento è prodotto dalla diffusione dei fondali marini.
• I confini di placca possono essere localizzati delineando gli epicentri dei terremoti.
• Le placche interagiscono in tre tipi di confini di placca: divergenti, convergenti e trasformati.
• La maggior parte dell’attività geologica della Terra ha luogo ai confini di placca.
• Al confine divergente, l’attività vulcanica produce una dorsale oceanica media e piccoli terremoti.
• Al confine convergente con almeno una placca oceanica, si sviluppa una fossa oceanica, una catena di vulcani e si verificano molti terremoti.
• Al confine convergente dove entrambe le placche sono continentali, le catene montuose crescono e i terremoti sono comuni.
• In corrispondenza di un confine di trasformazione, c’è una faglia di trasformazione e si verificano massicci terremoti, ma non ci sono vulcani.
• Processi che agiscono su lunghi periodi di tempo creano le caratteristiche geografiche della Terra.

Sviluppo della teoria

In linea con altre proposte precedenti e contemporanee, nel 1912 il meteorologo Alfred Wegener descrisse ampiamente quella che chiamò deriva dei continenti, ampliata nel suo libro del 1915 The Origin of Continents and Oceans, e iniziò il dibattito scientifico che sarebbe sfociato cinquant’anni dopo nella teoria della tettonica a placche. Partendo dall’idea (espressa anche dai suoi precursori) che gli attuali continenti un tempo formavano un’unica massa terrestre (che in seguito fu chiamata Pangea) che si allontanò, liberando così i continenti dal mantello terrestre e paragonandoli a “iceberg” di granito a bassa densità che galleggiano su un mare di basalto più denso.

Le prove a sostegno dell’idea sono venute dai profili a coda di rondine della costa orientale del Sud America e della costa occidentale dell’Africa, e dalla corrispondenza delle formazioni rocciose lungo questi bordi. La conferma della loro precedente natura contigua venne anche dalle piante fossili Glossopteris e Gangamopteris, e dal rettile terapside o mammifero Lystrosaurus, tutti ampiamente distribuiti in Sud America, Africa, Antartide, India e Australia. L’evidenza di questa antica unione di questi continenti era evidente per i geologi che lavoravano nell’emisfero meridionale. Il sudafricano Alex du Toit mise insieme una massa di tali informazioni nella sua pubblicazione del 1937 Our Wandering Continents, e andò oltre Wegener nel riconoscere i forti legami tra i frammenti del Gondwana.

Ma senza prove dettagliate e una forza sufficiente a guidare il movimento, la teoria non era generalmente accettata: la Terra potrebbe avere una crosta solida e un mantello e un nucleo liquido, ma non sembra esserci modo che porzioni della crosta possano muoversi. Illustri scienziati, come Harold Jeffreys e Charles Schuchert, erano critici espliciti della deriva dei continenti.

Nonostante la forte opposizione, la visione della deriva dei continenti ottenne supporto e si aprì un vivace dibattito tra “drifters” o “mobilists” (sostenitori della teoria) e “fixists” (oppositori). Durante gli anni ’20, ’30 e ’40, i primi raggiunsero importanti traguardi proponendo che le correnti convettive avrebbero potuto guidare i movimenti delle placche, e che la diffusione potrebbe essere avvenuta sotto il mare all’interno della crosta oceanica. Concetti vicini agli elementi ora incorporati nella tettonica delle placche furono proposti da geofisici e geologi (sia fissisti che mobilisti) come Vening-Meinesz, Holmes e Umbgrove.

Una delle prime prove geofisiche che fu usata per sostenere il movimento delle placche litosferiche venne dal paleomagnetismo. Questo si basa sul fatto che le rocce di età diverse mostrano una direzione variabile del campo magnetico, evidenziata da studi dalla metà del XIX secolo. I poli nord e sud magnetici si invertono nel tempo e, particolarmente importante negli studi paleotettonici, la posizione relativa del polo nord magnetico varia nel tempo. Inizialmente, durante la prima metà del ventesimo secolo, quest’ultimo fenomeno è stato spiegato introducendo quello che è stato chiamato “vagabondaggio polare” (vedi vagabondaggio polare apparente), cioè, si presumeva che la posizione del polo nord fosse stata spostata nel tempo. Una spiegazione alternativa, però, era che i continenti si fossero spostati (spostati e ruotati) rispetto al polo nord, e ogni continente, infatti, mostra il proprio “percorso di erranza polare”. Durante la fine degli anni ’50 fu dimostrato con successo in due occasioni che questi dati potevano dimostrare la validità della deriva dei continenti: da Keith Runcorn in un articolo del 1956, e da Warren Carey in un simposio tenutosi nel marzo 1956.

La seconda prova a sostegno della deriva dei continenti venne durante la fine degli anni ’50 e l’inizio degli anni ’60 dai dati sulla batimetria dei fondali oceanici profondi e sulla natura della crosta oceanica come le proprietà magnetiche e, più in generale, con lo sviluppo della geologia marina che ha dato prova dell’associazione della diffusione dei fondali marini lungo le dorsali medio-oceaniche e le inversioni del campo magnetico, pubblicate tra il 1959 e il 1963 da Heezen, Dietz, Hess, Mason, Vine & Matthews, e Morley.

I progressi simultanei delle prime tecniche di imaging sismico nelle zone Wadati-Benioff e intorno ad esse, lungo le trincee che delimitano molti margini continentali, insieme a molte altre osservazioni geofisiche (ad esempio gravimetriche) e geologiche, hanno mostrato come la crosta oceanica possa scomparire nel mantello, fornendo il meccanismo per bilanciare l’estensione dei bacini oceanici con l’accorciamento lungo i suoi margini.

Tutte queste prove, sia dai fondali oceanici che dai margini continentali, resero chiaro intorno al 1965 che la deriva dei continenti era fattibile e nacque la teoria della tettonica a placche, che fu definita in una serie di articoli tra il 1965 e il 1967, con tutto il suo straordinario potere esplicativo e predittivo. La teoria ha rivoluzionato le scienze della Terra, spiegando una vasta gamma di fenomeni geologici e le loro implicazioni in altri studi come la paleogeografia e la paleobiologia.

Deriva continentale

Nella fine del diciannovesimo e all’inizio del ventesimo secolo, i geologi presumevano che le caratteristiche principali della Terra fossero fisse, e che la maggior parte delle caratteristiche geologiche come lo sviluppo dei bacini e le catene montuose potessero essere spiegate dal movimento verticale della crosta, descritto in quella che è chiamata la teoria geosinclinale. In generale, questo era collocato nel contesto di un pianeta Terra che si contraeva a causa della perdita di calore nel corso di un tempo geologico relativamente breve.

E’ stato osservato già nel 1596 che le coste opposte dell’Oceano Atlantico – o, più precisamente, i bordi delle piattaforme continentali – hanno forme simili e sembrano essersi unite un tempo.

Da allora sono state proposte molte teorie per spiegare questa apparente complementarità, ma il presupposto di una Terra solida rendeva queste varie proposte difficili da accettare. che avrebbe innescato una vera rivoluzione nel pensiero. Una profonda conseguenza della diffusione dei fondali marini è che nuova crosta veniva, e viene tuttora, creata continuamente lungo le dorsali oceaniche. Pertanto, Heezen sostenne la cosiddetta ipotesi della “Terra in espansione” di S. Warren Carey (vedi sopra). Quindi, rimaneva ancora la domanda: come può essere aggiunta continuamente nuova crosta lungo le dorsali oceaniche senza aumentare le dimensioni della Terra? In realtà, questa domanda era già stata risolta da numerosi scienziati negli anni quaranta e cinquanta, come Arthur Holmes, Vening-Meinesz, Coates e molti altri: La crosta in eccesso scompariva lungo quelle che venivano chiamate trincee oceaniche, dove avveniva la cosiddetta “subduzione”. Pertanto, quando vari scienziati durante i primi anni sessanta iniziarono a ragionare sui dati a loro disposizione riguardanti il fondo dell’oceano, i pezzi della teoria andarono rapidamente al loro posto.

La questione incuriosì particolarmente Harry Hammond Hess, un geologo dell’Università di Princeton e un contrammiraglio della Riserva Navale, e Robert S. Dietz, uno scienziato della U.S. Coast and Geodetic Survey che per primo coniò il termine diffusione del fondo del mare. Dietz e Hess (il primo pubblicò la stessa idea un anno prima su Nature, ma la priorità appartiene a Hess che aveva già distribuito un manoscritto inedito del suo articolo del 1962 nel 1960) furono tra i pochi che capirono davvero le ampie implicazioni della diffusione dei fondali marini e come avrebbe finito per concordare con le idee, a quel tempo non convenzionali e non accettate, della deriva dei continenti e i modelli eleganti e mobilistici proposti da lavoratori precedenti come Holmes.

Nello stesso anno, Robert R. Coats dell’U.S. Geological Survey descrisse le caratteristiche principali della subduzione ad arco insulare nelle isole Aleutine. Il suo documento, sebbene poco noto (e persino ridicolizzato) all’epoca, da allora è stato definito “seminale” e “preveggente”. In realtà, esso dimostra che il lavoro degli scienziati europei sugli archi insulari e le cinture montuose, svolto e pubblicato durante gli anni ’30 fino agli anni ’50, fu applicato e apprezzato anche negli Stati Uniti.

Se la crosta terrestre si stava espandendo lungo le dorsali oceaniche, Hess e Dietz ragionarono come Holmes e altri prima di loro, deve ridursi altrove. Hess seguì Heezen, suggerendo che la nuova crosta oceanica si espande continuamente lontano dalle dorsali in un movimento simile a una cintura trasportatrice. E, usando i concetti mobilistici sviluppati in precedenza, concluse correttamente che molti milioni di anni dopo, la crosta oceanica alla fine scende lungo i margini continentali dove si formano trincee oceaniche – canyon molto profondi e stretti – per esempio lungo il bordo del bacino dell’Oceano Pacifico. Il passo importante che fece Hess fu che le correnti di convezione sarebbero state la forza motrice di questo processo, arrivando alle stesse conclusioni di Holmes decenni prima con l’unica differenza che l’assottigliamento della crosta oceanica veniva effettuato utilizzando il meccanismo di diffusione di Heezen lungo le dorsali. Hess concluse quindi che l’Oceano Atlantico si stava espandendo mentre l’Oceano Pacifico si stava restringendo. Mentre la vecchia crosta oceanica viene “consumata” nelle trincee (come Holmes e altri, egli pensava che ciò avvenisse tramite l’ispessimento della litosfera continentale, non, come ora si comprende, tramite la sottospinta su più larga scala della crosta oceanica stessa nel mantello), nuovo magma sale ed erutta lungo le creste di diffusione per formare nuova crosta. In effetti, i bacini oceanici vengono perpetuamente “riciclati”, con la creazione di nuova crosta e la distruzione della vecchia litosfera oceanica che avvengono simultaneamente. Così, i nuovi concetti mobilistici spiegavano chiaramente perché la Terra non diventa più grande con la diffusione dei fondali marini, perché c’è così poco accumulo di sedimenti sui fondali oceanici e perché le rocce oceaniche sono molto più giovani delle rocce continentali.

Striscia magnetica

A partire dagli anni ’50, scienziati come Victor Vacquier, utilizzando strumenti magnetici (magnetometri) adattati da dispositivi aerei sviluppati durante la seconda guerra mondiale per rilevare i sottomarini, hanno iniziato a riconoscere strane variazioni magnetiche sul fondo dell’oceano. Questa scoperta, anche se inaspettata, non era del tutto sorprendente perché era noto che il basalto – la roccia vulcanica ricca di ferro che costituisce il fondo dell’oceano – contiene un minerale fortemente magnetico (magnetite) e può distorcere localmente le letture della bussola. Questa distorsione è stata riconosciuta dai marinai islandesi già alla fine del XVIII secolo. Più importante, perché la presenza di magnetite dà il basalto proprietà magnetiche misurabili, queste variazioni magnetiche appena scoperto fornito un altro mezzo per studiare il fondo profondo dell’oceano. Quando la roccia di nuova formazione si raffredda, tali materiali magnetici hanno registrato il campo magnetico della Terra in quel momento.

Come sempre più del fondo del mare è stato mappato durante il 1950, le variazioni magnetiche si è rivelato non essere casuale o eventi isolati, ma invece rivelato modelli riconoscibili. Quando questi modelli magnetici sono stati mappati su una vasta regione, il fondo dell’oceano ha mostrato un modello zebrato: una striscia con polarità normale e la striscia adiacente con polarità invertita. Il modello generale, definito da queste bande alternate di roccia normalmente e inversamente polarizzata, divenne noto come striping magnetico, e fu pubblicato da Ron G. Mason e collaboratori nel 1961, che non ha trovato, però, una spiegazione per questi dati in termini di diffusione dei fondali marini, come Vine, Matthews e Morley pochi anni dopo.

La scoperta di striping magnetico ha richiesto una spiegazione. Nei primi anni ’60 scienziati come Heezen, Hess e Dietz avevano iniziato a teorizzare che le dorsali medio-oceaniche segnano zone strutturalmente deboli in cui il fondo dell’oceano è stato strappato in due nel senso della lunghezza lungo la cresta della dorsale (vedi il paragrafo precedente). Nuovo magma dal profondo della Terra sale facilmente attraverso queste zone deboli e alla fine erutta lungo la cresta delle dorsali per creare nuova crosta oceanica. Questo processo, inizialmente denominato “ipotesi del nastro trasportatore” e in seguito chiamato diffusione dei fondali marini, operando per molti milioni di anni continua a formare nuovi fondali oceanici in tutto il sistema di dorsali medio-oceaniche lungo 50.000 km.

Solo quattro anni dopo la pubblicazione delle mappe con il “modello zebrato” di strisce magnetiche, il collegamento tra la diffusione dei fondali marini e questi modelli è stato posto correttamente, indipendentemente da Lawrence Morley, e da Fred Vine e Drummond Matthews, nel 1963, ora chiamato ipotesi Vine-Matthews-Morley. Questa ipotesi collegava questi modelli alle inversioni geomagnetiche ed era supportata da diverse linee di prova:

1. le strisce sono simmetriche intorno alle creste delle dorsali medio-oceaniche; sulla cresta della dorsale o vicino ad essa, le rocce sono molto giovani, e diventano progressivamente più vecchie lontano dalla cresta;
2. le rocce più giovani sulla cresta della dorsale hanno sempre la polarità attuale (normale);
3. le strisce di roccia parallele alla cresta si alternano in polarità magnetica (normale-invertita-normale, ecc.), suggerendo che si sono formate durante epoche diverse che documentano gli episodi (già noti da studi indipendenti) di normalità e inversione del campo magnetico terrestre.

Spiegando sia la zebratura magnetica che la costruzione del sistema della dorsale medio-oceanica, l’ipotesi della diffusione del fondo marino (SFS) ha rapidamente guadagnato consensi e ha rappresentato un altro importante progresso nello sviluppo della teoria della tettonica a placche. Inoltre, la crosta oceanica veniva ora apprezzata come una “registrazione” naturale della storia delle inversioni del campo geomagnetico (GMFR) del campo magnetico terrestre. Oggi, ampi studi sono dedicati alla calibrazione dei modelli di inversione normale nella crosta oceanica da un lato e le scale temporali note derivate dalla datazione degli strati di basalto nelle sequenze sedimentarie (magnetostratigrafia) dall’altro, per arrivare a stime dei tassi di diffusione del passato e ricostruzioni delle placche.

Definizione e affinamento della teoria

Dopo tutte queste considerazioni, la tettonica a placche (o, come fu inizialmente chiamata “Nuova tettonica globale”) fu rapidamente accettata nel mondo scientifico, e seguirono numerosi articoli che ne definivano i concetti:

• Nel 1965, Tuzo Wilson, che era stato un promotore dell’ipotesi della diffusione dei fondali marini e della deriva dei continenti fin dall’inizio, aggiunse il concetto di faglie trasformate al modello, completando le classi di tipi di faglie necessarie per far funzionare la mobilità delle placche sul globo.
• Si tenne un simposio sulla deriva dei continenti alla Royal Society di Londra nel 1965 che deve essere considerato come l’inizio ufficiale dell’accettazione della tettonica delle placche da parte della comunità scientifica, e i cui abstract sono pubblicati come Blacket, Bullard & Runcorn (1965). In questo simposio, Edward Bullard e collaboratori mostrarono con un calcolo al computer come i continenti lungo entrambi i lati dell’Atlantico si sarebbero adattati meglio per chiudere l’oceano, il che divenne noto come il famoso “Bullard’s Fit”.
• Nel 1966 Wilson pubblicò l’articolo che faceva riferimento alle precedenti ricostruzioni della tettonica a placche, introducendo il concetto di quello che ora è noto come “Ciclo di Wilson”.
• Nel 1967, alla riunione dell’American Geophysical Union, W. Jason Morgan propose che la superficie della Terra consiste di 12 placche rigide che si muovono l’una rispetto all’altra.
• Due mesi dopo, Xavier Le Pichon pubblicò un modello completo basato su 6 grandi placche con i loro movimenti relativi, che segnò l’accettazione definitiva della tettonica a placche da parte della comunità scientifica.
• Nello stesso anno, McKenzie e Parker presentarono indipendentemente un modello simile a quello di Morgan usando traslazioni e rotazioni su una sfera per definire i movimenti delle placche.

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