VII. MONTAÑAS, TRINCHERAS, TERREMOTOS Y VOLCANES

EN EL presente capítulo veremos la forma en que la tectónica de placas explica las causas y mecanismos, hasta hace poco desconocidos, de varios procesos geológicos y geofísicos. Si bien esta teoría no puede explicar en su estado actual de sencillez todos los detalles de estos procesos, nos sirve, sin embargo, como un marco en el cual podemos orientar las investigaciones que llevarán a una mejor comprensión de los procesos y al refinamiento y extensión (o, tal vez, corrección) de la misma teoría.

VII.1. LA CREACIÓN DE LAS MONTAÑAS EN LOS CONTINENTES

En el capítulo I se mencionó el problema de la presencia de fósiles y rocas sedimentarias de origen marino en muchos de los picos más altos de los continentes, encontrados a menudo en forma de secuencias de capas sedimentarias con, a veces, las capas más jóvenes cubiertas por capas más antiguas (!). Además, existía el problema de la presencia de una secuencia de rocas que aparece en zonas alargadas en varios sistemas montañosos y que se conocen como ofiolitas, que incluyen capas de rocas ígneas muy básicas (típicas de erupciones de origen muy profundo) pero en las cuales las capas adyacentes a éstas no muestran signos de haber sufrido las altas temperaturas que ocasionaría la inyección de material fundido.

La explicación de la tectónica de placas a estos problemas está ilustrada por el proceso de formación de los Alpes durante el Jurásico, esquematizado en la figura 66. El proceso comienza con la separación de dos placas (en el ejemplo: la placa Europea y el microcontinente Adriático), ambas con componente continental, durante la cual se forma entre ellas un océano (en este caso el Mar de Tethys), en cuyo fondo se depositan sedimentos (de origen marino y provenientes de los continentes) y fósiles de animales marinos, dando lugar a formaciones conocidas como geosinclinales.

Después, el movimiento de las placas se invierte y comienzan a converger (Figura 66b), lo que requiere que el fondo oceánico entre ellas sea subducido bajo uno de los dos continentes o, como probablemente sucedió, bajo una de las mitades de fondo oceánico a partir del centro de expansión, con la posible formación de una cadena de islas volcánicas.

Figura 66.

Al continuar convergiendo las placas, las islas volcánicas llegan a la trinchera y son parcialmente consumidas y parcialmente anexadas al continente. Por último, vuelven a entrar en contacto ambos continentes con mayor o menor grado de traslape, y las fuerzas que los hacen converger continúan empujándolos y ocasionando que se deformen. Entre ellos hay ahora una gran cantidad de sedimentos marinos, restos de islas volcánicas e incluso roca proveniente del manto superior que subyacía al fondo marino y ha sido empujada hacia arriba por la acción de los continentes. Estos sedimentos son plegados como se esquematiza en la figura 67, en un principio hacia arriba y después hacia arriba y hacia un lado, dando lugar a formaciones conocidas como nappes (manteles, en francés) en las cuales la posición original de los estratos (más antiguos abajo) se puede invertir, incluso varias veces. Antes de la tectónica de placas no había explicación para las enormes fuerzas necesarias para plegar así los estratos.

Este proceso de plegamiento explica la presencia en las ofiolitas de las rocas volcánicas profundas, cuyo origen como rocas del manto se comprobó mediante estudios que encontraron que la velocidad de las ondas sísmicas en ellas es igual a la que se encuentra en el manto superior local. En varios lugares la erosión ha eliminado las capas más nuevas (línea punteada en la figura 67), dejando a rocas antiguas como las más superficiales de una secuencia que incluye estratos más jóvenes.

En nuestro ejemplo, el microcontinente Adriático choca con los actuales Balcanes, creando el cinturón ofiolítico de Grecia y Yugoslavia (Figura 66b), y después se desplaza hacia el noroeste y choca con la placa Europea formando los Alpes y el cinturón ofiolítico que separa los Alpes Peninos (en la frontera entre Italia y Suiza), originarios del Adriático, de los Alpes de calizas originarios de Europa.

Se ha calculado que las nappes de los Alpes pueden haber estado plegadas múltiples veces, hasta alcanzar espesores de unos seis kilómetros (ahora erosionadas en parte) y decenas de kilómetros de extensión, y que si se desdoblaran cubrirían una distancia diez a doce veces mayor que la que cubren ahora. Cabe añadir que estas cifras, aunque difíciles de creer, han sido perfectamente comprobadas gracias a observaciones hechas en túneles y otras perforaciones.

Figura 67.

Se encuentran cinturones de ofiolitas en los Himalayas, en los Urales, en los Apalaches, y otras cadenas montañosas. Estas formaciones son útiles para identificar zonas de sutura que marcan lugares de unión entre continentes antes ajenos (véase la figura 54).

La generación de montañas por interacción de los continentes explica porqué la erosión, que desgasta sin cesar la superficie de los continentes, no ha dejado completamente plano el planeta. Continuamente (en términos geológicos) se crean nuevas montañas, y muchas de éstas siguen creciendo más rápido de lo que son desgastadas.

Para dar una idea de la rapidez con que la erosión desgasta la superficie terrestre, podemos mencionar el caso de los montes Apalaches, que cubren unos 930 km desde Quebec (Canadá) hasta Alabama (EUA), formados durante la revolución Taconiana al cerrarse un antepasado del océano Atlántico (llamado Paleoatlántico o Atlántico Apalachiano). Este Paleoatlántico se creó en el Precámbrico, hace unos 600 Ma, al separarse la placa de las Américas de la de Eurasia, y alcanzo su máxima extensión y comenzó a cerrarse en el Cámbrico tardío (hace tinos 500 Ma). Entre el Silúrico y el Ordovícico (unos 425 Ma) comenzaron a levantarse las montañas, y las placas de las Américas y Eurasia volvieron a entrar en contacto durante el Devoniano tardío (hace unos 350 Ma). La Orogenia termino en el Triásico, hace unos 230 Ma, y se calcula que en esa época los Apalaches alcanzaban de 11 a 15 km de altura (recuérdese que el Everest, el pico más alto de la Tierra mide "solamente" 8.8 km), ahora su punto más alto (el monte Mitchell) mide poco más de 2 Km.

VII.2. LAS TRINCHERAS Y LAS ADICIONES A LOS CONTINENTES

La erosión también desgasta las orillas de los continentes y éstos a veces se parten en trozos debido al comienzo de expansión en su interior. Sin embargo, no se han convertido todos en trozos pequeños debido a que pueden crecer, ya sea por unirse con otros continentes (como vimos en el inciso pasado) o debido a procesos asociados con la subducción de placa oceánica que veremos a continuación.

Los continentes pueden crecer gracias a la actividad volcánica y plutónica que ocurre cuando la placa subducida es fundida en el manto; esta formación de volcanes ya ha sido descrita en los capítulos V y VI. Una cantidad mayor de material ígneo que la que causa la actividad volcánica nunca alcanza la superficie, se solidifica en el interior de la corteza formando enormes cuerpos rocosos (llamados intrusivos) que constituyen mayormente las montañas que se encuentran asociadas a las trincheras del borde continental.

Los continentes crecen horizontalmente también por acreción. Ya fue mencionada la acreción de sedimentos de la trinchera, pero a veces la acreción incluye cuerpos grandes pertenecientes a arcos de islas o bien a mesetas o levantamientos del fondo oceánico.

Existen decenas de mesetas oceánicas, algunas de ellas tan grandes como México. Varias de ellas son producto de magmatismo de punto caliente (que será discutido en el capítulo VIII) o de arcos de islas extintos, pero otras podrían ser pedazos de continente parcialmente sumergidos. En los lugares donde interaccionan las mesetas oceánicas con la zona de subducción, se observa una conducta distinta a la de otras trincheras; puede cesar el volcanismo, partirse la placa subducida, cambiar el patrón de sismicidad de un lado a otro de ese lugar, e incluso pueden ocasionar corrimientos en la configuración de la frontera.

Cuando las mesetas oceánicas son fragmentos de continente, pueden unirse a otro continente y pasar a formar parte de él, dando lugar a los llamados terrenos alóctonos (que fueron creados originalmente en otro lugar). Como ejemplos de terrenos alóctonos tenemos los casos ya mencionados de la península itálica, la India y el Tibet, y otras grandes extensiones como son la Apulia, que incluye los países localizados cerca de la orilla oriental del Adriático, la península arábiga, terrenos al norte de Canadá y Alaska, terrenos en Siberia, en China, en Corea y en la costa occidental de Centro y Sudamérica.

En particular, si se observan las reconstrucciones para la posición de los continentes anteriores a unos 130-65 Ma A.P., tanto las mostradas en este libro como muchas otras publicadas en distintos sitios, se verá que no aparecen la parte sur de México ni parte de Centroamérica; lo cual concuerda con la identificación de terrenos alóctonos que se ha llevado a cabo en estos lugares.

VII.3. LA SISMICIDAD COMO EFECTO DE LA INTERACCIÓN ENTRE PLACAS. PERIODOS DE RECURRENCIA Y PREDICCIÓN

En el capítulo VI vimos cómo el movimiento interplacas produce los esfuerzos que dan lugar a los sismos, ahora veremos cómo el conocimiento de la causa de los esfuerzos puede aprovecharse con fines de cálculo de riesgo y predicción sísmicos.

Es posible inferir el deslizamiento aproximado entre los lados de la falla que ocurre durante los terremotos. Esto sugirió a J. Brune en 1968 la idea de comparar el movimiento que, de acuerdo con la tectónica de placas, debería existir entre dos de ellas a lo largo de una frontera determinada, con el deslizamiento cosísmico, es decir, producido durante la ocurrencia de los sismos acaecidos durante un cierto tiempo en dicha frontera. Si el deslizamiento cosísmico es mucho menor que el tectónico, la diferencia entre ellos puede estarse acumulando como deformación en la frontera, y mientras mayor sea el "déficit" de deslizamiento mayor es la energía acumulada y mayor el sismo que podemos esperar que ocurra en esa frontera.

S. Fedotov observó en 1965 que los grandes sismos recurren (se repiten aproximadamente) rompiendo vez tras vez la misma área de ruptura y (casi) no invaden las áreas rotas por los sismos vecinos. Esto llevó al concepto de gap (también llamado a veces hueco, brecha o vacancia) sísmico, que es una sección de frontera entre placas donde se sabe que han ocurrido sismos grandes en el pasado (sísmicamente activa) pero no recientemente durante un tiempo suficiente para almacenar de nuevo la energía necesaria para un nuevo macrosismo.

Otras características del proceso de placas influyen grandemente en el proceso sísmico, y conocerlas ayuda a subsanar deficiencias en la historia sísmica. Como ejemplos, podemos mencionar la velocidad relativa entre placas y la edad de la placa subducida, las cuales son factores determinantes para el tamaño de los posibles sismos; los posibles mecanismo y situación de un foco sísmico determinan cuáles pueden ser sus efectos en distintos sitios de la Tierra, etcétera.

VII.4. VULCANISMO COMO EFECTO DE LA INTERACCIÓN ENTRE PLACAS. EL CINTURÓN DE FUEGO DEL PACÍFICO

En el capítulo V se presentó la mayor parte de los procesos causantes de actividad volcánica. Aquí veremos algunas características adicionales de dicha actividad y se presentarán dos puntos que serán discutidos en el capítulo VIII.

La creación de nueva corteza en los centros de expansión produce volcanes cuyas lavas son derivados directos de material del manto. La vida de estos volcanes es muy corta, ya que al alejarse de la zona de ruptura se interrumpe su alimentación de magma, por lo que su vida activa es de, cuando mucho, unos 500 mil años. Si alcanzan la superficie oceánica, las olas erosionan rápidamente el material aún suave, dándoles su forma truncada característica, que conservan al hundirse, según se alejan de la cresta de la cordillera, estos guyots (Figura 68). Si los guyots fueron creados en aguas cuya temperatura y concentración de nutrientes favorece la vida de animales coralíferos, éstos crean colonias sobre el guyot; conforme el guyot se hunde, las colonias crecen hacia arriba, para mantenerse a la profundidad óptima para la vida de sus habitantes, formando una estructura circular que es rápidamente rellenada por sedimentos, vegetación, etc., que hacen del guyot un arrecife coralino.

Otro proceso que puede dar también lugar a la generación de arrecifes es la formación de islas volcánicas por puntos calientes, la cual será discutida en el capítulo VIII.

Figura 68.

La subducción produce cinturones volcánicos, paralelos a las trincheras, que comienzan encima de la línea donde la placa subducida alcanza los 110 km de profundidad y terminan donde alcanza unos 290-300 km (Figura 69). Las lavas de estos volcanes son, al menos parcialmente, producto de la reconversión de material de la corteza; en el caso de arcos de islas, primordialmente de la corteza oceánica subducida junto con sedimentos de diferentes tipos; en el caso de trincheras continentales, la proporción de sedimentos de origen continental es mayor y las lavas llevan además material tomado del mismo continente. La composición química de las lavas varía dependiendo de la profundidad a que se encuentre la placa subducida bajo ellas; el contenido potásico aumenta con la distancia a la trinchera.

Figura 69.

México tiene también zona de subducción y cinturón volcánico, pero no obedecen las reglas que observan estas estructuras en el resto del mundo, y acerca de esto se tratará un poco en el capítulo VIII.

Por encontrarse el Océano Pacífico rodeado casi totalmente de zonas de subducción, con sus correspondientes cinturones volcánicos, su entorno es comúnmente llamado (sobre todo por los periodistas) Cinturón de Fuego del Pacífico.