3: Comprensión de la tectónica de placas
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Los científicos ahora tienen una comprensión bastante buena de cómo se mueven las placas y cómo dichos movimientos se relacionan con la actividad sísmica. La mayor parte del movimiento ocurre a lo largo de zonas estrechas entre placas donde los resultados de las fuerzas placa-tectónicas son más evidentes.
Hay cuatro tipos de límites de placa:
- Límites divergentes: donde se genera una nueva corteza a medida que las placas se alejan entre sí.
- Límites convergentes, donde la corteza se destruye mientras una placa se sumerge bajo otra.
- Transforme los límites, donde la corteza no se produce ni se destruye a medida que las placas se deslizan horizontalmente unas sobre otras.
- Zonas límite de placa: bandas anchas en las que los límites no están bien definidos y los efectos de la interacción de la placa no están claros.
La sección transversal del artista ilustra los principales tipos de límites de placas (ver texto); La zona del Rift de África Oriental es un buen ejemplo de una zona de grieta continental. (Sección transversal de José F. Vigil de This Dynamic Planet, un mapa mural producido conjuntamente por el Servicio Geológico de los Estados Unidos, la Institución Smithsonian y el Laboratorio de Investigación Naval de Estados Unidos.)
Límites divergentes
Los límites divergentes ocurren a lo largo de los centros de expansión donde las placas se separan y se crea una nueva corteza por el magma que empuja hacia arriba desde el manto. Imagínese dos cintas transportadoras gigantes, enfrentadas pero moviéndose lentamente en direcciones opuestas mientras transportan la corteza oceánica recién formada lejos de la cresta de la cresta.
Quizás el más conocido de los límites divergentes es la Cordillera del Atlántico Medio. Esta cordillera sumergida, que se extiende desde el Océano Ártico hasta más allá del extremo sur de África, no es más que un segmento del sistema global de crestas oceánicas que rodea la Tierra. La tasa de propagación a lo largo de la Cordillera del Atlántico Medio promedia alrededor de 2.5 centímetros por año (cm/año), o 25 km en un millón de años. Esta tasa puede parecer lenta para los estándares humanos, pero debido a que este proceso ha estado ocurriendo desde hace millones de años, se ha traducido en un movimiento de placas de miles de kilómetros. La extensión del fondo marino en los últimos 100 a 200 millones de años ha provocado que el Océano Atlántico crezca desde una pequeña entrada de agua entre los continentes de Europa, África y América hasta el vasto océano que existe hoy en día.
La cordillera del Atlántico Medio, que divide casi todo el Océano Atlántico de norte a sur, es probablemente el ejemplo más conocido y más estudiado de un límite de placa divergente. (Ilustración adaptada del mapa Este Planeta Dinámico. )
El país volcánico de Islandia, que se extiende a ambos lados de la cordillera del Atlántico Medio, ofrece a los científicos un laboratorio natural para estudiar en tierra los procesos que también ocurren a lo largo de las partes sumergidas de una cresta en expansión. Islandia se está dividiendo a lo largo del centro de expansión entre las Placas Norteamericana y Euroasiática, a medida que América del Norte se mueve hacia el oeste en relación con Eurasia
Mapa que muestra la cordillera del Atlántico Medio dividiendo Islandia y separando las Placas Norteamericanas y Euroasiáticas. El mapa también muestra Reikiavik, la capital de Islandia, el área de Thingvellir, y la ubicación de algunos de los volcanes activos de Islandia (triángulos rojos), incluido Krafla.
Las consecuencias del movimiento de las placas son fáciles de ver alrededor del Volcán Krafla, en la parte noreste de Islandia. Aquí, las grietas existentes en el suelo se han ensanchado y aparecen nuevas cada pocos meses. De 1975 a 1984, se produjeron numerosos episodios de ruptura (agrietamiento superficial) a lo largo de la zona de fisura de Krafla. Algunos de estos eventos de ruptura fueron acompañados de actividad volcánica; el suelo se elevaría gradualmente 1-2 m antes de caer abruptamente, señalando una erupción inminente. Entre 1975 y 1984, los desplazamientos causados por la ruptura totalizaron alrededor de 7 m.
Fuentes de lava (5p; 10 m de altura) que brotan de fisuras eruptivas durante la erupción del volcán Krafla en octubre de 1980. (Fotografía de Gudmundur E. Sigvaldason, Instituto Vulcanológico Nórdico, Reykjavik, Islandia.)
Vista aérea del área alrededor de Thingvellir, Islandia, mostrando una zona de fisura (en sombra) que es una exposición en tierra de la cordillera del Atlántico Medio. A la derecha de la fisura, la Placa Norteamericana se aleja hacia el oeste de la Placa Eurasiática (izquierda de la fisura). Esta fotografía abarca la zona turística histórica de Thingvellir, el sitio del primer parlamento de Islandia, llamado Althing, fundado alrededor del año 930 d.C. Edificio grande (centro superior) es un hotel para visitantes. (Fotografía de Oddur Sigurdsson, Autoridad Nacional de Energía, Islandia.)
En África Oriental, los procesos de propagación ya han desgarrado a Arabia Saudita del resto del continente africano, formando el Mar Rojo. La Placa Africana que se divide activamente y la Placa Arábiga se encuentran en lo que los geólogos llaman un triple cruce, donde el Mar Rojo se encuentra con el Golfo de Adén. Un nuevo centro de expansión puede estar desarrollándose bajo África a lo largo de la Zona del Rift de África Oriental. Cuando la corteza continental se extiende más allá de sus límites, comienzan a aparecer grietas de tensión en la superficie de la Tierra. El magma se eleva y aprieta a través de las grietas ensanchadas, a veces para hacer erupción y formar volcanes. El magma ascendente, ya sea que estalle o no, ejerce más presión sobre la corteza para producir fracturas adicionales y, en última instancia, la zona de grieta.
Mapa de África Oriental que muestra algunos de los volcanes históricamente activos (triángulos rojos) y el Triángulo Afar (sombreado, centro), una llamada triple unión (o triple punto), donde tres placas se alejan entre sí: la Placa Arábiga, y las dos partes de la Placa Africana (la Nubia y la Somalia) que se separan a lo largo de la Zona del Rift de África Oriental.
África Oriental puede ser el sitio del próximo océano importante de la Tierra. Las interacciones de placas en la región brindan a los científicos la oportunidad de estudiar de primera mano cómo el Atlántico pudo haber comenzado a formarse hace unos 200 millones de años. Los geólogos creen que, si la propagación continúa, las tres placas que se encuentran en el borde del actual continente africano se separarán por completo, permitiendo que el Océano Índico inunde la zona y haciendo del rincón más oriental de África (el Cuerno de África) una isla grande.
Vista en helicóptero (en febrero de 1994) del lago de lava activo dentro del cráter de la cumbre de 'Erta' Ale (Etiopía), uno de los volcanes activos en la Zona del Rift de África Oriental. Dos vulcanólogos con casco y traje rojo —observando la actividad desde el borde del cráter— proporcionan escala. El color rojo dentro del cráter muestra dónde la lava fundida atraviesa la corteza negra solidificada del lago de lava. (Fotografía de Jacques Durieux, Groupe Volcans Actifs.)
Oldoinyo Lengai, otro volcán activo en la Zona del Rift de África Oriental, estalla explosivamente en 1966. (Fotografía de Gordon Davies, cortesía de Celia Nyamweru, Universidad St. Lawrence, Canton, Nueva York.)
Límites convergentes
El tamaño de la Tierra no ha cambiado significativamente durante los últimos 600 millones de años, y muy probablemente no desde poco después de su formación hace 4.6 mil millones de años. El tamaño inmutable de la Tierra implica que la corteza debe ser destruida aproximadamente al mismo ritmo que se está creando, como conjeturó Harry Hess. Tal destrucción (reciclaje) de la corteza tiene lugar a lo largo de límites convergentes donde las placas se mueven una hacia la otra, y a veces una placa se hunde (se subduce) debajo de otra. La ubicación donde ocurre el hundimiento de una placa se denomina zona de subducción.
El tipo de convergencia —llamada por algunos una “colisión” muy lenta— que tiene lugar entre placas depende del tipo de litosfera involucrada. La convergencia puede ocurrir entre una placa oceánica y una placa mayoritariamente continental, o entre dos placas oceánicas en gran parte, o entre dos placas mayoritariamente continentales.
Convergencia oceánico-continental
Si por arte de magia pudiéramos sacar un tapón y drenar el Océano Pacífico, veríamos una vista increíble: una serie de trincheras largas, estrechas y curvas de miles de kilómetros de largo y de 8 a 10 km de profundidad que cortan el fondo del océano. Las trincheras son las partes más profundas del fondo oceánico y se crean por subducción.
Frente a la costa de América del Sur a lo largo de la trinchera Perú-Chile, la placa oceánica de Nazca está empujando y siendo subducida bajo la parte continental de la Placa Sudamericana. A su vez, se está levantando la placa sudamericana predominante, creando las imponentes montañas de los Andes, la columna vertebral del continente. Los terremotos fuertes y destructivos y el rápido levantamiento de las cadenas montañosas son comunes en esta región. A pesar de que la Placa de Nazca en su conjunto se hunde suave y continuamente en la zanja, la parte más profunda de la placa de subducción se rompe en trozos más pequeños que quedan encerrados en su lugar durante largos períodos de tiempo antes de moverse repentinamente para generar grandes sismos. Tales sismos suelen ir acompañados de levantamiento de la tierra hasta por unos pocos metros.
La convergencia de las Placas de Nazca y Sudamérica ha deformado y empujado hacia arriba los estratos calizos para formar imponentes picos de los Andes, como se ve aquí en la zona minera de Pachapaqui en Perú. (Fotografía de George Ericksen, USGS.)
El 9 de junio de 1994, un sismo de magnitud 8.3 azotó a unos 320 km al noreste de La Paz, Bolivia, a una profundidad de 636 km. Este sismo, dentro de la zona de subducción entre la Placa de Nazca y la Placa Sudamericana, fue uno de los sismos de subducción más profundos y mayores registrados en Sudamérica. Afortunadamente, a pesar de que este poderoso sismo se sintió tan lejos como Minnesota y Toronto, Canadá, no causó daños importantes debido a su gran profundidad.
Los arcos volcánicos y las trincheras oceánicas que rodean parcialmente la cuenca del Pacífico forman el llamado Anillo de Fuego, una zona de frecuentes sismos y erupciones volcánicas. Las trincheras se muestran en azul-verde. Los arcos volcánicos isleños, aunque no etiquetados, son paralelos a las trincheras y siempre hacia tierra. Por ejemplo, el arco isleño asociado a la Fosa Aleutiana está representado por la larga cadena de volcanes que conforman las Islas Aleutianas.
La convergencia oceánico-continental también sostiene muchos de los volcanes activos de la Tierra, como los de los Andes y la Cordillera de las Cascadas en el noroeste del Pacífico. La actividad eruptiva está claramente asociada con la subducción, pero los científicos debaten vigorosamente las posibles fuentes del magma: ¿El magma se genera por el derretimiento parcial de la losa oceánica subducida, o la litosfera continental suprayacente, o ambas?
Convergencia oceánica-oceánica
Al igual que con la convergencia oceánica-continental, cuando convergen dos placas oceánicas, una suele ser subducida debajo de la otra, y en el proceso se forma una zanja. La Fosa de las Marianas (paralela a las Islas Marianas), por ejemplo, marca dónde converge la Placa del Pacífico de rápido movimiento contra la Placa Filipina de movimiento más lento. El Challenger Deep, en el extremo sur de la Fosa de las Marianas, se sumerge más profundamente en el interior de la Tierra (casi 11.000 m) que el Monte Everest, la montaña más alta del mundo, se eleva sobre el nivel del mar (unos 8.854 m).
Los procesos de subducción en la convergencia de placas oceánico-oceánicas también resultan en la formación de volcanes. A lo largo de millones de años, la lava en erupción y los escombros volcánicos se acumulan en el fondo del océano hasta que un volcán submarino se eleva sobre el nivel del mar para formar un volcán isleño. Tales volcanes son típicamente colgados en cadenas llamadas arcos isleños. Como su nombre lo indica, los arcos volcánicos isleños, que muy paralelos a las trincheras, son generalmente curvos. Las trincheras son la clave para entender cómo se han formado arcos isleños como las Marianas y las Islas Aleutianas y por qué experimentan numerosos sismos fuertes. Los magmas que forman arcos insulares son producidos por el derretimiento parcial de la placa descendente y/o la litosfera oceánica suprayacente. La placa descendente también proporciona una fuente de tensión ya que las dos placas interactúan, lo que lleva a frecuentes sismos moderados a fuertes.
Convergencia continental-continental
La cordillera del Himalaya demuestra dramáticamente una de las consecuencias más visibles y espectaculares de la tectónica de placas. Cuando dos continentes se encuentran de frente, ninguno se subduce porque las rocas continentales son relativamente ligeras y, al igual que dos icebergs colisionantes, resisten el movimiento descendente. En cambio, la corteza tiende a doblarse y ser empujada hacia arriba o hacia los lados. La colisión de la India con Asia hace 50 millones de años provocó que la Placa Euroasiática se arrugara y anulara la Placa India. Después de la colisión, la lenta convergencia continua de las dos placas a lo largo de millones de años empujó el Himalaya y la Meseta Tibetana a sus alturas actuales. La mayor parte de este crecimiento ocurrió durante los últimos 10 millones de años. Los Himalayas, que se elevan hasta 8,854 m sobre el nivel del mar, forman las montañas continentales más altas del mundo. Además, la meseta tibetana vecina, a una altitud promedio de unos 4.600 m, es más alta que todos los picos de los Alpes excepto el Mont Blanc y el Monte Rosa, y está muy por encima de las cumbres de la mayoría de las montañas de Estados Unidos.
Arriba: La colisión entre las placas india y euroasiática ha empujado hacia arriba el Himalaya y la meseta tibetana. Abajo: Secciones transversales de dibujos animados que muestran el encuentro de estas dos placas antes y después de su colisión. Los puntos de referencia (cuadrados pequeños) muestran la cantidad de elevación de un punto imaginario en la corteza terrestre durante este proceso de construcción montañosa.
Transformar límites
La zona entre dos placas que se deslizan horizontalmente una más allá de la otra se denomina límite de transformada y falla, o simplemente límite de transformación. El concepto de fallas de transformación se originó con el geofísico canadiense J. Tuzo Wilson, quien propuso que estas grandes fallas o zonas de fractura conectaran dos centros de expansión (límites de placa divergentes) o, menos comúnmente, trincheras (límites de placa convergentes). La mayoría de las fallas de transformación se encuentran en el fondo del océano. Comúnmente compensan las crestas extendidas activas, produciendo márgenes de placa en zig-zag, y generalmente se definen por sismos poco profundos. No obstante, algunos ocurren en tierra, por ejemplo la zona de falla de San Andrés en California. Esta falla de transformación conecta el East Pacific Rise, un límite divergente hacia el sur, con el Sur Gorda — Juan de Fuca — Explorer Ridge, otro límite divergente al norte.
Las zonas de fractura Blanco, Mendocino, Murray y Molokai son algunas de las muchas zonas de fractura (transformar fallas) que cicatrizan el fondo oceánico y compensan las crestas (ver texto). El San Andreas es una de las pocas fallas transformadoras expuestas en tierra.
La zona de falla de San Andrés, que tiene aproximadamente 1,300 km de largo y en lugares de decenas de kilómetros de ancho, recorre dos tercios de la longitud de California. A lo largo de ella, la Placa del Pacífico ha estado moliendo horizontalmente más allá de la Placa Norteamericana durante 10 millones de años, a una tasa promedio de alrededor de 5 cm/año. La tierra en el lado oeste de la zona de falla (en la Placa del Pacífico) se mueve en dirección noroeste en relación con la tierra en el lado este de la zona de falla (en la Placa Norteamericana).
Vista aérea de la falla San Andreas recortando la Llanura Carrizo en la Cordillera Temblor al este de la ciudad de San Luis Obispo. (Fotografía de Robert E. Wallace, USGS.)
Las zonas de fractura oceánica son valles del fondo oceánico que compensan horizontalmente las crestas extendidas; algunas de estas zonas tienen cientos a miles de kilómetros de largo y hasta 8 km de profundidad. Ejemplos de estas cicatrices grandes incluyen las zonas de fractura Clarion, Molokai y Pioneer en el Pacífico Nordeste frente a las costas de California y México. Estas zonas están actualmente inactivas, pero las compensaciones de los patrones de bandas magnéticas proporcionan evidencia de su actividad previa de transformación-falla.
Zonas límite de placa
No todos los límites de placa son tan simples como los tipos principales discutidos anteriormente. En algunas regiones, los límites no están bien definidos porque la deformación por movimiento de placa que se produce allí se extiende sobre una banda ancha (llamada zona límite de placa). Una de estas zonas marca la región Mediterránea-Alpina entre las Placas Euroasiáticas y Africanas, dentro de las cuales se han reconocido varios fragmentos más pequeños de placas (microplacas). Debido a que las zonas de límite de placa involucran al menos dos placas grandes y una o más microplacas atrapadas entre ellas, tienden a tener estructuras geológicas complicadas y patrones sísmicos.
Tasas de movimiento
Podemos medir qué tan rápido se mueven las placas tectónicas hoy en día, pero ¿cómo saben los científicos cuáles han sido las tasas de movimiento de las placas a lo largo del tiempo geológico? Los océanos sostienen una de las piezas clave del rompecabezas. Debido a que las bandas magnéticas del fondo oceánico registran las chanclas en el campo magnético de la Tierra, los científicos, conociendo la duración aproximada de la inversión, pueden calcular la tasa promedio de movimiento de la placa durante un lapso de tiempo determinado. Estas tasas promedio de separaciones de placas pueden variar ampliamente. La cresta ártica tiene la tasa más lenta (menos de 2.5 cm/año), y la subida del Pacífico Oriental cerca de la Isla de Pascua, en el Pacífico Sur a unos 3,400 km al oeste de Chile, tiene la tasa más rápida (más de 15 cm/año).
Uno de los misteriosos e imponentes monolitos de piedra —algunos de 5 m de altura y con un peso de 14 toneladas— en la Isla de Pascua (Chile), tallado por antiguos polinesios en roca volcánica. La Isla de Pascua, que se encuentra en la Placa de Nazca cerca de la Subida del Pacífico Oriental, se mueve hacia el este, hacia América del Sur, al extenderse el fondo marino al ritmo más rápido conocido en el mundo (ver texto). (Fotografía de Carlos Capurro, Embajada de Estados Unidos, Santiago, Chile.)
La evidencia de tasas pasadas de movimiento de placas también se puede obtener a partir de estudios de mapeo geológico. Si una formación rocosa de edad conocida, con composición distintiva, estructura, o fósiles: mapeados en un lado del límite de una placa pueden coincidir con la misma formación en el otro lado del límite, luego, medir la distancia a la que se ha desplazado la formación puede dar una estimación de la tasa promedio de movimiento de la placa. Esta técnica simple pero efectiva se ha utilizado para determinar las tasas de movimiento de las placas en límites divergentes, por ejemplo la cordillera del Atlántico Medio, y transformar límites, como la falla de San Andrés.
Arriba: Concepción artística de un satélite del Sistema de Posicionamiento Global (GPS) en órbita. (Ilustración cortesía de la NASA.) Abajo: Un receptor de tierra GPS —aquí instalado en el flanco del Volcán Agustín (Cook Inlet, Alaska )— que registra las señales enviadas por cuatro o más de los satélites GPS en órbita. (Fotografía de Jerry Svarc, USGS.)
El movimiento actual de la placa puede ser rastreado directamente por medio de mediciones geodésicas terrestres o espaciales; la geodesia es la ciencia del tamaño y la forma de la Tierra. Las mediciones terrestres se toman con técnicas de topografía convencionales pero muy precisas, utilizando instrumentos electrónicos láser. Sin embargo, debido a que los movimientos de las placas son globales en escala, se miden mejor mediante métodos basados en satélites. A finales de la década de 1970 fue testigo del rápido crecimiento de la geodesia espacial, término aplicado a las técnicas basadas en el espacio para tomar mediciones precisas y repetidas de puntos cuidadosamente seleccionados en la superficie de la Tierra separados por cientos a miles de kilómetros. Las tres técnicas espacio-geodésicas más utilizadas —la interferometría de línea base muy larga (VLBI), el alcance láser satelital (SLR) y el Sistema de Posicionamiento Global (GPS )— se basan en tecnologías desarrolladas para la investigación militar y aeroespacial, en particular la radioastronomía y el rastreo satelital.
Entre las tres técnicas, hasta la fecha el GPS ha sido el más útil para estudiar los movimientos de la corteza terrestre. Veintiún satélites se encuentran actualmente en órbita a 20,000 km sobre la Tierra como parte del sistema NavStar del Departamento de Defensa de Estados Unidos. Estos satélites transmiten continuamente señales de radio de regreso a la Tierra. Para determinar su posición precisa en la Tierra (longitud, latitud, elevación), cada sitio terrestre GPS debe recibir simultáneamente señales de al menos cuatro satélites, registrando la hora exacta y ubicación de cada satélite cuando se recibió su señal. Al medir repetidamente las distancias entre puntos específicos, los geólogos pueden determinar si ha habido movimiento activo a lo largo de fallas o entre placas. Las separaciones entre sitios GPS ya se están midiendo regularmente alrededor de la cuenca del Pacífico. Al monitorear la interacción entre la Placa del Pacífico y las placas circundantes, en gran parte continentales, los científicos esperan aprender más sobre los eventos que se acumulan a raíz de terremotos y erupciones volcánicas en el Anillo de Fuego Circun-Pacífico. Los datos espacio-geodésicos ya han confirmado que las tasas y la dirección del movimiento de las placas, promediadas a lo largo de varios años, se comparan bien con las tasas y la dirección del movimiento de las placas promediadas a lo largo de millones de años.