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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:
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 uncabo 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 19ª 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 transcunrente 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 lineas 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).
