La capa externa de la Tierra
La Tierra está formada por capas: una corteza delgada, un manto rocoso grueso y un núcleo metálico. La tectónica de placas se ocupa de las dos capas superiores y, en particular, de lo resistente o débil que es la roca a distintas profundidades.
Litosfera y astenosfera
La capa más externa, la litosfera, es fría y rígida. Incluye la corteza y la parte superior del manto, y está dividida en grandes fragmentos llamados placas tectónicas. La litosfera oceánica tiene hasta unos 100 km de espesor. La litosfera continental es más gruesa, y bajo las partes más antiguas de los continentes puede llegar mucho más hondo.
Bajo la litosfera se encuentra la astenosfera. Sigue siendo roca sólida, pero está lo bastante caliente para fluir muy lentamente durante largos periodos, como la cera tibia. Esta capa débil permite que se muevan las placas rígidas que tiene encima. Las placas no flotan sobre roca líquida. Se deslizan sobre roca sólida que se comporta como un fluido muy espeso a lo largo de millones de años.
Corteza oceánica y corteza continental
Toda placa lleva corteza en su superficie, y hay dos tipos.
La corteza oceánica es delgada, de unos 7 km, y está formada por roca volcánica oscura y densa como el basalto y el gabro. Se forma en las dorsales mediooceánicas y se destruye en las zonas de subducción, así que nunca llega a ser muy antigua: el fondo oceánico más antiguo tiene unos 180 millones de años.
La corteza continental es mucho más gruesa, de unos 35 km de media y hasta unos 70 km bajo el Himalaya y el Tíbet. Está formada por rocas más ligeras y ricas en sílice, como el granito. Como es flotante, se resiste a hundirse en el manto, de modo que la corteza continental sobrevive durante miles de millones de años. Algunas rocas del norte de Canadá tienen unos 4000 millones de años.
La mayoría de las placas llevan ambos tipos de corteza. La Placa Norteamericana incluye el continente norteamericano y la mitad occidental del fondo del Atlántico Norte. La Placa del Pacífico es casi toda oceánica y cubre por sí sola cerca del 20,5 % de la superficie terrestre.
Los bordes de las placas no son las costas
Como las placas llevan ambos tipos de corteza, los límites de placas rara vez siguen los bordes de los continentes. La costa este de Estados Unidos y la costa oeste de África son márgenes pasivos: el continente y el fondo oceánico vecino pertenecen a la misma placa y se mueven juntos, así que estas costas tienen pocos terremotos grandes y ningún volcán activo. La costa oeste de Sudamérica es un margen activo, donde el borde del continente es también un límite de placas, y tiene algunos de los terremotos más potentes y los volcanes más altos de la Tierra. Saber si una costa es activa o pasiva dice mucho de su riesgo sísmico. Consulta la página de cualquier país, como Chile o Brasil, para ver sobre qué placas se encuentra.
Qué mueve las placas
El interior de la Tierra está caliente, por el calor que quedó de la formación del planeta y por la desintegración de elementos radiactivos. Ese calor escapa lentamente a través del manto, que circula en un patrón llamado convección del manto. Las placas son la capa superior fría de este sistema. Destacan tres fuerzas.
Tirón de la placa
En una zona de subducción, una placa oceánica antigua es más fría y densa que el manto que tiene debajo, así que se hunde. La losa que se hunde arrastra tras de sí el resto de la placa, como un mantel que se desliza fuera de la mesa. La mayoría de los geofísicos consideran el tirón de la placa (slab pull) la fuerza más importante que mueve las placas.
Los datos de PB2002 lo respaldan. Las placas con largos bordes en subducción son las que se mueven más rápido respecto a sus vecinas: la Placa del Pacífico promedia unos 7,3 cm al año a lo largo de sus límites, la Placa de Nazca unos 7,9 cm al año y la Placa de Cocos unos 7,0 cm al año. Las placas casi sin losa que se hunda se mueven despacio: la Placa Africana promedia unos 1,8 cm al año y la Placa Euroasiática unos 2,0 cm al año. En el conjunto de las zonas de subducción de PB2002, la velocidad relativa media es de unos 6,2 cm al año, más alta que en cualquier otro tipo de límite.
Empuje de dorsal
Las dorsales mediooceánicas están más altas que el fondo oceánico antiguo que las rodea, porque la litosfera joven está caliente y dilatada. La gravedad hace que las placas se deslicen suavemente pendiente abajo, alejándose de esa zona elevada. Este empuje de dorsal (ridge push) es real, pero en general más débil que el tirón de la placa.
Flujo del manto
El manto situado bajo una placa puede arrastrar su base, favoreciendo o frenando el movimiento. Las plumas de roca caliente que ascienden desde las profundidades del manto también pueden formar puntos calientes, como Hawái e Islandia, y quizá ayudar a iniciar rifts. Los científicos siguen debatiendo en qué medida el flujo del manto mueve las placas, frente a la medida en que las placas mueven el flujo que tienen debajo.
A qué velocidad se mueven las placas
Las placas se mueven unos pocos centímetros al año, más o menos lo que crecen las uñas. Parece lento, pero en un millón de años una placa que se mueve 5 cm al año recorre 50 km. En los 200 millones de años transcurridos desde que Pangea empezó a fragmentarse, ese movimiento ha abierto todo el océano Atlántico.
Las velocidades de este sitio proceden del modelo PB2002. Son velocidades relativas, medidas entre placas vecinas a lo largo de sus límites comunes. El movimiento relativo más rápido se da en la fosa de Tonga, donde la Placa del Pacífico y la Placa de Tonga convergen a hasta unos 26 cm al año. La dorsal mesoatlántica entre Norteamérica y Eurasia se abre a solo unos 1,5 cm al año de media, y el Rift de África Oriental a unos 0,3 cm al año. La página de cada placa en el directorio de placas indica sus velocidades media y máxima.
Cuántas placas hay
La mayoría de los libros de texto mencionan siete placas principales: la del Pacífico, la Norteamericana, la Euroasiática, la Africana, la Antártica, la Indo-Australiana y la Sudamericana. Suelen añadirse varias placas menores, como la de Nazca, la de Cocos, la del Caribe, la Arábiga, la Filipina, la de Juan de Fuca y la de Scotia.
El modelo PB2002, publicado por Peter Bird en 2003 y usado en nuestros mapas, define 52 placas. Trata la Placa Índica y la Australiana como placas distintas unidas por una amplia zona de deformación, y añade decenas de pequeñas microplacas en regiones complejas como el suroeste del Pacífico e Indonesia. Algunas de sus placas, como la de Ojotsk, la de Amur, la del Yangtsé, la de la Sonda y la Somalí, siguen en debate. Otros modelos usan menos placas, como MORVEL, con 25, y algunos estudios recientes cartografían todavía más bloques pequeños. El directorio de placas muestra las 52 ordenadas por tamaño.
Cómo miden los científicos el movimiento de las placas
GPS y geodesia espacial
Hoy el movimiento de las placas se mide directamente. Los receptores GPS fijados a la roca madre registran su posición con una precisión de pocos milímetros, y tras varios años de datos la deriva de cada estación muestra cómo se mueve su placa. Otras técnicas espaciales, como los radiotelescopios que cronometran cuásares lejanos y los láseres que rebotan en satélites, confirman los resultados. Estas mediciones muestran el movimiento actual de las placas, año tras año.
Bandas magnéticas en el fondo marino
El fondo oceánico registra el movimiento de las placas a lo largo de millones de años. Cuando la corteza nueva se enfría en una dorsal mediooceánica, fija la dirección del campo magnético terrestre. El campo se invierte de vez en cuando, así que el fondo marino lleva un patrón de bandas magnéticas paralelas a la dorsal, simétricas a cada lado. Los geólogos fechan las inversiones, miden a qué distancia de la dorsal está cada banda y calculan a qué velocidad se han separado las placas. El reconocimiento de estas bandas en la década de 1960 fue un punto de inflexión para la aceptación de la tectónica de placas.
Otras pistas
La dirección del movimiento puede leerse en las fallas transformantes, que se alinean con el sentido en que se deslizan las placas, y en las direcciones de deslizamiento de los terremotos. Las cadenas de volcanes formadas sobre puntos calientes, como las islas de Hawái, muestran cómo se ha desplazado una placa sobre el manto. Modelos como PB2002 combinan muchas de estas mediciones en una imagen coherente.
Para ver dónde se encuentran las placas y qué ocurre allí, continúa con los límites de placas o explora el mapa de terremotos y el mapa de volcanes. Los términos de esta página se definen en el glosario.