La onda expansiva generada por la gigantesca explosión de una supernova situada en el extremo de uno de los brazos de nuestra galaxia, la Vía Láctea (1), tal vez originó la compactación de una inmensa nebulosa de gas y la enriqueció con polvo cósmico (2). La nebulosa comenzó a girar y se transformó en un gigantesco disco de materia aplanado y comprimido (3). Más tarde aparecieron turbulentos remolinos, causados por inestabilidades gravitatorias, que dividieron en porciones el primitivo disco apla­nado de gases y polvo:

• El remolino central capturó la mayor parte de la materia de la nebulosa y se convirtió en el pro­tosol, una bola de gases, hidrógeno y helio que se fue compactando y calentado cada vez más (4), hasta alcanzar temperaturas tan elevadas que, en un determinado momento, comenzaron las reacciones de fusión termonuclear del hidrógeno para formar helio: en este instante, el Sol se «encendió» y empezó a emitir gran cantidad de energía radiante.
• Las regiones periféricas del disco se desgajaron y formaron turbulentos remolinos (5) que atraparon el polvo cósmico, los gases, el hielo y las partículas rocosas. La fuerza de la gravedad provo­có el impacto de unos cuerpos contra otros y favoreció la constitu­ción gradual de estructuras cada vez mayores, llamadas planetesimales (6). La aglomeración de estos cuerpos mediante un proceso de impactos sucesivos, llamado acreción de planetesimales, dio lugar a la formación de los planetas, satélites y demás astros.

Durante millones de años los impactos de los planetesimales, junto con el calor desprendido por la desintegración de elementos radiactivos del interior terrestre, mantuvieron a la Tierra y al resto de los planetas en estado de fusión, lo que permitió la diferenciación por densidades.

Los elementos pesados, como el níquel y el hierro, se hundieron hacia el centro y formaron el núcleo, sobre el cual se situaron otros materiales menos densos que constituyeron el manto; los más ligeros, fundamentalmente los silicatos, ascendieron hacia la superficie, que, poco a poco, se fue enfriando hasta formar una corteza sólida.

El vapor de agua emitido por la gran actividad volcánica de la Tierra primitiva, junto con la que aportaron los cometas y meteoritos, dio lugar al agua de la hidrosfera. Otros gases también liberados por las emanaciones volcánicas formaron la atmósfera primitiva, carente de oxígeno y rica en vapor de agua, amoniaco, metano y nitrógeno.

No solamente nuestro planeta y el resto del Sistema Solar deben su existencia a primitivas supernovas; también la materia orgánica que contienen procede de estos antiguos colosos, cuya luminosa extinción creó los gérmenes de la vida.

En este sentido cabe decir que todos los seres, vivos e inanimados, somos polvo de estrellas: el calcio de los huesos, el hierro de la sangre, el fósforo del ADN, el carbono de las estructuras moleculares, el oxígeno que respiramos y el oro de las joyas se fraguaron en una especie de alquimia estelar en el corazón de inmensas estrellas gigantes.

Corteza

Es la capa más externa, que se extiende hasta la discontinuidad de Mohorovicic (a una profundidad media de unos 35 km), y está formada fundamentalmente por silicatos de aluminio, calcio, sodio y potasio. Puede ser de dos tipos, continental y oceánica:

• Corteza continental. Puede alcanzar hasta los 70 km de profundidad en los continentes. Está formada por un conjunto de rocas sedimentarias, metamórficas y magmáticas, entre las que abundan rocas del tipo del granito y la andesita. Las más antiguas tienen más de 3 800 Ma.
• Corteza oceánica. Su espesor oscila entre los 6 y los 12 km, está constituida fundamentalmente por rocas más densas del tipo de los basaltos y los gabros. Las rocas más antiguas no sobrepasan la edad de 180 Ma.

Manto

Es la zona comprendida entre la discontinuidad de Mohorovicic y la de Gutenberg; está constituido fundamentalmente por rocas del grupo de las peridotitas (silicatos ferromagnésicos) cuyo mineral más abundante es el olivino. La presión y la temperatura aumentan hasta tal punto en el interior del manto que los átomos de los minerales se ven obligados a reorganizarse, formando estructuras más compactas y densas, lo que se conoce como zonas de transición o cambio de fase, que ponen de manifiesto la aparición de dos discontinuidades:

• Primera transición. Tiene lugar a los 400 km de profundidad, cuando los componentes del olivino cambian de fase y originan la estructura más compacta de la espinela.
• Segunda transición. Se denomina discontinuidad de Repetti, que marca el límite de separación entre el manto superior y el manto inferior. Se produce a los 670 km de profundidad, cuando la espinela cambia de fase y se transforma en el mineral perovskita.

Conforme aumenta la profundidad, se alcanzan valores de presión y temperatura tan grandes que ni los sólidos se comportan como el granito ni los líquidos como el agua. En estas condiciones, aunque los materiales rocosos se mantienen en estado sólido, adquieren ciertas características de los fluidos. En concreto, son capaces de evacuar el calor interno hasta el exterior mediante corrientes de convección, que propaganel calor desde las zonas internas más calientes hasta las capas externas más frías: cada ciclo de ascenso y descenso constituye una celda de convección.

Pero esto no significa que las zonas profundas se encuentren en estado de fusión, ya que, excepto el núcleo externo, el resto permanece en estado sólido debido a que las elevadas presiones impiden la fusión de las rocas.

Endosfera

Es la zona más interna de la Tierra, constituida por el núcleo. En el núcleo interno se dan temperaturas de unos 4 500 ºC, restos del calor primordial atrapado durante la formación del planeta, pero se mantiene sólido porque la presión alcanza valores cercanos a los tres millones de atmósferas. Este lugar, el más profundo de la Tierra, se enfría lentamente y crece conforme cristaliza la aleación de hierro y níquel que contiene el núcleo externo.

A partir de este gigantesco cristal de hierro y níquel situado en el corazón de la Tierra, el calor se propaga al núcleo externo líquido y genera corrientes de convección, que evacuan el calor hacia el exterior y lo acumulan en la zona o capa D"”.

Los movimientos de los fluidos del núcleo externo son, además, la causa de otro importante fenómeno geológico: el campo magnético terrestre, denominado magnetosfera. La Tierra se comporta como un gigantesco imán que tiene dos polos, norte y sur y, como todo imán, genera un campo magnético formado por las líneas de fuerza que irradian de cada uno de los polos.

Aunque el manto es sólido, la disminución de la presión en el manto superior aumenta la plasticidad de las rocas y da lugar a la formación de los magmas, que son los responsables de importantes fenómenos relacionados con la tectónica de placas.

Entre los 100 y los 300 km de profundidad se ha definido una zona de baja viscosidad denominada astenosfera. Algunos autores han cuestionado su existencia como una capa uniforme, ya que tal vez se trata de regiones donde persisten restos de antiguas plumas magmáticas; pero investigaciones recientes justifican la existenciade esta capa, que sobrepasa los 300 km de profundidad, ya que abarca todo el manto superior no litosférico.

Litosfera

Aunque los materiales rocosos de la corteza y del manto superior tienen diferente composición química, constituyen, sin embargo, una unidad rígida y quebradiza, que manifiesta propiedades mecánicas similares y recibe el nombre de litosfera. Es la capa más externa, compuesta por materiales rocosos de la corteza (oceánica o continental) y de una parte del manto superior; su espesor medio es de unos 100 km (es menor en la litosfera oceánica que en la litosfera continental).

Pero la litosfera no forma una capa continua sino que se encuentra fragmentada en trozos, llamados placas litosféricas, que encajan entre sí como en un gigantesco puzle. Estas placas flotan sobre el manto superior, y no son estáticas: se mueven, se crean y se destruyen, separan los continentes y vuelven a juntarlos, aplastan las rocas y levantan montañas en lugares que antes eran mares. Cada placa puede estar formada únicamente por litosfera oceánica o ser mixta, donde hay parte de litosfera oceánica y parte de litosfera continental.

• Movimientos de las placas litosféricas. Estas experimentan movimientos en vertical y en horizontal:

• ​Movimiento en vertical. Se debe a que las placas litosféricas flotan sobre el manto superior fluido y mantienen un equilibrio de flotación que recibe el nombre de isostasia, de manera que cada placa flota como una galleta en el chocolate caliente. Si la placa acumula materiales, como sedimentos en las cuencas sedimentarias o hielo durante las glaciaciones, se hundirá más. Si, por el contrario, la placa se descarga por la erosión que arrastra materiales o por el deshielo, se restablece el equilibrio isostático y la placa experimenta un empuje hacia arriba. Esto se traduce en una serie de movimientos lentos de ascenso y descenso de los continentes.
• Movimiento en horizontal. Se produce cuando las placas litosféricas se deslizan sobre el manto superior fluido, de forma semejante a como lo hacen las escaleras mecánicas: nacen por un extremo y desaparecen por el extremo opuesto. Este tipo de movimiento lo describe la teoría de la tectónica de placas, que estudiaremos a continuación.

• Dorsales oceánicas. Son hendiduras en la litosfera oceánica con vulcanismo submarino que no cesan de emitir magma procedente de la fusión parcial de zonas superficiales del manto. Cuando el magma se enfría y solidifica, forma rocas de composición basáltica, que se añaden a am­bos lados de la dorsal, creando nueva litosfera oceánica. El eje de las dorsales no es una línea continua, ya que se encuentra interrumpido y fragmentado transversalmente por numerosas fallas transformantes, cuyo movimiento es el responsable de gran cantidad de seísmos.
• Zonas de subducción. Son sumideros situados en los abismos de los océanos, donde desaparece la litosfera oceánica de manera continua y se forman las alargadas fosas oceánicas. La litosfera oceánica nace en las dorsales, pero conforme se ale­ja, envejece, se enfría, se hace más delgada y densa y en algu­nas zonas se hunde, volviendo de nuevo al manto, hasta la capa D"”. En su camino de regreso a las profundidades, los materiales rocosos de la litosfera oceánica describen un plano inclinado, denominado plano de Benioff, donde se generan la mayor parte de los focos sísmicos. Al alcanzar cierta profundidad, parte de las rocas subducidas se funden y originan magmas que alimentan a los volcanes.
• Fallas transformantes. Son desgarros del terreno que aparecen en zonas sometidas a empujes distintos. Estas fracturas pueden encontrarse cortando transversalmente el eje de las dorsales oceánicas y en los bordes de las placas litosféricas, que permiten que las placas se deslicen una respecto a otra, en sentidos contrarios, lo que genera actividad sísmica, pero sin vulcanismo.

1 El motor que mueve las placas litosféricas

Los materiales rocosos que constituyen la Tierra, desde el núcleo hasta la litosfera, están en constante movimiento, impulsados por dos poderosas fuerzas internas: el tirón gravitatorio que ejerce la litosfera oceánica cuando subduce en el manto (el peso del extremo subducido tira del resto de la litosfera oceánica y la arrastra), junto con el calor interno de la Tierra (restos del calor primordial atrapado durante la formación del planeta y de la desintegración de elementos radiactivos presentes en el manto).

Este calor interno se propaga mediante celdas de convección y genera flujos convectivos en la mesosfera a partir de la capa D".

En el proceso de apertura de un océano se distinguen cuatro etapas:
 

1. Inicio de la dorsal: etapa de abombamiento. Las corrientes ascendentes de una pluma de magma, procedentes del manto profundo, chocan con la litosfera continen­tal, que se abomba y forma un domo térmico (como el valle del río Grande, en Estados Unidos).
2. Dorsales jóvenes: etapa del rift. En el domo térmico, la litosfera se estira y adelgaza hasta que se fractura y da lugar a un punto triple. Este sistema de fracturación de la litosfera abombada se compone de tres grandes fallas radiales, que pueden evolucionar hacia la formación de valles de hundimiento, denominados rifts.
   Un rift (como el Valle del Rift africano), es una depresión o fosa tectónica que se forma por el hundimiento de los bloques centrales generados por el sistema de fallas escalona­das situadas a ambos lados del valle de hundimiento, que le dan a este valle el aspecto de una enorme escalinata. En algunas zonas del rift, el magma escapa a través de las fisuras y puede acumularse en el fondo del valle, loque origina llanuras o coladas basálticas, o bien da lugar a la formación de conos volcánicos (como el Kilimanjaro, en África).
3. Dorsales de mediana edad: etapa del mar Rojo. Una dorsal oceánica llega a formarse cuando se unen los rifts asociados a dos o más puntos calientes, cuya actividad llega a completar la fracturación de la litosfera continental. Llega un momento en que el continuo hundimiento del rift provoca la inundación del valle por las aguas marinas y da lugar a la formación de un estrecho mar, como es el caso del mar Rojo.
   La rotura de la litosfera disminuye la presión en el manto superior, lo que favorece la formación de magma, que asciende y se extiende por el fondo del valle inundado, a ambos lados de la dorsal oceánica. Este vulcanismo submarino de la joven dorsal origina rocas basálticas que son el embrión de la futura litosfera oceánica.
4. Dorsal madura: etapa atlántica. Si la actividad de la dorsal continúa, se generará nueva litosfera oceánica y el estrecho mar evolucionará hasta convertirse en un gran océano como el Atlántico, que separa dos bloques continentales fracturados.

La actividad volcánica, así como actividad sísmica, son procesos paroxísticos en los que se produce una liberación súbita de grandes cantidades de energía procedentes del interior de la Tierra. El ascenso de materiales calientes procedentes del manto y la disminución de la presión provocan la formación de magma, que es una mezcla caliente y fluida (alrededor de 1 000 ºC) formada por materiales rocosos fundidos, fundamentalmente del tipo de los silicatos, que suele contener, además, partículas sólidas de minerales, fragmentos de rocas y diversos gases disueltos.

Los volcanes se localizan en determinadas regiones del globo terráqueo: dentro de las placas (en los puntos calientes) y en los bordes de las placas litosféricas (en las dorsales y en las zonas de subducción).

Cuando una pluma de magma profundo alcanza la litosfera, actúa como un soplete y origina un punto caliente. Se pueden dar tres tipos de situaciones:

• Origen de las grandes provincias ígneas o basálticas. Son extensas zonas del planeta sepultadas por inmensas capas de lavas basálticas superpuestas, de varios kilómetros de espesor, que cubren miles de kilómetros cuadrados de superficie, emitidas en un período relativamente corto (de 1 a 5 millones de años) por la potente actividad volcánica de un punto caliente. Estas emisiones han tenido lugar en diferentes épocas del pasado, como las traps del Decán, en la India.
• Adelgazamiento de la litosfera continental y formación de un rift. El punto caliente actúa, como si fuera un soplete, sobre la litosfera que se abomba y adelgaza hasta originar tres fracturas radiales que convergen en un punto, denominado punto triple. Estas fracturas se pueden convertir en depresiones o valles de hundimiento, conocidos como rifts (por ejemplo, el valle del Rift africano), que en el futuro pueden dar lugar a una dorsal.
• Perforación de la litosfera oceánica y aparición de una cadena de volcanes. Si el punto caliente permanece fijo, la litosfera oceánica se va perforando conforme se desplaza. Esto origina una cadena de volcanes submarinos, más jóvenes y activos cuanto más cerca están del punto caliente, y pierden actividad, envejecen y se erosionan a medida que se alejan (se convierten en pequeños montículos o guyots y en atolones).

2 Vulcanismo en las dorsales oceánicas

A lo largo de las dorsales, en el fondo de los océanos, se encuentran los volcanes de fisura. Sus erupciones son tranquilas y la lava fluye a partir de enormes fisuras en forma de coladas que constituyen capas horizontales. Cuando se enfría, origina rocas basálticas que dan lugar a la litosfera oceánica.

3 Vulcanismo en las zonas de subducción

Gran parte de los volcanes asociados a las zonas de subducción se encuentran en el cinturón de fuego del Pacífico que bordea la cuenca de este océano, donde podemos encontrar dos situaciones diferentes:

• La subducción de litosfera oceánica por debajo de litosfera oceánica da lugar a un archipiélago en forma de arco con intensa actividad volcánica, como Japón y Filipinas.
• La subducción de litosfera oceánica por debajo de litosfera continental origina un arco volcánico continental asociado a una cordillera, como los Andes.

En las zonas de subducción las erupciones volcánicas no suelen ser tan tranquilas y los volcanes tienen la forma de gigantescos conos, que pueden estar formados por acumulación de fragmentos sólidos de lava sin cohesionar, llamados piroclastos (conos de cenizas), o por la superposición de capas de lava solidificada y materiales piroclásticos (estratovolcanes).
 

4 Las erupciones volcánicas

La erupción volcánica es un conjunto de fenómenos que tiene lugar cuando el magma alcanza la superficie terrestre. Cuando el magma procedente del manto o de la corteza profunda se encuentra próximo a la superficie, se estanca y forma una bolsa llamada cámara magmática, situada entre 3 y 30 km de profundidad.

Los gases que estaban disueltos en el magma dejan de estarlo, aumentan la presión de la cámara y empujan al magma. Este asciende a través de uno o más conductos, llamados chimeneas, y sale por el cráter, que es la abertura externa en forma de embudo situada en la cumbre del cono volcánico. El magma, al enfriarse, puede originar diversos productos:

• Los magmas fluidos están relacionados con las dorsales y los puntos calientes. Tienen bajo contenido en gases y forman coladas de lava. Dan lugar a erupciones efusivas y tranquilas.
• Los magmas viscosos suelen estar relacionados con las zonas de subducción. Tienen alto contenido en gases y, cuando alcanzan la superficie, provocan violentas explosiones. El gas escapa brutalmente y arroja al exterior, a veces a gran altura y distancia, trozos de lava y fragmentos de la chimenea volcánica.
  
  Estos fragmentos sólidos, llamados piroclastos, reciben distintos nombres según su tamaño: cenizas (< 3 mm), lapilli (entre 3 y 30 mm) y bombas volcánicas (entre 3 y 30 cm).

Los volcanes activos suelen mostrar una actividad discontinua en el tiempo: alternan períodos de actividad con otros más o menos largos de interrupción en los que parecen apagados, pero en realidad están dormidos. Cuando permanecen inactivos durante largos períodos, se dice que están apagados o extinguidos.

5 Tipos de erupciones volcánicas

Un mismo volcán puede experimentar a lo largo de su historia diferentes tipos de erupciones, desde las más tranquilas hasta las más explosivas. Según la naturaleza de la lava y del contenido en gases del magma, se han descrito distintos tipos de erupciones volcánicas, entre los que destacan los siguientes: hawaiano, estromboliano, vulcaniano, peleano, pliniano y freato-magmático.

• Hawaiano. Se caracteriza por erupciones efusivas, silenciosas y apacibles, debido a la baja viscosidad del magma y al escaso contenido en gases. Las coladas de lava se derraman por las laderas de un cono volcánico aplanado, en forma de escudo, que suele tener numerosos cráteres alineados a lo largo de fisuras.
• Estromboliano. Son erupciones en las que se alternan coladas de lava viscosa con explosiones esporádicas que arrojan al exterior materiales piroclásticos (cenizas, lapilli y bombas volcánicas que explotan en el aire).
• Vulcaniano. La lava es muy viscosa y no suele formar coladas. La presión de los gases atrapados provoca violentas explosiones que arrojan a gran altura inmensas nubes oscuras de piroclastos.
• Peleano. La lava es tan viscosa que se expulsa prácticamente solidificada y forma un enorme pitón o aguja que obstruye el cráter e impide la salida de los gases. La presión acumulada provoca explosiones que dejan escapar nubes ardientes formadas por gases y materiales piroclásticos incandescentes que descienden por las laderas del volcán.
• Pliniano. Son erupciones de lavas muy viscosas con alto contenido en gases que provocan violentas explosiones y arrojan nubes ardientes de piroclastos a gran altura. En ocasiones se vacía la cámara magmática, lo que da lugar al hundimiento del cono volcánico y a la formación de una caldera.
• Freato-magmático. Estas erupciones se producen cuando el agua del mar se filtra por las grietas del fondo marino, se pone en contacto con el magma y origina cantidades ingentes de vapor de agua, lo que genera altísimas presiones que provocan explosiones de gran violencia.
  
  ​Un ejemplo es el volcán Krakatoa, en la isla de su mismo nombre, en Indonesia, que entró en erupción en 1883, destruyó dos tercios de la isla y generó un enorme maremoto.

Supervolcanes

Son difíciles de localizar, pues no tienen cono ni existe cráter, tan solo se aprecian inmensos valles circulares, de entre 30 y 60 kilómetros de diámetro, que son las reliquias de las gigantescas calderas volcánicas formadas por las terribles explosiones de volcanes cientos de veces más violentos que cualquiera de los actuales volcanes activos.

El último supervolcán que entró en erupción fue el de la Caldera Toba, en la isla de Sumatra, hace unos 74 000 años. Arrojó más de 2 800 km³ de lava y cenizas que oscurecieron el Sol durante casi seis años y provocaron una glaciación que duró más de mil años. Según algunos científicos, este cambio climático estuvo a punto de extinguir a los humanos primitivos; solo unos pocos sobrevivieron a este infierno volcánico.

Yellowstone, en Estados Unidos, es otro supervolcán cuya inmensa caldera está alimentada por un punto caliente. Según los datos registrados en los estratos rocosos, ha entrado en erupción tres veces a lo largo de su historia: la primera hace aproximadamente 1 800 000 años, la segunda hace 1 200 000 años y la tercera hace unos 600 000 años.

Si el intervalo de recurrencia es de unos 600 000 años, tal vez se encuentre relativamente cercana la próxima erupción, cuyas consecuencias climáticas serían catastróficas para los seres humanos actuales. Millones de seres humanos se verían afectados al respirar ceniza volcánica que, como diminutos cristales de bordes afilados, rasgan los tejidos pulmonares y los hacen sangrar. Muy pocos lograrían sobrevivir al larguísimo invierno nuclear, a los cientos o miles de años de período glaciar, o a la lluvia ácida.

• Escala de Richter. Mide la magnitud de un terremoto, que es la medida de la energía liberada por el seísmo (se calcula a partir de un sismograma midiendola amplitud máxima de las ondas P y S). El valor de la magnitud de Richter carece de límites y teóricamente puede alcanzar todos los valores (1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, etc.) en función de la energía liberada, aunque no se han registrado seísmos de magnitud superior a 9,6 (terremoto de Valdivia, Chile, 1960).
  
  Para comparar grandes terremotos se utiliza la escala sismológica de magnitud de momento (MW), que coincide con la escala de Richter, pero no se satura cercade valores altos de magnitud, por encima de los cuales todos los grandes terremotos reflejan magnitudes muy similares.
• Escala MSK (Medvedev, Sponheuer y Karnik). Consta de doce grados (del I al XII) y mide la intensidad de un terremoto, que es una estimación subjetiva de los efectos que produce sobre las personas, los objetos, las construcciones y el terreno (los daños son mayores en zonas pobres, superpobladas y con viviendas de baja calidad). La intensidad es distinta en cada lugar ya que varía con la distancia al epicentro; así, un terremoto tendrá una magnitud única e intensidades diferentes en cada localidad. Los puntos de una zona que presentan la misma intensidad se unen mediante curvas llamadas isosistas.

1 Tsunami: la ola asesina

Un tsunami es una ola enorme, que supone el desplazamiento vertical de una gigantesca masa de agua del océano. Normalmente es el resultado de un gran maremoto con epicentro en el fondo del mar, o bien puede estar provocada por el derrumbe departe de un volcán en el océano, una explosión volcánica submarina o el impactode un asteroide en el mar.

Tsunami (1) causado por un maremoto (2).

2 El riesgo sísmico

Los principales riesgos causados por la actividad sísmica son destrucción de edificios, avalanchas de tierra causadas por la licuefacción del terreno, incendios causados por rotura de conducciones de gas, tsunamis y rotura de presas, de conducciones de agua y de otras infraestructuras, con el consiguiente riesgo de inundaciones.

La litosfera oceánica se encuentra en un constante proceso de renovación. Se enfría paulatinamente conforme se aleja del eje de la dorsal, se hace más densa y se carga de sedimentos, por lo que se hunde por debajo de otra placa y acaba siendo «engullida» en el manto. Al descender, la litosfera oceánica se comprime, se hace más densa y tira del resto de la placa, lo que provoca su desplazamiento.

Algunas montañas son volcanes aislados como el Kilimanjaro, en África, pero la mayoría tienen un origen diferente. Aunque parezca sorprendente, es en las profundidades de los océanos (en sus fosas abisales) donde se engendran y más tarde nacen las cordilleras de montañas.

• Subducción de litosfera oceánica bajo litosfera oceánica. Un ejemplo es la placa pacífica, que desaparece por subducción al oeste y origina las islas Marianas y las Filipinas. El resultado es la formación de una fosa oceánica de gran profundidad. Al ser engullida por el manto, la placa subducida se funde parcialmente y origina magma. Parte de él asciende a la superficie a través de las fisuras y da lugar, sobre la placa que no subduce, a un archipiélago de islas en forma de arco con gran actividad volcánica y sísmica.
• Subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental. La placa de Nazca, que desaparece por debajo de América del Sur, es un fenómeno de este tipo que tiene como consecuencia la formación de un orógeno de borde continental activo o cordillera pericontinental, como los Andes, con gran actividad sísmica y volcánica.

Adoptan la forma alargada y dan lugar a cinturones orogénicos porque surgen mediante el proceso de orogénesis, que consiste en el plegamiento de grandes cantidades de sedimentos, procedentes de la erosión de los continentes cercanos, arrastrados por las placas que subducen y acumulados en los abismos de las fosas oceánicas.
 

• Colisión intercontinental. A medida que avanza el proceso de subducción en una placa mixta y se agota la litosfera oceánica que subduce, el océano situado entre los dos continentes llega a desaparecer: las dos masas continentales quedan enfrentadas, colisionan y dan lugar a una cadena montañosa que se denomina orógeno intercontinental o de colisión, como el Himalaya o los Alpes.

El meteorólogo alemán Alfred Wegener tuvo el coraje, el ansia de conocimiento, la intuición y la capacidad intelectual necesarios para llevar a cabo diversas expediciones en busca de pruebas que le permitieron formular por primera vez, en 1912, la hipótesis de la deriva continental sobre el desplazamiento de los continentes: los continentes se mueven a la deriva como barcos sobre el manto. Murió exhausto en 1930, en su tercera expedición a Groenlandia.

Presentó pruebas convincentes (paleontológicas, geográficas y geológicas), con argumentos sólidos y coherentes, la mayor parte de los cuales eran y siguen siendo correctos. Si se utilizan los fósiles como registro de los acontecimientos del pasado, junto con otras pruebas de tipo geológico, geográfico y paleomagnético, entre otras, se puede recomponer con cierta exactitud la trayectoria errática que han descrito los continentes en tiempos remotos, como veremos en la unidad siguiente.

La hipótesis tuvo muchos adeptos, pero también críticos severos, cuyos argumentos se centraban en la dificultad para explicar la naturaleza de las enormes fuerzas responsables del movimiento de los continentes (en aquel momento todavía no se conocían los fenómenos geológicos responsables del desplazamiento de las placas).

Sobre la base de los datos aportados por el paleomagnetismo y por la datación de las rocas, que permiten inferir las posiciones relativas de los continentes en tiempos pasados, J. Tuzo Wilson y W. Jason Morgan desarrollaron la hipótesis del ciclo supercontinental o de Wilson, un ciclo evolutivo que explica la apertura y el cierre de las cuencas oceánicas y los cambios en la distribución de los continentes y de los océanos a lo largo del tiempo.

Los mismos procesos tectónicos que provocan la fragmentación de un supercontinente y su dispersión en bloques continentales erráticos son la causa de su posterior reunificación en un nuevo supercontinente, en ciclos que duran unos 500 millones de años. Hace unos 750 millones de años existía un gran supercontinente, llamado Rodinia, que se fragmentó. Los fragmentos resultantes se volvieron a reunificar, hace 250 millones de años, en otro supercontinente denominado Pangea, cuya fragmentación ha dado lugar a la distribución actual de continentes y océanos.

Ciclo de Wilson.

• Procesos geológicos externos. Tienen su origen en la energía solar, en colaboración con la fuerza de la gravedad, cuyos efectos se manifiestan mediante la acción de los agentes geológicos externos (el agua, el viento y los seres vivos) sobre las rocas de la superficie de la corteza terrestre. Estos agentes son los responsables de la meteorización, la erosión, el transporte y la sedimentación, que actúan de manera simultánea y lentamente destruyen las montañas y los continentes, modelan el relieve y tienden a nivelar su topografía.

Para conocer el relieve de un terreno se utilizan los mapas topográficos en los que se dibujan a escala los accidentes geográficos de la superficie terrestre de una región. Entre los elementos que componen el mapa topográfico destacan las curvas de nivel, que son líneas cerradas, más o menos concéntricas entre sí, que unen los puntos del relieve que tienen la misma altitud sobre el nivel del mar. Son equidistantes, es decir, la diferencia de altura entre cada curva de nivel y la siguiente es siempre la misma; no pueden cortarse nunca; y tienen mayor altitud que las que las rodean, salvo en depresiones cerradas, como las dolinas kársticas o los cráteres volcánicos. Llevan un número que representa su altitud o cota. En el lugar más alto se dibuja un pequeño triángulo con su altitud exacta. Como es complicado numerarlas todas, se suelen marcar de cinco en cinco. Las curvas de nivel que tienen cota y se representan de trazo más grueso y oscuro se llaman curvas maestras.