A camada mais externa, rígida e rochosa da Terra é chamada de crosta. É composta por rochas de baixa densidade, facilmente derretidas; a crosta continental é predominantemente rocha granítica (ver granito), enquanto que a composição da crosta oceânica corresponde principalmente à do basalto e do gabro. As análises das ondas sísmicas, geradas pelos terramotos no interior da Terra, mostram que a crosta se estende cerca de 50 km abaixo dos continentes, mas apenas 5-10 km abaixo do solo oceânico.
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Na base da crosta, uma mudança brusca no comportamento observado das ondas sísmicas marca a interface com o manto. O manto é composto por rochas mais densas, sobre as quais flutuam as rochas da crosta. Em escalas de tempo geológicas, o manto comporta-se como um fluido muito viscoso e responde ao stress através do fluxo. Juntos, o manto mais alto e a crosta agem mecanicamente como uma única camada rígida, chamada litosfera.
A casca externa litosférica da Terra não é uma peça contínua, mas é quebrada, como uma casca de ovo ligeiramente rachada, em cerca de uma dúzia de grandes blocos rígidos separados, ou placas. Existem dois tipos de placas, a oceânica e a continental. Um exemplo de uma placa oceânica é a Placa do Pacífico, que se estende desde a Elevação do Pacífico Oriental até às trincheiras de águas profundas que bordejam a parte ocidental da bacia do Pacífico. Uma placa continental é exemplificada pela Placa Norte-Americana, que inclui a América do Norte, bem como a crosta oceânica entre ela e uma porção da crista do Médio-Atlântico. Esta última é uma enorme cadeia de montanhas submarinas que se estende pelo eixo da bacia do Atlântico, passando a meio caminho entre a África e a América do Norte e do Sul.
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As placas litosféricas têm cerca de 60 km (35 milhas) de espessura sob os oceanos e 100-200 km (60-120 milhas) sob os continentes. (Deve-se notar que estas espessuras são definidas pela rigidez mecânica do material litosférico. Elas não correspondem à espessura da crosta, que é definida na sua base pela descontinuidade no comportamento das ondas sísmicas, como citado acima). Eles cavalgam sobre uma camada fraca, talvez parcialmente derretida, do manto superior, chamada astenosfera. Correntes de convecção lentas no interior do manto geradas pelo aquecimento radioativo dos movimentos laterais de acionamento interno das placas (e dos continentes em cima delas) a uma taxa de vários centímetros por ano. As placas interagem ao longo das suas margens, e estes limites são classificados em três tipos gerais com base nos movimentos relativos das placas adjacentes: divergentes, convergentes, e transformadas (ou deslizantes).
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Em áreas de divergência, duas placas afastam-se uma da outra. Movimentos flutuantes de afloramento no manto forçam as placas a se afastarem em zonas de fenda (como ao longo do meio do fundo do Oceano Atlântico), onde magmas do manto subjacente se elevam para formar novas rochas de crosta oceânica.
Placas lito-esféricas se movem em direção uma da outra ao longo de fronteiras convergentes. Quando uma placa continental e uma placa oceânica se juntam, a borda dianteira da placa oceânica é forçada para baixo da placa continental e para baixo na astenosfera-um processo chamado subducção. Contudo, apenas as placas mais finas e densas da crosta oceânica serão subductas. Quando dois continentes mais espessos e flutuantes se unem em zonas convergentes, eles resistem à subducção e tendem a se dobrar, produzindo grandes cadeias de montanhas. Os Himalaias, juntamente com o planalto adjacente do Tibete, foram formados durante tal colisão continente-continente, quando a Índia foi levada para a Placa Eurasiática pelo movimento relativo da Placa Índio-Australiana.
No terceiro tipo de limite de placas, a variedade transformadora, duas placas deslizam paralelamente uma à outra em direções opostas. Essas áreas são frequentemente associadas a alta sismicidade, pois as tensões que se acumulam nas placas de crosta deslizante são liberadas em intervalos para gerar terremotos. A Falha de San Andreas na Califórnia é um exemplo deste tipo de limite, que também é conhecido como uma falha ou zona de fratura (ver zona de fratura submarina).
A maior parte dos processos tectônicos ativos da Terra, incluindo quase todos os terremotos, ocorrem perto das margens das placas. Os vulcões formam-se ao longo das zonas de subducção, porque a crosta oceânica tende a ser refundida à medida que desce para o manto quente e depois sobe à superfície como lava. Cadeias de vulcões ativos, freqüentemente explosivos, são assim formadas em lugares como o Pacífico ocidental e a costa ocidental das Américas. Cordilheiras montanhosas mais antigas, erodidas pelo tempo e pelo escoamento, marcam zonas de atividade anterior de placas-margem. As partes mais antigas e geologicamente mais estáveis da Terra são os núcleos centrais de alguns continentes (como a Austrália, partes da África e o norte da América do Norte). Chamados escudos continentais, são regiões onde a construção de montanhas, falhas e outros processos tectônicos são diminuídos em comparação com a atividade que ocorre nos limites entre as placas. Devido à sua estabilidade, a erosão teve tempo para aplanar a topografia dos escudos continentais. É também nos escudos que as evidências geológicas de cicatrizes de crateras de impactos antigos de asteróides e cometas são melhor preservadas. Mesmo ali, porém, os processos tectônicos e a ação da água têm apagado muitas características antigas. Em contraste, grande parte da crosta oceânica é substancialmente mais jovem (dezenas de milhões de anos de idade), e nenhuma data de mais de 200 milhões de anos.
Este quadro conceptual em que os cientistas compreendem agora a evolução das tectónicas de placas de litosfera da Terra – é quase universalmente aceite, embora ainda haja muitos detalhes por resolver. Por exemplo, os cientistas ainda não chegaram a um acordo geral sobre quando os núcleos continentais originais se formaram ou há quanto tempo os processos tectônicos modernos de placas começaram a operar. Certamente os processos de convecção interna, segregação de minerais por fusão parcial e recristalização, e vulcanismo basáltico estavam operando mais vigorosamente nos primeiros bilhões de anos da história da Terra, quando o interior do planeta era muito mais quente do que é hoje; no entanto, como as massas terrestres de superfície foram formadas e foram dispersas pode ter sido diferente.
Adaptado de C.R. Scotese, The University of Texas at ArlingtonSee todos os vídeos para este artigo
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Após o crescimento dos principais escudos continentais, a tectônica de placas foi caracterizada pela montagem cíclica e quebra de supercontinentes criados pela amálgama de muitos núcleos continentais menores e arcos de ilhas. Os cientistas identificaram dois desses ciclos no registro geológico. Um supercontinente começou a se dividir há cerca de 700 milhões de anos, no final do período pré-cambriano, em vários grandes continentes, mas há cerca de 250 milhões de anos, perto do início do Período Triássico, a contínua deriva desses continentes resultou na sua fusão novamente em um único supercontinente de massa terrestre chamado Pangea. Cerca de 70 milhões de anos mais tarde, Pangea começou a fragmentar-se, dando gradualmente origem à configuração continental actual. A distribuição ainda é assimétrica, com continentes predominantemente localizados no Hemisfério Norte, em frente à bacia do Pacífico.
Apesarmente, dos quatro planetas terrestres, apenas a Terra mostra evidências de tectônica de placas de longo prazo e pervasiva. Tanto Vênus quanto Marte apresentam geologia dominada pelo vulcanismo basáltico em uma crosta em grande parte imóvel, com apenas tênues indícios de episódios possivelmente limitados de movimento de placas horizontais. O mercúrio é intrinsecamente muito mais denso do que os outros planetas terrestres, o que implica um núcleo metálico maior; a sua superfície é maioritariamente coberta por crateras de impacto, mas também mostra um padrão global de escarpas sugerindo a retracção do planeta, associada talvez ao arrefecimento interior. Aparentemente essenciais para o tipo de tectónica de placas que ocorre na Terra são grandes dimensões planetárias (daí o elevado fluxo de calor e crosta fina), o que elimina Marte, e a água da crosta penetrante para amolecer a rocha, que Vénus perdeu muito cedo na sua história. Embora a Terra seja de fato geologicamente ativa e, portanto, possua uma superfície jovem, a superfície de Vênus pode ter sido completamente renovada pelo vulcanismo basáltico global nos últimos bilhões de anos, e pequenas porções da superfície de Marte podem ter experimentado erosão muito recente por água líquida ou deslizamentos de terra.