Tectónica de placas y terremotos
Por qué los terremotos del mapa trazan líneas estrechas alrededor del planeta
La cáscara exterior fracturada de la Tierra
La capa exterior rígida de la Tierra — la corteza más la parte superior del manto, juntas llamadas litosfera — no es una pieza continua. Está fragmentada en unas 15 grandes placas tectónicas y decenas de placas menores. Cada placa tiene aproximadamente 100 km de grosor y se desplaza sobre la roca más caliente y de flujo lento de la astenosfera que hay debajo.
Las placas se mueven, impulsadas sobre todo por el calor que escapa del interior de la Tierra: la roca caliente del manto asciende, se extiende, se enfría y se hunde, y el peso de la placa oceánica fría y densa que vuelve a hundirse en el manto en las zonas de subducción arrastra el resto de la placa tras de sí. Las velocidades típicas son de 2 a 10 cm por año — más o menos lo que crece una uña (Servicio Geológico de EE. UU.).
Donde las placas se encuentran, empujan una contra otra, se separan o se deslizan una junto a otra. Ahí se acumula la tensión, y ahí ocurren casi todos los terremotos. Pon el mapa en “todo hasta aquí” y los límites de placas se dibujan solos con puntos.
Tres tipos de límite de placa
Cada límite de placa es de uno de tres tipos, y cada uno produce un patrón sísmico característico.
- Límites divergentes — las placas se separan y se forma corteza nueva en el hueco. La mayoría recorre las dorsales oceánicas, una cadena montañosa submarina de más de 60.000 km. Aquí los terremotos son frecuentes pero superficiales y rara vez mayores de magnitud 6. En tierra, la divergencia forma valles de rift como el Rift de África Oriental.
- Límites convergentes — las placas chocan. Si una es oceánica, normalmente subduce (se hunde) bajo la otra; si ambas son continentales, la corteza se amontona en montañas como el Himalaya. Los límites convergentes producen los terremotos más grandes y profundos de la Tierra.
- Límites transformantes — las placas se deslizan horizontalmente una junto a otra sin crear ni destruir apenas corteza. La falla de San Andrés en California y la falla de Anatolia del Norte en Turquía son ejemplos. Los terremotos son superficiales y pueden ser grandes (hasta magnitud 8 aproximadamente), pero no tanto como los mayores sismos de subducción.
Zonas de subducción y los mayores terremotos
Donde una placa oceánica se dobla y se desliza bajo otra, el contacto entre ambas es una falla de pendiente suave llamada megacabalgamiento (megathrust). Puede permanecer bloqueada por fricción durante siglos mientras se acumula tensión, y luego romper a lo largo de cientos o incluso más de mil kilómetros en un solo terremoto. Todos los terremotos registrados de magnitud 9 o mayor han sido megacabalgamientos de subducción: Chile 1960 (M9,5), Alaska 1964 (M9,2), Sumatra 2004 (M9,1), Tōhoku 2011 (M9,1), Kamchatka 1952 (M9,0) (Servicio Geológico de EE. UU.).
La placa que subduce sigue produciendo terremotos a medida que desciende. Estos definen una zona de actividad inclinada — la zona de Wadati-Benioff — que puede seguirse hasta unos 700 km de profundidad. En el mapa, por eso los terremotos profundos (azules y violetas) se sitúan tierra adentro de la fosa oceánica, en el lado hacia el que se hunde el fondo marino: detrás de Japón, los Andes, el arco de Tonga y el arco de la Sonda.
El Cinturón de Fuego
El borde del océano Pacífico son casi por completo zonas de subducción y fallas transformantes. Esta franja, el Cinturón de Fuego, es donde ocurre alrededor del 90 % de los terremotos del mundo y cerca del 75 % de sus volcanes activos (Servicio Geológico de EE. UU.). Va desde Nueva Zelanda subiendo por Tonga, Indonesia, Filipinas y Japón, cruza hacia las Aleutianas y baja por las costas occidentales de América del Norte y del Sur.
La segunda gran franja, el cinturón alpino, concentra casi todo el resto. Se extiende desde las Azores por el Mediterráneo, Turquía, Irán y el Himalaya hasta Indonesia, donde se une al Cinturón de Fuego. Es el resultado de África, Arabia y la India empujando hacia el norte contra Eurasia.
Terremotos lejos de cualquier límite
Una pequeña fracción de los terremotos son intraplaca — ocurren en el interior estable de una placa, a veces a más de 1.000 km del límite más cercano. Son mucho más raros, pero como son inesperados y la corteza allí transmite la sacudida de forma eficiente, pueden ser muy dañinos.
La mayoría de los terremotos intraplaca ocurren en fallas antiguas — viejos rifts o límites de placa fallidos — lo bastante débiles como para deslizar bajo las tensiones que aún transmite la placa. Los terremotos de Nueva Madrid de 1811–1812 en el centro de Estados Unidos, el terremoto de Bhuj (M7,7) de 2001 en el oeste de la India y el terremoto de Ungava de 1989 en el norte de Canadá son ejemplos.
Cómo sabemos todo esto
Alfred Wegener propuso la deriva continental en 1912, señalando el encaje de los continentes y la coincidencia de fósiles y formaciones rocosas a través de los océanos, pero no tenía un mecanismo y la idea fue rechazada durante décadas. Las pruebas que la confirmaron llegaron en los años 1950 y 1960:
- Las “franjas” magnéticas simétricas del fondo oceánico a ambos lados de las dorsales, que registran las inversiones del campo magnético de la Tierra a medida que se formaba y se expandía corteza nueva (Vine y Matthews, 1963).
- Roca del fondo oceánico que es más joven en las dorsales y progresivamente más antigua hacia las fosas, exactamente como predice la expansión del fondo marino.
- El patrón global de terremotos y volcanes, que dibuja los límites de placas.
- La medición directa por GPS, que hoy rastrea el movimiento de las placas con una precisión de un milímetro por año.
Abre el mapa interactivo y pon “Mostrar” en “todo hasta aquí”. Las líneas de puntos son los límites de placas — el mismo mapa que convenció a los geólogos en los años 1960, construido con más de un siglo de registros sísmicos.
Fuentes
- Servicio Geológico de EE. UU. — “Where do earthquakes occur?”, “What is the ‘Ring of Fire’?”, materiales educativos “Plate Tectonics”, “20 Largest Earthquakes in the World”.
- Vine, F. J. y Matthews, D. H. (1963). “Magnetic anomalies over oceanic ridges.” Nature 199, 947–949.
- Wilson, J. T. (1965). “A new class of faults and their bearing on continental drift.” Nature 207, 343–347.
- Stein, S. y Wysession, M. (2003). An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure. Blackwell.