VIII. NUEVOS DATOS ACERCA DE LA CORTEZA TERRESTRE

DESPUÉS de 1950, con los progresos considerables realizados en los estudios sismológicos y paleomagnéticos, se acumularon conocimientos considerables que permitieron interpretaciones globales respecto a las diferentes partes de la corteza terrestre, posibilitando así la comprensión de los fenómenos relacionados con el origen de los continentes, la génesis de los terremotos, la formación de cadenas de montañas y la historia paleobiogeográfica de la Tierra. Entre los principales hechos comprobados que posibilitaron tales interpretaciones destacan:

1) El descubrimiento y la confirmación de la expansión del suelo oceánico (Dietz, 1961; Hess, 1962; Sykes, 1967; Morgan, 1968; Heirtzler et al., 1968; Isacks et al., 1968, entre otros).

2) El reconocimiento de anomalías magnéticas en el fondo oceánico (Vine y Matthews, 1963, entre otros).

3) La definición de las fallas de transformación.

4) La elaboración del modelo de reconstrucción de Pangea, presentado por Dietz y Holden (1970) y perfeccionado posteriormente por varios investigadores.

Todos esos datos fueron relacionados con la evolución paleogeográfica de los continentes y apoyaron la idea de la deriva continental y la expansión del piso oceánico, que más tarde evolucionó hacia el concepto de la tectónica de placas o nueva tectónica global. Sin embargo, como toda teoría científica, la tectónica de placas no debe aceptarse ciegamente y sin pensar; pues aún no puede explicar varios hechos y existen objeciones en su contra. Veamos ahora algunos de los hechos comprobados.

LA EXPANSIÓN DEL FONDO OCEÁNICO

Curiosamente, algunos de los datos más importantes acerca de la deriva de los continentes se obtuvieron a partir del estudio de la topografía, el paleomagnetismo y la historia geológica del fondo oceánico. Esto hizo mucho más atrayente la sugerencia de Holmes (1931) de que los continentes eran transportados por corrientes de convección del manto, verdadera "banda transportadora".

Con el advenimiento de los sonares, en la década de 1920-1930, las mediciones de la profundidad y la topografía del fondo oceánico se hicieron más precisas y rápidas (figura 20). Sin embargo, no fue sino hasta la década de 1940, durante la segunda Guerra Mundial, cuando se realizó una investigación sistemática del fondo oceánico con empleo de sonares.

A partir de 1945 los océanos (Atlántico, Índico, Ártico y Pacífico) fueron intensamente estudiados. Los resultados de esas investigaciones demostraron que, a pesar de que grandes áreas del fondo oceánico son relativamente planas, también existen regiones extremadamente elevadas y de gran extensión, que constituyen las mayores "cadenas de montañas" del globo terrestre (figura 21).

Figura 20. Métodos para la determinación de la topografía del fondo oceánico. Antes de la década 1920-1930 sólo se utilizaba un cabo tendido (a); posteriormente se emplearon sonares (b) y otros equipos muy complejos para cartografiar el fondo del mar (Eicher y McAlester, 1980).

Harry Hess, geólogo de la Universidad de Princeton y comandante de un barco de transporte de tropas en el Pacífico durante la segunda Guerra Mundial, fue uno de los primeros científicos en reconocer, con base en el análisis de mapas hechos por sonares y por el fathometer (equipo que funciona con los mismos principios del sonar), que el fondo del océano no era una región tranquila e inmóvil.

Al final de la década 1940-1950 un amigo de Harry Hess, Maurice Ewing, de la Universidad de Columbia, con otros científicos del Observatorio Geológico Lamont, de Palisades, Nueva York, hizo una expedición para cartografiar la Dorsal Mesoatlántica o Valle Central del Atlántico Medio como también es conocida. La Dorsal Mesoatlántica es una extensa cadena de montañas situada exactamente en el centro del Océano Atlántico, y en su cresta presenta una serie de volcanes activos y un valle estrecho y escarpado en el centro, a lo largo del cual se registran frecuentemente sismos submarinos.

Figura 21. Mapa que muestra la topografía del fondo oceánico, destacando la distribución de las dorsales meso-oceánicas.

Al inicio de la década de 1960-1970 en Princeton, el profesor H. Hess, meditando sobre el significado de esos nuevos descubrimientos en el campo de la oceanografía geológica propuso en un artículo científico una nueva concepción de la Tierra, desechando las antiguas ideas de la inmovilidad de los continentes y de los océanos inmutables. Ese trabajo, intitulado "History of Ocean Basins" (Historia de las cuencas oceánicas), circuló ampliamente entre los especialistas antes de ser publicado; así, al aparecer en 1962 la teoría de Hess ya era bastante conocida. En la introducción de su artículo Hess había declarado que "consideraría este trabajo como un ensayo de geopoética".

La Tierra, tal como era entendida por Hess, se representa diagramáticamente en la figura 22. Grandes hendiduras surgen en la corteza terrestre, en el fondo de los océanos. A través de ellas, por medio de corrientes de convección, sugeridas por Holmes en 1931, se derrama el magma fluido que, gradualmente, se solidifica en las márgenes de esas hendiduras y genera crestas montañosas. Precisamente es debido a la irrupción constante del magma y su solidificación en los bordes de una hendidura, que surge suelo oceánico nuevo. Pero el magma en fusión sigue derramándose continuamente, empujando los fragmentos de la antigua placa. El frente de la placa, a su vez, baja nuevamente hacia el manto, en las fosas oceánicas, siendo destruida por el magma en fusión y realimentando las corrientes de convección; tal proceso será explicado mejor más adelante.

En 1961, Robert Dietz había publicado una hipótesis semejante a la de Hess, bautizada expansión del piso marino (sea-floor spreading). Pese a que la publicó un año antes que Hess, éste era ya conocido por la comunidad geológica como el autor de la hipótesis. El propio Dietz admitió de manera muy elegante que Hess tenía prioridad. Lo importante es que ambos científicos llegaron a formular esa idea brillante de manera independiente.

Dietz (1961) dio el nombre de litósfera a la capa superficial de la Tierra, con una profundidad de 70 km. Está compuesta por placas semirrígidas, que consideró como una unidad dinámica, que se mueven sobre una capa menos rígida, la astenósfera, en función de la expansión del fondo oceánico.

Figura 22. Corte diagramático del globo terrestre que muestra la teoría de expansión del fondo oceánico (Hess, 1992).

La hipótesis de expansión del piso oceánico formulada por Hess en 1962 contenía, en embrión, la idea central de lo que se llamaría, cinco años más tarde, la tectónica de placas; este concepto fue propuesto independientemente y casi de modo simultáneo por McKenzie y Parker (1967), Le Pichon (1968), Morgan (1968), e Isacks et al. (1968).

J. Tuzo Wilson, geofísico canadiense, propuso que la teoría de las corrientes de convección del manto podría explicar muchos fenómenos, incluso el de la deriva continental. Según él como existe una gigantesca hendidura longitudinal en el Atlántico (figura 21) y como los centros de actividad volcánica se situan en el centro o cerca del centro de esa hendidura, las edades de las islas diseminadas por el Atlántico, todas de origen volcánico, deben aumentar a medida que esas islas están más alejadas de la Dorsal Mesoatlántica. Después de haber calculado con computadora todos los datos posibles, Wilson concluyó que esa presuposición era correcta, pues cuanto mayor es la distancia entre el centro y la isla de la Dorsal Mesoatlántica, mayor es la edad de ésta.

Por ejemplo, la isla de la Ascensión, próxima a la Dorsal, tiene aproximadamente un millón de años mientras que la isla de Santa Elena, más alejada, tiene 20 millones de años. Las islas más cercanas al continente africano, tales como Fernando Poo y Príncipe, tienen cerca de 120 millones de años.

Ese patrón coincide con la presuposición, basada en la expansión del piso oceánico, de que el Atlántico empezó a abrirse hace aproximadamente 200 millones de años. Un examen de las cadenas de las islas volcánicas del Pacífico muestra que ellas también obedecen un patrón semejante. Posteriormente se realizaron perforaciones en diversos puntos del fondo oceánico, confirmando que las rocas más antiguas están más alejadas de la Dorsal Mesoatlántica.

ANOMALÍAS MAGNÉTICAS
EN LAS CUENCAS OCEÁNICAS

El descubrimiento de las dorsales meso-oceánicas y sus sismos asociados ofreció pruebas considerables a la hipótesis de que el piso oceánico podía moverse horizontalmente, lo cual fue corroborado posteriormente por estudios paleomagnéticos del fondo oceánico.

El primer estudio magnetométrico sistemático del fondo oceánico tuvo lugar en 1955, a lo largo de la costa de California, EUA. Posteriormente se realizaron estudios semejantes por medio de aviones, al sur de Islandia y en toda la extensión de la Dorsal del Atlántico Medio. Tales estudios demostraron que el fondo oceánico presenta un patrón magnético más regular que el observado en las rocas de áreas emergidas de la corteza terrestre.

Se trata de un patrón muy particular, representado por rayas largas, estrechas, de centenares de kilómetros, de anomalías positivas y negativas (figura 23), que se orientan paralelamente a las dorsales del Atlántico Medio y del Pacífico Oriental.

Figura 23. Anomalías magnéticas en la Dorsal Mesoatlántica. Las áreas oscuras representan anomalías positivas, las áreas negativas están en blanco (Clarke Jr., 1973).

A principios de 1960, en Cambridge, Inglaterra, los geocientíficos Fred Vine (entonces estudiante de posgrado del Departamento de Geofísica) y Drummond Mattews comprobaron igualmente un fenómeno semejante en la Dorsal Carlsberg, en la parte noroeste del Océano Índico (figura 24)

Drummond Mattews había pasado buena parte del año de 1961 a bordo del crucero H. M. S. Owen, barco que realizó, en 1962, estudios magnetométricos en el Océano Pacífico.

Figura 24. Aspecto de la Dorasl de Carlberg, en el noroeste del Océano Índico, estudiada por Fred Vine y Drummond Mattews (Weiner,1988).

En 1963, en el mundo científico aún se daba un debate considerable con respecto a la expansión del fondo oceánico, y había escepticismo en cuanto a las inversiones magnéticas de los polos terrestres. En ese año, Vine y Matthews publicaron un trabajo clásico donde propusieron la hipótesis audaz de que las anomalías magnéticas observadas en el fondo oceánico estaban relacionadas con la magnetización termorremanente en las rocas basálticas, debido a la hidratación de la olivina del manto peridotítico en serpentina y magnetita. Según ellos, si frecuentemente se genera corteza nueva, por intermedio de las corrientes de convección del manto, abajo de la Dorsal Mesoatlántica, ésta, al enfriarse abajo de la temperatura Curie, se magnetiza en el sentido del campo magnético de la Tierra, lo intensifica y produce una anomalía magnética positiva. Por otro lado, las anomalías magnéticas negativas resultarían de la magnetización de las rocas en sentido opuesto y oponiéndose al campo. Para explicar esa magnetización inversa, Vine y Matthew recurrieron a la hipótesis de reversión del campo magnético de la Tierra que habían postulado Cox y sus colaboradores en 1964.

Alrededor de 1965, un grupo de investigadores del Observatorio Geológico Lamont, de la Universidad de Columbia, del que formaba parte Neil Opdyke, amigo de Fred Vine, realizó la 19ñ expedición del navío de investigaciones Eltanin, en la cual descubrió, a partir de perfiles magnéticos obtenidos en las montañas submarinas del Emperador, en el fondo del Pacífico sur, una inversión magnética ocurrida hacía unos 900 000 años. Curiosamente, había pasado poco tiempo después del primer encuentro de Brent Dalrymple y Fred Vine durante la reunión de la Sociedad Geológica de América, en la ciudad de Kansas. En ese encuentro, Dalrymple confió a Vine el descubrimiento de una inversión del polo magnético ocurrida hace aproximadamente 900 000 años en rocas de la región de Jamarillo Creek, Nuevo México, la más reciente hasta entonces conocida. Fue un descubrimiento fortuito. Sin saber de los trabajos que cada uno realizaba, los dos equipos habían descubierto la misma inversión de los polos, uno en el fondo oceánico y otro en tierra firme. Según comenta Weiner (1988), el perfil magnético encontrado por el Eltanin se ajustaba a las inversiones del campo magnético terrestre reconocidas por Cox et al. (1964), incluyendo el hasta entonces no divulgado descubrimiento de los 900 000 años, lo cual reforzaba la idea de un globo dinámico y con sus continentes a la deriva. Esos descubrimientos fueron muy importantes porque, en aquel momento, la hipótesis de la expansión del piso oceánico estaba sometida a críticas fuertes.

FALLAS DE TRANSFORMACIÓN

Como ya se vio, la estabilidad y rigidez de la superficie terrestre son sólo aparentes, una vez que los materiales que constituyen la Tierra están sometidos a una dinámica continua, relacionada con los fenómenos geológicos endógenos (fenómenos tectónicos, sísmicos, volcánicos, etc.) o exógenos (intemperismo, erosión, etc.). En las diversas porciones de la superficie terrestre pueden observarse los efectos de la acción de las fuerzas internas de la Tierra y demostrar que la corteza está sometida a esfuerzos que vienen actuando a lo largo de su historia geológica. Por ejemplo, movimientos verticales y horizontales provenientes de la energía interna de la Tierra provocan levantamientos y compresiones de las rocas lo cual genera los fallamientos y doblamientos.

Cuando las fuerzas que actúan sobre la corteza son predominantemente verticales y exceden el límite de resistencia de sus materiales surgen las fracturas en forma de desplazamientos, llamadas fallas. Aunque no es el propósito de este libro la descripción pormenorizada de los diferentes tipos de fallas, existe un tipo especial, las fallas de transformación, que está directamente asociado al proceso de expansión del suelo oceánico y que se detallará más adelante.

Ya se dijo que la teoría de la deriva continental presupone el desplazamiento de la corteza terrestre por millares de kilómetros, lo que se demuestra por la existencia de grandes fallas en diversos puntos del planeta. De éstas, la Falla de San Andrés, en la costa oeste de América del Norte, es la más espectacular (Takeuchi et al., 1974). Sin embargo, a partir de los levantamientos magnetométricos fue posible reconocer también grandes desplazamientos de la corteza junto al suelo oceánico. En la Elevación del Pacífico del este, por ejemplo, a lo largo de la línea situada al este-oeste en la latitud de 34°N, existe un considerable desplazamiento en el patrón de anomalías geomagnéticas (figura 25). Ese patrón puede sobreponerse transponiendo la parte sur 135 km en dirección al este, lo cual indica que después de la formación del patrón de la anomalía geomagnética, un movimiento de la falla a lo largo de esta línea produjo un desplazamiento de 135 km en la dirección este-oeste (Takeuchi et al, 1974).

Figura 25. Mapa de la anomalía de intensidad total del campo geomagnético en la Elevación del Pacífico del este. La unidad es 10 -5 gauss. Las flechas indican movimientos a lo largo de la falla. Las curvas sólidas de contorno indican anomalías positivas, las punteadas, anomalías negativas (Takaeuchi et al., 1974).

Para explicar esos desplazamientos Wilson (1965), con base en la teoría de la expansión del suelo oceánico, estableció el concepto de fallas de transformación. Esos desplazamientos están asociados a extensas zonas de cizallamiento donde se generan nuevas rocas en la superficie, debido a la inyección de materiales ígneos. Aunque tales fallas se asemejan a las transcurrentes, sólo tienen en común el movimiento relativo horizontal. La figura 26 exhibe una comparación entre ambas fallas. Conforme lo explican Takeuchi et al. (1974): En la falla transcurrente común, la parte norte de la falla FF', es desplazada hacia la derecha (o el este) relativamente a la parte sur. Cualquier formación preexistente sobre la falla, como es el caso de AB o B' C, se transpone conforme lo indicado. En el caso de la falla de transformación la situación es bien diferente. Aquí las líneas ab y b'c representan las crestas de una cadena oceánica donde se genera la nueva corteza oceánica, que se extiende sobre ambos lados, según indican las flechas. Un examen cuidadoso de los esquemas muestra que, aunque el desplazamiento aparente de las líneas BB' y bb' sea en los dos tipos de fallas, en la misma dirección, la naturaleza de ellas difiere esencialmente en los siguientes aspectos: 1) en la falla transcurrente (a) el desplazamiento relativo ocurre a lo largo de la extensión total de la falla; no obstante, en la falla de transformación (b), el desplazamiento relativo sólo ocurre a lo largo de la porción bb', si la velocidad de expansión del suelo oceánico fuera la misma en ambos lados de la falla. 2) Mientras que el desplazamiento aparente de la cresta de la cadena se da en la misma dirección en (a) y en (b), la dirección del movimiento real es exactamente opuesta.

Figura 26. Esquema que muestra los movimientos relativos de los bloques en dos tipos de fallas. a) Falla transcurrente. b) Falla de transformación (Takeuchi et al., 1974).

Las fallas de transformación presentan (figura 27) extensión longitudinal de algunos millares de kilómetros; sin embargo, gran parte de los desplazamientos se interrumpe bruscamente, restringiéndose a pequeñas porciones de las crestas de las dorsales. Los sismos asociados a las fallas de transformación ocurren en segmentos cortos de la zona de fractura entre las crestas de las dorsales (Loczy y Ladeira, 1981), mientras que en la falla transcurrente no debe haber esa limitación (Clarke Jr., 1973).

Figura 27. Modelo de tectónica de placas asociado a las dorsales meso-oceánicas y fallas de transformación (Heather, 1992).

FOSAS OCEÁNICAS

Cuando se observa la localización geográfica de las grandes cadenas de montañas, volcanes y terremotos (figura 28) se nota que están distribuidos en la superficie terrestre dentro de zonas bien delimitadas (Dewey, 1976), caracterizadas por intensa actividad sísmica. Esas zonas están asociadas, en gran parte, a las dorsales meso-oceánicas, a fosas oceánicas y a los arcos de islas. La hipótesis de expansión del piso oceánico, elaborada por Hess (1962), explica satisfactoriamente ese fenómeno.

Al admitirse que la expansión del suelo oceánico sucedió a lo largo de la historia geológica de la Tierra, también será necesario suponer algún mecanismo de destrucción de la corteza. Ese mecanismo actuaría en las márgenes convergentes de las placas, donde hay colisión entre las placas litosféricas y reintegración de los materiales de la corteza oceánica junto al manto. Tales áreas se denominan zonas de subducción (figura 29).

El crecimiento del piso oceánico en las dorsales meso-oceánicas ocurre simultáneamente con el alejamiento de las placas litosféricas, y puede ser que en las márgenes opuestas ocurra una colisión con la placa adyacente. Cuando se presenta la colisión entre dos placas de naturaleza distinta (continentales versus oceánicas), como las placas oceánicas son más densas que las continentales tienden a zambullirse bajo la corteza continental; ésta, por ser menos densa, tiende a "cabalgar" (figura 30). Por otro lado, si hay un choque entre dos placas continentales la colisión puede generar grandes cadenas de montañas (Loczy y Ladeira, 1981); por ejemplo, los Himalayas surgieron de la colisión y compresión de las placas Eurasiática e Índica.

Las zonas de subducción son regiones de gran actividad sísmica, muy importante porque están asociadas a la génesis de las fosas oceánicas, de los arcos de islas y de los geosinclinales.

Las fosas oceánicas corresponden a zonas extensas, estrechas y deprimidas del fondo oceánico, más frecuentes en el Océano Pacífico, que pueden alcanzar hasta los 11 022 m de profundidad, como la fosa de las Marianas (Heather, 1992).

Estudios sismológicos del fondo oceánico han demostrado que los epicentros o focos sísmicos rasos se distribuyen bajo las fosas oceánicas o cerca de éstas, mientras que los hipocentros o focos más profundos están más alejados, bajo los arcos insulares o debajo de los continentes (Clarke Jr., 1973).

Figura 28. Distribución geográfica de los terremotos (puntos negros) acaecidos entre 1961 y 1967 (Clarke Jr., 1973).

Figura 29. Ruptura y separación de una masa continental, que muestra el proceso de subducción de la corteza oceánica (Eicher y McAlester, 1980).

Tales focos se distribuyen a lo largo de una cinta inclinada de cerca de 45° denominada Zona de Benioff, en homenaje a su descubridor, el geofísico Hugo Benioff. En estas zonas el piso oceánico se desliza hacia el manto, donde con el paso del tiempo se destruirá o reabsorberá. El arrastre del material descendiente produce las fosas oceánicas.

Figura 30. Esquema de la tectónica de placas y de la formación de costas de colisión y de margen posterior; representa el perfil desde la Dorsal del Pacífico oriental hasta Sudamérica, en la latitud de 35° (Loczy y Ladeira, 1981).

ARCOS DE ISLAS

Entre los aspectos morfotectónicos más conspicuos del globo terrestre destacan los arcos de islas (figuras 31-32). Un arco de islas corresponde a un cinturón tectónico de alta sismicidad caracterizado por un arco externo de islas originadas por sedimentos plegados y un arco interno de volcanes activos bordeados por una trinchera oceánica (Windley, 1978). Tales arcos se forman en los lugares donde la placa oceánica colisiona con otra placa oceánica o continental, ocurriendo una subducción a lo largo de la Zona de Benioff.

Actualmente, los arcos de islas activos preferencialmente están distribuidos en la parte Oeste del Océano Pacífico, aunque también existen arcos importantes en el Océano Atlántico. Por ejemplo, muchos de los arcos actualmente activos están representados por más de 200 volcanes cuaternarios en Japón; el análisis de la disribución mundial de los focos de terremotos muestra que éstos, en gran parte, están confinados a esas áreas.

Figura 31. Diagrama que muestra la distribución de arcos de islas en relación con los límites de la placa. A: astenósfera. AI: arcos de islas. CO:continente. F: falla transcurrente. FT: falla de transformación. LI: litósfera (Eicher y McAlester, 1980).

Figura 32. Aspectos principales del piso oceánico, C: continente. P: plataforma continental. TC: talud continental. EC: elevación continental. CS: cañón submarino. PA: planicie abisal. AI: arcos de islas. V: volcán. TO: fosa oceánica. G: guyot. MS: montes submarinos. IV: isla volcánica. FT: falla de transformación. CO: cadena oceánica. CC: cresta de la cadena oceánica (Loczy y Ladeira, 1981).