IV. ESTRUCTURA DE LA TIERRA, TECT�NICA DE PLACAS Y SISMICIDAD

IV. ESTRUCTURA DE LA TIERRA, TECT�NICA DE PLACAS Y SISMICIDAD

A CONTINUACI�N veremos c�mo y d�nde se producen los enormes esfuerzos que deforman las rocas terrestres y causan los sismos, la formaci�n de monta�as, de fosas marinas, etc. Para ello necesitamos saber un poco acerca de c�mo est� constituida la Tierra y cu�les son los procesos que ocurren en su interior.
IV.1 ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
Nadie sabe exactamente c�mo est� constituido el interior de la Tierra; las perforaciones m�s profundas no son m�s que un rasgu�o sobre su superficie, comparadas con el radio terrestre de 6 370 km. Sin embargo, conocemos varias de las caracter�sticas principales de la estructura interna de la Tierra gracias al estudio de las ondas s�smicas que la atraviesan. De los muchos libros que tratan este tema podemos mencionar las referencias (1, 2 y 3).
La figura 28 muestra c�mo est� constituido internamente nuestro planeta. La capa exterior se llama corteza y es de dos tipos: la corteza oce�nica, que compone el fondo de los mares, es bas�ltica y tiene espesores promedio de 5 a 7 km; la corteza continental que forma los continentes es primordialmente gran�tica y tiene un grosor promedio de 30 a 40 km, aunque bajo las grandes cadenas monta�osas, como el Himalaya, alcanza un grosor mayor de 60 km. En Europa y algunas partes de Am�rica 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 cient�fico yugoslavo que la descubri� 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; est� compuesto por rocas parecidas al olivino y la peridotita, que son silicatos y �xidos de magnesio de hierro. La parte del manto situada entre los 100 y 200 km de profundidad se encuentra cercana al punto de fusi�n, y se comporta como un l�quido para escalas de tiempo geol�gicas; es conocida como astenosfera (del griego astenos = sin fuerza).

Figura 28. Constituci�n interna de la Tierra. Gr�fica de velocidades s�smicas contra profundidad.

Desde la base del manto, separado de �ste por la discontinuidad de Gutenberg, hasta los 5 150 km de profundidad, se encuentra el n�cleo externo. �ste se supone compuesto de hierro-n�quel y se sabe que es l�quido porque no transmite las ondas de cizalla. Es posible que sean corrientes del material de este manto l�quido las que producen el campo magn�tico terrestre. Debajo del n�cleo externo, separado de �ste por la discontinuidad de Lehman, y en el centro de la Tierra (hasta los 6 371 km de profundidad) se encuentra el n�cleo interno, que es s�lido a pesar de tener temperaturas del orden de los 4 000� C, y se cree que est� 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 funci�n de la profundidad. Podemos ver que las velocidades presentan grandes cambios s�bitos ("discontinuidades"); es al encontrar estas discontinuidades que las ondas s�smicas pueden reflejarse o transmitirse como se muestra en la figura 29 (a).
En esta figura hemos representado una fuente s�smica mediante un punto, y los rayos que parten de ella como l�neas. Las l�neas gruesas representan la propagaci�n P, mientras que las punteadas la propagaci�n S. Se acostumbra, en sismolog�a, describir las distancias entre dos puntos muy separados (como podr�an ser una fuente s�smica y un sism�grafo 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 est� a una distancia de 180� 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 s�smicos.

A continuaci�n veremos cu�les son las ondas s�smicas de cuerpo observadas a grandes distancias y c�mo est�n relacionadas con la estructura interna de la Tierra. Estos puntos est�n 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 s�smicos tienen trayectorias curvas hacia arriba. Los rayos que comienzan su viaje en direcci�n horizontal o hacia abajo y viajan directamente hasta alcanzar alg�n 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 s�lo hasta distancias de aproximadamente 103�, aunque, debido a efectos de difracci�n (desviaci�n de las ondas por rozar la orilla de alg�n objeto), llega un poco de la energ�a de los rayos directos hasta los 130� [Figura 29 (a) ].
Los rayos que tienen una trayectoria discontinua se representan por combinaciones de letras que describen cu�l fue la forma de propagaci�n a lo largo de los distintos tramos; por ejemplo, un rayo que viaj� de la fuente a la superficie como P, all� rebot� y volvi� a viajar hasta la superficie como P, y luego rebot� y se propag� como S se llamar� PPS. Estos rayos pueden alcanzar cualquier punto de la superficie terrestre, pero su amplitud decae muy r�pidamente, por lo que no es usual observar rayos correspondientes a un gran n�mero 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 regi�n epicentral antes de continuar sus trayectorias. Utilizamos letras min�sculas 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 min�scula colocada entre las letras, indica que el rayo fue reflejado sobre el n�cleo, como se ejemplifica en la figura por un rayo PcP
Utilizamos una K para indicar trayectorias (de ondas P solamente) a trav�s del n�cleo externo (n�cleo = Kern, en alem�n), 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, etc�tera.
Finalmente, una I denota el paso a trav�s del n�cleo 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 reci�n descritas. Vemos que determinadas fases se dan con mayor amplitud en ciertas distancias que en otras. Esta figura muestra tambi�n el arribo de las ondas superficiales.

Figura 30. Algunas fases teles�smicas. Los puntos son marcas de minuto.

IV.2 TECT�NICA DE PLACAS Y GEOGRAF�A S�SMICA
La Tierra no es igual en toda su superficie; existen oc�anos que cubren 60.6% de �sta y continentes repartidos de manera poco uniforme, concentrados (m�s de la mitad) en el hemisferio norte. Los propios continentes son desiguales, pues tienen regiones monta�osas (hasta 8 848 m de altura) y llanas, y su geolog�a var�a grandemente (7).
La actividad s�smica tampoco est� 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 l�neas o bandas, donde ocurren a profundidades que van desde la superficie, en algunos lados, hasta 700 km, en otros.

Figura 31. Distribuci�n global de epicentros.

Si movi�ramos �frica y Sudam�rica de manera que coincidieran con la l�nea indicada por la sismicidad en el Atl�ntico sur, sus costas calzar�an casi perfectamente. Este ajuste de las costas ocurre tambi�n en otros lugares de la Tierra. Los estudios hechos en estas costas revelan continuidad de formaciones geol�gicas y parentesco de especies animales y vegetales de un continente a otro (8).
Estas caracter�sticas pueden ser explicadas mediante la teor�a de la tect�nica de placas, que veremos a continuaci�n, en forma muy breve, y desde el punto de vista de la sismolog�a. Este tema ser� tratado m�s detalladamente en otro libro de esta misma colecci�n y puede encontrarse tambi�n, por ejemplo, en las referencias (9 y 10).
En 1910, el meteor�logo austriaco Alfred Wegener propuso la teor�a de la "deriva continental" seg�n la cual los actuales continentes hab�an formado, en �pocas pasadas, un solo continente llamado Pangea (11). Esta teor�a no fue aceptada pues no explicaba c�mo pod�an "navegar" los continentes a trav�s del fondo oce�nico (igual que un barco sobre la superficie del mar). Sin embargo, quedaban por explicar varias inc�gnitas (como el calzado de las costas de Sudam�rica y �frica, continuidad de formaciones geol�gicas entre ellas, el parentesco de sus especies animales y vegetales, etc.) que apoyaban la continuidad en otras �pocas de varios continentes que hoy se hallan separados entre s�.
No fue sino hasta los a�os sesenta que se propuso una teor�a que explica razonablemente todas las observaciones. Esta dice que los 100 km m�s superficiales de la Tierra, que comprenden la corteza (continental y oce�nica) 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 r�gidos de un cascar�n esf�rico, unos respecto a otros (12). Este movimiento relativo es la causa principal de la formaci�n de monta�as, valles, cadenas volc�nicas, etc., y es un proceso conocido como tectonismo (i. e., construcci�n).

Figura 32. Creaci�n de la corteza oce�nica en las crestas y subducci�n en la trinchera. Bandas de magnetizaci�n.

La figura 33 muestra las placas m�s importantes, y las flechas indican sus movimientos relativos, que pueden ser divergentes, convergentes o transcurrentes. Las velocidades y las direcciones de interacci�n 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 continuaci�n veremos c�mo son estos movimientos y cu�les son sus consecuencias desde los puntos de vista s�smico y tect�nico.

Figura 33. Las principales placas litosf�ricas. La l�nea doble se�ala el centro de extensi�n; la l�nea sencilla indica falla transformada; la l�nea dentada, una trinchera. Los dientes colocados sobre la placa superior indican la direcci�n de la subducci�n. El sombreado indica las zonas de compresi�n y deformaci�n.

M�xico, incluyendo su mar territorial, est� repartido entre cuatro placas (Figura 34): dos grandes, la de Norteam�rica, que va desde M�xico hasta el �rtico, y la del Pac�fico, que, adem�s de parte de M�xico, incluye parte de Estados Unidos y casi todo el Pac�fico del norte; una mediana, la placa de Cocos que ocupa parte del oc�ano Pac�fico, frente a las costas de M�xico y Centroam�rica, y se extiende al sureste hasta Costa Rica; y la peque�a placa de Rivera, que se encuentra en la boca del golfo de California.
IV.2.1 Las dorsales oce�nicas. 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 oce�nico. Podemos decir que toda la corteza oce�nica que existe actualmente ha sido creada por este proceso.
Al llegar a la superficie de la Tierra y enfriarse, los minerales magn�ticos del material del manto se enfr�an y permanecen magnetizados seg�n el campo magn�tico terrestre. Como este campo no es constante, sino que cambia de polaridad ocasionalmente, resulta que el fondo oce�nico tiene bandas de magnetizaci�n con distintas polaridades (algo parecido a una cinta magn�tica grabada; Figura 32) lo cual nos permite saber cu�ndo fue creada cada banda y nos permite conocer la historia de la corteza oce�nica (14).
Generalmente no se observan grandes sismos asociados con las crestas mesooce�nicas activas, y la sismic�dad tiende a ser en enjambres y poco profunda, posiblemente porque all� la corteza est� demasiado caliente como para soportar grandes esfuerzos, y la temperatura aumenta r�pidamente con la profundidad. Sin embargo, como puede apreciarse en la figura 31, estas crestas est�n muy bien definidas por su sismicidad, que es generalmente de mecanismo de falla normal.
En M�xico, las crestas activas pertenecen a la Dorsal del Pac�fico Oriental, o son continuaciones de ella (Figura 34). Esta dorsal es una cordillera submarina enorme, formada por crestas de dispersi�n, que separa las placas del Pac�fico y las de Cocos y Nazca (subducida esta �ltima bajo Am�rica del Sur). Su continuaci�n hacia el norte se da a lo largo de una serie de puntos de dispersi�n asociados con la separaci�n de la pen�nsula de Baja California del continente (15), comenzada hace unos cuatro millones de a�os, y que actualmente sigue apartando la pen�nsula del continente, en la boca del golfo, a raz�n de 3 cm/a�o en promedio (16 y 17).

Figura 34.

Los centros de dispersi�n del golfo de California (Figura 34) est�n cada vez m�s cubiertos de sedimentos, conforme se encuentran m�s al norte (18), llegar al valle de Mexicali (el cual contin�a en el valle Imperial, de California) donde los centros de dispersi�n han sido completamente cubiertos por los espesos sedimentos acumulados por el r�o Colorado. La presencia de centros activos de dispersi�n en el valle de Mexicali est� evidenciada por una sismicidad caracter�stica de cresta y la presencia de zonas geot�rmicas como la de Cerro Prieto (19).
IV.2.2 Las fosas. Como la Tierra no est� creciendo, el hecho de que se est� creando una nueva corteza implica que la corteza antigua debe estar siendo destruida de alguna manera, pues de otro modo se encontrar�a como una persona que ha adelgazado r�pidamente y cuya piel, demasiado grande, cuelga en pliegues. La corteza antigua est� siendo continuamente consumida en las llamadas fosas o trincheras oce�nicas, donde el fondo del mar se introduce bajo un continente (Figura 32) o bajo otra placa oce�nica, regresando al manto. Este proceso es conocido con el nombre de subducci�n.
Es en las fosas marinas donde pueden observarse las mayores profundidades; la fosa m�s 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 subducci�n. La zona definida por esos sismos es llamada zona de Benioff, en honor de H. Benioff, uno de los pioneros de la sismolog�a (20). En algunos lugares, como por ejemplo Jap�n 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 com�n encontrar huecos, i. e., zonas sin sismicidad; adem�s, 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 compresi�n; correspondiente a los movimientos relativos de las placas involucradas.
En M�xico existe una trinchera oce�nica que se extiende desde la boca del golfo de California hasta el extremo sur del pa�s, en Chiapas, a lo largo de la costa del Pac�fico, y se contin�a por Centro y Sudam�rica 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 Norteam�rica con un echado (�ngulo de inclinaci�n o buzamiento) de unos 9� (24), la velocidad de subducci�n va de 1.2 (al noroeste), a 2.3 cm/a�o (al sureste) (13).

Figura 35. Placa de Rivera, y boca del golfo de Baja California.

Desde Colima hasta Panam�, la placa subducida es la de Cocos (Figura 36); su velocidad de subducci�n bajo la placa de Norteam�rica va de 5 cm/a�o, cerca de la frontera de jalisco, hasta 8.3 cm/a�o, cerca de la frontera con Guatemala. El echado cambia a lo largo de la trinchera; es de unos 9� en Michoac�n (24), tiene unos 12� cerca de Acapulco (25), y alcanza unos 14� bajo Oaxaca (26). M�s al sureste, en el �rea de Tehuantepec, la placa tiene un echado de unos 45� (27).
A lo largo de toda la trinchera, la actividad es m�s bien somera en M�xico, alcanzando solamente profundidades m�ximas de menos de 300 km (28). La mayor parte de los sismos destructivos que ocurren en M�xico se producen en esta trinchera. Aparentemente los mayores ocurren en las zonas donde es menor el echado de la placa subducida (y �sta es m�s joven) (29); esto podr�a explicarse, tentativamente, indicando que los esfuerzos compresivos entre las placas, que son un factor en las fuerzas de fricci�n (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 oce�nico, en apariencia as�smica, que forma parte de la placa de Cocos (Figura 36) y est� siendo subducida en la trinchera mesoamericana, m�s o menos a la altura de la ciudad de Tehuantepec. Aparentemente esta dorsal corresponde a un antiguo sistema de fallas transformadas (discutidas a continuaci�n) (30). Al noreste de Tehuantepec se ha encontrado una zona de baja sismicidad que separa a los sismos m�s someros (profundidades menores de 25 a 30 km), que tienen mecanismos reversos, de los m�s 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), Cintur�n Volc�nico Mexicano (CVM), gap de Michoac�n (roto durante 1985), gap de Tehuantepec y fallas de Polochic y Motagua.

La m�xima 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 m�xima de los hipocentros aumentan tambi�n (32).
Se ha propuesto un cambio s�bito en el buzamiento, tierra adentro de la placa subducida bajo M�xico, a la altura de Pinotepa Nacional, Oaxaca; la sismicidad m�s profunda cambia, aparentemente, en este punto (33). Las profundidades relativamente peque�as de la placa subducida cerca de la costa del golfo de M�xico est�n aparentemente relacionadas con la ocurrencia de sismos grandes tierra adentro, como el de Huajuapan de Le�n (1980) (34, 35 y 36) y Orizaba (1973) (37).
En muchas partes del mundo, donde existen trincheras, encontramos cadenas volc�nicas paralelas a ellas, causadas por el ascenso de material fundido proveniente de la placa subducida (Figura 35), pero, en M�xico, el eje volc�nico no es paralelo a la trinchera (Figura 36) y no se sabe todav�a por qu� (38); su orientaci�n puede estar relacionada con el cambio de echado de la placa subducida a profundidad. Ya que los volcanes m�s 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 s�smicas 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 tambi�n m�s alta, puede actuar como gu�a de ondas (Figura 38). Al escapar de esta gu�a de ondas, la energ�a s�smica transmitida con poca p�rdida, puede causar grandes da�os a largas distancias (no se sabe a�n c�mo escapa la energ�a, pero seguramente es porque la gu�a de ondas se interrumpe), este efecto puede haber sido importante para explicar la gran cantidad de energ�a que lleg� a la ciudad de M�xico durante el sismo del 19 de septiembre de 1985 que ocurri� a 350 km de distancia, en la costa.

Figura 38. Rayos atrapados en la placa subducida que act�a como gu�a de ondas. Los rayos pueden escapar cuando su �ngulo es mayor del cr�tico 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 direcci�n pero con sentidos diferentes, el contacto entre ellas se produce a lo largo de fallas transcurrentes. Dos ejemplos de fallas (o, m�s 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 subducci�n o dispersi�n se llama falla transformada (40). Este tipo de fallas se ilustra en la figura 39. En M�xico 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 dispersi�n y presentando s�smicidad, cuyos mecanismos de falla son primordialmente transcurrentes (41). Este sistema de fallas, continuaci�n del sistema de fallas de San Andreas, es el que ha dado lugar a la creaci�n del golfo de California, debido al movimiento de la pen�nsula de Baja California y el sur de California (pertenecientes a la placa del Pac�fico) rumbo al noroeste, en relaci�n con el continente (perteneciente a la placa de Norteam�rica) (16 y 17).

Figura 39. Posibles tipos de fallas transformadas. Las rayas paralelas representan crestas y los c�rculos dentados zonas de subducci�n, los dientes indican la direcci�n de subducci�n de la placa adyacente.

No todo el movimiento entre las placas del Pac�fico y de Norteam�rica se produce a trav�s de las fallas transformadas del golfo y valle de Mexicali. Aparentemente, parte de este movimiento se est� llevando a cabo a trav�s de fallas que atraviesan la parte norte de la pen�nsula, donde se encuentran las sierras de San Pedro M�rtir (42). Estas fallas forman un sistema del cual las m�s importantes son las fallas Agua Blanca (la mejor definida), San Miguel (la m�s activa actualmente), Ojos Negros, Tres Hermanos, Vallecitos, y otras (Figura 40) (43 y 44).

Figura 40. Principales fallas en el norte de la pen�nsula de Baja California y sur de California. Los rect�ngulos representan zonas de dispersi�n (crestas). Otras zonas de dispersi�n unen los extremos de las fallas de Cerro Prieto e Imperial, e Imperial y Brawley.

Algunas fallas, de este �ltimo sistema, contin�an aparentemente mar adentro y a lo largo de la costa hacia el norte (45 y 46), otras atraviesan por tierra y se contin�an en el sistema de Rose Canyon en California (47).
Otras fallas (o sistemas de fallas) transformadas de M�xico son: la falla de Tamayo (Figura 35), que separa parte de la placa de Rivera de la de Norteam�rica; la falla de Rivera, que separa la placa de Rivera de la del Pac�fico; algunas fallas peque�as y la de Orozco, que unen desplazamientos de la cresta del Pac�fico oriental y separan la placa de Cocos de la del Pac�fico (Figura 36). Otra falla transformada que no est�, actualmente, bien definida, es la que posiblemente separe las placas de Rivera y Cocos (Figura 35) (24). La zona de fallas de Orozco constituy� probablemente, la frontera entre las placas de Rivera y Cocos, y separa cortezas oce�nicas cuya diferencia de edad es de dos millones de a�os (48).
Rozando el extremo sur de Chiapas, en Guatemala, se encuentra el sistema de fallas Chixoy-Polochic y Motagua (Figura 36), a trav�s 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 M�xico, y su actividad s�smica puede influir en la actividad de los volcanes Tacan� (situado exactamente en la frontera de M�xico con Guatemala) y Tajumulco (22 km al sureste del Tacan�).
IV.2.4 Puntos triples. Existen lugares donde est�n en contacto tres placas, seg�n 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 interacci�n entre ellas (50).
En M�xico encontramos puntos triples en los extremos de la trinchera; al noroeste, los asociados con la placa de Rivera: Rivera-Pac�fico-Norteam�rica, Rivera-Pac�fico-Cocos y Rivera-Norteam�rica-Cocos; al sureste: Norteam�rica-Cocos-Caribe. Aparentemente los sismos que ocurren cerca de los puntos triples son, generalmente, m�s complejos que los generados lejos de ellos (51 y 26), aunque hay excepciones, por ejemplo, en lugares donde existen posibles complicaciones tect�nicas, como el �rea de Ometepec-Pinotepa Nacional en Oaxaca (52).
IV.2.5 Velocidades entre placas y momento s�smico. Como se vio en II.3, Mo depende del �rea de ruptura de un terremoto, de la rigidez del terreno y del corrimiento en la falla. Por lo tanto, si conocemos Mo y el �rea, podemos calcular el corrimiento de un terremoto; el que ocurre durante un tiempo dado entre dos placas separadas por una frontera s�smica, i. e., la velocidad relativa entre ellas, debe ser, si despreciamos las posibles deformaciones pl�sticas 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 s�smico (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 as�smico (54); la raz�n de corrimiento s�smico a corrimiento total es del orden de 0.32 a 0.56 para M�xico (55), aunque en algunas �reas llega a ser del orden de 1.0 (56). Por lo tanto, la velocidad de corrimiento entre placas, determinada del corrimiento s�smico, es un l�mite inferior para la velocidad verdadera.
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