IV. ESTRUCTURA DE LA TIERRA, TECTÓNICA DE PLACAS Y SISMICIDAD
A CONTINUACIÓN veremos cómo y dónde se producen los enormes
esfuerzos que deforman las rocas terrestres y causan los sismos, la
formación de montañas, de fosas marinas, etc. Para ello necesitamos
saber un poco acerca de cómo está constituida la Tierra y cuáles son los procesos que ocurren en su interior.
IV.1 ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
Nadie sabe exactamente cómo está constituido el interior de la Tierra; las perforaciones más profundas no son más que un rasguño sobre su superficie, comparadas con el radio terrestre de 6 370 km. Sin embargo, conocemos varias de las características principales de la estructura interna de la Tierra gracias al estudio de las ondas sísmicas que la atraviesan. De los muchos libros que tratan este tema podemos mencionar las referencias (1, 2 y 3).
La figura 28 muestra cómo está constituido internamente nuestro planeta. La capa exterior se llama corteza y es de dos tipos: la corteza oceánica, que compone el fondo de los mares, es basáltica y tiene espesores promedio de 5 a 7 km; la corteza continental que forma los continentes es primordialmente granítica y tiene un grosor promedio de 30 a 40 km, aunque bajo las grandes cadenas montañosas, como el Himalaya, alcanza un grosor mayor de 60 km. En Europa y algunas partes de América se ha identificado una discontinuidad de velocidades de la corteza, alrededor de los 27 km de profundidad, que se conoce como discontinuidad de Conrad.
Bajo la corteza se encuentra el manto, que llega hasta los 2 870 km
de profundidad. El cambio corteza/manto se conoce como discontinuidad de
Mohorovicic o Moho, en honor del científico yugoslavo que la descubrió
en 1909. El manto se divide en manto superior que va de la base de la
corteza hasta los 700 km de profundidad, y manto inferior; está compuesto
por rocas parecidas al olivino y la peridotita, que son silicatos y óxidos de
magnesio de hierro. La parte del manto situada entre los 100 y 200 km de profundidad
se encuentra cercana al punto de fusión, y se comporta como un líquido para
escalas de tiempo geológicas; es conocida como astenosfera (del griego
astenos = sin fuerza).
Figura 28. Constitución interna de la Tierra. Gráfica de velocidades sísmicas contra profundidad.
Desde la base del manto, separado de éste por la discontinuidad de Gutenberg, hasta los 5 150 km de profundidad, se encuentra el núcleo externo. Éste se supone compuesto de hierro-níquel y se sabe que es líquido porque no transmite las ondas de cizalla. Es posible que sean corrientes del material de este manto líquido las que producen el campo magnético terrestre. Debajo del núcleo externo, separado de éste por la discontinuidad de Lehman, y en el centro de la Tierra (hasta los 6 371 km de profundidad) se encuentra el núcleo interno, que es sólido a pesar de tener temperaturas del orden de los 4 0000º C, y se cree que está constituido por compuestos de hierro.
La figura 28 muestra, a un lado y abajo del corte de la Tierra, los valores de las velocidades P y S y de la densidad de las rocas, como función de la profundidad. Podemos ver que las velocidades presentan grandes cambios súbitos ("discontinuidades"); es al encontrar estas discontinuidades que las ondas sísmicas pueden reflejarse o transmitirse como se muestra en la figura 29 (a).
En esta figura hemos representado una fuente sísmica mediante un punto, y los
rayos que parten de ella como líneas. Las líneas gruesas representan la propagación
P, mientras que las punteadas la propagación S. Se acostumbra, en sismología,
describir las distancias entre dos puntos muy separados (como podrían ser una
fuente sísmica y un sismógrafo operando muy lejos de ella) en grados; por ejemplo,
un punto situado en el ecuador se encuentra a una distancia de 900 de un punto
situado en un polo, y un punto exactamente antipodal está a una distancia de
180º de nosotros. Cada grado corresponde a una distancia de unos 111.2 km, que
es, aproximadamente, al valor de un grado de longitud en el ecuador.
Figura 29. Trayectorias y nomemclaturas de varios rayos sísmicos.
A continuación veremos cuáles son las ondas sísmicas de cuerpo observadas a grandes distancias y cómo están relacionadas con la estructura interna de la Tierra. Estos puntos están tratados a fondo en las referencias (4, 5, 6 y otras) .
Dado que, a grandes rasgos, la velocidad del medio aumenta con la profundidad, los rayos sísmicos tienen trayectorias curvas hacia arriba. Los rayos que comienzan su viaje en dirección horizontal o hacia abajo y viajan directamente hasta alcanzar algún punto de la superficie se denotan simplemente por P o S, y se denominan rayos directos [Figura 29 (b)]. La presencia del manto hace que podamos observar arribos de rayos directos sólo hasta distancias de aproximadamente 103º, aunque, debido a efectos de difracción (desviación de las ondas por rozar la orilla de algún objeto), llega un poco de la energía de los rayos directos hasta los 130º [Figura 29 (a) ].
Los rayos que tienen una trayectoria discontinua se representan por combinaciones de letras que describen cuál fue la forma de propagación a lo largo de los distintos tramos; por ejemplo, un rayo que viajó de la fuente a la superficie como P, allí rebotó y volvió a viajar hasta la superficie como P, y luego rebotó y se propagó como S se llamará PPS. Estos rayos pueden alcanzar cualquier punto de la superficie terrestre, pero su amplitud decae muy rápidamente, por lo que no es usual observar rayos correspondientes a un gran número de reflexiones.
Es posible percibir, en el caso de los sismos profundos, fases correspondientes a rayos que viajaron originalmente hacia arriba y se reflejaron en la superficie no lejos de la región epicentral antes de continuar sus trayectorias. Utilizamos letras minúsculas para indicar la trayectoria inicial hacia arriba; en la figura 29 (a) se ilustra el rayo, pP el cual es muy utilizado para calcular la profundidad del hipocentro.
Una c minúscula colocada entre las letras, indica que el rayo fue reflejado sobre el núcleo, como se ejemplifica en la figura por un rayo PcP
Utilizamos una K para indicar trayectorias (de ondas P solamente) a través del núcleo externo (núcleo = Kern, en alemán), como se ejemplifica en la figura por el rayo PKP. Como estos rayos son observados a menudo, es usual el denotarlos por P' en vez de PKP, P" en vez de PKPPKP, etc. Naturalmente existen otros rayos, convertidos, con trayectoria K: PKS, SKP, SKS, etcétera.
Finalmente, una I denota el paso a través del núcleo interno. Un rayo que viaja exactamente hacia abajo a partir de la fuente es, por ejemplo, PKIKP.
La figura 30 muestra ejemplos de sismogramas que ilustran la apariencia de
varias de las fases recién descritas. Vemos que determinadas fases se dan con
mayor amplitud en ciertas distancias que en otras. Esta figura muestra también
el arribo de las ondas superficiales.
Figura 30. Algunas fases telesísmicas. Los puntos son marcas de minuto.
IV.2 TECTÓNICA DE PLACAS Y GEOGRAFÍA SíSMICA
La Tierra no es igual en toda su superficie; existen océanos que cubren 60.6% de ésta y continentes repartidos de manera poco uniforme, concentrados (más de la mitad) en el hemisferio norte. Los propios continentes son desiguales, pues tienen regiones montañosas (hasta 8 848 m de altura) y llanas, y su geología varía grandemente (7).
La actividad sísmica tampoco está distribuida uniformemente en la superficie;
como podemos ver en la figura 31 que muestra la sismicidad global, los sismos
se encuentran concentrados a lo largo de líneas o bandas, donde ocurren a profundidades
que van desde la superficie, en algunos lados, hasta 700 km, en otros.
Si moviéramos África y Sudamérica de manera que coincidieran con la línea indicada por la sismicidad en el Atlántico sur, sus costas calzarían casi perfectamente. Este ajuste de las costas ocurre también en otros lugares de la Tierra. Los estudios hechos en estas costas revelan continuidad de formaciones geológicas y parentesco de especies animales y vegetales de un continente a otro (8).
Estas características pueden ser explicadas mediante la teoría de la tectónica de placas, que veremos a continuación, en forma muy breve, y desde el punto de vista de la sismología. Este tema será tratado más detalladamente en otro libro de esta misma colección y puede encontrarse también, por ejemplo, en las referencias (9 y 10).
En 1910, el meteorólogo austriaco Alfred Wegener propuso la teoría de la "deriva continental" según la cual los actuales continentes habían formado, en épocas pasadas, un solo continente llamado Pangea (11). Esta teoría no fue aceptada pues no explicaba cómo podían "navegar" los continentes a través del fondo oceánico (igual que un barco sobre la superficie del mar). Sin embargo, quedaban por explicar varias incógnitas (como el calzado de las costas de Sudamérica y África, continuidad de formaciones geológicas entre ellas, el parentesco de sus especies animales y vegetales, etc.) que apoyaban la continuidad en otras épocas de varios continentes que hoy se hallan separados entre sí.
No fue sino hasta los años sesenta que se propuso una teoría que explica razonablemente
todas las observaciones. Esta dice que los 100 km más superficiales de la Tierra,
que comprenden la corteza (continental y oceánica) y parte del manto superior,
forman la litosfera (del griego lithos = piedra), mostrada en
la figura 32, dividida en placas que se mueven como los trozos rígidos
de un cascarón esférico, unos respecto a otros (12). Este movimiento relativo
es la causa principal de la formación de montañas, valles, cadenas volcánicas,
etc., y es un proceso conocido como tectonismo (i. e., construcción).
Figura 32. Creación de la corteza oceánica en las crestas y subducción en la trinchera. Bandas de magnetización.
La figura 33 muestra las placas más importantes, y las flechas indican sus
movimientos relativos, que pueden ser divergentes, convergentes o transcurrentes.
Las velocidades y las direcciones de interacción entre las placas cambian, en
general, de punto a punto; cada placa se mueve como si girara alrededor de un
punto de la Tierra (13). A continuación veremos cómo son estos movimientos y
cuáles son sus consecuencias desde los puntos de vista sísmico y tectónico.
Figura 33. Las principales placas litosféricas. La línea doble señala el
centro de extensión; la línea sencilla indica falla transformada; la línea dentada,
una trinchera. Los dientes colocados sobre la placa superior indican la dirección
de la subducción. El sombreado indica las zonas de compresión y deformación.
México, incluyendo su mar territorial, está repartido entre cuatro placas (Figura 34): dos grandes, la de Norteamérica, que va desde México hasta el Ártico, y la del Pacífico, que, además de parte de México, incluye parte de Estados Unidos y casi todo el Pacífico del norte; una mediana, la placa de Cocos que ocupa parte del océano Pacífico, frente a las costas de México y Centroamérica, y se extiende al sureste hasta Costa Rica; y la pequeña placa de Rivera, que se encuentra en la boca del golfo de California.
IV.2.1 Las dorsales oceánicas. El movimiento relativo entre dos placas es divergente cuando las placas se alejan una de la otra. Este movimiento produce un hueco en el espacio entre las placas, por el cual puede ascender material caliente del manto que se solidifica y forma una nueva corteza de tipo oceánico. Podemos decir que toda la corteza oceánica que existe actualmente ha sido creada por este proceso.
Al llegar a la superficie de la Tierra y enfriarse, los minerales magnéticos del material del manto se enfrían y permanecen magnetizados según el campo magnético terrestre. Como este campo no es constante, sino que cambia de polaridad ocasionalmente, resulta que el fondo oceánico tiene bandas de magnetización con distintas polaridades (algo parecido a una cinta magnética grabada; Figura 32) lo cual nos permite saber cuándo fue creada cada banda y nos permite conocer la historia de la corteza oceánica (14).
Generalmente no se observan grandes sismos asociados con las crestas mesooceánicas activas, y la sismicídad tiende a ser en enjambres y poco profunda, posiblemente porque allí la corteza está demasiado caliente como para soportar grandes esfuerzos, y la temperatura aumenta rápidamente con la profundidad. Sin embargo, como puede apreciarse en la figura 31, estas crestas están muy bien definidas por su sismicidad, que es generalmente de mecanismo de falla normal.
En México, las crestas activas pertenecen a la Dorsal del Pacífico Oriental,
o son continuaciones de ella (Figura 34). Esta dorsal es una cordillera submarina
enorme, formada por crestas de dispersión, que separa las placas del Pacífico
y las de Cocos y Nazca (subducida esta última bajo América del Sur). Su continuación
hacia el norte se da a lo largo de una serie de puntos de dispersión asociados
con la separación de la península de Baja California del continente (15), comenzada
hace unos cuatro millones de años, y que actualmente sigue apartando la península
del continente, en la boca del golfo, a razón de 3 cm/año en promedio (16 y
17).
Los centros de dispersión del golfo de California (Figura 34) están cada vez más cubiertos de sedimentos, conforme se encuentran más al norte (18), llegar al valle de Mexicali (el cual continúa en el valle Imperial, de California) donde los centros de dispersión han sido completamente cubiertos por los espesos sedimentos acumulados por el río Colorado. La presencia de centros activos de dispersión en el valle de Mexicali está evidenciada por una sismicidad característica de cresta y la presencia de zonas geotérmicas como la de Cerro Prieto (19).
IV.2.2 Las fosas. Como la Tierra no está creciendo, el hecho de que se esté creando una nueva corteza implica que la corteza antigua debe estar siendo destruida de alguna manera, pues de otro modo se encontraría como una persona que ha adelgazado rápidamente y cuya piel, demasiado grande, cuelga en pliegues. La corteza antigua está siendo continuamente consumida en las llamadas fosas o trincheras oceánicas, donde el fondo del mar se introduce bajo un continente (Figura 32) o bajo otra placa oceánica, regresando al manto. Este proceso es conocido con el nombre de subducción.
Es en las fosas marinas donde pueden observarse las mayores profundidades; la fosa más profunda del mundo es la de las Filipinas, que alcanza los 11.52 km de profundidad, y tiene una longitud de 1 200 km.
Existe generalmente una gran cantidad de sismos a lo largo de la zona donde ocurre la subducción. La zona definida por esos sismos es llamada zona de Benioff, en honor de H. Benioff, uno de los pioneros de la sismología (20). En algunos lugares, como por ejemplo Japón y Tonga-Fiji-Kermadek, la zona de Benioff alcanza profundidades de hasta 600 y 700 km, respectivamente (21).
La sismicidad no es uniforme a todas las profundidades; es común encontrar huecos, i. e., zonas sin sismicidad; además, en el caso de los sismos que se localizan en el interior de la placa subducida, los mecanismos de plano de falla son reversos en algunas profundidades y normales en otras (22). Los mecanismos de los grandes sismos que ocurren en la frontera entre la placa subducida y la subducente son por lo general de mecanismo primordialmente reverso, de compresión; correspondiente a los movimientos relativos de las placas involucradas.
En México existe una trinchera oceánica que se extiende desde la boca del golfo de California hasta el extremo sur del país, en Chiapas, a lo largo de la costa del Pacífico, y se continúa por Centro y Sudamérica hasta la Tierra del Fuego. Esta trinchera es llamada "Trinchera mesoamericana" (23).
En la boca del golfo, la placa de Rivera (Figura 35) es subducida bajo la de
Norteamérica con un echado (ángulo de inclinación o buzamiento) de unos
9º (24), la velocidad de subducción va de 1.2 (al noroeste), a 2.3 cm/año (al
sureste) (13).
Figura 35. Placa de Rivera, y boca del golfo de Baja California.
Desde Colima hasta Panamá, la placa subducida es la de Cocos (Figura 36); su velocidad de subducción bajo la placa de Norteamérica va de 5 cm/año, cerca de la frontera de jalisco, hasta 8.3 cm/año, cerca de la frontera con Guatemala. El echado cambia a lo largo de la trinchera; es de unos 9º en Michoacán (24), tiene unos 12º cerca de Acapulco (25), y alcanza unos 14º bajo Oaxaca (26). Más al sureste, en el área de Tehuantepec, la placa tiene un echado de unos 45º (27).
A lo largo de toda la trinchera, la actividad es más bien somera en México, alcanzando solamente profundidades máximas de menos de 300 km (28). La mayor parte de los sismos destructivos que ocurren en México se producen en esta trinchera. Aparentemente los mayores ocurren en las zonas donde es menor el echado de la placa subducida (y ésta es más joven) (29); esto podría explicarse, tentativamente, indicando que los esfuerzos compresivos entre las placas, que son un factor en las fuerzas de fricción (del acoplamiento) entre ellas, son menores si la placa subducida es tirada hacia abajo por su peso, tendiendo a separarse, por ello, de la placa subducente.
La dorsal de Tehuantepec alcanza unos 200 m de altura sobre el fondo
oceánico, en apariencia asísmica, que forma parte de la placa de Cocos (Figura
36) y está siendo subducida en la trinchera mesoamericana, más o menos a la
altura de la ciudad de Tehuantepec. Aparentemente esta dorsal corresponde a
un antiguo sistema de fallas transformadas (discutidas a continuación) (30).
Al noreste de Tehuantepec se ha encontrado una zona de baja sismicidad que separa
a los sismos más someros (profundidades menores de 25 a 30 km), que tienen mecanismos
reversos, de los más profundos (60 a 150 km de profundidad), que tienen mecanismos
normales [Figura 37 (a)]. Al sureste de Tehuantepec esta zona de baja sismicidad
no existe [Figura 37 (b)] y hay profundidades a las cuales es posible observar
ambos tipos de mecanismos (28).
Figura 36. Zona de fractura de Orozco (ZFO), Dorsal de Tehuantepec
(D. TEH), Cinturón Volcánico Mexicano (CVM), gap
de Michoacán (roto durante 1985), gap de Tehuantepec y fallas de
Polochic y Motagua.
La máxima profundidad de la trinchera se da al sureste de Tehuantepec, y es mayor la profundidad del Moho (31), y tanto el echado como la profundidad máxima de los hipocentros aumentan también (32).
Se ha propuesto un cambio súbito en el buzamiento, tierra adentro de la placa subducida bajo México, a la altura de Pinotepa Nacional, Oaxaca; la sismicidad más profunda cambia, aparentemente, en este punto (33). Las profundidades relativamente pequeñas de la placa subducida cerca de la costa del golfo de México están aparentemente relacionadas con la ocurrencia de sismos grandes tierra adentro, como el de Huajuapan de León (1980) (34, 35 y 36) y Orizaba (1973) (37).
En muchas partes del mundo, donde existen trincheras, encontramos cadenas volcánicas
paralelas a ellas, causadas por el ascenso de material fundido proveniente de
la placa subducida (Figura 35), pero, en México, el eje volcánico no es paralelo
a la trinchera (Figura 36) y no se sabe todavía por qué (38); su orientación
puede estar relacionada con el cambio de echado de la placa subducida a profundidad.
Ya que los volcanes más cercanos a la trinchera se encuentran, generalmente,
sobre el punto donde la placa subducida alcanza los 110 km de profundidad (39).
Figura 37. Distintos tipos de sismicidad a diferentes profundidades (a) al norte y (b) al sur de Tehuantepec.
La velocidad de las ondas sísmicas dentro de la placa subducida es usualmente superior a la de las partes superiores de la corteza; pero, a profundidad, la placa puede penetrar material con velocidades superiores y, puesto que la velocidad en el manto, bajo ella, es también más alta, puede actuar como guía de ondas (Figura 38). Al escapar de esta guía de ondas, la energía sísmica transmitida con poca pérdida, puede causar grandes daños a largas distancias (no se sabe aún cómo escapa la energía, pero seguramente es porque la guía de ondas se interrumpe), este efecto puede haber sido importante para explicar la gran cantidad de energía que llegó a la ciudad de México durante el sismo del 19 de septiembre de 1985 que ocurrió a 350 km de distancia, en la costa.
Figura 38. Rayos atrapados en la placa subducida que actúa como guía de
ondas. Los rayos pueden escapar cuando su ángulo es mayor del crítico o cuando
encuentran medios de menor velocidad adyacentes a la placa.
IV.2.3 Las fallas transformadas. Cuando el movimiento relativo entre dos placas es tal que se mueven en la misma dirección pero con sentidos diferentes, el contacto entre ellas se produce a lo largo de fallas transcurrentes. Dos ejemplos de fallas (o, más bien, sistemas de fallas) transcurrentes muy extensas son la falla de San Andreas, en California, Estados Unidos, y la Alpina, en Nueva Zelanda.
Una falla transcurrente que une zonas de subducción o dispersión se llama falla
transformada (40). Este tipo de fallas se ilustra en la figura 39. En México
existe un sistema de fallas transformadas que van desde la boca del golfo de
California hasta el valle de Mexicali (Figura 34), uniendo zonas de dispersión
y presentando sísmicidad, cuyos mecanismos de falla son primordialmente transcurrentes
(41). Este sistema de fallas, continuación del sistema de fallas de San Andreas,
es el que ha dado lugar a la creación del golfo de California, debido al movimiento
de la península de Baja California y el sur de California (pertenecientes a
la placa del Pacífico) rumbo al noroeste, en relación con el continente (perteneciente
a la placa de Norteamérica) (16 y 17).
Figura 39. Posibles tipos de fallas transformadas. Las rayas paralelas representan
crestas y los círculos dentados zonas de subducción, los dientes indican la
dirección de subducción de la placa adyacente.
No todo el movimiento entre las placas del Pacífico y de Norteamérica se produce a través de las fallas transformadas del golfo y valle de Mexicali. Aparentemente, parte de este movimiento se está llevando a cabo a través de fallas que atraviesan la parte norte de la península, donde se encuentran las sierras de San Pedro Mártir (42). Estas fallas forman un sistema del cual las más importantes son las fallas Agua Blanca (la mejor definida), San Miguel (la más activa actualmente), Ojos Negros, Tres Hermanos, Vallecitos, y otras (Figura 40) (43 y 44).
Figura 40. Principales fallas en el norte de la península de Baja California
y sur de California. Los rectángulos representan zonas de dispersión (crestas).
Otras zonas de dispersión unen los extremos de las fallas de Cerro Prieto e
Imperial, e Imperial y Brawley.
Algunas fallas, de este último sistema, continúan aparentemente mar adentro y a lo largo de la costa hacia el norte (45 y 46), otras atraviesan por tierra y se continúan en el sistema de Rose Canyon en California (47).
Otras fallas (o sistemas de fallas) transformadas de México son: la falla de Tamayo (Figura 35), que separa parte de la placa de Rivera de la de Norteamérica; la falla de Rivera, que separa la placa de Rivera de la del Pacífico; algunas fallas pequeñas y la de Orozco, que unen desplazamientos de la cresta del Pacífico oriental y separan la placa de Cocos de la del Pacífico (Figura 36). Otra falla transformada que no está, actualmente, bien definida, es la que posiblemente separe las placas de Rivera y Cocos (Figura 35) (24). La zona de fallas de Orozco constituyó probablemente, la frontera entre las placas de Rivera y Cocos, y separa cortezas oceánicas cuya diferencia de edad es de dos millones de años (48).
Rozando el extremo sur de Chiapas, en Guatemala, se encuentra el sistema de fallas Chixoy-Polochic y Motagua (Figura 36), a través del cual se mueven transcurrentemente las placas de Cocos y del Caribe (49). Estas fallas han sido fuente de varios sismos muy destructivos que afectaron poblaciones de México, y su actividad sísmica puede influir en la actividad de los volcanes Tacaná (situado exactamente en la frontera de México con Guatemala) y Tajumulco (22 km al sureste del Tacaná).
IV.2.4 Puntos triples. Existen lugares donde están en contacto tres placas, según se muestra en las figuras 34 y 36; estos lugares son llamados puntos triples. Estos tienden a desplazarse ("viajar") lentamente a lo largo de la frontera entre las placas, cambiando la forma de interacción entre ellas (50).
En México encontramos puntos triples en los extremos de la trinchera; al noroeste, los asociados con la placa de Rivera: Rivera-Pacífico-Norteamérica, Rivera-Pacífico-Cocos y Rivera-Norteamérica-Cocos; al sureste: Norteamérica-Cocos-Caribe. Aparentemente los sismos que ocurren cerca de los puntos triples son, generalmente, más complejos que los generados lejos de ellos (51 y 26), aunque hay excepciones, por ejemplo, en lugares donde existen posibles complicaciones tectónicas, como el área de Ometepec-Pinotepa Nacional en Oaxaca (52).
IV.2.5 Velocidades entre placas y momento sísmico. Como se vio en II.3, Mo depende del área de ruptura de un terremoto, de la rigidez del terreno y del corrimiento en la falla. Por lo tanto, si conocemos Mo y el área, podemos calcular el corrimiento de un terremoto; el que ocurre durante un tiempo dado entre dos placas separadas por una frontera sísmica, i. e., la velocidad relativa entre ellas, debe ser, si despreciamos las posibles deformaciones plásticas de las rocas, aproximadamente igual a la suma de los corrimientos asociados con cada uno de los terremotos ocurridos en la frontera, conocidos como corrimiento sísmico (53). No todo el corrimiento entre placas genera necesariamente sismos; en algunos lugares se ha observado, y en varios otros se ha inferido, la ocurrencia de un corrimiento asísmico (54); la razón de corrimiento sísmico a corrimiento total es del orden de 0.32 a 0.56 para México (55), aunque en algunas áreas llega a ser del orden de 1.0 (56). Por lo tanto, la velocidad de corrimiento entre placas, determinada del corrimiento sísmico, es un límite inferior para la velocidad verdadera.
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