V. LA TECTÓNICA DE PLACAS. REVOLUCIÓN CIENTÍFICA

EN ESTE capítulo veremos, por fin, cómo todos los conceptos y datos mencionados en los capítulos anteriores son utilizados para integrar el modelo de tectónica de placas que permite, a su vez, explicar con elegancia observaciones, aparentemente inconexas, explicadas de manera tentativa y parcial mediante las teorías de la deriva continental, de los polos viajeros, de la expansión de la Tierra, y otras.

Los varios puntos que integran este modelo no serán presentados en orden cronológico de descubrimiento. Primero se dará un panorama del cuadro general, y luego se analizarán los aspectos que lo conforman (y que le dieron lugar). En este capítulo tan solo se describirá el modelo; ejemplos de sus distintos aspectos se darán en el capítulo VI.

V.1. LAS PLACAS RÍGIDAS DE LA SUPERFICIE TERRESTRE

En el primer capítulo vimos cantidad de datos que constituyen evidencia de que los continentes sí se mueven. Sin embargo, la teoría de la deriva continental no fue ampliamente aceptada porque no podía explicar cómo podían los continentes mover sus raíces a través del manto (como un barco mueve su quilla y parte de su casco a través del agua que lo sostiene).

Durante el principio de los años sesenta, había cantidad de personas trabajando en este problema, se habían identificado y analizado varios aspectos de lo que constituiría la nueva teoría (las bandas magnéticas del fondo oceánico, y la expansión del mismo, la presencia de la astenosfera, los resultados (le paleomagnetismo, etc.). Faltaban solamente dos ideas que permitieran integrar toda esta información, en apariencia inconexa, en un gran cuadro global.

La primera de estas ideas fue propuesta por H. H. Hess en 1962, quien, inspirándose en un artículo de 1944 de A. Holmes que sugería la existencia de corrientes de convección en el manto para explicar la deriva continental, propuso que los continentes no se mueven a través del manto, sino que son acarreados por éste.

La segunda idea la proporcionó J. T. Wilson en 1965, quien propuso que los arcos de islas o de montañas, las cordilleras oceánicas y las zonas de fractura, marcan los bordes de placas litosféricas rígidas que se mueven unas con respecto a otras. Estas placas son algo así como trozos de un cascarón de huevo, pero formadas por la litósfera (que recordamos incluye la corteza y la parte del manto localizada entre ella y la astenósfera, hasta una profundidad de unos 100 km; véase la figura 11). La figura 24 muestra un diagrama de las principales placas terrestres y de sus movimientos relativos (considerando a África como estacionaria).

Se dice que las placas son rígidas porque al moverse interaccionan entre sí sin deformarse mayormente, excepto en los bordes, donde las deformaciones pueden ser importantes. Por otro lado, como entre todas cubren la Tierra, sus fronteras no son, en general, rasgos aislados, sino que están relacionadas (y conectadas) unas con otras; esta relación requiere un tipo nuevo de falla, que Wilson llamó falla transforme y que veremos en detalle más adelante.

Figura 24.

A continuación aplicaremos los antecedentes y conceptos vistos hasta aquí para describir qué son y cómo funcionan los elementos de la tectónica de placas.

V.2. CREACIÓN DE NUEVA CORTEZA EN CRESTAS MARINAS. CENTROS DE EXPANSIÓN

La creación de nueva corteza es un resultado natural de la tectónica de placas; al alejarse una placa de otra queda entre ellas un hueco que es llenado por material proveniente del manto, roca fundida (magma) de la astenósfera que puede fluir por encontrarse muy caliente (Figura 25). En cuanto llega este magma a la superficie sufre cambios físicos y químicos al perder gases y al entrar en contacto y combinarse con el agua y los sedimentos del fondo del mar; al descender su temperatura se queda magnetizado en la dirección del campo magnético terrestre de ese momento y así se convierte en nueva corteza oceánica. Los lugares donde se crea nueva corteza oceánica al separarse las placas se llaman centros de expansión. Los centros de expansión se representan en los planos por dos líneas paralelas, como se muestra en la figura 24.

Figura 25.

Al continuar separándose las placas, esta nueva corteza oceánica es arrastrada hacia los lados de la cresta y deja lugar para que ascienda más material del manto. Naturalmente, el material que asciende está muy caliente, lo suficientemente caliente (y por tanto poco denso) como para ascender; este material transmite parte de su calor al material que tiene a los lados, el cual sube también (aunque no hasta la superficie) empujando el material que tiene encima y dando lugar a las grandes elevaciones sobre el nivel medio del fondo marino que presentan las cordilleras oceánicas.

Si vemos en detalle qué sucede en la cresta de una cordillera (Figura 26) encontramos al centro de la misma el valle interno con gran actividad volcánica (descrito en IV.2) que es donde entra directamente en contacto con el agua el material del manto. El material caliente que se encuentra abajo y a los lados del valle empuja a éstos hacia arriba, por lo que vemos enormes fallas de tipo normal que forman paredes escalonadas que suben desde el valle central hasta las puntas de la cresta, formando la estructura geológica conocida como valle de ruptura.

Las flechas pequeñas a los lados de las fallas indican la dirección del movimiento relativo de las mismas, y en los círculos identificados por Vizq y Vder se indican los patrones típicos de radiación (vistos desde la dirección del eje X) de los sismos producidos por estos desplazamientos de las fallas. Podemos ver que los patrones de radiación son del mismo tipo, esencialmente indistinguibles, para sismos de ambos lados del valle central.

Al continuar separándose las placas, el nuevo fondo, cada vez más frío pasa el punto más alto y comienza a descender; como el descenso es muy rápido, el material falla y se crean nuevas fallas normales, pero ahora el movimiento relativo de las paredes es en sentido contrario al que ocurría del mismo lado dentro del valle. Vemos que el nuevo patrón de radiación (círculo identificado por Eizq) es muy parecido a los de los sismos localizados en el interior del valle de expansión.

Figura 26.

Esta es la razón por la que la sismicidad de las crestas oceánicas es de mecanismo primordialmente normal, como se ha comprobado por observaciones hechas tanto a distancia en estaciones sismológicas terrestres, como cerca de estos centros de expansión mediante sismógrafos de fondo oceánico y sonoboyas (sismógrafos flotantes).

Existen lugares donde hay centros de expansión demasiado jóvenes para haber formado aun cordilleras submarinas; estos sitios se encuentran principalmente en lugares donde comienzan a separarse dos partes de un continente, por ejemplo en el Valle de Mexicali-Imperial (del cual hablaremos en el siguiente capítulo), en el Mar Rojo, en el Triángulo de Afar en Etiopía, en Islandia, etcétera.

Conforme se aleja del centro de expansión, la nueva corteza oceánica se va enfriando, lo cual la vuelve más densa y, por tanto, más pesada. Al pesar más, hace más presión sobre el material de la astenósfera y lo hace descender, pero no se hunde en él porque es relativamente continua hasta el centro de expansión, donde su temperatura es comparable a la de la astenósfera y el flujo hacia arriba no le permite hundirse.

El resultado de esto es que el fondo oceánico se encuentra apoyado sobre una superficie inclinada, y la fuerza de gravedad hace que resbale sobre esta superficie alejándose del centro de expansión y por tanto de la placa que se encuentra del otro lado de éste (Figura 25). En la figura se indica la fuerza de gravedad por la letra g, su componente paralela a la base de la placa (que la hace resbalar) por g_ïï y su componente horizontal (que separa las placas) por g_H.

Si bien la placa no puede hundirse en el manto toda ella o por su extremo más joven, sí puede hacerlo (y a menudo lo hace) por el extremo más antiguo. Veremos este proceso en detalle en el inciso siguiente; aquí mencionaremos solamente que el extremo antiguo, al hundirse, jala tras de sí al resto de la placa (recordemos que ésta es casi rígida), lo cual contribuye también a la apertura del centro de expansión.

Más arriba se mencionaron centros de expansión en los continentes; éstos funcionan esencialmente de la misma manera que los centros de dispersión oceánicos: dos partes de la litósfera continental se separan permitiendo la ascensión de material del manto el cual se convertirá en corteza oceánica como se mencionó arriba. Existen sin embargo dos diferencias: al comenzar la separación de las partes continentales, el material caliente que asciende arrastra y se combina con material de la corteza continental dando por resultado un tipo de roca intermedio entre continental y oceánico (Figura 27a y b); una vez que las partes continentales se encuentran lejos del centro de expansión, éste genera corteza oceánica típica, pero ahora los extremos antiguos no tienden a hundirse en el manto, pues están soldados a corteza continental que es más ligera que éste y actúa como flotador (Figura 27d). Como veremos más adelante, todas las placas que incluyen corteza continental tienen una porción de corteza oceánica.

Figura 27.

V.3. DESTRUCCIÓN DE CORTEZA EN LAS TRINCHERAS OCEÁNICAS

Si se está creando continuamente nuevo fondo oceánico y la Tierra no está creciendo (el gran problema de la teoría de la expansión del fondo oceánico), la creación de nueva superficie debe ser compensada mediante la destrucción de superficie antigua, lo cual puede hacerse de dos formas: i) mediante la destrucción del material de la placa o ii) mediante la deformación del mismo.

Si dos placas se alejan una de otra eso significa que se acercan a otras placas que se encuentren en su camino, y si éstas no se alejan lo suficientemente rápido tienen que competir por la superficie que ocupan. Esta competencia resultará en una reducción de la superficie total de las dos placas en conflicto, y la forma en que esto sucede está determinada por los tipos de litósfera en cuestión y por la historia de éstos.

Si al menos una de las placas es de tipo oceánico es común la obtención del tipo i). Este proceso ocurre de la siguiente manera:

Supóngase que convergen extremos antiguos de dos placas, una continental y otra oceánica, según se ilustra de manera esquemática en la figura 28a, donde las flechas gruesas indican las direcciones relativas en que se mueven las placas. El extremo de la placa oceánica tiende a hundirse, porque es más pesada que la astenósfera, mientras que la placa continental flota por ser más ligera.

El resultado es de esperarse; la placa oceánica es subducida (se hunde) bajo la continental y regresa al manto (Figura 28b) donde las altas temperaturas la funden. Las trincheras oceánicas son, por tanto, sitios donde se consume la placa oceánica; se representan usualmente en los planos por líneas con muchas rayitas perpendiculares a ellas o, como se hará sistemáticamente en este libro, con pequeños triángulos situados del lado de la placa que subduce y que indican la dirección en que es subducida la otra placa, como se muestra en la figura 28c.

El hueco entre la placa subducida y la subducente, a lo largo de toda la frontera de convergencia entre ellas, forma la trinchera oceánica. En ella se deposita gran cantidad de sedimentos (sombreados en la figura 28b), algunos acarreados por la placa oceánica (muchos si es muy antigua) y la gran mayoría de origen continental, pues gran parte de los productos de erosión es arrastrada por el viento y, principalmente, por el agua hasta el mar. Algunas veces parte de estos sedimentos se une al continente (de esta manera crecen los continentes) dando lugar a los llamados prismas de acreción; el resto de los sedimentos es arrastrado por la placa subducida en su descenso.

Conforme el extremo de la placa oceánica se hunde más profundamente en el manto, va encontrando temperaturas cada vez mayores y al llegar a profundidades del orden de 110 km parte de ella comienza a fundirse, dando lugar a corrientes de magma que en ocasiones llegan a atravesar la corteza continental y a producir volcanes (Figura 28b).

Figura 28.

En su camino hacia la superficie, el magma se combina con el material continental de manera que la lava (el magma una vez que ha salido a la superficie y perdido gases) típica de estos volcanes no es basáltica como el fondo marino, sino una mezcla denominada andesítica (por ser típica de los Andes) y que se encuentra en una franja que corresponde a profundidades de la placa subducida de unos 110 a 290 km. Otro factor que influye en la composición de estos magmas es la contribución de los sedimentos arrastrados por la placa oceánica en su descenso.

Si el magma no consigue alcanzar la superficie, se solidifica lentamente al enfriarse poco a poco dentro de la corteza, dando lugar a rocas cristalinas intrusivas que son una componente importante de las montañas que constituyen los arcos contiguos a las trincheras que se mencionaron en el capítulo IV.

Como el movimiento entre las placas es convergente, produce en la frontera entre ellas un mecanismo de falla reversa, indicado por las flechas delgadas de la figura 28b. Las placas no se deslizan suave y continuamente una sobre otra, existe gran fricción en el contacto entre las dos (indicado por la línea quebrada en la figura 28b) que las une temporalmente, de manera que su movimiento relativo hace que ambas se deformen. Parte de la deformación es permanente y contribuye a la formación de las montañas del arco.

Conforme la placa subducida avanza sin resbalar, la deformación aumenta hasta que los esfuerzos son mayores que la fricción entre ellas. Entonces, el contacto se rompe, ambos lados de la ruptura se desplazan dando lugar a un sismo y permitiendo el avance de las placas. Dependiendo del tamaño de la ruptura (directamente relacionado con el tamaño del sismo) las placas quedan en mayor o menor grado sin deformación. Terminado el sismo, el contacto entre las placas sana (vuelven a quedar unidas), comienzan de nuevo a acumular energía de deformación y el ciclo se repite.

La edad de la placa subducida es un factor muy importante en el proceso de subducción. Si la placa subducida es muy antigua tiende a hundirse rápidamente y a alcanzar grandes profundidades antes de ser reabsorbida en el manto. Esto ocasiona que el área de contacto con la placa subducente sea (relativamente) pequeña y que la fricción entre las placas, que depende de los materiales, del área de contacto y de las fuerzas perpendiculares a ésta, sea (muy relativamente) pequeña también (Figura 28b).

Si la placa subducida es joven, tiende a flotar (Figura 28d) y a pegarse a la placa subducente que la "atropella", por lo que el contacto puede ser muy extenso y la fricción en él muy grande; este tipo de contacto produce los terremotos someros más grandes. Las zonas de subducción de corteza joven alcanzan solamente profundidades de unos 300 km.

Los sismos de mecanismo reverso causados por el contacto entre ambas placas no son los únicos observados a lo largo de las trincheras oceánicas. De hecho, estos sismos se producen a lo largo de una franja de unas cuantas decenas de kilómetros de espesor a lo largo de la trinchera, mientras que se ha observado que, a distintas profundidades, existen franjas de sismos con distintos mecanismos focales, todos ellos con componentes principales normales o reversas, y franjas asísmicas.

En 1969 B. Isacks y P. Molnar propusieron la siguiente explicación: la banda más cercana a la superficie, situada arriba de la zona de contacto, es una banda de sismos de mecanismo normal (indicada por N1 en la figura 29) que se cree son producidos por la tensión provocada en la parte superior de la placa subducida al doblarse hacia abajo. Después sigue la banda de mecanismo reverso (R1 en la misma figura) debida al contacto, en donde la placa subducida está más o menos detenida por la placa subducente. El peso de la parte ya subducida de la placa, al jalar a ésta hacia abajo mientras se hunde en el material poco resistente de la astenósfera, produce tensión y, por tanto, sismos de mecanismo normal debajo de la zona amarrada (N2).

Figura 29

Si el borde de la placa continúa descendiendo, como se muestra en la figura 29b, la parte inferior alcanza un medio más difícil de atravesar, capaz de sostenerla, y entonces el peso de la parte de la placa situada arriba de ella la comprime produciendo otra banda de sismos de mecanismos reversos (R2). Nótese que arriba de ésta sigue existiendo la banda N1 en la cual hay tensión; por lo tanto entre ellas debe haber una región de esfuerzo nulo (ni tensional ni compresional) que será asísmica (V1).

Al continuar la subducción, la parte inferior puede ser empujada aún más profundamente en medio de material que es cada vez más denso y difícil de penetrar, de manera que toda la parte subducida de la placa se encuentre en compresión y toda ella presente sismos de mecanismo reverso, como se muestra en la figura 29c. Esta situación puede cambiar al fundirse la parte inferior de la placa subducida y volver a alguna de las situaciones presentadas anteriormente.

Otro posible panorama es el mostrado en la figura 29d, donde una parte del extremo de la placa subducida se ha desprendido; las partes superiores se comportan como en a), la parte desprendida es comprimida por su propio peso, y la región intermedia donde no hay placa es, naturalmente, asísmica.

Otro factor importante para la subducción, es la presencia de estructuras tales como antiguas crestas oceánicas o fragmentos continentales parcialmente inmersos en el fondo oceánico de la placa subducida. Estos accidentes topográficos pueden actuar de maneras contrarias: como obstáculos que impiden la subducción continua y que en algunos casos pueden ser incorporados a la placa subducente, o como guías que separan las superficies y favorecen la subducción; no se conoce aún cuál es su verdadero papel.

Una placa oceánica puede ser subducida bajo otra placa oceánica como se esquematiza en la parte izquierda de la figura 30a. En este caso, el extremo de la placa subducente se apoya sobre la placa subducida y su borde se deforma. El magma producido por la placa descendente, cuya composición es ahora primordialmente oceánica, produce volcanes de lavas basálticas sobre la placa superior; estos volcanes, más el prisma acrecionario formado por sedimentos, son los componentes principales de los arcos de islas.

Figura 30.

Las trincheras oceánicas no son necesariamente rasgos permanentes. A continuación veremos algunas formas en que puede alterarse el mecanismo tectónico cerca de una trinchera; en las figuras esquemáticas que ilustran estos casos, las flechas gruesas indican la dirección en que se mueve la placa sobre la cual están dibujadas y su tamaño es proporcional a la velocidad de la misma.

Si la porción oceánica de una placa que incluye una parte continental es subducida bajo otra placa oceánica, según se muestra en la figura 30a, cuando el continente llega a la trinchera no puede ser subducido por ser más ligero (Figura 30b). Entonces la dirección de subducción se invierte y la placa oceánica antes subducente pasa a ser subducida bajo la placa continental por ser más pesada que ésta (Figura 30c).

Si una placa oceánica está siendo subducida por un extremo más rápidamente de lo que está siendo generada por el otro, como se ilustra en la figura 31a, al alcanzar la trinchera el centro de expansión, la placa superior se está desplazando más velozmente de lo que se separaban las placas generadas, por lo que el centro de expansión se acaba (Figura 31b). La placa que antes subducía es ahora la más pesada de las dos placas oceánicas y por tanto es subducida bajo la placa nueva y el sentido de la subducción se invierte como en el caso anterior (Figura 31 c).

Figura 31

Si, en un caso semejante al anterior, la placa subducente es continental (Figura 32a), entonces al alcanzar la trinchera el centro de expansión acaba con él (Figura 32b), pero como la placa continental es siempre más ligera que el fondo oceánico, éste es nuevamente subducido (Figura 32c). Éste no es, sin embargo, un caso de subducción como el que ocurría en a), pues entonces la trinchera iba consumiendo placa oceánica cada vez más joven, y ahora consume corteza oceánica progresivamente más antigua.

Figura 32.

V.4. COLISIONES CONTINENTE CONTRA CONTINENTE

El caso de una colisión continente contra continente merece ser tratado aparte porque sus resultados son distintos a los de los casos anteriores.

La figura 33a muestra el caso del extremo oceánico de una placa continental que está siendo subducido bajo un continente. Al terminarse la corteza oceánica, el continente unido a ella es jalado hacia abajo, pero como no puede hundirse se separa de ella (Figura 33b); parte de este continente puede introducirse, generalmente roto y deformado, debajo del otro continente, empujándolo hacia arriba. Como las placas siguen convergiendo, este movimiento debe ser absorbido de alguna manera, y esto se lleva a cabo mediante la deformación, en sentido vertical, de ambas placas que ahora han quedado unidas por una zona de sutura (Figura 33c).

Figura 33.

Este proceso, algunas de cuyas características veremos en el capítulo siguiente, es muy importante, pues es el que ha dado lugar a las cadenas de montañas más altas de la Tierra y es un proceso muy activo en la actualidad.

Como romper y deformar los continentes requiere esfuerzos enormes, a veces resulta más fácil romper la placa oceánica adherida a alguno de ellos (usualmente la más joven) y se crea una nueva trinchera atrás de la zona de sutura (Figura 33d).

V.5. ZONAS DE FRACTURA Y FALLAS TRANSFORMES

El último gran rasgo topográfico del fondo del mar que queda por discutir es el de las zonas de fractura, las cuales a menudo unen secciones de cordilleras oceánicas o de trincheras. Probablemente un ejemplo es el mejor medio para entender qué son y cómo funcionan.

La figura 34a muestra dos placas (o una placa que se acaba de romper), cuya frontera es la línea , que se van a separar desplazándose según indican las flechas. Si el movimiento de separación es rápido, esperamos unos 100 años, regresamos y encontramos tres centros de expansión bien definidos (los cuales se representan, como de costumbre, por dos rayas paralelas), entre los puntos A y B, C y D, E y F (Figura 34b). Pintamos de color el material que ha sido creado últimamente a ambos lados de la frontera (indicada por la línea punteada), y nos retiramos a esperar otros 500 años.

Pasado ese tiempo, regresamos a observar y vemos el panorama mostrado en la figura 34c. Cada mitad de la línea que habíamos dibujado se ha desplazado de tal manera que, en la placa de la derecha el punto que estaba originalmente en A se ha desplazado a A_D, el que estaba en B está ahora en B_D, etc.; en la placa de la izquierda el punto originalmente en A se ha desplazado a A_I, etc. (Figura 34c).

Figura 34.

Vamos a ver en detalle qué ha pasado en la placa de la derecha (en la de la izquierda ocurre algo semejante). Todos los puntos que habíamos pintado tienen (aproximadamente) la misma edad, y entre cada uno de ellos y el centro de expansión que está a su izquierda hay ahora material progresivamente más joven. En el punto B, sin embargo, están en contacto material antiguo (del pintado) y material nuevo; hay un brinco de edad al cruzar la línea , hay también un brinco en la batimetría, pues sabemos que a distintas edades corresponden diferentes elevaciones, y puede haber también un cambio en la polaridad de la magnetización, si el campo terrestre se ha invertido durante este periodo. Estos brincos terminan al llegar al punto B_D donde se encuentra de nuevo la línea pintada.

Los cambios al cruzar la línea (y la ) son aún más drásticos, pues pasamos de una placa a la otra. Podemos encontrar material de la misma edad a ambos lados, o material con edades distintas; pero lo importante es que el material de un lado de la línea (y de la línea ) se mueve en dirección contraria a la del otro lado.

Si pintamos de otro color el fondo producido recientemente y regresamos a observar tras otros 2 500 años, encontramos un panorama como el de la figura 34d. La línea _D se ha alargado, pero la diferencia de edad a través de ella sigue siendo la misma. Esto quiere decir que no ha habido movimiento relativo entre ambos lados de esa línea y que cualquier discontinuidad que muestra corresponde sólo a la que adquirió entre los puntos C y D.

La línea es una fractura oceánica; nótese que cada punto de esta fractura fue, en algún momento, parte de la cresta, por lo que no es de extrañarse que se encuentren en ella restos de volcanes.

La parte de la fractura situada entre B y C (y entre D y E) sí tiene, como lo indican las flechas delgadas, movimiento relativo transcurrente a ambos lados; es una falla activa que transforma la creación de corteza de un centro de expansión en movimiento transcurrente y éste en creación de corteza en otro centro. Por eso (según algunos) J. T. Wilson propuso para ellas el nombre de transform faults, que podemos traducir por fallas de transformación, fallas transformantes (también son llamadas a veces fallas transformadas) o fallas transformes; usaremos este último término en este libro.

Fuera de los segmentos y , a todo lo largo de las líneas y hay fractura y brincos de edad, pero ya no hay movimiento relativo entre las placas. Estas líneas que corresponden a las fracturas observadas, están formadas por fallas transformes (en el centro) y cicatrices de la antigua actividad de éstas.

Las fallas transformes son muy activas sísmicamente; los sismos que ocurren en ellas son de mecanismo primordialmente transcurrente y por lo general no llegan a ser enormes. Estas fallas se representan en mapas por una línea continua con dos flechitas a los lados que indican las direcciones relativas de movimiento de éstos, como en las figuras anteriores.

Las fallas transformes pueden unir también trincheras oceánicas; por ejemplo, si la placa de la derecha de la figura 34d fuera subducida por una trinchera que llegara a consumir el centro de expanción EF, la falla transforme DE uniría ahora un centro de expansión con una trinchera. La figura 35 muestra las formas en que una falla transforme puede actuar entre centros de expansión y trincheras; las flechas grandes indican el movimiento de las placas y las flechas pequeñas aisladas, dibujadas sobre la placa que está siendo consumida, indican la dirección de movimiento local de ésta.

Figura 35.

V.6. REORIENTACIÓN DE LAS FRONTERAS ENTRE PLACAS

Como se indica en la figura 24, ni las crestas ni las trincheras necesitan ser perpendiculares a la dirección de propagación. En la práctica, sin embargo, se encuentra que las crestas sí son más o menos perpendiculares a la dirección del movimiento, a continuación veremos porque sucede esto. En el capítulo VIII se discutirá por qué las trincheras son también a menudo aproximadamente perpendiculares al movimiento de las placas.

Al separarse dos placas, sus fronteras pueden no ser perpendiculares a la dirección del movimiento. Esto puede suceder debido a que la ruptura de un continente ocurra a lo largo de una zona de debilidad (como en el caso del Mar de Cortés, tratado en el capítulo VI) o a un cambio en la dirección de movimiento de las placas, como ha sucedido en algunas regiones del océano según lo evidencian cambios en la dirección de las zonas de fractura. En este caso las crestas se reorientan a manera de alcanzar la perpendicularidad.

El hecho de que las bandas magnéticas sean perpendiculares a las zonas de fractura es indicación de que esta reorientación se lleva a cabo rápidamente en las crestas oceánicas.

Para el caso en que la ruptura de una placa continental esté determinada por una falla, o zona de debilidad, como la representada por la línea recta en la figura 36a, la orientación de los centros de expansión se lleva a cabo con la ayuda de fallas transformes orientadas en el sentido del movimiento de expansión, según se muestra en la figura 36b.

Figura 36.

En algunos casos, sobre todo en los continentes, el trazo de una falla transforme presenta "saltos" hacia los lados, como los mostrados en la figura 37a. Si el cambio en el trazo es como el que se muestra en la parte inferior de la figura, en el sentido del movimiento de la falla, éste produce un hueco entre ambos lados y se crea un centro de expansión, como se muestra en la parte inferior de la figura 37b. Si el salto es en sentido contrario, entonces el movimiento de la falla produce compresión entre los lados, la cual causa deformación en la zona de contacto (sombreada en la figura 37b) y se opone al movimiento de la falla.

Obviamente, esta situación no puede continuar de manera indefinida. Si el salto de la falla es pequeño, el material que estorba el movimiento puede ser desgajado (posiblemente poco a poco); si es grande y resiste los esfuerzos, el movimiento entre placas puede buscar una falla alterna o incluso, cambiar de dirección, según se indica en la figura 37b por las flechas punteadas.

Figura 37.

Finalmente, la figura 38 muestra un esquema general de la interacción de los elementos de la tectónica de placas presentados hasta aquí.

Figura 38.

V.7. PUNTOS DONDE MÁS DE DOS PLACAS ENTRAN EN CONTACTO

Hay ocasiones en que más de dos placas entran en contacto, como por ejemplo en el caso visto en el inciso pasado cuando una trinchera alcanza un centro de dispersión. El que más de tres placas entren en contacto de tal manera que tengan un punto en común es un caso más bien raro, y la configuración resultante es inestable, esto es, se modifica inmediatamente de manera que deja de haber punto en común; por tanto, no nos ocuparemos de estos casos.

En cambio, el caso de tres placas en contacto con un punto en común, llamado punto triple, no es raro; es un factor importante del funcionamiento de la tectónica de placas que produce a menudo resultados asombrosos y que vale la pena estudiar.

Para entender fácilmente el comportamiento de los puntos triples, necesitamos saber qué es el espacio de velocidades. Éste es, simplemente, un marco de referencia en el cual graficamos las velocidades en vez de las distancias como se hace usualmente. El uso del espacio de velocidades será ilustrado por el siguiente ejemplo.

La figura 39a muestra un esquema (en el espacio de distancias, es decir, el espacio normal) de dos placas convergiendo en una trinchera que forma un ángulo a con el Norte, de tal forma que la placa A, que se desplaza con la velocidad V_a (indicada por una flecha), está siendo subducida bajo la placa B que se mueve con la velocidad V_b (indicada por otra flecha).

Grafiquemos ahora las velocidades en el sistema de referencia mostrado en la figura 39b, cuyos ejes corresponden a velocidades en las direcciones norte y este, respectivamente. La velocidad de la placa A queda graficada en el punto de coordenadas V_aE Y V_aN (las componentes de V_a). La velocidad relativa entre ambas placas está representada por la línea que une estos puntos.

Como la placa B no es consumida en la trinchera, ésta (es decir los puntos que están quietos en ella) se mueve con la velocidad de B. Ahora pensemos en un punto que se esté moviendo a lo largo de la trinchera; su velocidad será la de B más la que tenga en la dirección de la trinchera. Por lo tanto la velocidad de cualquier punto, se esté moviendo o no, que pertenezca a la trinchera está representada en el espacio de velocidades por una línea con la orientación de la trinchera (que forma un ángulo alfa con el eje Norte) que pasa por el punto B.

Figura 39.

El mismo tipo de razonamiento permite construir los demás diagramas de la figura 39, que ilustran la representación en los espacios de distancias y de velocidades para placas separadas por una falla transforme y por una cresta oceánica, respectivamente, así como para los puntos pertenecientes a estos rasgos tectónicos.

El primer caso con velocidades de A y B antiparalelas (misma orientación pero distinto sentido) no requiere mayor comentario. Para el caso de la cresta oceánica se ha representado el caso más común, para el cual la expansión es perpendicular a la cresta. Nótese que la línea de velocidad de puntos de la cresta bisecta la línea ; esto se debe a que la expansión es generalmente simétrica.

Pasemos ahora a estudiar un ejemplo ilustrativo de punto triple, el caso de una trinchera que alcanza una cresta oceánica. La figura 40a muestra la placa B siendo subducida en una trinchera que la separa de la placa C; la trinchera está acercándose a una sección de la cresta que separa a la placa B de la placa A. El momento en que la trinchera toca un vértice de la cresta se muestra en la figura 40b; en este momento el punto de contacto es un punto cuádruple, ya que el contacto de la trinchera con la cresta ha separado a la placa B en dos, una de las cuales (al Sureste) continuaremos llamando B y otra (al Noroeste) que llamaremos D.

Un punto cuádruple no es estable, cualquier movimiento entre las placas, como el mostrado en la figura 40c, lo convierte en dos puntos triples. Fuera de la línea que une los puntos triples todo permanece igual, pero lo que pase entre ellos depende de las velocidades y orientaciones relativas de las placas involucradas. Supongamos que estas velocidades y orientaciones son como las que probablemente existieron hace unos 40 Ma cuando entraron en contacto las placas del Pacífico y de Norteamérica (episodio que será visto en detalle en el capítulo siguiente) y procedamos a analizar qué sucede entre las placas A y C.

Figura 40.

La figura 41a muestra el diagrama de velocidades (ya sin ejes de coordenadas) compuesto por las velocidades de las tres placas A C y D en el punto triple (1). Entre C y D la velocidad es (en este ejemplo) perpendicular a la trinchera y corresponde a la línea de la figura; la velocidad entre A y D es paralela a la falla transforme y corresponde a la línea horizontal . Obtenemos como resultado inmediato que la velocidad entre A y C debe estar dada por la recta , ya que si pasamos de placa en placa hasta regresar al lugar de salida, debemos encontrar en éste la misma velocidad que al salir.

Trazaremos ahora en el espacio de velocidades las líneas de puntos pertenecientes a la frontera. La línea punteada denominada ad es la correspondiente a la falla transforme entre las placas A y D, por lo que pasa (según vimos antes) por los puntos A y D. Los puntos correspondientes a las fronteras entre las placas A y C, y D y C, que son colineales y pasan por el punto A, definen líneas iguales, paralelas a la trinchera, indicadas por ac y ad. Vemos que la línea cd forma con la un patrón que concuerda bien con lo esperado para subducción (como en la figura 39b). La línea ac resultó (en este caso muy particular) paralela a , y sabemos que este patrón ocurre, como podemos ver en la figura 39d, !para fallas transformes!

Si hacemos el mismo análisis para el punto (2), el resultado mostrado en la figura 41b indica también falla transforme entre las placas A y C. De la interacción entre la trinchera y la cresta ha resultado una falla transforme; ya no se está creando ni destruyendo corteza entre los puntos triples, sino que entre ellos las placas A y C se mueven en direcciones antiparalelas.

Figura 41.

Esto es, repetimos, un caso particular, el resultado podría haber sido distinto si las velocidades o la orientación de la trinchera hubieran sido distintas y las líneas y ac no hubieran resultado paralelas (se sugiere al lector imaginar, como ejercicio, el caso en que la trinchera fuera paralela a la cresta), pero es una ilustración bonita de los posibles efectos de los puntos triples.

Volviendo al ejemplo, si esperamos un tiempo y observamos las placas de nuevo (Figuras 40d y e), vemos que los puntos triples continúan siendo puntos triples del mismo tipo (es decir, en el punto (1) siguen convergiendo dos fallas transformes y una trinchera, mientras que en (2) siguen convergiendo falla transforme, cresta y trinchera); cuando esto sucede se dice que los puntos triples son estables.

Sin embargo los puntos triples han cambiado de lugar, para haber hecho esto y continuar perteneciendo, cada uno, a sus tres fronteras originales se han tenido que desplazar a lo largo de las tres fronteras al mismo tiempo; ésto solo es posible si las líneas que representan los puntos de las fronteras en el espacio de velocidades tienen un punto en común; en la figura 41 se han indicado por círculos.

La figura 42 muestra los 16 tipos posibles de punto triple y sus diagramas de velocidad; cada punto triple está identificado por tres letras que indican cuáles son sus componentes: C por cresta, T por trinchera y F por falla transforme. D. P. McKenzie y W. J. Morgan, quienes publicaron esta tabla en 1969, indican que sólo dos de estos tipos son siempre inestables; usaremos uno de ellos, el CCF, para ilustrar la inestabilidad. ¿Puede el lector identificar el otro?

Consideremos el caso CCF mostrado en la figura 42. Vemos de su diagrama de velocidades que las líneas de puntos de las fronteras no pueden intersectarse jamás en un solo punto, por más que variemos las velocidades y las orientaciones. La figura 42 muestra, a la izquierda del caso CCF, cómo se vería la misma región un tiempo después; el punto triple CCF ya no existe, evolucionó en un punto doble CF y un punto triple estable FFC.

Figura 42.

V.8. EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS EN EL GLOBO TERRESTRE. POLOS DE ROTACIÓN, VELOCIDADES ANGULARES

Una ojeada a las figuras 18 y 20 muestra cantidad de zonas de fractura que semejan arcos de círculo. Como las zonas de fractura son siempre paralelas a la dirección del movimiento de las placas, la existencia de zonas de fractura curvas indica que las placas no necesariamente se mueven en línea recta.

Hasta aquí hemos visto las interacciones entre las placas como si éstas fueran planas (caso de una Tierra plana o de radio infinito). Ahora es necesario tomar en cuenta la curvatura de la Tierra para poder aplicar la teoría de tectónica de placas al estudio real de la Tierra entera.

Para visualizar cómo es el movimiento de las placas por la superficie de la Tierra, imaginemos que rellenamos de yeso un balón de baloncesto y lo dejamos secar. Una vez seco, cortamos el balón en trozos que podemos mover por la superficie de la bola de yeso; cada uno de estos trozos representa una de las placas de la litósfera terrestre. Entre todas cubren completamente la superficie sobre la que están, y podemos moverlas, unas con respecto a otras, recortando un pedazo a una de ellas o doblando ambas cuando dos se traslapan y añadiendo pedazos iguales a las que se separen, para cubrir los huecos, de manera que nunca falte o sobre cobertura.

Hay un teorema de geometría esférica que dice que si tomamos una placa y la movemos a cualquier otro sitio de la superficie (siguiendo cualquier camino, rotándola tal vez), siempre podemos obtener la posición final, a partir de la posición inicial, mediante una sola rotación (como la que se muestra en la figura 43) alrededor de un punto de la superficie que actúa como polo de la rotación. El teorema es debido al gran científico suizo del siglo XVIII Leonhard Euler, por lo que ese punto de la superficie es llamado polo de Euler.

Ahora bien, la rotación alrededor de un polo de Euler no tiene significado físico a menos que corresponda a un solo episodio de desplazamiento de una placa. En este caso, cualquier línea perpendicular a los segmentos de zona de fractura (cicatrices de fallamiento transforme) deberá pasar por el polo de Euler. Para el caso de episodios actuales de desplazamiento (cada uno de los cuales puede ser descrito por una rotación alrededor de un polo de Euler), la posición actual de la placa, la posición del polo y la velocidad de rotación determinan completamente el movimiento de todos y cada uno de los puntos de la placa.

Figura 43.

Vimos anteriormente que podemos resolver problemas de movimiento entre placas mediante operaciones en el espacio de velocidades. Esto no tiene problema cuando estudiamos solamente translaciones en una Tierra plana, pero si estudiamos rotaciones en ella o translaciones en una Tierra esférica (que corresponden, como hemos visto, a rotaciones), entonces cada punto de la placa tendrá una velocidad distinta en general a la de otros puntos. ¿Cuál velocidad usamos entonces para representar cada placa?

En vez de velocidades de desplazamiento, usaremos para cada placa su velocidad angular, que es la velocidad con la que rota alrededor del polo de Euler y que es la misma para todos los puntos de la placa (podemos obtener la velocidad de desplazamiento para cada punto multiplicando la velocidad angular por la distancia que separa a dicho punto del polo). Cada velocidad angular se representa mediante un vector (es decir, una cantidad que tiene además una dirección, como las velocidades con que trabajamos en el inciso V.7) cuya magnitud es el número de vueltas que da, o el ángulo que describe, la placa por unidad de tiempo, su dirección es la perpendicular a la superficie en el polo de Euler y su sentido está dado por la regla de la mano derecha, que dice que si los dedos de esta mano se enroscan en la dirección de la rotación, el pulgar señala el sentido del vector que la representa (Figura 44).

Figura 44.

A menudo los polos de Euler se determinan a partir de las observaciones trazando líneas perpendiculares a las zonas de fractura y observando dónde se intersectan (Figura 45a). Generalmente, los errores en la determinación de la verdadera perpendicular y cambios locales en la orientación de las zonas de fractura, causan que las líneas no se intersecten en un solo punto; las intersecciones generan una zona de incertidumbre (dentro de la cual sabemos que se encuentra el verdadero polo) que es generalmente alargada en la dirección de las líneas (curva F en la figura 45a).

La velocidad de expansión entre dos placas (y, por tanto, la anchura de las bandas de magnetización) será mayor cuanto más lejos del polo se observe (flechas en la figura 45b). Por lo tanto, se puede estimar la posición del polo de Euler buscando el punto de rotación que dé el mejor ajuste entre las velocidades observadas y las calculadas (búsqueda que se hace a menudo mediante el método de prueba y error).

Como para el otro método, usualmente los errores hacen que la solución no sea única, sino que haya una región cuyos puntos funcionan igualmente bien (o mal) como polos y que por lo general es alargada en la dirección de las velocidades (curva V en la figura 45b). La suma de la información obtenida de ambos métodos reduce la región de posiciones aceptables del polo a la intersección de las dos regiones.

Figura 45.

Los polos de Euler obtenidos para cada par de placas deben ser, además, congruentes con los obtenidos para todos los demás pares. Los estudios que han tratado de obtener un panorama general de los movimientos de las placas en todo el planeta han recurrido a programas muy complejos de computadora que buscan los polos que mejor satisfacen todos los datos conocidos, mediante la minimización del error entre las observaciones y los valores calculados.