VI. PRESENTE Y PASADO DE LAS PLACAS TERRESTRES

AUNQUE se necesita a�n cantidad de estudios para conocer en detalle la forma, el tama�o, la velocidad y la direcci�n de cada una de las placas litosf�ricas, se cuenta ya con un modelo aceptable del panorama actual del proceso para las principales placas, el cual veremos en este cap�tulo.

Desgraciadamente, no podemos elaborar un modelo igualmente aceptable para el pasado. Sabemos que algunas placas desaparecen del todo y el �nico rastro de su existencia es la forma en que haya podido influir la formaci�n, destrucci�n o deformaci�n de otras placas que podamos a�n observar y relacionar con ella. La juventud de la corteza oce�nica hace que s�lo encontremos huellas de tectonismo muy antiguo en los continentes, y �stas generalmente pueden interpretarse de distintas maneras igualmente aceptables; por lo tanto el panorama se hace m�s difuso conforme m�s retrocedemos en el tiempo.

VI.1. LAS PRINCIPALES PLACAS TERRESTRES

La figura 24 muestra las principales placas seg�n se encuentran en la actualidad, los centros de expansi�n se representan mediante l�neas dobles, las zonas de subducci�n con l�neas dentadas (los dientes, colocados sobre la placa que subduce, indican hacia d�nde es subducida la otra), las fallas transformes por l�neas continuas con un par de flechas que indica c�mo es el desplazamiento relativo, y las zonas de sutura continental van sombreadas.

Las principales placas son: Africana, Ant�rtica, Ar�biga, del Caribe, de Cocos, Euroasi�tica, de Filipinas, Indoaustraliana, Norteamericana, Sudamericana y del Pacífico. Existen placas muy peque�as, llamadas microplacas, como la de Farall�n y la de Rivera (indicadas por F y R, respectivamente, en la figura), pero no todas est�n bien identificadas a�n. La figura 46 muestra un mapa de la placa Ant�rtica que aparece distorsionada en la figura anterior debido a la proyecci�n.

Figura 46.

La figura 47 muestra los polos de Euler (rodeados de elipses que indican el posible error en su determinaci�n) para cada par de placas principales, obtenidos por J. Minster y T. Jordan en 1978. En la figura, las placas est�n identificadas por AFRC, ANTA, ARAB, CARB, COCO, EURA, Filipinas est� integrada a Pac�fico, INDI, NOAM, SOAM y PCFC, respectivamente.

Figura 47.

En la figura 48 se indica el movimiento actual (desde hace 10 Ma hasta el presente) de las principales placas seg�n H. Gordon y J. Gurdy, las flechas indican la direcci�n de movimiento y su tama�o, proporcional a la velocidad, muestra la distancia que recorrer�a el punto de la placa correspondiente en 15 Ma. Las velocidades est�n referidas al sistema de puntos calientes, que ser� discutido en el cap�tulo VIII, y que puede considerarse como "quieto".

Figura 48.

Si comparamos la distribuci�n mundial de epicentros (Figura 8) con las figuras 24 ó 48, vemos inmediatamente que las franjas s�smicas corresponden, en su gran mayor�a y de forma impresionante, con las fronteras entre las placas. Esto no debe ser sorprendente, pues ya vimos c�mo cada tipo de interacci�n entre placas produce sismos.

Hasta hace poco se pensaba que ambas placas americanas formaban una sola, pero el ajuste de todas las velocidades relativas de las placas requiere que �stas se muevan por separado. La diferencia de velocidades entre ambas placas es peque�a, por lo que no hay gran sismicidad que defina su frontera; �sta puede estar a lo largo de alguna (o varias) de las m�ltiples fracturas cercanas a la regi�n del Caribe, posiblemente alrededor del paralelo 15° N y las dorsales de Barracuda y del Investigador en la zona de fractura de Verma. La posici�n de la posible frontera se indica por l�neas punteadas y mi signo de interrogaci�n en la figura 24.

Aunque la interacci�n entre placas es la principal causa de los sismos, no es la �nica. Cualquier proceso que pueda lograr grandes concentraciones de esfuerzo en las rocas puede generar sismos, cuyo tama�o depender�, entre otros factores, de qu� tan grande sea la zona de concentraci�n de esfuerzo. Por ejemplo, el propio peso de las monta�as es una fuerza enorme que tiende a aplanarlas y que puede producir sismos al ocasionar deslizamientos a lo largo de fallas. Generalmente estos sismos no son de gran magnitud, por lo que, aunque pueden ser registrados localmente, rara vez son lo suficientemente grandes para ser registrados en la red mundial.

Sin embargo, si continuamos con la comparaci�n sugerida antes, vemos que existen regiones de alta sismicidad que no coinciden con las sencillas fronteras que hemos indicado. Si se observan estudios de sismicidad local, los cuales incluyen sismos de menor magnitud que los reportados mundialmente, la distribuci�n de la sismicidad se vuelve m�s n�tida en algunos casos (aquellos donde la interacci�n entre placas es sencilla) y m�s difusa en otros.

Algunas de las zonas de sismicidad difusa, como las que se encuentran cerca de las islas Filipinas, en los extremos occidental y oriental del Mediterr�neo, y en el extremo noroccidental de Sudam�rica, son regiones donde es posible la presencia de microplacas a�n no bien documentadas. Como ejemplo podemos considerar la regi�n Ibero-Mogrebi del Sur de Espa�a y Nornoroeste de África, que es difusa a ambos lados del mediterr�neo y ha sido interpretada por A. Ud�as como indicaci�n de la interacci�n de la placa africana con varias microplacas en el Estrecho de Gibraltar y el Sur de la Pen�nsula Ib�rica, en tanto que el resto de esta �ltima tiene movimiento propio distinto del resto de la placa euroasi�tica, seg�n evidencia la sismicidad en los Pirineos.

Existen tambi�n regiones de sismicidad primordialmente somera en los continentes (comparar tambi�n con la figura 8) que definitivamente no corresponden a ninguna frontera entre placas, como por ejemplo en �frica oriental y en la parte suroccidental de EUA al este del sistema de fallas de San Andr�s que marca la frontera entre las placas del Pac�fico y de Norteam�rica a esa latitud. El mecanismo de los sismos que ocurren en estas regiones indica esfuerzos tensionales y en ellas se ha detectado gran flujo de calor, lo que indica que posiblemente sean futuros centros de expansi�n; hablaremos un poco m�s a este respecto en el cap�tulo VIII.

A continuaci�n nombraremos las principales fronteras entre placas mostradas en la figura 24 (excepto las referentes a M�xico y sus regiones vecinas, que ser�n vistas despu�s con un poco m�s de detalle). N�tese que los estudios en detalle de alguna zona asignan a menudo nombres especiales a cada parte del rasgo tect�nico estudiado, por lo que a veces los nombres no concuerdan; por ejemplo, Trinchera de Acapulco, de Oaxaca, de Guatemala, etc., se refieren a partes de la Trinchera Mesoamericana.

Las cordilleras son: Cordillera Mesoatl�ntica (CMA), cuya secci�n cercana a Islandia se conoce como Cordillera de Rejkyanes (CR). Por cierto que Islandia se encuentra sobre la cordillera Mesoatl�ntica y est� siendo partida en dos; la presencia de este centro de expansi�n hace que tenga cantidad de zonas geot�rmicas (aprovechadas como fuente de energ�a por los islandeses) y mucho vulcanismo (Figura 22).

La cordillera de Carlsberg (CCA) separa la placa africana de la indoaustraliana, termina al sur en un punto triple donde se une con las del Oc�ano Indico Medio (COIM) y la Ant�rtico-Africana (CA-A). Estas dos, la Ant�rtico-Pac�fico (CA-P) y la de Chile (o Chile Austral) (CCH) rodean casi completamente a la placa de la Ant�rtica (Figura 46).

En la cordiIlera del Pac�fico Oriental (CPO) se separa la placa del Pac�fico de las de Rivera, de Cocos y de Nazca, y �stas dos �ltimas, a su vez, est�n separadas por la cordillera Gal�pagos (CGA). La placa del Pac�fico se separa de la microplaca de Farall�n en las crestas de Juan de Fuca (CJF) y Gorda (CGO).

Las crestas que apenas est�n naciendo y, a veces, las que constan de muchos centros de expansi�n unidos por fallas transformes largas son llamadas zonas de ruptura (como las de las crestas oce�nicas). �ste es el caso de las zonas de ruptura del Mar de Cort�s (que veremos en detalle despu�s), del Mar Rojo (RMR) y del Golfo de Aden (RGA). Estas dos se muestran en detalle en la figura 49; hay lineamientos magn�ticos en el Golfo de Aden, pero la sedimentaci�n en el Mar Rojo es tan r�pida que cubre todo el fondo, pero en �ste se encuentran lugares de donde surgen salmueras muy calientes que evidencian los centros de expansi�n. En esta zona hay, aparentemente, una microplaca llamada de Danakil, y es posible que la Pen�nsula del Sina� forme otra.

N�tese que si no existiera el Tri�ngulo de Afar, el ajuste entre las costas ar�biga y africana ser�a casi perfecto. El Tri�ngulo de Afar est� formado por rocas volc�nicas muy recientes, lo que indica que se form� m�s o menos al mismo tiempo que comenz� la separaci�n de las placas africana y ar�biga. La zona de sismicidad an�mala de �frica oriental mencionada arriba comienza justamente en el Tri�ngulo de Afar y se contin�a a lo largo de una serie de grabens conocidos como Valles de ruptura de �frica. Estos pueden indicar el comienzo de una nueva cordillera oce�nica que partir�a la placa de �frica en las placas de Nubia y de Somalia.

Las principales trincheras cuyos nombres no aparecen completos por falta de lugar en la figura 24 son: Trinchera Hel�nica (o J�nica) (TH), de Chipre (TC), de Om�n (TO), de Nuevas H�bridas (TNH), de Nueva Breta�a (TNB), We-ber (TW), de Filipinas (TF), de Manila (TM), Nansei-Shoto (TN-S), Kuriles-Kamchatka (TK-K), Sandwich del Sur (TSS), Puerto Rico (TPR.), Mesoamericana (TMA).

La sismicidad difusa en la regi�n alrededor de las trincheras de Manila, Filipinas, Timor y Sunda se debe a una gran complejidad tect�nica en la que participan algunas posibles microplacas.

Figura 49.

La trinchera de las Marianas, situada al oeste de las antes mencionadas, es una trinchera que presenta sismos muy profundos y que se une con ellas en la trinchera de Jap�n. A pesar de ocurrir en ella gran cantidad de sismos, la placa de Filipinas es considerada as�smica por algunos, pues no genera grandes terremotos, probablemente porque esta placa es jalada hacia el oeste (y consumida en las trincheras de Filipinas, Manila y Nansei-Shoto) m�s o menos a la velocidad con que se aproxima a ella por el este la placa del Pac�fico, de manera que no hay compresi�n entre ambas, seg�n se esquematiza en la figura 50. El lineamiento de sismos profundos de las Marianas parece prolongarse a trav�s de una depresi�n llena de material volc�nico (donde se encuentra, entre otros volcanes, el Fujiyama) a trav�s del la isla de Honshu (la mayor de Jap�n).

Figura 50.

La trinchera de Jap�n, es distinta a las dem�s trincheras de arcos de islas porque las islas japonesas son islas del z�calo continental (si bajara el nivel del mar unos 200 m y dejara al descubierto el z�calo continental se ver�a que �ste forma un puente submarino entre continente e isla.). En esta regi�n ocurre la orogenia de tipo del Pacífico, que consiste en la presencia de dos cinturones orog�nicos situados a los lados de las islas volc�nicas. En el cintur�n exterior (Figura 51) hay deformaci�n de subsidencia (t�pica de arco de islas) y en el cintur�n interior, entre el continente y las islas, hay varios tipos de magmatismo y alto flujo de calor. La orogenia indica la presencia de grandes esfuerzos compresivos a los cuales corresponden usualmente grandes terremotos, algunos de los cuales se indican en la figura 9.

Figura 51.

La trinchera de Kuriles-Kamchatka es lugar de sismos muy profundos que alcanzan los 700 km de profundidad (Figura 8). La zona de Benioff-Wadati presenta un cambio de echado (inclinaci�n medida hacia abajo a partir de la horizontal) alrededor de los 300 km de profundidad. Los sismos mas grandes de esta regi�n son m�s bien superficiales, y fue del estudio de esta zona que surgi� la idea de los gaps (huecos o extensiones faltantes) s�smicos, de los cuales hablaremos en el cap�tulo siguiente.

Al oeste de la trinchera de Kuriles-Kamchatka se encuentra la trinchera (o arco) de las Aleutianas, donde los sismos son m�s bien someros (profundidades focales menores de 299 km), pero donde han ocurrido algunos de los m�s grandes terremotos de la historia, como el del 18 de marzo de 1964 que tuvo una magnitud M_w = 9.2 (!) (Figura 9). La figura 52 muestra el extremo este de la trinchera de las Aleutianas, lugar de estos grandes sismos y en donde podr�an existir otras dos microplacas.

Figura 52.

Al sureste de esta trinchera tan s�smica, comunicada con ella por medio de la falla transforme de la Reina Carlota, encontramos una trinchera as�smica donde se consume la placa de Juan de Fuca (Figura 53). En este caso no se conoce la causa de la ausencia de sismos grandes. Una explicaci�n podr�a ser que ocurra all� un proceso especial de subducci�n sin fricci�n intraplaca desconocido (?). Otra explicaci�n podr�a ser como sigue: n�tese que la placa del Pac�fico se desplaza hacia el noroeste con relaci�n a la Norteamericana y que, si la placa de Juan de Fuca estuviera fija a la del Pac�fico, la forma de la costa causar�a la creaci�n de una zona de expansi�n (v�ase el apartado V.6); ahora bien, si la expansi�n que podr�a producir esta zona es producida por la cordillera de Juan de Fuca y esta placa se desplaza hacia el Sureste, la suma de las velocidades har�a que no hubiera (o casi no hubiera) compresi�n entre las placas Americana y de Juan de Fuca, con la consiguiente ausencia de sismos grandes.

Al sureste de la placa de Juan de Fuca comienza un movimiento transcurrente entre las placas del Pac�fico y Norteamericana a lo largo de la zona de fallas de San Andr�s. Veremos lo que sucede entre este punto y la parte norte de Sudam�rica en el siguiente inciso; ahora saltamos hasta la trinchera de Per�-Chile, donde subduce la placa de Nazca bajo la Sudamericana.

Como puede verse en la figura 9, ocurren grandes terremotos a lo largo de esta trinchera, particularmente en la regi�n sur. Aqu�, la causa puede ser la juventud de la placa reci�n generada en la cordillera de Chile, donde la velocidad de expansi�n puede llegar a ser de 2 a 3 cm/a�o desde hace 5 Ma, y fue de 5.6 cm/a�o los 6 Ma anteriores.

La trinchera de las islas Sandwich del Sur, donde la placa Sudamericana es subducida bajo la de la Ant�rtida, conecta mediante una falla transforme lateral-izquierda con la punta de Sudam�rica, pero no se sabe bien qu� sucede entre ese punto y el punto triple de esas dos placas con la de Nazca.

Figura 53.

Veamos ahora qu� sucede con todas las zonas de sutura que se encuentran alrededor y al oriente del Mediterr�neo. Partiendo del punto triple de las Azores donde se tocan las placas Norteamericana, Africana y Eurasi�tica, encontramos una falla transforme (Figura 24) que se bifurca en el camino hacia Gibraltar y (probablemente) se subdivide con ramales hacia el noreste al acercarse a la Pen�nsula Ib�rica. Es a lo largo de este sistema de fallas donde ocurri� el gran sismo de Lisboa de noviembre 1 de 1755, llamado as� porque entre los sacudimientos y las grandes olas (tsunami) que produjo arras� Lisboa, causando m�s de 60 000 muertes.

Imaginemos que sobre un globo terr�queo mantenemos quieta la placa Eurasi�tica y rotamos la placa Africana alrededor de la posici�n del polo de Euler indicado por AFRC/EURA en la figura 47, la manera en que se desplazan los puntos de la frontera entre estas placas nos permite ver c�mo cambia el movimiento entre ellas, de transcurrente (al oeste) a compresivo (al este). La zona de transici�n coincide con la regi�n de Gibraltar y el sur de Espa�a, por lo que no debe extra�arnos la complejidad de la tect�nica de esa zona Ibero-Mogreb� que discutimos anteriormente.

El proceso de compresi�n y sutura de dos continentes que chocan, descrito en V.4, es el que ocurre en las zonas sombreadas de la figura 24. El movimiento relativo entre las placas Africana y Eurasi�tica que contin�a produciendo actualmente la orogenia de los Alpes, ha producido dos trincheras en el extremo este del Mediterr�neo, la Hel�nica y la de Chipre. Esta �ltima termina al este en la falla transforme del Mar Muerto, la cual comienza al sur en el Mar Rojo y termina al norte en una zona de compresi�n llamada de Bitlis.

La figura 54 muestra la distribuci�n de ofiolitas que marcan la zona de sutura de las costas del antiguo mar de Thetys. La zona donde termina la falla del mar Muerto se contin�a al Sureste reflejando el movimiento relativo de compresi�n entre las placas Ar�biga y Eurasi�tica (v�ase el polo de Euler ARAB/EURA en la figura 47). La zona de ofiolitas se comunica mediante la falla transforme de Zendan con la trinchera de Om�n, y �sta termina a su vez en un punto triple sobre la zona de fracturas Owen-Murray que es, en la falla de Chaman hacia el norte, la frontera entre las placas Eurasi�tica e Indoaustraliana.

Tambi�n estas placas convergen (polo de Euler INDI/ EURA en la figura 47), y es la compresi�n de su frontera la que est� creando los Himalayas. Se ha propuesto que una zona de sismicidad difusa y somera que existe al sur de India puede ser el sitio donde se va a desarrollar una nueva trinchera que pueda absorber el movimiento convergente de estas placas.

Figura 54.

VI.2. LAS PLACAS EN MÉXICO Y SUS ALREDEDORES

Como puede verse en la figura 24, el territorio mexicano abarca partes de cuatro placas litosf�ricas, y en �l encontramos trincheras, centros de expansi�n y fallas transformes. La mayor parte del territorio continental pertenece a la placa Norteamericana, mientras que, como se muestra en la figura 55 (�sta y varias de las pr�ximas figuras son modificaciones de dos trabajos muy buenos de K. Klitgord y J. Mammerickx de 1982), la pen�nsula de Baja California pertenece a la placa del Pac�fico.

Baja California y el sur de California se est�n moviendo con respecto a la placa Norteamericana aproximadamente en direcci�n noroeste a lo largo de una serie de fallas transformes que unen centros de expansi�n. Esta frontera va desde la boca del Mar de Cort�s (o Golfo de Baja California) hasta la laguna de Salton, en California, y de all� continua a lo largo del sistema de fallas de San Andr�s hasta terminar en la placa de Juan de Fuca. A continuaci�n recorreremos esta frontera notando algunos puntos de inter�s.

Figura 55.

Los lineamientos magn�ticos del fondo oce�nico en la boca del Mar de Cort�s (Figura 55) muestran c�mo aumenta, a raz�n de unos 6 cm/a�o, la separaci�n entre la placa del Pac�fico y una peque�a placa, llamada de Rivera que se encuentra entre las zonas de fractura de Rivera, al sur, y de Tamayo, al norte (Figura 56). Como ilustraci�n del proceso de generaci�n de nueva corteza que est� dando lugar a la creaci�n del Mar de Cort�s, la figura 57 muestra un perfil batim�trico, entre los puntos A y A' de la figura 56, en el cual se pueden apreciar el extremo norte de la Trinchera Mesoamericana y la cordillera del Pac�fico Oriental.

Figura 56.

Dentro del Mar de Cort�s, encontramos centros de expansi�n escalonados, unidos por fallas transformes, cada vez m�s cubiertos de sedimentos conforme nos alejamos de la boca del golfo y nos acercamos al delta del R�o Colorado que se encuentra en su otro extremo. La sedimentaci�n en las regiones centro y Noroeste del golfo es tan grande que cubre la nueva corteza conforme se va generando, de manera que los centros de expansi�n se localizan bajo cuencas sedimentarias.

En la figura 57 se muestran perfiles para las l�neas BB' y CC' de la figura 56; la primera atraviesa la cuenca de Farall�n, cercana a la boca del golfo, mientras que la segunda atraviesa la cuenca de Guaymas, situada en frente de ese puerto aproximadamente a la mitad del golfo. La figura 57 muestra tambi�n un plano batim�trico donde se pueden apreciar esta cuenca y las fallas transformes de sus extremos.

Figura 57.

La figura 58 presenta el extremo norte del Mar de Cort�s y las últimas cuencas submarinas (posiblemente existan all� cuencas menores no identificadas a causa de la gran cantidad de sedimentos producidos por las tierras cercanas y, sobre todo, arrastrados por el R�o Colorado). La frontera entre las placas contin�a en la falla de Cerro Prieto que une la zona geot�rmica del mismo nombre, ubicada en el valle de Mexicali, con la cuenca de Wagner.

Figura 58.

El valle de Mexicali y el de Imperial, que es su continuaci�n en California (EUA), tienen zonas geot�rmicas que son centros de expansi�n, localizados en grabens cubiertos por sedimentos y conectados por las fallas de Imperial y Brawley. A partir de la zona de expansi�n localizada junto a la laguna ("Mar") de Salton, comienza la rama principal de la zona de fallas de San Andr�s. Hasta aqu� los desplazamientos de la frontera hab�an sido hacia el este, causando la formaci�n de centros de expansi�n; ahora comienzan a existir desplazamientos hacia el oeste (Figura 59), ocasionados por la antigua frontera del continente, que producen enormes esfuerzos de compresi�n que atoran la falla transforme (v�ase el apartado V.6).

As�, el doblez hacia el oeste da lugar a dos fen�menos principales: uno es la acumulaci�n de esfuerzos que producen terremotos grandes pero infrecuentes; otro es que al impedir el movimiento a lo largo de la falla propicia el movimiento a lo largo de otras fallas (Figura 59).

Figura 59.

Finalmente, la rama principal que es propiamente la falla de San Andr�s cruza la Bah�a de San Francisco, donde ocurri� en abril 18 de 1906 uno de los terremotos m�s famosos (�un conflicto San Andr�s vs. San Francisco?), y finalmente abandona el continente cerca de los 40° de latitud norte cerca del punto triple donde comienza la placa de Juan de Fuca.

Volviendo a la figura 58, podemos ver varias fallas que atraviesan Baja California. Parte del desplazamiento entre las placas ocurre a lo largo de estas fallas, por lo que la expansi�n en el golfo es m�s lenta para los centros que se encuentran m�s al norte. La falla m�s prominente del norte de Baja California es la de Agua Blanca, pero aparentemente ha dejado de ser activa y ahora el desplazamiento ocurre principalmente a lo largo del sistema de fallas de San Miguel. Parte del desplazamiento es tomado tambi�n por fallas submarinas más o menos paralelas a la costa del Pac�fico.

Regresando al sur, justo a la boca del Mar de Cort�s encontramos la microplaca de Rivera, cuyo papel en la sismicidad continental no se conoce a�n. En la regi�n costera de Jalisco han ocurrido en tiempos hist�ricos grandes terremotos, pero no es posible saber si fueron producidos por el movimiento de esta placa o por el de la placa de Cocos.

La placa de Cocos es generada en la cordillera del Pac�fico Oriental, abarca desde la zona de fracturas de Rivera hasta el sistema de cordilleras de Gal�pagos y es consumida en la Trinchera Mesoamericana que se extiende desde Nayarit hasta la frontera sur de Costa Rica (Figuras 55 y 56). Los rasgos caracter�sticos de la placa de Cocos son las zonas de fracturas de Orozco, de O'Gorman, de Tehuantepec, de Gal�pagos y de Grijalba.

La zona de fracturas de Tehuantepec es muy ancha y separa corteza de edades muy distintas, con la m�s antigua al sur. En la orilla norte de esta zona se encuentra la Dorsal de Tehuantepec, la cual est� formada por lavas de origen oce�nico y se extiende desde la trinchera hasta una antigua zona extinta de expansi�n (indicada por puntos en la figura 55). Han pasado por lo menos 88 a�os sin la ocurrencia de un gran (Ms � 7.5) terremoto en la regi�n donde la dorsal de Tehuantepec es subducida y, como el tiempo promedio de recurrencia (repetici�n) de los grandes sismos en la trinchera Mesoamericana es de 35 a 50 a�os, ser�a de esperarse all� la pr�xima ocurrencia de un gran terremoto [Ms ~ 8.4(!)]. Sin embargo, como se discuti� en V.3, esta dorsal (o meseta) oce�nica, influye en el proceso de subducci�n de manera que es posible que esta regi�n est� subduciendo as�smicamente y no constituya un verdadero gap s�smico (concepto que se explicar� en el apartado VII.3).

Aparentemente, los sismos someros destructivos que ocurren en M�xico al noroeste de la Dorsal de Tehuantepec son generados en una banda de unos 45 km de ancho a lo largo de la trinchera, donde los sismos son de mecanismo primordialmente reverso. De nuevo la subducci�n de la dorsal de Tehuantepec parece modificar este proceso, aumentando el ancho de la banda sismog�nica en las regiones cercanas a ella.

Al sureste de la Dorsal de Tehuantepec se encuentra un punto triple donde el sistema de fallas de Polochic-Motagua separa la placa de Norteamerica de la del Caribe y donde la placa de Cocos comienza a ser subducida bajo �sta (Figura 55). El proceso de subducci�n se complica de nuevo a la altura de la frontera entre Costa Rica y Panam�, pues all� se encuentran la dorsal de Cocos y el punto triple donde la zona de fractura de Panam� separa las placas de Cocos y de Nazca.

La zona de fractura de Panam� contin�a al sur en las crestas conocidas como rupturas de Costa Rica, de Ecuador y de Gal�pagos (Figura 60), que forman la parte oriental de la Cordillera de Cocos-Nazca, la cual se extiende hacia el oeste hasta la Cordillera del Pac�fico oriental (Figura 55). Al este de la zona de fractura de Panam�, entre �sta y la trinchera de Colombia-Ecuador, se encuentran las mesetas oce�nicas Coyba, Malpelo y Carnegie; al sur de esta �ltima, a la altura de la frontera entre Per� y Chile comienza la trinchera de Per�-Chile de la cual se habl� en el inciso pasado.

Figura 60.

La placa del Caribe consume corteza oce�nica por sus dos extremos (Figura 60), al oeste la del Pac�fico en la trinchera Mesoamericana a lo largo de Centroam�rica, y al este el suelo del Atl�ntico en la trinchera de Puerto Rico que bordea el arco de islas de las Antillas Menores (que incluye, entre otras, las islas V�rgenes, Antigua, Guadalupe, Dominica, Martinica, Santa Luc�a, San Vicente, Barbados, Granada y Trinidad y Tobago).

Como se indica en la figura 60, la frontera sur de la placa del Caribe, y el punto triple Caribe-Nazca-Sudam�rica, no est�n bien definidos. El extremo sur de la trinchera de Puerto Rico se comunica al oeste a trav�s de un complejo sistema de fallas en el norte de Venezuela (de las cuales las m�s importantes son El Pilar, Casanay, R�o Grande y Bocono) y el noreste de Colombia (Santa Marta-Bucaramanga y Romeral). Éstas �ltimas parecen tener desplazamientos con componentes transcurrentes que pueden indicar movimiento independiente del bloque Andino. Las componentes normal y reversa del fallamiento se indican por peque�as l�neas que apuntan al bloque m�s bajo de la falla. Por otro lado, se han observado fracturamientos y mecanismos s�smicos complejos en todo Panam�; la definici�n de la tect�nica de esta regi�n requiere a�n de mucho estudio.

El borde norte de la Placa del Caribe est� constituido por una falla transforme que parte del extremo norte de la trinchera de Puerto Rico, pasa al norte de la isla del mismo nombre, atraviesa la Rep�blica Dominicana y Hait�, pasa al norte de Jamaica, a lo largo de la depresi�n de Caim�n en donde tiene un centro de expansi�n llamado centro de extensi�n de Caim�n medio (Figuras 55 y 60), contin�a hasta el Golfo de Honduras y atraviesa Guatemala y el extremo austral de M�xico como el sistema de fallas Polochic-Motagua (Figura 60).

Con esto terminamos la descripci�n del panorama actual de las placas tect�nicas; a continuaci�n veremos qu� nos puede decir la teor�a acerca del pasado de estas placas.

VI.3. EL PASADO. �UN SUPERCONTINENTE ORIGINAL?

Podemos reconstruir el pasado de las placas recorriendo "en reversa" el camino indicado por las huellas presentes en el fondo oce�nico, moviendo los continentes hacia los centros de expansi�n en las direcciones indicadas por las zonas de fractura, de manera que cada vez que se encuentren los continentes debe haber concordancia entre las formaciones geol�gicas y formas de vida localizadas en los puntos que quedan en contacto. Pero, como el fondo oce�nico es sistem�ticamente consumido en las trincheras, de los 3 800 a 4 000 Ma que han pasado desde que se solidific� la corteza terrestre, s�lo quedan huellas en el fondo oce�nico de los 125 Ma m�s recientes.

Para reconstruir el pasado anterior a este tiempo es necesario interpretar las huellas dejadas por episodios antiguos en los continentes, como son monta�as, orientaciones paleomagn�ticas, actividad volc�nica, paleofallas, etc. Naturalmente, nuevos episodios pueden modificar o borrar las huellas dejadas por episodios previos, por lo que la historia se vuelve m�s dif�cil de interpretar conforme m�s nos remontamos al pasado, hasta llegar al nivel de mera especulaci�n o "adivinanza educada" para el pasado m�s remoto.

Comenzando por �ste, podemos preguntarnos c�mo fueron creados los continentes primordiales. Algunas teor�as de la creaci�n de la Tierra mantienen que �sta se form� a partir de nubes de gases ardientes que poco a poco se fueron condensando y enfriando; otras teor�as dicen que se form� a partir de la acreci�n de part�culas fr�as que al condensarse, como conten�an gran cantidad de elementos radiactivos, produjeron calor suficiente para fundir el planeta entero. De cualquier manera, el que el planeta se haya encontrado en estado de fusi�n permiti� (seg�n H. Hess) que ocurriera una "gran cat�strofe" consistente en una vuelta convectiva (v�ase convecci�n en el apartado VIII.4) en que todo el planeta actu� como una sola celda, durante la cual los materiales con alta temperatura de fusi�n, como hierro y n�quel, se sumergieron para formar el n�cleo y los silicatos subieron a la superficie para formar un continente original (posiblemente en varios pedazos), que podemos llamar Pangea O.

La presencia de la corriente caliente residual de la vuelta convectiva bajo el continente primordial pudo haber causado la ruptura de �ste y la separaci�n de sus partes, comenzando as� el proceso de deriva.

Algunos otros autores sostienen que el o los continentes primordiales se formaron gradualmente, por diferenciaci�n de los magmas, durante un periodo particular cuando las condiciones de temperatura en la superficie de la Tierra y flujo de calor eran apropiadas. En este caso, si se formaron varios continentes primordiales deben haberse unido para formar Pangea O.

Con base en las huellas de las grandes revoluciones orog�nicas (v�ase el cuadro de tiempos geol�gicos) y de otros datos biol�gicos, geol�gicos y geof�sicos, se ha formado el siguiente panorama de lo acontecido desde la solidificaci�n de la corteza terrestre hace unos 4 000 Ma, y que se muestra esquem�ticamente en la figura 61.

Figura 61.

Las formaciones asociadas con los episodios orog�nicos m�s antiguos, el Kenoriano [2 400-2 900 Ma antes del presente (Ma A.P.)], el Hudsoniano (1 660-1 900 Ma A.P.), el Elsoniano (1 200-1 500 Ma A.P.) y el Grenville (hace 1 000-1 200 Ma A.P.), se encuentran distribuidas sobre casi todos los continentes y modificadas por episodios m�s recientes.

En el Prec�mbrico tard�o, hace unos 700 Ma dos grandes paleocontinentes, Pan�frica y Baikalia, se unen para formar (paleo) Pangea. Este continente se divide, alrededor de 600 Ma A.P. durante el C�mbrico y el Ordov�cico temprano, en (paleo Norteam�rica, (paleo) Europa, (paleo) Asia y (Paleo) Gondwana, el cual inclu�a los actuales Sudam�rica, �frica, Australia, Ant�rtida e India.

Hace unos 500 Ma, el Paleoatl�ntico, oc�ano situado entre Europa y Norteam�rica, comienza a cerrarse, y unos 60 Ma m�s tarde durante el principio del Sil�rico, estos continentes se aproximan y comienza la revoluci�n Tac�nica, la cual produjo durante unos 90 Ma monta�as que van desde Canad� nororiental hasta el Estado de Connecticutt, EUA. Finalizada la revoluci�n Tac�nica, a mediados del Carbon�fero (unos 330 Ma A.P.), la revoluci�n Caled�nica produce orogenia en Siberia boreal, en Noruega y en Escocia (de all� el nombre de esta revoluci�n) e Irlanda.

El siguiente episodio del cierre del paleoatl�ntico, conocido como Acadiano, produce monta�as en la parte Noreste de Norteam�rica (Baffin y Labrador) durante aproximadamente 320 a 250 Ma A.P. Durante el Carbon�fero y el P�rmico, por 280 Ma A.P., Gondwana se une a Norteam�rica y Europa (Figura 62a). Por esta �poca ocurre la orogenia Variscana en el sur de Irlanda, Inglaterra y Alemania y el norte de Francia, y comienza la fase orog�nica conocida como Apalachiana en el oeste de Norteam�rica y el noroeste de Europa y �frica.

Figura 62.

Alrededor de 230 Ma A.P., Asia se une con Europa, form�ndose los Urales e integrando el continente �nico que Wegener llam� Pangea (Figura 2), termina la revoluci�n Apalachiana. La figura 63, que es modificaci�n de la reconstrucci�n que hicieron en 1970 R. Dietz y J. Holden de las configuraciones antiguas de los continentes, muestra en a) Pangea a principios del Tri�sico hace unos 225 Ma.

Como muestran las figuras 61 y 63b, entre 190 y 180 Ma A.P. se separan Laurasia (formada por Norteam�rica, Europa y Asia) y Gondwana (el resto de los continentes).

Durante el Jur�sico, alrededor de 140 Ma A.P., Ant�rtida y Australia (juntas) e India se separan de Gondwana, �frica rota con respecto a Europa. Un poco m�s tarde, Sudam�rica se separa de África (Figura 63c). A fines del Cret�cico, Norteam�rica se separa de Laurasia y Australia de la Ant�rtida, India avanza hacia Asia (Figura 63d).

Figura 63.

Alrededor de 40 Ma A.P., India (unida ya con Australia) incide contra Asia, creando la cordillera del Himalaya. Unos 10 Ma despu�s, �frica empuja el bloque adri�tico contra Europa, formando los Alpes (v�ase el apartado VII.1), y entretanto el estrecho de Gibraltar se cierra repetidamente ocasionando la desecaci�n del Mediterr�neo y el consecuente dep�sito en su cuenca de grandes capas de rocas sedimentarias llamadas evaporitas.

Hace 2 Ma se establece la conexi�n mesoamericana separando los oc�anos Atl�ntico y Pac�fico; a juzgar por su juventud y por los procesos tect�nicos actuales que ocurren a su alrededor, el Istmo de Panam� es una estructura fugaz (geol�gicamente hablando).

VI.4. PASADO RECIENTE DE LAS PLACAS DE MÉXICO

La historia de la evoluci�n de las placas litosf�ricas del noroeste de Norteam�rica, desde el Eoceno hasta el presente, ha sido reconstruida por T. Atwater (1970) y J. Mammerickx y K. Klitgord (1982); es una historia llena de peripecias, pero a grandes rasgos es la siguiente.

Hace unos 60 Ma exist�a, entre la placa del Pac�fico y la de Norteam�rica, una placa llamada Farall�n (Figura 64a) que era consumida por una trinchera que exist�a a todo lo largo de la costa de Norteam�rica. Alrededor de 40 Ma A.P. (Figura 64b) la cordillera donde se produc�a la placa de Farall�n entr� en contacto con la trinchera, aproximadamente a la altura de Guaymas [en la figura se indica la posici�n de referencia de Mazatl�n (MZ), Guaymas (GS), Los �ngeles (LA), San Francisco (SF) y Seattle (S)]. La velocidad relativa de la placa del Pac�fico con respecto a la de Norteam�rica (tal vez tras un peque�o reajuste), result� como la indicada por la flecha horizontal grande en la figura, de manera que, como vimos en el ejemplo de la secci�n sobre puntos triples (V.7), surgi� una falla transforme entre dos puntos triples.

En 20 Ma A.P., la falla transforme se extend�a del sur de Guaymas a Los Ángeles, mientras el resto de la placa de Farall�n, denominada por algunos de Juan de Fuca (al noroeste) y de Guadalupe (al sureste) continuaba siendo consumida (Figura 64e). Hace unos 10 Ma (Figura 64f) la cordillera alcanzaba la trinchera al noroeste y el punto triple del sureste alcanzaba su posici�n mas austral. Entre 4 y 5 Ma A.P. el extremo norte de la cordillera del Pac�fico Oriental brinca al lugar donde ahora se encuentra la boca del Mar de Cort�s y el golfo comienza a abrirse (Figura 64g). La figura 64h muestra la posici�n actual de los puntos triples.

Figura 64.

Las huellas magn�ticas y batim�tricas del fondo del mar mostradas en la figura 55 permiten visualizar la manera en que la interacci�n entre las placas de Norteam�rica (PNA) y del Pac�fico (PP) influy� en el proceso de expansi�n entre Pac�fico y Guadalupe (PG), generalmente en forma epis�dica. La figura 65 muestra en a c�mo los centros de expansi�n se reorientaron en 25 Ma A.P. para quedar como en b.

En la figura 65c y d se ilustra c�mo, entre 12.5 y 11 Ma A.P., los centros de expansi�n alrededor de la zona de fracturas de Molokai (llamada Shirley entre la cordillera y la costa) fueron "abandonados", es decir, dejaron de generar nueva corteza, y los centros de expansi�n desde el norte de la zona de fracturas de Clari�n hasta la de Clipperton-Tehuantepec se reorientaron, dando lugar a las placas de Rivera (PR) y de Cocos (PC). El tramo norte del nuevo centro de expansi�n es parte de la actual cordillera del Pac�fico Oriental (CPO).

Antes de los 6.5 Ma A.P. surge, al sur de la zona de fracturas de Orozco y al este de los centros producto de la reorientaci�n, una nueva cordillera, tambi�n parte de la actual CPO, con una micioplaca (sombreada en la figura 65e) entre ellos. Alrededor de 6.5 Ma A.P., los centros de expansi�n al sur de la zona de fallas de Orozco son abandonados (su "cad�ver" se conoce como Dorsal del Matem�tico) y la microplaca pasa a formar parte de la Placa del Pac�fico. Los centros de expansi�n de la CPO del sur cambian su orientaci�n (Figura 65f).

Al tiempo del cambio de la parte norte de la CPO a la boca del Mar de Cort�s, la parte sur de la CPO se extiende hacia el norte hasta la zona de fracturas de Rivera, creando otra microplaca (sombreada en la figura 65g). Despu�s de 3.5 Ma A.P. el antiguo centro de expansi�n al sur de esta zona de fracturas fenece tambi�n (parte norte de la dorsal del Matem�tico), la microplaca es a�adida a la Placa del Pac�fico y la Placa de Rivera toma su tama�o actual (Figura 65h).

Figura 65.

N�tese que el Mar de Cort�s es una estructura muy reciente y que, durante unos 26 Ma, el movimiento transcurrente entre las placas del Pac�fico y de Norteam�rica fue a lo largo de fallas en la orilla del Pac�fico, varias de las cuales son a�n hoy aparentemente activas. �Por qu� brinc� entonces la frontera tierra adentro, teniendo un sistema de fallas ya funcionando?

La respuesta est� posiblemente en la forma convexa de la orilla continental. Al entrar en contacto con ella la Placa del Pac�fico, la fricci�n entre ambas debe haber sido peque�a debido al calor a�n presente del extinto centro de expansi�n y a la peque�a expansi�n de la falla transforme resultante. Conforme aumentaba la expansi�n de la zona de contacto y se enfriaba �sta, la mayor resistencia al movimiento origin�, como hemos visto, cambios en la direcci�n de expansi�n; mientras tanto, la deformaci�n de la orilla continental pudo producir tierra adentro adelgazamiento, ascenso de isotermas y, consecuentemente, debilidad de la misma.

Al alcanzar Cabo Corrientes, donde el continente se curva en forma abrupta y conforme aumentaba m�s la resistencia a lo largo de las fallas oce�nicas, como los centros de expansi�n hab�an adquirido una orientaci�n apropiada, result� m�s eficiente cambiar la frontera a la zona de debilidad tierra adentro, y la pen�nsula de Baja California qued� (m�s o menos) fija a la Placa del Pac�fico. Probablemente, seg�n sugieren fallas no bien documentadas que atraviesan la pen�nsula de Baja California, la integraci�n de �sta a la Placa del Pac�fico pudo llevarse a cabo de manera epis�dica.