La corteza terrestre es esa fina piel sólida que recubre nuestro planeta y que, aunque parezca mentira, supone menos del 1% del volumen total de la Tierra. En ella se apoyan continentes y océanos, se desarrollan los suelos y prospera la biosfera, incluido el ser humano con todas sus actividades. Pese a su delgadez, su papel es esencial para entender terremotos, volcanes, montañas, recursos minerales, agua subterránea y, en general, el funcionamiento de la geosfera.
A primera vista, podríamos pensar que la corteza es homogénea, pero no. Está fragmentada en grandes bloques (las placas) que se mueven lentamente sobre materiales más dúctiles del manto superior. Gracias a esa dinámica, se renueva corteza oceánica, se levantan cordilleras y se cierran o abren océanos. Además, la corteza conserva la memoria de casi toda la historia geológica: la oceánica es joven y se recicla, mientras que buena parte de la continental es antiquísima y se acumula con el paso del tiempo.
¿Qué es exactamente la corteza terrestre?
Desde un punto de vista estructural, la corteza es la capa superior de la geósfera y se extiende desde la superficie hasta la discontinuidad de Mohorovičić (Moho), el límite sísmico que marca el cambio brusco hacia el manto. Junto al manto superior forma la litosfera, el cascarón rígido que se mueve sobre una capa más plástica del manto llamada astenosfera.
Existen dos grandes tipos de corteza: la continental y la corteza oceánica. La primera es más gruesa, menos densa y muy heterogénea; la segunda es más delgada, máfica (rica en Mg y Fe) y bastante uniforme. Si uno hace la media global combinando ambos tipos, el espesor ronda los 15–20 km, aunque la continental por sí sola promedia del orden de 30–40 km (con extremos de 70–80 km bajo grandes cordilleras) y la oceánica tiene normalmente 6–10 km de rocas magmáticas más una cobertera de sedimentos.
Tipos de corteza y sus rasgos clave
En términos de organización regional, dentro de la corteza continental distinguimos orógenos (zonas tectónicamente activas con vulcanismo y sismicidad) y cratones (núcleos antiguos y estables). Sobre el zócalo, que suele estar formado por rocas ígneas y metamórficas antiguas, se apoyan con frecuencia coberteras sedimentarias de edades y litologías muy variadas.
La corteza oceánica cubre aproximadamente el 55% de la superficie del planeta, aunque ese porcentaje no coincide con el área total de los océanos, ya que hay cuencas marinas con fondo de naturaleza continental. Es más delgada (espesores magmáticos de 6–12 km, típicamente unos 7 km) y densa (densidad relativa alrededor de 2,9 g/cm³), con una composición basáltica-gabroica de afinidad máfica. La litosfera oceánica se está fabricando y consumiendo continuamente, por lo que la corteza oceánica más antigua conservada no suele superar los 180–200 millones de años.
Estructura interna de la corteza oceánica
La corteza bajo los océanos suele reconocerse en tres niveles superpuestos. En la base, el nivel III (junto a la Moho) está formado por gabros, rocas plutónicas básicas. Encima, el nivel II corresponde a basaltos, con una zona inferior de diques en enjambre y una parte superior de almohadillas (pillow-lavas) solidificadas rápidamente en contacto con el agua del mar. Coronando el conjunto, el nivel I es la cobertera de sedimentos: pelágicos en el centro de las cuencas y terrígenos hacia los márgenes continentales.
La diferencia entre gabro y basalto es, sobre todo, de textura (plutónica frente a volcánica), ya que comparten una composición básica. Al otro lado de la Moho, el manto superior está dominado por peridotitas ultramáficas. Aunque la corteza oceánica suele estar a varios miles de metros de profundidad, hay excepciones llamativas: Islandia o áreas de Yibuti emergen como segmentos de dorsal mediooceánica que alcanzan el nivel del mar. Además, los procesos de obducción y acreción generan en los orógenos ofiolitas, paquetes de corteza oceánica y manto que han quedado emplazados sobre los continentes.
La corteza continental por dentro: superior, media e inferior
Verticalmente, la corteza continental es compleja. Desde la Moho hacia arriba, aparece a veces la discontinuidad de Conrad, un límite sísmico de fase que, en ciertas regiones, separa rocas máficas de félsicas a media profundidad. A grandes rasgos, se pueden distinguir tres dominios composicionales con velocidades sísmicas típicas:
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Corteza inferior (≈25–45 km o más): predominan granulitas máficas con piroxenos alumínicos y plagioclasa; composición media basáltica (~52% SiO2; ~7% MgO); Vp ≈ 6,9–7,2 km/s.
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Corteza media (≈15–25 km): heterogénea, en equilibrio de facies anfibolita; composición intermedia (~60% SiO2; ~3,5% MgO); Vp ≈ 6,2–6,5 km/s.
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Corteza superior (<15 km): granodiorítica en promedio, con rocas sedimentarias, volcánicas y plutónicas; composición global félsica (~66% SiO2); Vp ≈ 6,2 km/s.
Respecto al volumen relativo, estimaciones modernas sitúan aproximadamente un 31,7% en corteza superior, 29,6% en media y 38,8% en inferior, aunque estos números pueden variar de una región a otra.
Composición química y minerales más abundantes
La corteza contiene prácticamente todos los elementos químicos, pero predominan los que forman los minerales de los materiales menos densos. En la continental destacan minerales como cuarzo, feldespatos y micas, además de arcillas y otros silicatos. En la corteza oceánica y el manto superior abundan máficos y ultramáficos, con piroxenos y olivino muy representados.
A modo orientativo, la distribución media de elementos en la corteza muestra porcentajes elevados de oxígeno y silicio, seguidos de aluminio, hierro y otros cationes habituales en silicatos:
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Oxígeno |
46,6% |
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Silicio |
27,7% |
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Aluminio |
8,1% |
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Hierro |
5,0% |
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Calcio |
3,6% |
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Sodio |
2,8% |
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Potasio |
2,6% |
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Magnesio |
2,1% |
Estas cifras ayudan a entender por qué la corteza continental es relativamente rica en SiO2 y empobrecida en MgO frente al manto. Asimismo, la corteza contiene gran parte de los elementos incompatibles (aquellos que no encajan fácilmente en las estructuras cristalinas de los minerales de manto) y concentra gran parte de los elementos traza explotados económicamente.
Origen y evolución temprana: de la corteza primordial a la moderna
La Tierra nació hace unos 4.605 millones de años a partir de un disco protoplanetario. La acreción de planetesimales generó tanto calor que el planeta joven llegó a estar ampliamente fundido. Al enfriarse, se formó una primera corteza primaria o primordial, probablemente destruida una y otra vez por grandes impactos y reconstituida después desde el océano de magma residual. Ninguna porción inequívoca de esa corteza primigenia se ha conservado: la erosión, el bombardeo y la tectónica de placas acabaron por borrarla.
Con el tiempo, el planeta comenzó a fabricar corteza secundaria y terciaria. En los centros de expansión oceánica, la fusión parcial del manto superior genera magmas basálticos que cristalizan como nueva corteza oceánica, empujada lateralmente por el llamado ridge push. En el polo opuesto, la corteza oceánica se destruye en zonas de subducción, donde una placa desciende al manto; este ciclo continuo explica por qué la corteza oceánica es joven en términos relativos.
En cambio, la corteza continental es otra historia. Las rocas de corteza continental más antiguas descubiertas alcanzan edades en torno a 3.7–4.28 Ga (Narryer Gneiss Terrane en Australia Occidental, gneis de Acasta en el escudo canadiense, entre otros cratones). Los circones más antiguos conocidos superan los 4.3 Ga. El promedio de edad de la corteza continental actual ronda los 2.0 Ga, y buena parte de la corteza anterior a 2.5 Ga se localiza en cratones muy estables que resisten la subducción por su menor densidad.
Cómo crece la corteza continental: ventanas al Arcaico y Proterozoico
Durante el Arcaico se generaron grandes volúmenes de corteza continental y la tectónica de placas operaba, aunque con condiciones térmicas más calientes que hoy. Abundaban litologías como los TTG (tonalita–trondhjemita–granodiorita) y komatiitas (lavas ultramáficas que requieren temperaturas de 1.600–1.650 ºC), muy raras posteriormente. Con el progresivo enfriamiento del planeta hacia el Proterozoico, disminuyeron las temperaturas del manto, cambió el repertorio de rocas y se estabilizaron grandes áreas continentales, consolidándose cratones de largo recorrido.
Los modelos de crecimiento sugieren episodios de acreción acelerada alrededor de 2.7, 1.9 y 1.2 Ga, coincidiendo con periodos de orogenia intensa y ciclos de supercontinentes como Rodinia, Gondwana y Pangea. La formación de corteza implica tanto agregación de arcos insulares (cinturones metamórficos y magmatismo granítico) como el desarrollo de un manto litosférico subyacente empobrecido que ayuda a conservar esa corteza por flotación.
Hay un intenso debate sobre si el crecimiento se produjo principalmente por subducción normal y magmatismo de arco andesítico, por eventos de superplumas mantélicas o por acreción de mesetas oceánicas. Probablemente todos contribuyeron en distintas proporciones, y en el Arcaico la mayor temperatura potencial del manto favoreció la implicación de plumas. En cualquier caso, la mayoría de especialistas coincide en tres ideas: el volumen cortical ha aumentado a lo largo del tiempo, la tasa de crecimiento fue mayor en el Arcaico que hoy y las edades de formación tienden a agruparse en picos orogénicos.
Tectónica de placas: creación, reciclaje y puntos calientes
La litosfera está segmentada en placas que se mueven impulsadas por fuerzas como el ridge push y el slab pull, los contrastes de densidad y la convección en el manto. En las dorsales oceánicas se crea nueva corteza; en las fosas y arcos de islas, la corteza oceánica se consume por subducción. A lo largo de los bordes de placa se concentran la mayoría de terremotos y volcanes, trazando anillos de actividad como el Pacífico.
Además de los límites de placa, existe un vulcanismo de puntos calientes (hotspots) alimentado por columnas térmicas profundas. Este proceso no es exclusivo de la Tierra: se observa también en Marte y probablemente, en parte, en Venus. Grandes cadenas de islas como Hawái son ejemplos paradigmáticos del paso de una placa sobre un penacho mantélico estacionario.
Manifestaciones en superficie: sismos, volcanes y diastrofismo
Los movimientos relativos de las placas producen esfuerzos que se liberan en forma de ondas sísmicas, dando lugar a terremotos tanto en márgenes oceánicos como continentales. En zonas de subducción se desarrollan arcos volcánicos, y en colisiones continentales se emplazan cordilleras por engrosamiento cortical. En su conjunto, estos grandes cambios estructurales se engloban históricamente en el término diastrofismo.
En la corteza oceánica, el rozamiento entre placas y la deformación del fondo marino pueden desencadenar tsunamis cuando se produce un desplazamiento súbito de la columna de agua. En la corteza continental, la sismicidad se manifiesta como terremotos de distinta magnitud, ligados a fallas activas.
¿Qué grosor tiene y cuánto ocupa?
Si hacemos la media global, el espesor de la corteza se sitúa aproximadamente entre 15 y 20 km, resultado de combinar la delgada corteza oceánica con la más gruesa continental. La profundidad media de la corteza continental moderna se suele redondear a unos 35 km, aunque varía mucho con la tectónica; la oceánica rara vez supera los 10–12 km de rocas máficas (más sedimentos en la parte superior). Como superficie, la oceánica ocupa del orden del 55% del planeta, si bien parte del fondo marino reposa sobre corteza continental.
Investigación y perforaciones profundas
La estructura de la corteza se conoce gracias a la sismología, la geofísica, los estudios geoquímicos y, en menor medida, a la perforación profunda. La más célebre es el pozo superprofundo de Kola (Rusia), que entre 1970 y 1989 alcanzó 12.262 m. En Alemania, el proyecto KTB (1987–1995) llegó a 9.101 m, deteniéndose por temperaturas superiores a las previstas, un recordatorio del gradiente geotérmico.
Perforar la corteza bajo el océano desde un barco es técnicamente complejo. El buque japonés Chikyū (operativo desde 2005) persigue taladrar hasta ~7 km por debajo del fondo marino para atravesar la corteza oceánica y acercarse a la Moho. Más recientemente, en 2023, se bautizó el barco de investigación chino Mengxiang, diseñado con el objetivo de perforar la corteza hasta alcanzar el manto.
De teoría histórica a consenso moderno
Antes de la tectónica de placas, se propusieron modelos como la teoría de la contracción, defendida por Eduard Suess a finales del siglo XIX. Según esa idea, al enfriarse el planeta desde un estado fundido, la corteza se arrugaría como la piel de una manzana al secarse, creando montañas. Aunque ingeniosa, la geología moderna explica mucho mejor las cadenas montañosas con colisiones y subducciones en el marco de placas móviles.
En 1912, Alfred Wegener planteó la deriva continental y el supercontinente Pangea; su hipótesis fue criticada en su día por falta de mecanismo, pero décadas más tarde, con la evidencia del fondo oceánico, paleomagnetismo y la cartografía de dorsales y fosas, se integró en la teoría completa de tectónica de placas que hoy aceptamos.
Relación con el manto y la litosfera
Las placas tectónicas incluyen la corteza y el manto superior más rígido (litosfera). Bajo ellas se encuentra la astenosfera, una capa del manto superior más blanda y con comportamiento plástico que permite el deslizamiento. Esta configuración explica por qué placas enteras pueden moverse ligeramente como «balsas» rígidas sobre material que fluye lentamente.
¿Cuál es la capa más delgada y cuál es la sólida?
Entre las capas internas de la Tierra (corteza, manto, núcleo externo y núcleo interno), la corteza es la más delgada. La porción sólida más externa es precisamente la corteza, por lo que, cuando se pregunta por la «capa sólida» del planeta en términos de superficie externa, nos referimos a esta piel rígida que pisamos a diario.
Importancia práctica: recursos y materiales de construcción
Comprender la corteza es esencial para localizar recursos naturales (vastos depósitos de hidrógeno, minerales metálicos y no metálicos, rocas de construcción, combustibles fósiles, agua subterránea), evaluar riesgos geológicos y planificar infraestructuras. La naturaleza, composición y estructura de la corteza condicionan la distribución de granitos, basaltos, calizas o pizarras empleados en ingeniería civil y arquitectura, así como sus propiedades mecánicas.
Además, la corteza es el escenario en el que interactúan atmósfera e hidrósfera, procesos que regulan el clima y la formación de suelos. Por razones obvias, también es el único estrato donde la vida terrestre (no marina) se asienta de forma permanente, cerrando el ciclo entre geología y biosfera.
Detalles finos: densidades, fases y diferencias de composición
Una peculiaridad interesante es que la diferencia entre gabro y basalto en la corteza oceánica es un tema de fase y textura, no tanto de composición: el primero cristaliza lentamente en profundidad (plutónico) y el segundo se enfría deprisa en superficie o en el fondo marino (volcánico). La transición a través de la Moho hacia peridotitas ultramáficas marca un salto químico claro, con más Mg y Fe en el manto respecto a la corteza.
La corteza oceánica, por su mayor densidad, subduce con facilidad, mientras que la continental, más ligera, flotará y tenderá a preservarse. Por eso la corteza oceánica se recicla en ciclos de cientos de millones de años, en tanto que fragmentos continentales han sobrevivido miles de millones de años, almacenando una memoria geológica valiosísima.
Edad y conservación: ¿por qué la continental es tan antigua?
Las edades continentales se remontan a más de 4.0 Ga en circones y a >3.7 Ga en rocas, porque la corteza continental es difícil de destruir por subducción. Además, durante la historia terrestre se han dado periodos de crecimiento episódico y preservación ligados a superplumas y grandes orogenias. Aun así, la corteza continental se erosiona y se recicla parcialmente: sedimentos que acaban subduciendo o erosión tectónica en márgenes contribuyen a devolver material al manto superior.
Un apunte histórico sobre el conocimiento de la corteza
La superficie del planeta fue cartografiada desde antiguo, y ya los filósofos griegos reflexionaban sobre su estructura. Sin embargo, el estudio riguroso de las capas profundas comenzó en el siglo XVIII y se disparó en el XX con la física moderna. El vulcanismo, los terremotos y, más tarde, la sismología instrumental abrieron ventanas a la estructura que no podemos observar directamente, complementadas por perforaciones y geofísica de campo.
Notas sobre crecimiento, modelos y controversias
La composición promedio de la corteza continental ha sido objeto de debate durante décadas. El llamado modelo andesítico (Taylor y McLennan) propone una corteza globalmente andesítica con corteza inferior basáltica, en concordancia con la idea de magmatismo de arco como motor de crecimiento. Otros autores replican que los balances geoquímicos y secciones expuestas exigen introducir una corteza media más voluminosa y procesos adicionales.
Modelos alternativos subrayan la importancia de subducción caliente (con segmentos de dorsal subduciendo) para generar más fundido, o la acreción de mesetas oceánicas con espesores basálticos fuera de lo común. La realidad geológica probablemente combine varios escenarios, con pesos relativos cambiantes a lo largo del tiempo, especialmente en un Arcaico más caliente y con placas más pequeñas y numerosas.
Preguntas rápidas para poner orden
¿Cómo se relacionan corteza y manto superior?
La combinación de la corteza y el manto superficial rígido forma la litosfera, que reposa sobre la astenosfera más plástica. Este acoplamiento explica el movimiento de placas y la creación/reciclaje de corteza en el marco de la tectónica.
¿Cuál es la capa más delgada de la Tierra?
Entre corteza, manto y núcleo, la corteza es la más delgada. La oceánica tiene unos pocos kilómetros de espesor, y la continental, aunque mucho más gruesa, apenas alcanza decenas de kilómetros frente a miles en el manto.
¿Cuál es la «capa sólida» externa?
La envoltura sólida externa es la corteza, que junto al manto superior rígido conforma la litosfera. Bajo ella, el manto adopta comportamientos más dúctiles con la profundidad.
¿Qué fue la teoría de la contracción?
Un modelo anterior al consenso actual, propuesto por Eduard Suess, que atribuía las montañas al arrugamiento de una corteza que se encoge al enfriarse, algo así como la piel de una fruta reseca. Hoy sabemos que la colisión de placas y la subducción explican mejor la orogénesis.
¿Qué es la deriva continental?
La hipótesis de Wegener que planteaba la separación de un supercontinente (Pangea) en masas menores en movimiento. Con el tiempo, esta idea se integró en la tectónica de placas gracias a las pruebas del fondo oceánico y el paleomagnetismo.
Mirando todo el panorama, la corteza emerge como una capa delgadísima pero determinante: oceánica, joven y reciclada en un ciclo incesante; continental, antigua y compleja, con memoria de supercontinentes, plumas y arcos; químicamente diferenciada respecto al manto; y escenario de sismos, volcanes, recursos y vida. Lo que hoy sabemos se apoya en sismología, geoquímica, experimentos y perforaciones icónicas como Kola, KTB o el proyecto Chikyū, y aunque quedan preguntas abiertas —en especial sobre los detalles del Arcaico y los ritmos de crecimiento— contamos con un marco robusto para entender cómo se genera, se transforma y se conserva la piel rocosa de nuestro planeta.
