V. LA TECT�NICA DE PLACAS. REVOLUCI�N CIENT�FICA

EN ESTE cap�tulo veremos, por fin, c�mo todos los conceptos y datos mencionados en los cap�tulos anteriores son utilizados para integrar el modelo de tect�nica de placas que permite, a su vez, explicar con elegancia observaciones, aparentemente inconexas, explicadas de manera tentativa y parcial mediante las teor�as de la deriva continental, de los polos viajeros, de la expansi�n de la Tierra, y otras.

Los varios puntos que integran este modelo no ser�n presentados en orden cronol�gico de descubrimiento. Primero se dar� un panorama del cuadro general, y luego se analizar�n los aspectos que lo conforman (y que le dieron lugar). En este cap�tulo tan solo se describir� el modelo; ejemplos de sus distintos aspectos se dar�n en el cap�tulo VI.

V.1. LAS PLACAS R�GIDAS DE LA SUPERFICIE TERRESTRE

En el primer cap�tulo vimos cantidad de datos que constituyen evidencia de que los continentes s� se mueven. Sin embargo, la teor�a de la deriva continental no fue ampliamente aceptada porque no pod�a explicar c�mo pod�an los continentes mover sus ra�ces a trav�s del manto (como un barco mueve su quilla y parte de su casco a trav�s del agua que lo sostiene).

Durante el principio de los a�os sesenta, hab�a cantidad de personas trabajando en este problema, se hab�an identificado y analizado varios aspectos de lo que constituir�a la nueva teor�a (las bandas magn�ticas del fondo oce�nico, y la expansi�n del mismo, la presencia de la astenosfera, los resultados (le paleomagnetismo, etc.). Faltaban solamente dos ideas que permitieran integrar toda esta informaci�n, en apariencia inconexa, en un gran cuadro global.

La primera de estas ideas fue propuesta por H. H. Hess en 1962, quien, inspir�ndose en un artículo de 1944 de A. Holmes que suger�a la existencia de corrientes de convecci�n en el manto para explicar la deriva continental, propuso que los continentes no se mueven a trav�s del manto, sino que son acarreados por �ste.

La segunda idea la proporcion� J. T. Wilson en 1965, quien propuso que los arcos de islas o de monta�as, las cordilleras oce�nicas y las zonas de fractura, marcan los bordes de placas litosf�ricas r�gidas que se mueven unas con respecto a otras. Estas placas son algo as� como trozos de un cascar�n de huevo, pero formadas por la lit�sfera (que recordamos incluye la corteza y la parte del manto localizada entre ella y la asten�sfera, hasta una profundidad de unos 100 km; v�ase la figura 11). La figura 24 muestra un diagrama de las principales placas terrestres y de sus movimientos relativos (considerando a �frica como estacionaria).

Se dice que las placas son r�gidas porque al moverse interaccionan entre s� 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 est�n relacionadas (y conectadas) unas con otras; esta relaci�n requiere un tipo nuevo de falla, que Wilson llam� falla transforme y que veremos en detalle m�s adelante.

Figura 24.

A continuaci�n aplicaremos los antecedentes y conceptos vistos hasta aqu� para describir qu� son y c�mo funcionan los elementos de la tect�nica de placas.

V.2. CREACIÓN DE NUEVA CORTEZA EN CRESTAS MARINAS. CENTROS DE EXPANSI�N

La creaci�n de nueva corteza es un resultado natural de la tect�nica 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 asten�sfera que puede fluir por encontrarse muy caliente (Figura 25). En cuanto llega este magma a la superficie sufre cambios f�sicos y qu�micos 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 direcci�n del campo magn�tico terrestre de ese momento y as� se convierte en nueva corteza oce�nica. Los lugares donde se crea nueva corteza oce�nica al separarse las placas se llaman centros de expansi�n. Los centros de expansi�n se representan en los planos por dos l�neas paralelas, como se muestra en la figura 24.

Figura 25.

Al continuar separ�ndose las placas, esta nueva corteza oce�nica es arrastrada hacia los lados de la cresta y deja lugar para que ascienda m�s material del manto. Naturalmente, el material que asciende est� 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 tambi�n (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 oce�nicas.

Si vemos en detalle qu� sucede en la cresta de una cordillera (Figura 26) encontramos al centro de la misma el valle interno con gran actividad volc�nica (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 �stos 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 geol�gica conocida como valle de ruptura.

Las flechas peque�as a los lados de las fallas indican la direcci�n del movimiento relativo de las mismas, y en los c�rculos identificados por Vizq y Vder se indican los patrones t�picos de radiaci�n (vistos desde la direcci�n del eje X) de los sismos producidos por estos desplazamientos de las fallas. Podemos ver que los patrones de radiaci�n son del mismo tipo, esencialmente indistinguibles, para sismos de ambos lados del valle central.

Al continuar separ�ndose las placas, el nuevo fondo, cada vez m�s fr�o pasa el punto m�s alto y comienza a descender; como el descenso es muy r�pido, el material falla y se crean nuevas fallas normales, pero ahora el movimiento relativo de las paredes es en sentido contrario al que ocurr�a del mismo lado dentro del valle. Vemos que el nuevo patr�n de radiaci�n (c�rculo identificado por Eizq) es muy parecido a los de los sismos localizados en el interior del valle de expansi�n.

Figura 26.

Esta es la raz�n por la que la sismicidad de las crestas oce�nicas es de mecanismo primordialmente normal, como se ha comprobado por observaciones hechas tanto a distancia en estaciones sismol�gicas terrestres, como cerca de estos centros de expansi�n mediante sism�grafos de fondo oce�nico y sonoboyas (sism�grafos flotantes).

Existen lugares donde hay centros de expansi�n demasiado j�venes 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 cap�tulo), en el Mar Rojo, en el Tri�ngulo de Afar en Etiop�a, en Islandia, etc�tera.

Conforme se aleja del centro de expansi�n, la nueva corteza oce�nica se va enfriando, lo cual la vuelve m�s densa y, por tanto, m�s pesada. Al pesar m�s, hace m�s presi�n sobre el material de la asten�sfera y lo hace descender, pero no se hunde en �l porque es relativamente continua hasta el centro de expansi�n, donde su temperatura es comparable a la de la asten�sfera y el flujo hacia arriba no le permite hundirse.

El resultado de esto es que el fondo oce�nico se encuentra apoyado sobre una superficie inclinada, y la fuerza de gravedad hace que resbale sobre esta superficie alej�ndose del centro de expansi�n y por tanto de la placa que se encuentra del otro lado de �ste (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_�� 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 m�s joven, s� puede hacerlo (y a menudo lo hace) por el extremo m�s antiguo. Veremos este proceso en detalle en el inciso siguiente; aqu� mencionaremos solamente que el extremo antiguo, al hundirse, jala tras de s� al resto de la placa (recordemos que �sta es casi r�gida), lo cual contribuye tambi�n a la apertura del centro de expansi�n.

M�s arriba se mencionaron centros de expansi�n en los continentes; �stos funcionan esencialmente de la misma manera que los centros de dispersi�n oce�nicos: dos partes de la lit�sfera continental se separan permitiendo la ascensi�n de material del manto el cual se convertir� en corteza oce�nica como se mencion� arriba. Existen sin embargo dos diferencias: al comenzar la separaci�n 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 oce�nico (Figura 27a y b); una vez que las partes continentales se encuentran lejos del centro de expansi�n, �ste genera corteza oce�nica t�pica, pero ahora los extremos antiguos no tienden a hundirse en el manto, pues est�n soldados a corteza continental que es m�s ligera que �ste y act�a como flotador (Figura 27d). Como veremos m�s adelante, todas las placas que incluyen corteza continental tienen una porci�n de corteza oce�nica.

Figura 27.

V.3. DESTRUCCI�N DE CORTEZA EN LAS TRINCHERAS OCE�NICAS

Si se est� creando continuamente nuevo fondo oce�nico y la Tierra no est� creciendo (el gran problema de la teor�a de la expansi�n del fondo oce�nico), la creaci�n de nueva superficie debe ser compensada mediante la destrucci�n de superficie antigua, lo cual puede hacerse de dos formas: i) mediante la destrucci�n del material de la placa o ii) mediante la deformaci�n 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 �stas no se alejan lo suficientemente r�pido tienen que competir por la superficie que ocupan. Esta competencia resultar� en una reducci�n de la superficie total de las dos placas en conflicto, y la forma en que esto sucede est� determinada por los tipos de lit�sfera en cuesti�n y por la historia de �stos.

Si al menos una de las placas es de tipo oce�nico es com�n la obtenci�n del tipo i). Este proceso ocurre de la siguiente manera:

Sup�ngase que convergen extremos antiguos de dos placas, una continental y otra oce�nica, seg�n se ilustra de manera esquem�tica en la figura 28a, donde las flechas gruesas indican las direcciones relativas en que se mueven las placas. El extremo de la placa oce�nica tiende a hundirse, porque es m�s pesada que la asten�sfera, mientras que la placa continental flota por ser m�s ligera.

El resultado es de esperarse; la placa oce�nica es subducida (se hunde) bajo la continental y regresa al manto (Figura 28b) donde las altas temperaturas la funden. Las trincheras oce�nicas son, por tanto, sitios donde se consume la placa oce�nica; se representan usualmente en los planos por l�neas con muchas rayitas perpendiculares a ellas o, como se har� sistem�ticamente en este libro, con peque�os tri�ngulos situados del lado de la placa que subduce y que indican la direcci�n 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 oce�nica. En ella se deposita gran cantidad de sedimentos (sombreados en la figura 28b), algunos acarreados por la placa oce�nica (muchos si es muy antigua) y la gran mayor�a de origen continental, pues gran parte de los productos de erosi�n 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 acreci�n; el resto de los sedimentos es arrastrado por la placa subducida en su descenso.

Conforme el extremo de la placa oce�nica se hunde m�s 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) t�pica de estos volcanes no es bas�ltica como el fondo marino, sino una mezcla denominada andes�tica (por ser t�pica 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 composici�n de estos magmas es la contribuci�n de los sedimentos arrastrados por la placa oce�nica 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 monta�as que constituyen los arcos contiguos a las trincheras que se mencionaron en el cap�tulo 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 fricci�n en el contacto entre las dos (indicado por la l�nea quebrada en la figura 28b) que las une temporalmente, de manera que su movimiento relativo hace que ambas se deformen. Parte de la deformaci�n es permanente y contribuye a la formaci�n de las monta�as del arco.

Conforme la placa subducida avanza sin resbalar, la deformaci�n aumenta hasta que los esfuerzos son mayores que la fricci�n 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 tama�o de la ruptura (directamente relacionado con el tama�o del sismo) las placas quedan en mayor o menor grado sin deformaci�n. Terminado el sismo, el contacto entre las placas sana (vuelven a quedar unidas), comienzan de nuevo a acumular energ�a de deformaci�n y el ciclo se repite.

La edad de la placa subducida es un factor muy importante en el proceso de subducci�n. Si la placa subducida es muy antigua tiende a hundirse r�pidamente y a alcanzar grandes profundidades antes de ser reabsorbida en el manto. Esto ocasiona que el �rea de contacto con la placa subducente sea (relativamente) peque�a y que la fricci�n entre las placas, que depende de los materiales, del �rea de contacto y de las fuerzas perpendiculares a �sta, sea (muy relativamente) peque�a tambi�n (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 fricci�n en �l muy grande; este tipo de contacto produce los terremotos someros m�s grandes. Las zonas de subducci�n 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 �nicos observados a lo largo de las trincheras oce�nicas. De hecho, estos sismos se producen a lo largo de una franja de unas cuantas decenas de kil�metros 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 as�smicas.

En 1969 B. Isacks y P. Molnar propusieron la siguiente explicaci�n: la banda m�s 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 tensi�n provocada en la parte superior de la placa subducida al doblarse hacia abajo. Despu�s sigue la banda de mecanismo reverso (R1 en la misma figura) debida al contacto, en donde la placa subducida est� m�s o menos detenida por la placa subducente. El peso de la parte ya subducida de la placa, al jalar a �sta hacia abajo mientras se hunde en el material poco resistente de la asten�sfera, produce tensi�n y, por tanto, sismos de mecanismo normal debajo de la zona amarrada (N2).

Figura 29

Si el borde de la placa contin�a descendiendo, como se muestra en la figura 29b, la parte inferior alcanza un medio m�s dif�cil 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). N�tese que arriba de �sta sigue existiendo la banda N1 en la cual hay tensi�n; por lo tanto entre ellas debe haber una regi�n de esfuerzo nulo (ni tensional ni compresional) que ser� as�smica (V1).

Al continuar la subducci�n, la parte inferior puede ser empujada a�n m�s profundamente en medio de material que es cada vez m�s denso y dif�cil de penetrar, de manera que toda la parte subducida de la placa se encuentre en compresi�n y toda ella presente sismos de mecanismo reverso, como se muestra en la figura 29c. Esta situaci�n 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 regi�n intermedia donde no hay placa es, naturalmente, as�smica.

Otro factor importante para la subducci�n, es la presencia de estructuras tales como antiguas crestas oce�nicas o fragmentos continentales parcialmente inmersos en el fondo oce�nico de la placa subducida. Estos accidentes topogr�ficos pueden actuar de maneras contrarias: como obst�culos que impiden la subducci�n continua y que en algunos casos pueden ser incorporados a la placa subducente, o como gu�as que separan las superficies y favorecen la subducci�n; no se conoce a�n cu�l es su verdadero papel.

Una placa oce�nica puede ser subducida bajo otra placa oce�nica 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 composici�n es ahora primordialmente oce�nica, produce volcanes de lavas bas�lticas sobre la placa superior; estos volcanes, m�s el prisma acrecionario formado por sedimentos, son los componentes principales de los arcos de islas.

Figura 30.

Las trincheras oce�nicas no son necesariamente rasgos permanentes. A continuaci�n veremos algunas formas en que puede alterarse el mecanismo tect�nico cerca de una trinchera; en las figuras esquem�ticas que ilustran estos casos, las flechas gruesas indican la direcci�n en que se mueve la placa sobre la cual est�n dibujadas y su tama�o es proporcional a la velocidad de la misma.

Si la porci�n oce�nica de una placa que incluye una parte continental es subducida bajo otra placa oce�nica, seg�n se muestra en la figura 30a, cuando el continente llega a la trinchera no puede ser subducido por ser m�s ligero (Figura 30b). Entonces la direcci�n de subducci�n se invierte y la placa oce�nica antes subducente pasa a ser subducida bajo la placa continental por ser m�s pesada que �sta (Figura 30c).

Si una placa oce�nica est� siendo subducida por un extremo m�s r�pidamente de lo que est� siendo generada por el otro, como se ilustra en la figura 31a, al alcanzar la trinchera el centro de expansi�n, la placa superior se est� desplazando m�s velozmente de lo que se separaban las placas generadas, por lo que el centro de expansi�n se acaba (Figura 31b). La placa que antes subduc�a es ahora la m�s pesada de las dos placas oce�nicas y por tanto es subducida bajo la placa nueva y el sentido de la subducci�n 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 expansi�n acaba con �l (Figura 32b), pero como la placa continental es siempre m�s ligera que el fondo oce�nico, �ste es nuevamente subducido (Figura 32c). Éste no es, sin embargo, un caso de subducci�n como el que ocurr�a en a), pues entonces la trinchera iba consumiendo placa oce�nica cada vez m�s joven, y ahora consume corteza oce�nica progresivamente m�s antigua.

Figura 32.

V.4. COLISIONES CONTINENTE CONTRA CONTINENTE

El caso de una colisi�n 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 oce�nico de una placa continental que est� siendo subducido bajo un continente. Al terminarse la corteza oce�nica, 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, empuj�ndolo hacia arriba. Como las placas siguen convergiendo, este movimiento debe ser absorbido de alguna manera, y esto se lleva a cabo mediante la deformaci�n, 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 caracter�sticas veremos en el cap�tulo siguiente, es muy importante, pues es el que ha dado lugar a las cadenas de monta�as m�s 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 m�s f�cil romper la placa oce�nica adherida a alguno de ellos (usualmente la m�s joven) y se crea una nueva trinchera atr�s de la zona de sutura (Figura 33d).

V.5. ZONAS DE FRACTURA Y FALLAS TRANSFORMES

El �ltimo gran rasgo topogr�fico del fondo del mar que queda por discutir es el de las zonas de fractura, las cuales a menudo unen secciones de cordilleras oce�nicas o de trincheras. Probablemente un ejemplo es el mejor medio para entender qu� son y c�mo funcionan.

La figura 34a muestra dos placas (o una placa que se acaba de romper), cuya frontera es la l�nea , que se van a separar desplaz�ndose seg�n indican las flechas. Si el movimiento de separaci�n es r�pido, esperamos unos 100 a�os, regresamos y encontramos tres centros de expansi�n 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 �ltimamente a ambos lados de la frontera (indicada por la l�nea punteada), y nos retiramos a esperar otros 500 a�os.

Pasado ese tiempo, regresamos a observar y vemos el panorama mostrado en la figura 34c. Cada mitad de la l�nea que hab�amos 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 est� 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 qu� ha pasado en la placa de la derecha (en la de la izquierda ocurre algo semejante). Todos los puntos que hab�amos pintado tienen (aproximadamente) la misma edad, y entre cada uno de ellos y el centro de expansi�n que est� a su izquierda hay ahora material progresivamente m�s joven. En el punto B, sin embargo, est�n en contacto material antiguo (del pintado) y material nuevo; hay un brinco de edad al cruzar la l�nea , hay tambi�n un brinco en la batimetr�a, pues sabemos que a distintas edades corresponden diferentes elevaciones, y puede haber tambi�n un cambio en la polaridad de la magnetizaci�n, 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 l�nea pintada.

Los cambios al cruzar la l�nea (y la ) son a�n m�s dr�sticos, 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 l�nea (y de la l�nea ) se mueve en direcci�n contraria a la del otro lado.

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

La l�nea es una fractura oce�nica; n�tese que cada punto de esta fractura fue, en alg�n momento, parte de la cresta, por lo que no es de extra�arse que se encuentren en ella restos de volcanes.

La parte de la fractura situada entre B y C (y entre D y E) s� tiene, como lo indican las flechas delgadas, movimiento relativo transcurrente a ambos lados; es una falla activa que transforma la creaci�n de corteza de un centro de expansi�n en movimiento transcurrente y �ste en creaci�n de corteza en otro centro. Por eso (seg�n algunos) J. T. Wilson propuso para ellas el nombre de transform faults, que podemos traducir por fallas de transformaci�n, fallas transformantes (tambi�n son llamadas a veces fallas transformadas) o fallas transformes; usaremos este �ltimo t�rmino en este libro.

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

Las fallas transformes son muy activas s�smicamente; 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 l�nea continua con dos flechitas a los lados que indican las direcciones relativas de movimiento de �stos, como en las figuras anteriores.

Las fallas transformes pueden unir tambi�n trincheras oce�nicas; por ejemplo, si la placa de la derecha de la figura 34d fuera subducida por una trinchera que llegara a consumir el centro de expanci�n EF, la falla transforme DE unir�a ahora un centro de expansi�n con una trinchera. La figura 35 muestra las formas en que una falla transforme puede actuar entre centros de expansi�n y trincheras; las flechas grandes indican el movimiento de las placas y las flechas peque�as aisladas, dibujadas sobre la placa que est� siendo consumida, indican la direcci�n de movimiento local de �sta.

Figura 35.

V.6. REORIENTACI�N DE LAS FRONTERAS ENTRE PLACAS

Como se indica en la figura 24, ni las crestas ni las trincheras necesitan ser perpendiculares a la direcci�n de propagaci�n. En la pr�ctica, sin embargo, se encuentra que las crestas s� son m�s o menos perpendiculares a la direcci�n del movimiento, a continuaci�n veremos porque sucede esto. En el cap�tulo VIII se discutir� por qu� las trincheras son tambi�n a menudo aproximadamente perpendiculares al movimiento de las placas.

Al separarse dos placas, sus fronteras pueden no ser perpendiculares a la direcci�n 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 Cort�s, tratado en el cap�tulo VI) o a un cambio en la direcci�n de movimiento de las placas, como ha sucedido en algunas regiones del oc�ano seg�n lo evidencian cambios en la direcci�n de las zonas de fractura. En este caso las crestas se reorientan a manera de alcanzar la perpendicularidad.

El hecho de que las bandas magn�ticas sean perpendiculares a las zonas de fractura es indicaci�n de que esta reorientaci�n se lleva a cabo r�pidamente en las crestas oce�nicas.

Para el caso en que la ruptura de una placa continental est� determinada por una falla, o zona de debilidad, como la representada por la l�nea recta en la figura 36a, la orientaci�n de los centros de expansi�n se lleva a cabo con la ayuda de fallas transformes orientadas en el sentido del movimiento de expansi�n, seg�n 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, �ste produce un hueco entre ambos lados y se crea un centro de expansi�n, 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 compresi�n entre los lados, la cual causa deformaci�n en la zona de contacto (sombreada en la figura 37b) y se opone al movimiento de la falla.

Obviamente, esta situaci�n no puede continuar de manera indefinida. Si el salto de la falla es peque�o, 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 direcci�n, seg�n se indica en la figura 37b por las flechas punteadas.

Figura 37.

Finalmente, la figura 38 muestra un esquema general de la interacci�n de los elementos de la tect�nica de placas presentados hasta aqu�.

Figura 38.

V.7. PUNTOS DONDE M�S DE DOS PLACAS ENTRAN EN CONTACTO

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

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

Para entender f�cilmente el comportamiento de los puntos triples, necesitamos saber qu� es el espacio de velocidades. �ste 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 ser� 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 �ngulo a con el Norte, de tal forma que la placa A, que se desplaza con la velocidad V_a (indicada por una flecha), est� 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 est� representada por la l�nea que une estos puntos.

Como la placa B no es consumida en la trinchera, �sta (es decir los puntos que est�n quietos en ella) se mueve con la velocidad de B. Ahora pensemos en un punto que se est� moviendo a lo largo de la trinchera; su velocidad ser� la de B m�s la que tenga en la direcci�n de la trinchera. Por lo tanto la velocidad de cualquier punto, se est� moviendo o no, que pertenezca a la trinchera est� representada en el espacio de velocidades por una l�nea con la orientaci�n de la trinchera (que forma un �ngulo alfa con el eje Norte) que pasa por el punto B.

Figura 39.

El mismo tipo de razonamiento permite construir los dem�s diagramas de la figura 39, que ilustran la representaci�n en los espacios de distancias y de velocidades para placas separadas por una falla transforme y por una cresta oce�nica, respectivamente, as� como para los puntos pertenecientes a estos rasgos tect�nicos.

El primer caso con velocidades de A y B antiparalelas (misma orientaci�n pero distinto sentido) no requiere mayor comentario. Para el caso de la cresta oce�nica se ha representado el caso m�s com�n, para el cual la expansi�n es perpendicular a la cresta. N�tese que la l�nea de velocidad de puntos de la cresta bisecta la l�nea ; esto se debe a que la expansi�n es generalmente sim�trica.

Pasemos ahora a estudiar un ejemplo ilustrativo de punto triple, el caso de una trinchera que alcanza una cresta oce�nica. La figura 40a muestra la placa B siendo subducida en una trinchera que la separa de la placa C; la trinchera est� acerc�ndose a una secci�n de la cresta que separa a la placa B de la placa A. El momento en que la trinchera toca un v�rtice de la cresta se muestra en la figura 40b; en este momento el punto de contacto es un punto cu�druple, 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 cu�druple no es estable, cualquier movimiento entre las placas, como el mostrado en la figura 40c, lo convierte en dos puntos triples. Fuera de la l�nea 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 Pac�fico y de Norteam�rica (episodio que ser� visto en detalle en el cap�tulo siguiente) y procedamos a analizar qu� 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 l�nea de la figura; la velocidad entre A y D es paralela a la falla transforme y corresponde a la l�nea 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 �ste la misma velocidad que al salir.

Trazaremos ahora en el espacio de velocidades las l�neas de puntos pertenecientes a la frontera. La l�nea punteada denominada ad es la correspondiente a la falla transforme entre las placas A y D, por lo que pasa (seg�n 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 l�neas iguales, paralelas a la trinchera, indicadas por ac y ad. Vemos que la l�nea cd forma con la un patr�n que concuerda bien con lo esperado para subducci�n (como en la figura 39b). La l�nea ac result� (en este caso muy particular) paralela a , y sabemos que este patr�n ocurre, como podemos ver en la figura 39d, !para fallas transformes!

Si hacemos el mismo an�lisis para el punto (2), el resultado mostrado en la figura 41b indica tambi�n falla transforme entre las placas A y C. De la interacci�n entre la trinchera y la cresta ha resultado una falla transforme; ya no se est� 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 podr�a haber sido distinto si las velocidades o la orientaci�n de la trinchera hubieran sido distintas y las l�neas 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 ilustraci�n 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 contin�an 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; �sto solo es posible si las l�neas que representan los puntos de las fronteras en el espacio de velocidades tienen un punto en com�n; en la figura 41 se han indicado por c�rculos.

La figura 42 muestra los 16 tipos posibles de punto triple y sus diagramas de velocidad; cada punto triple est� identificado por tres letras que indican cu�les 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 s�lo 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 l�neas de puntos de las fronteras no pueden intersectarse jam�s en un solo punto, por m�s que variemos las velocidades y las orientaciones. La figura 42 muestra, a la izquierda del caso CCF, c�mo se ver�a la misma regi�n un tiempo despu�s; el punto triple CCF ya no existe, evolucion� 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 ROTACI�N, VELOCIDADES ANGULARES

Una ojeada a las figuras 18 y 20 muestra cantidad de zonas de fractura que semejan arcos de c�rculo. Como las zonas de fractura son siempre paralelas a la direcci�n del movimiento de las placas, la existencia de zonas de fractura curvas indica que las placas no necesariamente se mueven en l�nea recta.

Hasta aqu� hemos visto las interacciones entre las placas como si �stas 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 teor�a de tect�nica de placas al estudio real de la Tierra entera.

Para visualizar c�mo es el movimiento de las placas por la superficie de la Tierra, imaginemos que rellenamos de yeso un bal�n de baloncesto y lo dejamos secar. Una vez seco, cortamos el bal�n 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 lit�sfera terrestre. Entre todas cubren completamente la superficie sobre la que est�n, y podemos moverlas, unas con respecto a otras, recortando un pedazo a una de ellas o doblando ambas cuando dos se traslapan y a�adiendo pedazos iguales a las que se separen, para cubrir los huecos, de manera que nunca falte o sobre cobertura.

Hay un teorema de geometr�a esf�rica que dice que si tomamos una placa y la movemos a cualquier otro sitio de la superficie (siguiendo cualquier camino, rot�ndola tal vez), siempre podemos obtener la posici�n final, a partir de la posici�n inicial, mediante una sola rotaci�n (como la que se muestra en la figura 43) alrededor de un punto de la superficie que act�a como polo de la rotaci�n. El teorema es debido al gran cient�fico suizo del siglo XVIII Leonhard Euler, por lo que ese punto de la superficie es llamado polo de Euler.

Ahora bien, la rotaci�n alrededor de un polo de Euler no tiene significado f�sico a menos que corresponda a un solo episodio de desplazamiento de una placa. En este caso, cualquier l�nea perpendicular a los segmentos de zona de fractura (cicatrices de fallamiento transforme) deber� pasar por el polo de Euler. Para el caso de episodios actuales de desplazamiento (cada uno de los cuales puede ser descrito por una rotaci�n alrededor de un polo de Euler), la posici�n actual de la placa, la posici�n del polo y la velocidad de rotaci�n 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 esf�rica (que corresponden, como hemos visto, a rotaciones), entonces cada punto de la placa tendr� una velocidad distinta en general a la de otros puntos. �Cu�l 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 adem�s una direcci�n, como las velocidades con que trabajamos en el inciso V.7) cuya magnitud es el n�mero de vueltas que da, o el �ngulo que describe, la placa por unidad de tiempo, su direcci�n es la perpendicular a la superficie en el polo de Euler y su sentido est� dado por la regla de la mano derecha, que dice que si los dedos de esta mano se enroscan en la direcci�n de la rotaci�n, el pulgar se�ala 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 l�neas perpendiculares a las zonas de fractura y observando d�nde se intersectan (Figura 45a). Generalmente, los errores en la determinaci�n de la verdadera perpendicular y cambios locales en la orientaci�n de las zonas de fractura, causan que las l�neas 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 direcci�n de las l�neas (curva F en la figura 45a).

La velocidad de expansi�n entre dos placas (y, por tanto, la anchura de las bandas de magnetizaci�n) ser� mayor cuanto m�s lejos del polo se observe (flechas en la figura 45b). Por lo tanto, se puede estimar la posici�n del polo de Euler buscando el punto de rotaci�n que d� el mejor ajuste entre las velocidades observadas y las calculadas (b�squeda que se hace a menudo mediante el m�todo de prueba y error).

Como para el otro m�todo, usualmente los errores hacen que la soluci�n no sea �nica, sino que haya una regi�n cuyos puntos funcionan igualmente bien (o mal) como polos y que por lo general es alargada en la direcci�n de las velocidades (curva V en la figura 45b). La suma de la informaci�n obtenida de ambos m�todos reduce la regi�n de posiciones aceptables del polo a la intersecci�n de las dos regiones.

Figura 45.

Los polos de Euler obtenidos para cada par de placas deben ser, adem�s, congruentes con los obtenidos para todos los dem�s 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 minimizaci�n del error entre las observaciones y los valores calculados.