La capa más externa, rígida y rocosa de la Tierra se llama corteza. Está compuesta por rocas de baja densidad, fácilmente fundibles; la corteza continental es predominantemente roca granítica (véase granito), mientras que la composición de la corteza oceánica corresponde principalmente a la de basalto y gabro. Los análisis de las ondas sísmicas, generadas por terremotos en el interior de la Tierra, muestran que la corteza se extiende unos 50 km (30 millas) por debajo de los continentes, pero sólo 5-10 km (3-6 millas) por debajo de los fondos oceánicos.
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En la base de la corteza, un cambio brusco en el comportamiento observado de las ondas sísmicas marca la interfaz con el manto. El manto está compuesto por rocas más densas, sobre las que flotan las rocas de la corteza. En escalas de tiempo geológicas, el manto se comporta como un fluido muy viscoso y responde a las tensiones fluyendo. Juntos, el manto superior y la corteza actúan mecánicamente como una única capa rígida, llamada litosfera.
La cubierta exterior litosférica de la Tierra no es una pieza continua, sino que está rota, como una cáscara de huevo ligeramente agrietada, en una docena de bloques rígidos principales separados, o placas. Hay dos tipos de placas, las oceánicas y las continentales. Un ejemplo de placa oceánica es la Placa del Pacífico, que se extiende desde la Subida del Pacífico Oriental hasta las fosas marinas que bordean la parte occidental de la cuenca del Pacífico. Un ejemplo de placa continental es la Placa Norteamericana, que incluye América del Norte, así como la corteza oceánica situada entre ella y una parte de la Dorsal Mesoatlántica. Esta última es una enorme cadena montañosa submarina que se extiende por el eje de la cuenca atlántica, pasando a medio camino entre África y América del Norte y del Sur.
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Las placas litosféricas tienen un grosor de unos 60 km (35 millas) bajo los océanos y de 100-200 km (60-120 millas) bajo los continentes. (Cabe señalar que estos espesores están definidos por la rigidez mecánica del material litosférico. No se corresponden con el grosor de la corteza, que se define en su base por la discontinuidad del comportamiento de las ondas sísmicas, como se ha citado anteriormente). Cabalgan sobre una capa débil, quizá parcialmente fundida, del manto superior llamada astenosfera. Las lentas corrientes de convección de las profundidades del manto, generadas por el calentamiento radiactivo del interior, impulsan los movimientos laterales de las placas (y de los continentes que se encuentran sobre ellas) a un ritmo de varios centímetros al año. Las placas interactúan a lo largo de sus márgenes, y estos límites se clasifican en tres tipos generales en función de los movimientos relativos de las placas adyacentes: divergentes, convergentes y de transformación (o de deslizamiento).
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En las zonas de divergencia, dos placas se alejan una de otra. Los movimientos de flotación en el manto obligan a las placas a separarse en las zonas de fisura (como a lo largo del centro del fondo del Océano Atlántico), donde los magmas del manto subyacente se elevan para formar nuevas rocas de la corteza oceánica.
Las placas litosféricas se mueven una hacia la otra a lo largo de los límites convergentes. Cuando una placa continental y una placa oceánica se juntan, el borde delantero de la placa oceánica es forzado a pasar por debajo de la placa continental y a descender a la astenosfera, un proceso llamado subducción. Sin embargo, sólo subducen las placas más finas y densas de la corteza oceánica. Cuando dos continentes más gruesos y flotantes se juntan en zonas convergentes, se resisten a la subducción y tienden a doblarse, produciendo grandes cordilleras. El Himalaya, junto con la adyacente meseta del Tíbet, se formó durante una colisión continente-continente de este tipo, cuando la India fue arrastrada hacia la placa euroasiática por el movimiento relativo de la placa india-australiana.
En el tercer tipo de límite de placa, la variedad de transformación, dos placas se deslizan paralelas entre sí en direcciones opuestas. Estas zonas suelen estar asociadas a una gran sismicidad, ya que las tensiones que se acumulan en las placas de la corteza que se deslizan se liberan a intervalos para generar terremotos. La falla de San Andrés, en California, es un ejemplo de este tipo de límite, que también se conoce como falla o zona de fractura (véase zona de fractura submarina).
La mayoría de los procesos tectónicos activos de la Tierra, incluidos casi todos los terremotos, se producen cerca de los márgenes de las placas. Los volcanes se forman a lo largo de las zonas de subducción, porque la corteza oceánica tiende a refundirse a medida que desciende hacia el manto caliente y luego sube a la superficie en forma de lava. Así se forman cadenas de volcanes activos, a menudo explosivos, en lugares como el Pacífico occidental y las costas occidentales de América. Las cadenas montañosas más antiguas, erosionadas por la meteorización y la escorrentía, marcan zonas de actividad anterior de los márgenes de las placas. Las partes más antiguas y geológicamente estables de la Tierra son los núcleos centrales de algunos continentes (como Australia, partes de África y el norte de Norteamérica). Denominadas escudos continentales, son regiones en las que la construcción de montañas, las fallas y otros procesos tectónicos son menores en comparación con la actividad que se produce en los límites entre placas. Debido a su estabilidad, la erosión ha tenido tiempo de aplanar la topografía de los escudos continentales. Es también en los escudos donde se conservan mejor las pruebas geológicas de las cicatrices de los cráteres de los antiguos impactos de asteroides y cometas. Sin embargo, incluso allí, los procesos tectónicos y la acción del agua han borrado muchos rasgos antiguos. Por el contrario, gran parte de la corteza oceánica es mucho más joven (decenas de millones de años), y ninguna se remonta a más de 200 millones de años.
Este marco conceptual en el que los científicos entienden ahora la evolución de la litosfera de la Tierra -denominado tectónica de placas- es casi universalmente aceptado, aunque quedan muchos detalles por resolver. Por ejemplo, los científicos aún no han llegado a un acuerdo general sobre cuándo se formaron los núcleos continentales originales o desde cuándo empezaron a funcionar los procesos modernos de la tectónica de placas. Ciertamente, los procesos de convección interna, segregación de minerales por fusión parcial y recristalización, y vulcanismo basáltico operaban con mayor vigor en los primeros mil millones de años de la historia de la Tierra, cuando el interior del planeta estaba mucho más caliente que en la actualidad; sin embargo, la forma en que se formaron las masas continentales de la superficie y se dispersaron puede haber sido diferente.
Adaptado de C.R. Scotese, The University of Texas at ArlingtonVer todos los vídeos de este artículo
Una vez que crecieron los principales escudos continentales, la tectónica de placas se caracterizó por el ensamblaje cíclico y la ruptura de supercontinentes creados por la amalgama de muchos núcleos continentales más pequeños y arcos de islas. Los científicos han identificado dos de estos ciclos en el registro geológico. Hace unos 700 millones de años, a finales del Precámbrico, un supercontinente comenzó a dividirse en varios continentes principales, pero hace unos 250 millones de años, cerca del comienzo del Periodo Triásico, la continua deriva de estos continentes dio lugar a su fusión de nuevo en una única masa terrestre supercontinental llamada Pangea. Unos 70 millones de años después, Pangea comenzó a fragmentarse, dando lugar gradualmente a la configuración continental actual. La distribución sigue siendo asimétrica, y los continentes se sitúan predominantemente en el hemisferio norte, frente a la cuenca del Pacífico.
Sorprendentemente, de los cuatro planetas terrestres, sólo la Tierra muestra evidencias de una tectónica de placas generalizada y a largo plazo. Tanto Venus como Marte muestran una geología dominada por el vulcanismo basáltico sobre una corteza en gran parte inmóvil, con sólo débiles indicios de episodios posiblemente limitados de movimiento horizontal de las placas. Mercurio es intrínsecamente mucho más denso que los demás planetas terrestres, lo que implica un núcleo metálico más grande; su superficie está cubierta en su mayor parte por cráteres de impacto, pero también muestra un patrón global de escarpas que sugiere el encogimiento del planeta, asociado quizás al enfriamiento interior. Aparentemente, para el tipo de tectónica de placas que se produce en la Tierra es esencial el gran tamaño del planeta (por tanto, un gran flujo de calor y una corteza delgada), lo que elimina a Marte, y la presencia de agua en la corteza para ablandar la roca, que Venus perdió muy pronto en su historia. Aunque la Tierra es realmente activa desde el punto de vista geológico y, por tanto, posee una superficie joven, la superficie de Venus puede haber sido completamente renovada por el vulcanismo basáltico global en los últimos mil millones de años, y pequeñas porciones de la superficie de Marte pueden haber experimentado una erosión muy reciente a causa del agua líquida o de los deslizamientos de tierra.