VIII. NUEVOS DATOS ACERCA DE LA CORTEZA TERRESTRE

DESPU�S de 1950, con los progresos considerables realizados en los estudios sismol�gicos y paleomagn�ticos, se acumularon conocimientos considerables que permitieron interpretaciones globales respecto a las diferentes partes de la corteza terrestre, posibilitando as� la comprensi�n de los fen�menos relacionados con el origen de los continentes, la g�nesis de los terremotos, la formaci�n de cadenas de monta�as y la historia paleobiogeogr�fica de la Tierra. Entre los principales hechos comprobados que posibilitaron tales interpretaciones destacan:

1) El descubrimiento y la confirmaci�n de la expansi�n del suelo oce�nico (Dietz, 1961; Hess, 1962; Sykes, 1967; Morgan, 1968; Heirtzler et al., 1968; Isacks et al., 1968, entre otros).

2) El reconocimiento de anomal�as magn�ticas en el fondo oce�nico (Vine y Matthews, 1963, entre otros).

3) La definici�n de las fallas de transformaci�n.

4) La elaboraci�n del modelo de reconstrucci�n de Pangea, presentado por Dietz y Holden (1970) y perfeccionado posteriormente por varios investigadores.

Todos esos datos fueron relacionados con la evoluci�n paleogeogr�fica de los continentes y apoyaron la idea de la deriva continental y la expansi�n del piso oce�nico, que m�s tarde evolucion� hacia el concepto de la tect�nica de placas o nueva tect�nica global. Sin embargo, como toda teor�a cient�fica, la tect�nica de placas no debe aceptarse ciegamente y sin pensar; pues a�n no puede explicar varios hechos y existen objeciones en su contra. Veamos ahora algunos de los hechos comprobados.

LA EXPANSI�N DEL FONDO OCE�NICO

Curiosamente, algunos de los datos m�s importantes acerca de la deriva de los continentes se obtuvieron a partir del estudio de la topograf�a, el paleomagnetismo y la historia geol�gica del fondo oce�nico. Esto hizo mucho m�s atrayente la sugerencia de Holmes (1931) de que los continentes eran transportados por corrientes de convecci�n del manto, verdadera "banda transportadora".

Con el advenimiento de los sonares, en la d�cada de 1920-1930, las mediciones de la profundidad y la topograf�a del fondo oce�nico se hicieron m�s precisas y r�pidas (figura 20). Sin embargo, no fue sino hasta la d�cada de 1940, durante la segunda Guerra Mundial, cuando se realiz� una investigaci�n sistem�tica del fondo oce�nico con empleo de sonares.

A partir de 1945 los oc�anos (Atl�ntico, �ndico, �rtico y Pac�fico) fueron intensamente estudiados. Los resultados de esas investigaciones demostraron que, a pesar de que grandes �reas del fondo oce�nico son relativamente planas, tambi�n existen regiones extremadamente elevadas y de gran extensi�n, que constituyen las mayores "cadenas de monta�as" del globo terrestre (figura 21).

Figura 20. M�todos para la determinaci�n de la topograf�a del fondo oce�nico. Antes de la d�cada 1920-1930 s�lo 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, ge�logo de la Universidad de Princeton y comandante de un barco de transporte de tropas en el Pac�fico durante la segunda Guerra Mundial, fue uno de los primeros cient�ficos en reconocer, con base en el an�lisis de mapas hechos por sonares y por el fathometer (equipo que funciona con los mismos principios del sonar), que el fondo del oc�ano no era una regi�n tranquila e inm�vil.

Al final de la d�cada 1940-1950 un amigo de Harry Hess, Maurice Ewing, de la Universidad de Columbia, con otros cient�ficos del Observatorio Geol�gico Lamont, de Palisades, Nueva York, hizo una expedici�n para cartografiar la Dorsal Mesoatl�ntica o Valle Central del Atl�ntico Medio como tambi�n es conocida. La Dorsal Mesoatl�ntica es una extensa cadena de monta�as situada exactamente en el centro del Oc�ano Atl�ntico, 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 topograf�a del fondo oce�nico, destacando la distribuci�n de las dorsales meso-oce�nicas.

Al inicio de la d�cada de 1960-1970 en Princeton, el profesor H. Hess, meditando sobre el significado de esos nuevos descubrimientos en el campo de la oceanograf�a geol�gica propuso en un art�culo cient�fico una nueva concepci�n de la Tierra, desechando las antiguas ideas de la inmovilidad de los continentes y de los oc�anos inmutables. Ese trabajo, intitulado "History of Ocean Basins" (Historia de las cuencas oce�nicas), circul� ampliamente entre los especialistas antes de ser publicado; as�, al aparecer en 1962 la teor�a de Hess ya era bastante conocida. En la introducci�n de su art�culo Hess hab�a declarado que "considerar�a este trabajo como un ensayo de geopo�tica".

La Tierra, tal como era entendida por Hess, se representa diagram�ticamente en la figura 22. Grandes hendiduras surgen en la corteza terrestre, en el fondo de los oc�anos. A trav�s de ellas, por medio de corrientes de convecci�n, sugeridas por Holmes en 1931, se derrama el magma fluido que, gradualmente, se solidifica en las m�rgenes de esas hendiduras y genera crestas monta�osas. Precisamente es debido a la irrupci�n constante del magma y su solidificaci�n en los bordes de una hendidura, que surge suelo oce�nico nuevo. Pero el magma en fusi�n sigue derram�ndose continuamente, empujando los fragmentos de la antigua placa. El frente de la placa, a su vez, baja nuevamente hacia el manto, en las fosas oce�nicas, siendo destruida por el magma en fusi�n y realimentando las corrientes de convecci�n; tal proceso ser� explicado mejor m�s adelante.

En 1961, Robert Dietz hab�a publicado una hip�tesis semejante a la de Hess, bautizada expansi�n del piso marino (sea-floor spreading). Pese a que la public� un a�o antes que Hess, �ste era ya conocido por la comunidad geol�gica como el autor de la hip�tesis. El propio Dietz admiti� de manera muy elegante que Hess ten�a prioridad. Lo importante es que ambos cient�ficos llegaron a formular esa idea brillante de manera independiente.

Dietz (1961) dio el nombre de lit�sfera a la capa superficial de la Tierra, con una profundidad de 70 km. Est� compuesta por placas semirr�gidas, que consider� como una unidad din�mica, que se mueven sobre una capa menos r�gida, la asten�sfera, en funci�n de la expansi�n del fondo oce�nico.

Figura 22. Corte diagram�tico del globo terrestre que muestra la teor�a de expansi�n del fondo oce�nico (Hess, 1992).

La hip�tesis de expansi�n del piso oce�nico formulada por Hess en 1962 conten�a, en embri�n, la idea central de lo que se llamar�a, cinco a�os m�s tarde, la tect�nica de placas; este concepto fue propuesto independientemente y casi de modo simult�neo por McKenzie y Parker (1967), Le Pichon (1968), Morgan (1968), e Isacks et al. (1968).

J. Tuzo Wilson, geof�sico canadiense, propuso que la teor�a de las corrientes de convecci�n del manto podr�a explicar muchos fen�menos, incluso el de la deriva continental. Seg�n �l como existe una gigantesca hendidura longitudinal en el Atl�ntico (figura 21) y como los centros de actividad volc�nica se situan en el centro o cerca del centro de esa hendidura, las edades de las islas diseminadas por el Atl�ntico, todas de origen volc�nico, deben aumentar a medida que esas islas est�n m�s alejadas de la Dorsal Mesoatl�ntica. Despu�s de haber calculado con computadora todos los datos posibles, Wilson concluy� que esa presuposici�n era correcta, pues cuanto mayor es la distancia entre el centro y la isla de la Dorsal Mesoatl�ntica, mayor es la edad de �sta.

Por ejemplo, la isla de la Ascensi�n, pr�xima a la Dorsal, tiene aproximadamente un mill�n de a�os mientras que la isla de Santa Elena, m�s alejada, tiene 20 millones de a�os. Las islas m�s cercanas al continente africano, tales como Fernando Poo y Pr�ncipe, tienen cerca de 120 millones de a�os.

Ese patr�n coincide con la presuposici�n, basada en la expansi�n del piso oce�nico, de que el Atl�ntico empez� a abrirse hace aproximadamente 200 millones de a�os. Un examen de las cadenas de las islas volc�nicas del Pac�fico muestra que ellas tambi�n obedecen un patr�n semejante. Posteriormente se realizaron perforaciones en diversos puntos del fondo oce�nico, confirmando que las rocas m�s antiguas est�n m�s alejadas de la Dorsal Mesoatl�ntica.

ANOMAL�AS MAGN�TICAS
EN LAS CUENCAS OCE�NICAS

El descubrimiento de las dorsales meso-oce�nicas y sus sismos asociados ofreci� pruebas considerables a la hip�tesis de que el piso oce�nico pod�a moverse horizontalmente, lo cual fue corroborado posteriormente por estudios paleomagn�ticos del fondo oce�nico.

El primer estudio magnetom�trico sistem�tico del fondo oce�nico 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 extensi�n de la Dorsal del Atl�ntico Medio. Tales estudios demostraron que el fondo oce�nico presenta un patr�n magn�tico m�s regular que el observado en las rocas de �reas emergidas de la corteza terrestre.

Se trata de un patr�n muy particular, representado por rayas largas, estrechas, de centenares de kil�metros, de anomal�as positivas y negativas (figura 23), que se orientan paralelamente a las dorsales del Atl�ntico Medio y del Pac�fico Oriental.

Figura 23. Anomal�as magn�ticas en la Dorsal Mesoatl�ntica. Las �reas oscuras representan anomal�as positivas, las �reas negativas est�n en blanco (Clarke Jr., 1973).

A principios de 1960, en Cambridge, Inglaterra, los geocient�ficos Fred Vine (entonces estudiante de posgrado del Departamento de Geof�sica) y Drummond Mattews comprobaron igualmente un fen�meno semejante en la Dorsal Carlsberg, en la parte noroeste del Oc�ano �ndico (figura 24)

Drummond Mattews hab�a pasado buena parte del a�o de 1961 a bordo del crucero H. M. S. Owen, barco que realiz�, en 1962, estudios magnetom�tricos en el Oc�ano Pac�fico.

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

En 1963, en el mundo cient�fico a�n se daba un debate considerable con respecto a la expansi�n del fondo oce�nico, y hab�a escepticismo en cuanto a las inversiones magn�ticas de los polos terrestres. En ese a�o, Vine y Matthews publicaron un trabajo cl�sico donde propusieron la hip�tesis audaz de que las anomal�as magn�ticas observadas en el fondo oce�nico estaban relacionadas con la magnetizaci�n termorremanente en las rocas bas�lticas, debido a la hidrataci�n de la olivina del manto peridot�tico en serpentina y magnetita. Seg�n ellos, si frecuentemente se genera corteza nueva, por intermedio de las corrientes de convecci�n del manto, abajo de la Dorsal Mesoatl�ntica, �sta, al enfriarse abajo de la temperatura Curie, se magnetiza en el sentido del campo magn�tico de la Tierra, lo intensifica y produce una anomal�a magn�tica positiva. Por otro lado, las anomal�as magn�ticas negativas resultar�an de la magnetizaci�n de las rocas en sentido opuesto y oponi�ndose al campo. Para explicar esa magnetizaci�n inversa, Vine y Matthew recurrieron a la hip�tesis de reversi�n del campo magn�tico de la Tierra que hab�an postulado Cox y sus colaboradores en 1964.

Alrededor de 1965, un grupo de investigadores del Observatorio Geol�gico Lamont, de la Universidad de Columbia, del que formaba parte Neil Opdyke, amigo de Fred Vine, realiz� la 19� expedici�n del nav�o de investigaciones Eltanin, en la cual descubri�, a partir de perfiles magn�ticos obtenidos en las monta�as submarinas del Emperador, en el fondo del Pac�fico sur, una inversi�n magn�tica ocurrida hac�a unos 900 000 a�os. Curiosamente, hab�a pasado poco tiempo despu�s del primer encuentro de Brent Dalrymple y Fred Vine durante la reuni�n de la Sociedad Geol�gica de Am�rica, en la ciudad de Kansas. En ese encuentro, Dalrymple confi� a Vine el descubrimiento de una inversi�n del polo magn�tico ocurrida hace aproximadamente 900 000 a�os en rocas de la regi�n de Jamarillo Creek, Nuevo M�xico, la m�s reciente hasta entonces conocida. Fue un descubrimiento fortuito. Sin saber de los trabajos que cada uno realizaba, los dos equipos hab�an descubierto la misma inversi�n de los polos, uno en el fondo oce�nico y otro en tierra firme. Seg�n comenta Weiner (1988), el perfil magn�tico encontrado por el Eltanin se ajustaba a las inversiones del campo magn�tico terrestre reconocidas por Cox et al. (1964), incluyendo el hasta entonces no divulgado descubrimiento de los 900 000 a�os, lo cual reforzaba la idea de un globo din�mico y con sus continentes a la deriva. Esos descubrimientos fueron muy importantes porque, en aquel momento, la hip�tesis de la expansi�n del piso oce�nico estaba sometida a cr�ticas fuertes.

FALLAS DE TRANSFORMACI�N

Como ya se vio, la estabilidad y rigidez de la superficie terrestre son s�lo aparentes, una vez que los materiales que constituyen la Tierra est�n sometidos a una din�mica continua, relacionada con los fen�menos geol�gicos end�genos (fen�menos tect�nicos, s�smicos, volc�nicos, etc.) o ex�genos (intemperismo, erosi�n, etc.). En las diversas porciones de la superficie terrestre pueden observarse los efectos de la acci�n de las fuerzas internas de la Tierra y demostrar que la corteza est� sometida a esfuerzos que vienen actuando a lo largo de su historia geol�gica. Por ejemplo, movimientos verticales y horizontales provenientes de la energ�a interna de la Tierra provocan levantamientos y compresiones de las rocas lo cual genera los fallamientos y doblamientos.

Cuando las fuerzas que act�an sobre la corteza son predominantemente verticales y exceden el l�mite de resistencia de sus materiales surgen las fracturas en forma de desplazamientos, llamadas fallas. Aunque no es el prop�sito de este libro la descripci�n pormenorizada de los diferentes tipos de fallas, existe un tipo especial, las fallas de transformaci�n, que est� directamente asociado al proceso de expansi�n del suelo oce�nico y que se detallar� m�s adelante.

Ya se dijo que la teor�a de la deriva continental presupone el desplazamiento de la corteza terrestre por millares de kil�metros, lo que se demuestra por la existencia de grandes fallas en diversos puntos del planeta. De �stas, la Falla de San Andr�s, en la costa oeste de Am�rica del Norte, es la m�s espectacular (Takeuchi et al., 1974). Sin embargo, a partir de los levantamientos magnetom�tricos fue posible reconocer tambi�n grandes desplazamientos de la corteza junto al suelo oce�nico. En la Elevaci�n del Pac�fico del este, por ejemplo, a lo largo de la l�nea situada al este-oeste en la latitud de 34°N, existe un considerable desplazamiento en el patr�n de anomal�as geomagn�ticas (figura 25). Ese patr�n puede sobreponerse transponiendo la parte sur 135 km en direcci�n al este, lo cual indica que despu�s de la formaci�n del patr�n de la anomal�a geomagn�tica, un movimiento de la falla a lo largo de esta l�nea produjo un desplazamiento de 135 km en la direcci�n este-oeste (Takeuchi et al, 1974).

Figura 25. Mapa de la anomal�a de intensidad total del campo geomagn�tico en la Elevaci�n del Pac�fico del este. La unidad es 10 -5 gauss. Las flechas indican movimientos a lo largo de la falla. Las curvas s�lidas de contorno indican anomal�as positivas, las punteadas, anomal�as negativas (Takaeuchi et al., 1974).

Para explicar esos desplazamientos Wilson (1965), con base en la teor�a de la expansi�n del suelo oce�nico, estableci� el concepto de fallas de transformaci�n. Esos desplazamientos est�n asociados a extensas zonas de cizallamiento donde se generan nuevas rocas en la superficie, debido a la inyecci�n de materiales �gneos. Aunque tales fallas se asemejan a las transcurrentes, s�lo tienen en com�n el movimiento relativo horizontal. La figura 26 exhibe una comparaci�n entre ambas fallas. Conforme lo explican Takeuchi et al. (1974): En la falla transcurrente com�n, la parte norte de la falla FF', es desplazada hacia la derecha (o el este) relativamente a la parte sur. Cualquier formaci�n 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 transformaci�n la situaci�n es bien diferente. Aqu� las líneas ab y b'c representan las crestas de una cadena oce�nica donde se genera la nueva corteza oce�nica, que se extiende sobre ambos lados, seg�n indican las flechas. Un examen cuidadoso de los esquemas muestra que, aunque el desplazamiento aparente de las l�neas BB' y bb' sea en los dos tipos de fallas, en la misma direcci�n, 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 extensi�n total de la falla; no obstante, en la falla de transformaci�n (b), el desplazamiento relativo s�lo ocurre a lo largo de la porci�n bb', si la velocidad de expansi�n del suelo oce�nico 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 direcci�n en (a) y en (b), la direcci�n 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 transformaci�n (Takeuchi et al., 1974).

Las fallas de transformaci�n presentan (figura 27) extensi�n longitudinal de algunos millares de kil�metros; sin embargo, gran parte de los desplazamientos se interrumpe bruscamente, restringi�ndose a peque�as porciones de las crestas de las dorsales. Los sismos asociados a las fallas de transformaci�n 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 limitaci�n (Clarke Jr., 1973).

Figura 27. Modelo de tect�nica de placas asociado a las dorsales meso-oce�nicas y fallas de transformaci�n (Heather, 1992).

FOSAS OCE�NICAS

Cuando se observa la localizaci�n geogr�fica de las grandes cadenas de monta�as, volcanes y terremotos (figura 28) se nota que est�n distribuidos en la superficie terrestre dentro de zonas bien delimitadas (Dewey, 1976), caracterizadas por intensa actividad s�smica. Esas zonas est�n asociadas, en gran parte, a las dorsales meso-oce�nicas, a fosas oce�nicas y a los arcos de islas. La hip�tesis de expansi�n del piso oce�nico, elaborada por Hess (1962), explica satisfactoriamente ese fen�meno.

Al admitirse que la expansi�n del suelo oce�nico sucedi� a lo largo de la historia geol�gica de la Tierra, tambi�n ser� necesario suponer alg�n mecanismo de destrucci�n de la corteza. Ese mecanismo actuar�a en las m�rgenes convergentes de las placas, donde hay colisi�n entre las placas litosf�ricas y reintegraci�n de los materiales de la corteza oce�nica junto al manto. Tales �reas se denominan zonas de subducci�n (figura 29).

El crecimiento del piso oce�nico en las dorsales meso-oce�nicas ocurre simult�neamente con el alejamiento de las placas litosf�ricas, y puede ser que en las m�rgenes opuestas ocurra una colisi�n con la placa adyacente. Cuando se presenta la colisi�n entre dos placas de naturaleza distinta (continentales versus oce�nicas), como las placas oce�nicas son m�s densas que las continentales tienden a zambullirse bajo la corteza continental; �sta, por ser menos densa, tiende a "cabalgar" (figura 30). Por otro lado, si hay un choque entre dos placas continentales la colisi�n puede generar grandes cadenas de monta�as (Loczy y Ladeira, 1981); por ejemplo, los Himalayas surgieron de la colisi�n y compresi�n de las placas Eurasi�tica e �ndica.

Las zonas de subducci�n son regiones de gran actividad s�smica, muy importante porque est�n asociadas a la g�nesis de las fosas oce�nicas, de los arcos de islas y de los geosinclinales.

Las fosas oce�nicas corresponden a zonas extensas, estrechas y deprimidas del fondo oce�nico, m�s frecuentes en el Oc�ano Pac�fico, que pueden alcanzar hasta los 11 022 m de profundidad, como la fosa de las Marianas (Heather, 1992).

Estudios sismol�gicos del fondo oce�nico han demostrado que los epicentros o focos s�smicos rasos se distribuyen bajo las fosas oce�nicas o cerca de �stas, mientras que los hipocentros o focos m�s profundos est�n m�s alejados, bajo los arcos insulares o debajo de los continentes (Clarke Jr., 1973).

Figura 28. Distribuci�n geogr�fica de los terremotos (puntos negros) acaecidos entre 1961 y 1967 (Clarke Jr., 1973).

Figura 29. Ruptura y separaci�n de una masa continental, que muestra el proceso de subducci�n de la corteza oce�nica (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 geof�sico Hugo Benioff. En estas zonas el piso oce�nico se desliza hacia el manto, donde con el paso del tiempo se destruir� o reabsorber�. El arrastre del material descendiente produce las fosas oce�nicas.

Figura 30. Esquema de la tect�nica de placas y de la formaci�n de costas de colisi�n y de margen posterior; representa el perfil desde la Dorsal del Pac�fico oriental hasta Sudam�rica, en la latitud de 35° (Loczy y Ladeira, 1981).

ARCOS DE ISLAS

Entre los aspectos morfotect�nicos m�s conspicuos del globo terrestre destacan los arcos de islas (figuras 31-32). Un arco de islas corresponde a un cintur�n tect�nico 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 oce�nica (Windley, 1978). Tales arcos se forman en los lugares donde la placa oce�nica colisiona con otra placa oce�nica o continental, ocurriendo una subducci�n a lo largo de la Zona de Benioff.

Actualmente, los arcos de islas activos preferencialmente est�n distribuidos en la parte Oeste del Oc�ano Pac�fico, aunque tambi�n existen arcos importantes en el Oc�ano Atl�ntico. Por ejemplo, muchos de los arcos actualmente activos est�n representados por m�s de 200 volcanes cuaternarios en Jap�n; el an�lisis de la disribuci�n mundial de los focos de terremotos muestra que �stos, en gran parte, est�n confinados a esas �reas.

Figura 31. Diagrama que muestra la distribuci�n de arcos de islas en relaci�n con los l�mites de la placa. A: asten�sfera. AI: arcos de islas. CO:continente. F: falla transcurrente. FT: falla de transformaci�n. LI: lit�sfera (Eicher y McAlester, 1980).

Figura 32. Aspectos principales del piso oce�nico, C: continente. P: plataforma continental. TC: talud continental. EC: elevaci�n continental. CS: ca��n submarino. PA: planicie abisal. AI: arcos de islas. V: volc�n. TO: fosa oce�nica. G: guyot. MS: montes submarinos. IV: isla volc�nica. FT: falla de transformaci�n. CO: cadena oce�nica. CC: cresta de la cadena oce�nica (Loczy y Ladeira, 1981).