VII. MONTA�AS, TRINCHERAS, TERREMOTOS Y VOLCANES

EN EL presente cap�tulo veremos la forma en que la tect�nica de placas explica las causas y mecanismos, hasta hace poco desconocidos, de varios procesos geol�gicos y geof�sicos. Si bien esta teor�a no puede explicar en su estado actual de sencillez todos los detalles de estos procesos, nos sirve, sin embargo, como un marco en el cual podemos orientar las investigaciones que llevar�n a una mejor comprensi�n de los procesos y al refinamiento y extensi�n (o, tal vez, correcci�n) de la misma teor�a.

VII.1. LA CREACI�N DE LAS MONTA�AS EN LOS CONTINENTES

En el cap�tulo I se mencion� el problema de la presencia de f�siles y rocas sedimentarias de origen marino en muchos de los picos m�s altos de los continentes, encontrados a menudo en forma de secuencias de capas sedimentarias con, a veces, las capas m�s j�venes cubiertas por capas m�s antiguas (!). Adem�s, exist�a el problema de la presencia de una secuencia de rocas que aparece en zonas alargadas en varios sistemas monta�osos y que se conocen como ofiolitas, que incluyen capas de rocas �gneas muy b�sicas (t�picas de erupciones de origen muy profundo) pero en las cuales las capas adyacentes a �stas no muestran signos de haber sufrido las altas temperaturas que ocasionar�a la inyecci�n de material fundido.

La explicaci�n de la tect�nica de placas a estos problemas est� ilustrada por el proceso de formaci�n de los Alpes durante el Jur�sico, esquematizado en la figura 66. El proceso comienza con la separaci�n de dos placas (en el ejemplo: la placa Europea y el microcontinente Adri�tico), ambas con componente continental, durante la cual se forma entre ellas un oc�ano (en este caso el Mar de Tethys), en cuyo fondo se depositan sedimentos (de origen marino y provenientes de los continentes) y f�siles de animales marinos, dando lugar a formaciones conocidas como geosinclinales.

Despu�s, el movimiento de las placas se invierte y comienzan a converger (Figura 66b), lo que requiere que el fondo oce�nico entre ellas sea subducido bajo uno de los dos continentes o, como probablemente sucedi�, bajo una de las mitades de fondo oce�nico a partir del centro de expansi�n, con la posible formaci�n de una cadena de islas volc�nicas.

Figura 66.

Al continuar convergiendo las placas, las islas volc�nicas llegan a la trinchera y son parcialmente consumidas y parcialmente anexadas al continente. Por �ltimo, vuelven a entrar en contacto ambos continentes con mayor o menor grado de traslape, y las fuerzas que los hacen converger contin�an empuj�ndolos y ocasionando que se deformen. Entre ellos hay ahora una gran cantidad de sedimentos marinos, restos de islas volc�nicas e incluso roca proveniente del manto superior que subyac�a al fondo marino y ha sido empujada hacia arriba por la acci�n de los continentes. Estos sedimentos son plegados como se esquematiza en la figura 67, en un principio hacia arriba y despu�s hacia arriba y hacia un lado, dando lugar a formaciones conocidas como nappes (manteles, en franc�s) en las cuales la posici�n original de los estratos (m�s antiguos abajo) se puede invertir, incluso varias veces. Antes de la tect�nica de placas no hab�a explicaci�n para las enormes fuerzas necesarias para plegar as� los estratos.

Este proceso de plegamiento explica la presencia en las ofiolitas de las rocas volc�nicas profundas, cuyo origen como rocas del manto se comprob� mediante estudios que encontraron que la velocidad de las ondas s�smicas en ellas es igual a la que se encuentra en el manto superior local. En varios lugares la erosi�n ha eliminado las capas m�s nuevas (l�nea punteada en la figura 67), dejando a rocas antiguas como las m�s superficiales de una secuencia que incluye estratos m�s j�venes.

En nuestro ejemplo, el microcontinente Adri�tico choca con los actuales Balcanes, creando el cintur�n ofiol�tico de Grecia y Yugoslavia (Figura 66b), y despu�s se desplaza hacia el noroeste y choca con la placa Europea formando los Alpes y el cintur�n ofiol�tico que separa los Alpes Peninos (en la frontera entre Italia y Suiza), originarios del Adri�tico, de los Alpes de calizas originarios de Europa.

Se ha calculado que las nappes de los Alpes pueden haber estado plegadas m�ltiples veces, hasta alcanzar espesores de unos seis kil�metros (ahora erosionadas en parte) y decenas de kil�metros de extensi�n, y que si se desdoblaran cubrir�an una distancia diez a doce veces mayor que la que cubren ahora. Cabe a�adir que estas cifras, aunque dif�ciles de creer, han sido perfectamente comprobadas gracias a observaciones hechas en t�neles y otras perforaciones.

Figura 67.

Se encuentran cinturones de ofiolitas en los Himalayas, en los Urales, en los Apalaches, y otras cadenas monta�osas. Estas formaciones son �tiles para identificar zonas de sutura que marcan lugares de uni�n entre continentes antes ajenos (v�ase la figura 54).

La generaci�n de monta�as por interacci�n de los continentes explica porqu� la erosi�n, que desgasta sin cesar la superficie de los continentes, no ha dejado completamente plano el planeta. Continuamente (en t�rminos geol�gicos) se crean nuevas monta�as, y muchas de �stas siguen creciendo m�s r�pido de lo que son desgastadas.

Para dar una idea de la rapidez con que la erosi�n desgasta la superficie terrestre, podemos mencionar el caso de los montes Apalaches, que cubren unos 930 km desde Quebec (Canad�) hasta Alabama (EUA), formados durante la revoluci�n Taconiana al cerrarse un antepasado del oc�ano Atl�ntico (llamado Paleoatl�ntico o Atl�ntico Apalachiano). Este Paleoatl�ntico se cre� en el Prec�mbrico, hace unos 600 Ma, al separarse la placa de las Am�ricas de la de Eurasia, y alcanzo su m�xima extensi�n y comenz� a cerrarse en el C�mbrico tard�o (hace tinos 500 Ma). Entre el Sil�rico y el Ordov�cico (unos 425 Ma) comenzaron a levantarse las monta�as, y las placas de las Am�ricas y Eurasia volvieron a entrar en contacto durante el Devoniano tard�o (hace unos 350 Ma). La Orogenia termino en el Tri�sico, hace unos 230 Ma, y se calcula que en esa �poca los Apalaches alcanzaban de 11 a 15 km de altura (recu�rdese que el Everest, el pico m�s alto de la Tierra mide "solamente" 8.8 km), ahora su punto m�s alto (el monte Mitchell) mide poco m�s de 2 Km.

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

La erosi�n tambi�n desgasta las orillas de los continentes y �stos a veces se parten en trozos debido al comienzo de expansi�n en su interior. Sin embargo, no se han convertido todos en trozos peque�os debido a que pueden crecer, ya sea por unirse con otros continentes (como vimos en el inciso pasado) o debido a procesos asociados con la subducci�n de placa oce�nica que veremos a continuaci�n.

Los continentes pueden crecer gracias a la actividad volc�nica y plut�nica que ocurre cuando la placa subducida es fundida en el manto; esta formaci�n de volcanes ya ha sido descrita en los cap�tulos V y VI. Una cantidad mayor de material �gneo que la que causa la actividad volc�nica nunca alcanza la superficie, se solidifica en el interior de la corteza formando enormes cuerpos rocosos (llamados intrusivos) que constituyen mayormente las monta�as que se encuentran asociadas a las trincheras del borde continental.

Los continentes crecen horizontalmente tambi�n por acreci�n. Ya fue mencionada la acreci�n de sedimentos de la trinchera, pero a veces la acreci�n incluye cuerpos grandes pertenecientes a arcos de islas o bien a mesetas o levantamientos del fondo oce�nico.

Existen decenas de mesetas oce�nicas, algunas de ellas tan grandes como M�xico. Varias de ellas son producto de magmatismo de punto caliente (que ser� discutido en el cap�tulo VIII) o de arcos de islas extintos, pero otras podr�an ser pedazos de continente parcialmente sumergidos. En los lugares donde interaccionan las mesetas oce�nicas con la zona de subducci�n, se observa una conducta distinta a la de otras trincheras; puede cesar el volcanismo, partirse la placa subducida, cambiar el patr�n de sismicidad de un lado a otro de ese lugar, e incluso pueden ocasionar corrimientos en la configuraci�n de la frontera.

Cuando las mesetas oce�nicas son fragmentos de continente, pueden unirse a otro continente y pasar a formar parte de �l, dando lugar a los llamados terrenos al�ctonos (que fueron creados originalmente en otro lugar). Como ejemplos de terrenos al�ctonos tenemos los casos ya mencionados de la pen�nsula it�lica, la India y el Tibet, y otras grandes extensiones como son la Apulia, que incluye los pa�ses localizados cerca de la orilla oriental del Adri�tico, la pen�nsula ar�biga, terrenos al norte de Canad� y Alaska, terrenos en Siberia, en China, en Corea y en la costa occidental de Centro y Sudam�rica.

En particular, si se observan las reconstrucciones para la posici�n de los continentes anteriores a unos 130-65 Ma A.P., tanto las mostradas en este libro como muchas otras publicadas en distintos sitios, se ver� que no aparecen la parte sur de M�xico ni parte de Centroam�rica; lo cual concuerda con la identificaci�n de terrenos al�ctonos que se ha llevado a cabo en estos lugares.

VII.3. LA SISMICIDAD COMO EFECTO DE LA INTERACCI�N ENTRE PLACAS. PERIODOS DE RECURRENCIA Y PREDICCI�N

En el cap�tulo VI vimos c�mo el movimiento interplacas produce los esfuerzos que dan lugar a los sismos, ahora veremos c�mo el conocimiento de la causa de los esfuerzos puede aprovecharse con fines de c�lculo de riesgo y predicci�n s�smicos.

Es posible inferir el deslizamiento aproximado entre los lados de la falla que ocurre durante los terremotos. Esto sugiri� a J. Brune en 1968 la idea de comparar el movimiento que, de acuerdo con la tect�nica de placas, deber�a existir entre dos de ellas a lo largo de una frontera determinada, con el deslizamiento cos�smico, es decir, producido durante la ocurrencia de los sismos acaecidos durante un cierto tiempo en dicha frontera. Si el deslizamiento cos�smico es mucho menor que el tect�nico, la diferencia entre ellos puede estarse acumulando como deformaci�n en la frontera, y mientras mayor sea el "d�ficit" de deslizamiento mayor es la energ�a acumulada y mayor el sismo que podemos esperar que ocurra en esa frontera.

S. Fedotov observ� en 1965 que los grandes sismos recurren (se repiten aproximadamente) rompiendo vez tras vez la misma �rea de ruptura y (casi) no invaden las �reas rotas por los sismos vecinos. Esto llev� al concepto de gap (tambi�n llamado a veces hueco, brecha o vacancia) s�smico, que es una secci�n de frontera entre placas donde se sabe que han ocurrido sismos grandes en el pasado (s�smicamente activa) pero no recientemente durante un tiempo suficiente para almacenar de nuevo la energ�a necesaria para un nuevo macrosismo.

Otras caracter�sticas del proceso de placas influyen grandemente en el proceso s�smico, y conocerlas ayuda a subsanar deficiencias en la historia s�smica. Como ejemplos, podemos mencionar la velocidad relativa entre placas y la edad de la placa subducida, las cuales son factores determinantes para el tama�o de los posibles sismos; los posibles mecanismo y situaci�n de un foco s�smico determinan cu�les pueden ser sus efectos en distintos sitios de la Tierra, etc�tera.

VII.4. VULCANISMO COMO EFECTO DE LA INTERACCI�N ENTRE PLACAS. EL CINTUR�N DE FUEGO DEL PAC�FICO

En el cap�tulo V se present� la mayor parte de los procesos causantes de actividad volc�nica. Aqu� veremos algunas caracter�sticas adicionales de dicha actividad y se presentar�n dos puntos que ser�n discutidos en el capítulo VIII.

La creaci�n de nueva corteza en los centros de expansi�n produce volcanes cuyas lavas son derivados directos de material del manto. La vida de estos volcanes es muy corta, ya que al alejarse de la zona de ruptura se interrumpe su alimentaci�n de magma, por lo que su vida activa es de, cuando mucho, unos 500 mil a�os. Si alcanzan la superficie oce�nica, las olas erosionan r�pidamente el material a�n suave, d�ndoles su forma truncada caracter�stica, que conservan al hundirse, seg�n se alejan de la cresta de la cordillera, estos guyots (Figura 68). Si los guyots fueron creados en aguas cuya temperatura y concentraci�n de nutrientes favorece la vida de animales coral�feros, �stos crean colonias sobre el guyot; conforme el guyot se hunde, las colonias crecen hacia arriba, para mantenerse a la profundidad �ptima para la vida de sus habitantes, formando una estructura circular que es r�pidamente rellenada por sedimentos, vegetaci�n, etc., que hacen del guyot un arrecife coralino.

Otro proceso que puede dar tambi�n lugar a la generaci�n de arrecifes es la formaci�n de islas volc�nicas por puntos calientes, la cual ser� discutida en el cap�tulo VIII.

Figura 68.

La subducci�n produce cinturones volc�nicos, paralelos a las trincheras, que comienzan encima de la l�nea donde la placa subducida alcanza los 110 km de profundidad y terminan donde alcanza unos 290-300 km (Figura 69). Las lavas de estos volcanes son, al menos parcialmente, producto de la reconversi�n de material de la corteza; en el caso de arcos de islas, primordialmente de la corteza oce�nica subducida junto con sedimentos de diferentes tipos; en el caso de trincheras continentales, la proporci�n de sedimentos de origen continental es mayor y las lavas llevan adem�s material tomado del mismo continente. La composici�n qu�mica de las lavas var�a dependiendo de la profundidad a que se encuentre la placa subducida bajo ellas; el contenido pot�sico aumenta con la distancia a la trinchera.

Figura 69.

M�xico tiene tambi�n zona de subducci�n y cintur�n volc�nico, pero no obedecen las reglas que observan estas estructuras en el resto del mundo, y acerca de esto se tratar� un poco en el cap�tulo VIII.

Por encontrarse el Oc�ano Pac�fico rodeado casi totalmente de zonas de subducci�n, con sus correspondientes cinturones volc�nicos, su entorno es com�nmente llamado (sobre todo por los periodistas) Cintur�n de Fuego del Pac�fico.