La tectónica de placas es el nombre de un modelo de la superficie de la Tierra en el cual ésta se divide en secciones móviles llamadas placas. Las placas se desplazan unas respecto de otras produciendo elevaciones, fallas, volcanes, mares y terremotos.
Historia de la tectónica de placas
La teoría de tectónica de placas tiene sus inicios en 1915 cuando Alfred Wegener propuso su teoría de la " deriva continental."
Wegener propuso que los continentes se separaron a través de la corteza de las cuencas del océano, lo que explicaría porque los contornos de muchas líneas de la costa (como América del Sur y África) parecieran encajar juntas como un rompecabezas. Wegener no era el primero en notar esto del rompecabezas como el ajuste de los continentes (Magallanes y otros exploradores también notaron esto en sus correspondencias), sino que él fue uno de los primeros en darse cuenta que la superficie de la tierra ha cambiado con tiempo, y que los
continentes que ahora se separan se pudieron haber ensamblado juntos en un punto en el pasado. Paleontologos también habían encontrado que existían fósiles de especies similares encontradas en los continentes que ahora son separados por una gran distancia geográfica. Los estudios de Paleoclima, los cuales se refieren a examinar el clima en la tierra, revelaron que los glaciares cubrieron áreas grandes del mundo los cuales también ahora son separados por
grandes distancias geográficas. Estas observaciones se parecían indicar que la litosfera de la tierra se había estado moviendo sobre tiempo geológico. Las ideas de Wegener eran muy polémicas porque él no tenía una explicación del porqué los continentes se movieron, apenas eso allí era la evidencia de la observación que tenían. Cuando, muchos geólogos creyeron que las características de la tierra eran el resultado de que el planeta pasaba por ciclos de calefacción y de enfriamiento, lo que causa la extensión y la contracción de las masas de la tierra. La gente que creía esto fue llamada anti-movilista.
Los movilistas estaban en el campo opuesto, junto a las ideas de Wegener, y muchos de ellos habían aceptado la evidencia del movimiento continental, demostrado especialmente en las montañas. Aunque la teoría de la " deriva continental " de Wegener fue refutada más adelante, fue la primera vez que la idea del movimiento de la corteza había sido introducida a la comunidad científica; y puso la base para el desarrollo de la tectónica de placas moderna.
Mientras los años pasaban, mayor fue la evidencia para utilizar la idea de que las placas se mueven constantemente en el tiempo geológico. Los estudios paleomagnéticos, que examinan la tierra sobre el campo magnético, mostraron que el Polo Norte magnético vagó aparentemente todo sobre el globo. Esto significó que o las placas se movían, o bien el Polo Norte. Puesto que el Polo Norte está esencialmente fijo, excepto durante períodos de revocaciones magnéticas, esta evidencia fortaleció la idea de la tectónica de placa.
Después de la Segunda Guerra Mundial, se creyó aún más en la teoría de la tectónica de placas. En los años 60 un conjunto mundial de sismometros fue instalado para vigilar una prueba nuclear, y estos instrumentos revelaron un fenómeno geológico. Mostró que los terremotos, los volcanes, y otras características geológicas activas para la mayor parte se alinearon a lo largo de cinturones distintos alrededor del mundo, y éstos definían los bordes de las placas tectónicas.
Además, otros estudios paleomagnéticos revelaron un modelo rayado de revocaciones magnéticas en la corteza de los fondos del océano. El basalto contiene una cantidad justa de minerales magnéticos llamados magnetita. Cuando la lava se separa, se centra en los océanos y se enfría, formando estos minerales que se alinean con el Polo Norte.
La tierra tiene varias revocaciones magnéticas en el pasado, en las cuales los polos norte y sur se invierten por un período de tiempo. Cuando los geólogos y los geofísicos descubrieron que la corteza en el océano registró estas revocaciones, era prueba aún más positiva que la litosfera tuvo que estar en el movimiento, de otro modo no habría ninguna " raya " de la corteza normal e invertida de la polaridad.
Éstos eran algunos de los pedazos finales del rompecabezas que condujo al desarrollo de la teoría de tectónica de placas moderna. Desde su aparición en los años 60, la teoría ha ganado la aceptación extensa como el modelo de los procesos de la tierra.
Placas
La tectónica de placas se ocupa del estudio del movimiento y de la deformación de la corteza de tierra. Este tipo de estudio se basa en la teoría que la litosfera está dividida en siete placas principales y varias placas menores de tal forma que todas se mueven en relación a las otras así como en relación a los llamados " puntos calientes ", que son áreas del material fijo de la capa. La teoría de tectónica de placas intenta explicar el movimiento de la corteza a través del tiempo geológico.
El movimiento de la corteza es el de un cuerpo rígido, que considera el estilo de la deformación que vemos. La teoría tectónica de la placa se basa en varias asunciones sobre procesos tectónicos: 1) que el nuevo material es generado por el mar-suelo que se separa en los cantos del medio del océano, que formaron alguna vez parte de una placa, 2) que el área superficial está conservada, por lo tanto el material de la placa debe ser destruido con otro proceso, y 3) el movimiento de placas se acomoda solamente a lo largo de los límites de la placa (Fowler, 1990).
Las placas son los cuerpos rígidos de la roca que esencialmente flotan encima de una región del derretimiento parcial llamada el astenosfera. Las placas abarcan la litosfera, integrada por la capa de la corteza (que es la rígida, exterior de la tierra) y la porción sólida de la capa superior. La corteza es de dos tipos básicos, continental y oceánica, que diferencian en base de su composición.
La corteza continental es sobre todo de composición granítica. Esto significa que la roca contiene una abundancia de cuarzo y de feldespatos, por lo que son llamados minerales felsicos (que significa de color claro) La corteza oceánica, por otra parte, es de composición basáltica. Los basaltos contienen minerales tales como olivino y plagioclasa feldespato, por lo que se denominan minerales maficos (de color oscuro).
Los dos diversos tipos de corteza se diferencian en densidad y espesor tanto como en la composición -- la corteza continental (densidad promedio = 2,8 gcm-3) es mucho menos densa que la corteza oceánica (densidad promedio = 3,3 gcm-3). La corteza oceánica es 7 a 10 kilómetros grueso, mientras que la corteza continental es 35 a 70 kilómetros grueso.
Los límites de placa se encuentran en el borde de las placas litosferica y son de tres tipos: convergente, divergente y conservativa. Amplias son zonas de deformación son características usuales de los límites de debido a la interacción entre dos placas. Los tres límites son caracterizados por sus movimientos distintos.
La primera clase de límite de placa es el divergente, o centro que se separa. En estos límites, dos placas se mueven lejos una de la otra. Como las dos se separaran, los cantos del medio del océano se crean como magma del manto a través de una grieta en la corteza oceánica y se enfrían. Esto, alternadamente, causa el crecimiento de la corteza oceánica de cualquier lado de los respiraderos. A medida que las placas continúan moviéndose, y se forma más corteza, el fondo del océano se amplía y se crea un sistema de canto. Los límites divergentes son responsables en parte de conducir el movimiento de las placas.
Como usted puede imaginarse, la formación de la corteza nueva de cualquier lado de los respiraderos empujaría a las placas a apartarse, como vemos al canto del Medio Atlantico, que ayuda a Norteamérica y Europa a separase cada vez más lejos. Los cantos del Medio océano son encadenamientos extensos de montañas en el océano y son tan altos si no lo son aun más que los encadenamientos de montaña en el continente.
El proceso que conduce realmente al movimiento en estos cantos se conoce como convección. El magma es empujado hacia arriba a través de las grietas de los cantos por las corrientes de la convección. Mientras que un poco de magma entra en erupción hacia fuera a través de la corteza, el magma que no entra en erupción continúa moviéndose bajo la corteza con la corriente lejos de la cresta del canto. Estas corrientes continuas de la convección, llamadas células de la convección, ayudan a mover las placas ausentes de uno para permitir que más corteza sea creada y el suelo de mar crezca. Este fenómeno se conoce como separación del mar al suelo.
Los cantos del medio del océano también desempeñan un papel muy crucial en el desarrollo de la teoría de la tectónica de placas, debido a la calidad única que los minerales basalto que poseen. El basalto contiene una cantidad justa de minerales magnéticos, que alinean con el campo magnético de la tierra sobre la cristalización.
En el pasado, el campo magnético de la tierra ha cambiado la polaridad, causando una revocación en el campo magnético, que se preserva cuando los cristales se forman. La alineación de estos minerales magnéticos se puede utilizar para conocer la edad de la corteza, puesto que pueden ser correlacionados con edades de revocaciones magnéticas conocidas en la historia de la tierra. Esto desempeña un papel dominante en el desarrollo de la teoría de tectónica de placas porque es la primera prueba positiva que las placas se movían y lo habían estado haciendo durante la mayoría de tiempo geológico. La corteza más vieja del océano tuvo su origen hace 100-65 millones de años (cretáceo temprano), que es relativamente reciente en tiempo geológico.
Si este es el caso, ¿ a dónde se fue el resto de la corteza ?
Esto nos conduce al segundo tipo de límite de la placa, el convergente. Éstos son los márgenes de la placa donde una placa está reemplazando otra, de tal modo forzando a la otra a ir debajo de ella. Estos límites están en la forma de sistemas del foso y del arco de isla.
Toda la vieja corteza oceánica está entrando estos sistemas mientras que la corteza nueva se forma en los centros que se separan. Los límites convergentes también explican porqué la corteza más vieja que la cretácea no se puede encontrar en ningún fondo del océano -- ha sido destruida ya por el proceso del subducción.
Las zonas de subducción son donde se localizan los terremotos muy fuertes, que ocurren por la acción de la losa abajo que va obra recíprocamente con la losa que reemplaza. El " anillo del fuego " alrededor de los márgenes del Océano Pacífico es debido exactamente a las zonas del subduccion encontradas alrededor de los bordes de la placa del Pacífico.
La subducción también es la causa de la actividad volcánica en lugares como Japón: mientras que una losa va más profunda debajo de la placa que reemplaza, llega a ser más caliente y más caliente debido a su proximidad a la capa. Esto hace que la losa se derrita y forme el magma, que se mueve hacia arriba a través de la corteza y forma eventualmente los volcanes (arcos de isla) en corteza oceánica o masas intrusivas enormes (los plutons y los batolitos) en corteza continental.
Las islas aleutianas son otro ejemplo de la expresión superficial de la subducción.
A veces, cuando hay un límite convergente entre dos placas continentales, la subduccion no puede ocurrir. Puesto que la corteza continental es más boyante, o menos densa, que la corteza oceánica, una placa no reemplaza fácilmente a la otra. En cambio, las placas se arrugan mientras se traslapan una en otra, y se crea un rango muy alto de montaña. Éste es un tipo especial de límite convergente llamado un límite colisional. El Himalaya en la India es el resultado del choque de dos placas continentales (la Indo-Australiana y la placa Euroasiática).
El tercer tipo de límite de placa se llama conservativo. Se llama conservativo porque el material de la placa ni se crea ni se destruye en estos límites, pero las placas resbalan algo más allá de uno. El ejemplo clásico es la falla de San Andres en California.
Las placas Norteamericana y Pacífica están pasando por este límite, que es la localización de muchos terremotos. Estos terremotos son causados por la acumulación y el desbloqueo de la tensión mientras que las dos placas resbalan más allá una de otra. Otro ejemplo de un límite transformación (o conservativa) se considera en los cantos del medio del océano, donde los centros que se separan se compensan cerca y se transforman en fallas de algunos metros a varios kilómetros de longitud.
Fuerzas en la tierra
Hay tres fuerzas principales que conducen la deformación dentro de la tierra. Estas fuerzas crean la tensión, y actúan para cambiar la dimensión de una variable y/o el volumen de un material. Los tres tipos principales de esfuerzo son: de compresión, tracción, y corte. Los esfuerzos se acumulan causando la deformación de la roca y de la corteza de tierra. Los esfuerzos de compresión de hacen una roca acortarse. Los esfuerzos de tracción hacen que una roca se alargue, o se separen. El corte ocasiona que la rocas se deslicen entre ellas.
¿CÓMO SE MIDE EL MOVIMIENTO DE LAS PLACAS DE LA TIERRA?
Nuestro planeta no es un cuerpo casi muerto como Marte. Su interior continúa muy caliente y actuando como verdadero motor de los cambios geológicos que afectan a su superficie. 
La erosión borra las huellas de pasados acontecimientos, pero los volcanes y los terremotos continúan demostrando su actividad. Éstos además, proporcionan pistas sobre la estructura interna de la Tierra: si los situamos sobre un mapa veremos que su distribución no es aleatoria. Al contrario, la mayoría se encuentran siguiendo líneas de actividad bien definidas, zonas donde el material del manto terrestre sale a la superficie o donde grandes rocas de la corteza se desplazan produciendo movimientos sísmicos.
Diversidad de teorías
Aunque inicialmente controvertida, en los años sesenta surgió la teoría que sugiere que estas líneas de actividad son en realidad los márgenes de placas que se mueven sobre la superficie terrestre. Los científicos piensan que dicha superficie está compuesta por diversas placas de unos 80 kilómetros de espesor, las cuales se desplazan lentamente sobre una masa más fluida.
No está claro cuál es el motivo del movimiento de las placas, pero se sospecha que es debido a un fenómeno de convección. La materia del manto terrestre, más caliente, cuanto más cerca estuviera del núcleo, más ascendería empujando las placas, para volver a descender al enfriarse. Algo así pasa con el aire de la atmósfera.
Otra teoría alternativa sugiere que el fondo marino más antiguo, más frío y pesado, sería atraído por la gravedad con mayor fuerza que los fondos más jóvenes, provocando desplazamientos.
En todo caso, las placas cambian de posición, chocando entre ellas, y deslizándose unas debajo de otras. En estos puntos la actividad geológica es más intensa, provocando la aparición de montañas o de profundas simas.
Los continentes y el fondo de los océanos descansan sobre las placas. De esta manera, el desplazamiento modifica su aspecto.
Origen de los continentes
Hace 225 millones de años, aún existía un único continente denominado Pangea. Hoy en día, Pangea se ha fragmentado, el agua ha invadido las zonas bajas y la apariencia de la Tierra ha variado sustancialmente. Por supuesto, seguirá cambiando con el paso del tiempo.
Sin embargo, no ha sido fácil demostrar, que efectivamente las placas se están moviendo hoy en día, ya que el desplazamiento es muy lento y su medición muy complicada.
Sabemos que se ha producido en el pasado, porque de otro modo sería casi imposible explicar el por qué de la aparición de las montañas, la periódica actividad de los volcanes, los mencionados terremotos, o justificar las razones por las que los fósiles de animales prehistóricos que vivían en una misma zona se encuentran ahora distribuidos a lo largo de diversos continentes, pero hemos tenido que esperar a la llegada de la era espacial para poder constatar que efectivamente aún existe una tectónica de placas.
Precisión en las mediciones
Las velocidades barajadas para este fenómeno no suelen superar unos pocos centímetros al año, así que el grado de precisión en la medición de las distancias entre placas debe ser muy elevado. El uso de satélites es uno de los sistemas más precisos empleados en la actualidad, en sus dos modalidades, óptica y electrónica.
Los satélites geodésicos, el primero de los cuales, el ANNA-1B, fue colocado en órbita en 1962, sirven como puntos de referencia de dos o más lugares situados sobre la superficie terrestre. Basta con utilizar una cámara en dirección al satélite para obtener una imagen sincronizada de su paso sobre el bien conocido cielo estelar. La comparación de diversas imágenes procedentes de varios lugares de observación permite realizar cálculos de triangulación bastante aproximados.
Mayor precisión se obtiene utilizando señales de radio (teniendo en cuenta el efecto Doppler) o, sobre todo, rayos láser, que son enviados hacia el satélite para ser reflejados y retornar al punto de origen. El láser es apuntado hacia el vehículo y activado según un protocolo de tiempo predeterminado. Cuando se detecta el retorno del pulso mediante un dispositivo fotoeléctrico, es posible medir la distancia exacta entre el satélite y el punto de observación.
Este tipo de medidas se hace en condiciones de luminosidad ambiental adecuadas. Dos mediciones simultáneas desde dos puntos distintos permite determinar las coordenadas de uno de ellos respecto al otro y por tanto la distancia entre ambos.
Por ejemplo, situando dos puntos de observación a ambos lados de la falla de San Andrés, un lugar de contacto entre placas, se puede mantener un control periódico de su movimiento relativo.
Hay otros métodos de determinación de posiciones, como el archiconocido GPS, pero su grado de precisión para aplicaciones civiles es inferior. Para detectar movimientos de sólo 2 ó 3 centímetros al año se hacen necesarios medios más aptos, como el citado láser.
Movimiento tectónico
Variaciones tan pequeñas pueden parecer casi anecdóticas y poco demostrativas de un movimiento tectónico, pero la realidad es que a escala geológica tienen mucha importancia.
Así, el ritmo de separación de 2 centímetros al año entre América del Norte y Europa coincide con un recorrido de 4.000 km en un plazo de 200 millones de años (fecha en la que aún estaban en contacto), exactamente la anchura actual del océano Atlántico.
El movimiento tectónico no siempre implica una separación de continentes. Placas como la de la India/Australia y la Eurasiática están colisionando en estos momentos y levantando la cadena del Himalaya. En otros casos, las placas sólo se rozan, produciendo una importante actividad sísmica, ya que no se trata de un deslizamiento suave sino que a menudo es abrupto y súbito, debido a la enorme presión acumulada.
Para determinar qué puntos son más susceptibles de sufrir terremotos o volcanes, resulta fundamental la medición de los desplazamientos tectónicos con los medios actuales.
SISMOLOGÍA Y TECTÓNICA DE PLACAS
La ciencia que estudia los aspectos relacionados con la ocurrencia de temblores de tierra, terremotos o sismos se denomina sismología. Esta es una ciencia joven, puesto que gran parte de sus métodos e instrumentos de observación fueron desarrollados a lo largo del siglo XX. A pesar de esto, la sismología ha logrado avances notables. Quizá una de sus más valiosas contribuciones al entendimiento de nuestro planeta lo constituya su aportación a la llamada Tectónica de Placas.
Para esbozar esta teoría consideremos en primer lugar la estructura interna de la Tierra. En la figura 1 podemos ver esquemáticamente su constitución, mas adelante veremos como contribuyó la sismología a proporcionarnos este conocimiento.
El núcleo terrestre está compuesto en gran parte por elementos metálicos como el de fierro y el níquel. El manto terrestre tiene una composición a base de silicatos abundantes en potasio, sodio y calcio. El cascarón más externo de la Tierra, el cual comprende la corteza y parte del manto, con un espesor de aproximadamente 100 Km., parece comportarse como un cuerpo rígido "flotando" en el resto del manto en donde pueden presentarse movimientos como si se tratara de un fluido. Esta conducta semejante a la de un fluido tiene sentido solamente en tiempos geológicos, es decir, en tiempos del orden de millones de años.
FIG.1
cascarón exterior llamado litosfera no es continuo sobre la superficie de la Tierra. sino que está formado por diferentes "placas", que hacen contacto unas con otras, como los gajos de una pelota de fútbol. Las placas sufren movimientos relativos, debidos a fuerzas de origen aún no completamente conocido, aplicadas a lo largo de las mismas.
Como la superficie del planeta esta cubierta por las placas, el movimiento relativo entre ellas solo se logra si en algunos de los márgenes de las mismas se está creando nueva litosfera mientras que en otros márgenes algunas de ellas "cabalgan" o se enciman sobre otras; un proceso al que se conoce actualmente como subducción.(figura 2).
FIG.2
Debido a estos movimientos los continentes han variado su posición relativa a través del tiempo geológico y se cree que en un tiempo estuvieron todos reunidos en un gran continente llamado Pangea. Esto nos explica el ajuste que existe entre, por ejemplo, las costas de Sudamérica y África. La figura 3 nos muestra. la distribución geográfica de estas placas. Las zonas de creación de nueva litosfera se presentan como cordilleras submarinas y las zonas de subducción forman a menudo trincheras submarinas de gran profundidad. Podemos también notar que las diferentes placas no coinciden con los continentes y los océanos, sino que pueden tener corteza continental y oceánica.
FIG.3
No se sabe con certeza qué causa los esfuerzos que producen los movimientos de las placas, pero se cree que éstos son producidos por transferencia convectiva de calor, término que significa que el calor es llevado de un lugar a otro por el movimiento mismo del medio.
Un ejemplo de este proceso, mas cercano a nuestra experiencia, ocurre cuando se hierve agua o cualquier otro líquido. El fluido más cercano a la fuente de calor se expande, se vuelve menos denso y tiende por lo tanto a subir a la superficie donde se enfría y es desplazado hacia el fondo por las nuevas parcelas ascendentes. De esta manera se establece un proceso continuo de ascenso y descenso del liquido en celdas permanentes formadas por las corrientes del fluido (figura 4).
FIG.4
Aunque el manto terrestre está compuesto por minerales, en su seno pueden presentarse corrientes de convección como en un líquido; pero como se ha mencionado, que esto solo tiene sentido en periodos de tiempo muy largos . Una manera de entender este proceso consiste en considerar un cierto volumen de roca. Si aplicamos a éste una tensión por un tiempo corto, la roca vuelve a su posición inicial es decir se comporta elásticamente. Si la tensión se aplica por un período prolongado de tiempo, la roca quedará deformada permanentemente, es decir la roca "fluye" plásticamente.
De esta manera podemos ver que el concepto de material rígido, elástico o fluido depende de las fuerzas y el periodo de tiempo en que le son aplicadas a un material. Incidentalmente, esto nos explica también los plegamientos en los estratos que observamos muchas veces en las rocas expuestas por los cortes hechos en las carreteras.
¿Cuál es la relación de este fenómeno con los temblores? En primer lugar notemos que en una zona de subducción el movimiento de una placa bajo la otra se realiza venciendo las fuerzas de fricción, generadas en el contacto entre ambas. A lo largo de este contacto, llamado zona de Wadati-Benioff (WB), el movimiento de una placa contra la otra tiene lugar discontinuamente, por "brincos". Es esto precisamente lo que genera los temblores en esas regiones. Para imaginar estos procesos pensemos en un bloque de cemento sobre una mesa, como se muestra en la figura 5.
FIG.5
Si colocamos un peso pequeño en la canastilla, el bloque no se moverá debido a la fuerza de fricción entre el bloque y la mesa. Conforme aumentamos el peso, la tensión en el cable continúa acumulándose hasta que iguala a la fuerza de fricción, a partir de ese momento el bloque empezará a moverse.
Análogamente, en la zona WB se acumula gradualmente la tensión hasta que rebasa un límite, en ese momento comienza a presentarse un fallamiento en algún punto llamado foco, desde donde se propaga a toda una superficie.
Este comportamiento puede ser observado cuando el contacto entre placas aflora en la superficie de la Tierra, como en la famosa Falla de San Andrés, en California. De hecho, fue en observaciones hechas en esta falla que pudo deducirse este mecanismo, conocido como la Teoría del Rebote Elástico. Esto ocurrió durante el sismo de San Francisco en el año de 1906. La figura 7 muestra las dos placas durante el movimiento lateral que produce la acumulación de esfuerzos. Cuando los esfuerzos rebasan cierto límite y el fallamiento se produce en un punto y se propaga en ambas direcciones. Se dejan ahora un desplazamiento que permanece entre ambas caras de la falla.
FIG.6
Aunque este proceso puede parecer intuitivamente obvio, en realidad no lo es; durante mucho tiempo, se pensó que el fallamiento de la corteza era un efecto de los temblores y no el origen de los mismos. Como fuentes de éstos, se pensaba en intrusiones de magma o colapso de volúmenes por cambios de densidad de las rocas que componen la corteza.
Aunque estos mecanismos pueden ciertamente ocurrir, en la actualidad sabemos que la mayoría de los temblores en las regiones de subducción, se originan por el mecanismo expuesto y son llamados "tectónicos". Otros tipos de sismos están asociados a fenómenos locales, como la actividad volcánica o el colapso del subsuelo por la extracción de fluidos o materiales del subsuelo.
Para finalizar es necesario hacer dos observaciones que no están explícitas en los párrafos anteriores. La primera es que si bien los sismos son generados por la ruptura en el plano de falla, las ondas así creadas se propagan a través de la tierra porque para los tiempos involucrados en la propagación de las ondas (del orden de varios segundos) esta se comporta como un cuerpo elástico.
La segunda concierne, nuevamente, al comportamiento mecánico de las rocas. Cuando una roca es sometida a una fuerza pequeña por un tiempo corto de tiempo, la roca se deforma; pero al cesar la fuerza, recupera su forma original.
A esto ya nos referíamos en la discusión anterior; sin embargo, cuando la fuerza a que se somete el material es mayor que su resistencia, este se rompe o falla a lo largo de un plano que es el llamado plano de falla. Si existe un plano de falla preexistente, una nueva ruptura tenderá a presentarse en el mismo lugar porque este es un plano debilitado por rupturas anteriores. De la misma manera, si tenemos dos placas en contacto, la resistencia al movimiento entre ellas se da a causa de la fricción entre las caras; sin embargo la fuerza de fricción entre ellas es mucho menor que la que seria necesaria para romper nuevas rocas, de manera que las fuerzas acumuladas tenderán a fallar a lo largo del mismo plano.
EL GPS EN LA TECTÓNICA DE PLACAS
¿Que Es GPS?
El sistema de posicionamiento global (GPS) es una herramienta muy precisa de ubicación de coordenadas. Convertido por el Departamento de Defensa de los EE.UU. en 1973, el GPS fue diseñado originalmente para asistir a soldados y a los vehículos, a los aviones, y a las naves militares en la determinación exacta de sus localizaciones por todo el mundo. Hoy, las aplicaciones del GPS se han extendido para incluir los mundos comerciales y científicos.
Comercialmente, el GPS se utiliza como un navegador y herramienta de posicionamiento en los aeroplanos, barcos, coches, y para casi todas las actividades recreacionales al aire libre tales como ir de excursión, pesca, y kayaking. En la comunidad científica, el GPS desempeña un papel importante en la geología. Usado por la Meteorología para el pronóstico de tiempo y los estudios globales del clima; es utilizado también para medir movimientos tectónicos durante y entre terremotos.
¿Cómo Trabaja?
Tres partes son las que conforman el sistema de posicionamiento global. El primer segmento del sistema consiste en 24 satélites, moviendose en órbita alrededor de 20.000 kilómetros sobre la tierra en órbitas circulares de 12 horas. Esto significa que toma a cada satélite 12 horas para hacer un círculo completo alrededor de la tierra.
Para cerciorarse de que puedan ser detectados dondequiera sobre la superficie de la tierra, los satélites se dividen en seis grupos de cuatro. Asignan cada grupo un diverso camino a seguir. Esto crea seis planos orbitales que rodean totalmente la tierra. Estos satélites envían las señales de radio a la tierra que contienen la información sobre el satélite. Usando receptores terrestres del GPS, estas señales se pueden detectar y utilizar para determinar las posiciones de los receptores (latitud, longitud y altura.) Las señales de radio se envían en dos frecuencias de banda L. La banda L se refiere a un rango de frecuencias entre 390 y 1550 megaciclos.
Dentro de cada señal, se envía una secuencia cifrada. Comparando la secuencia recibida con la secuencia original, los científicos pueden determinar cuánto tiempo toma para que la señal alcance la tierra desde el satélite. El retardo de la señal es útil para aprender sobre el Ionosphere y la troposfera, dos capas atmosféricas que rodeen la superficie de la tierra. Una tercera señal también se envía a los receptores del satélite. Esta señal contiene datos sobre la salud y la posición del satélite.
La segunda parte del sistema del GPS es la estación de tierra, que consiste en un receptor y una antena, así como las herramientas de comunicación para transmitir información al centro de datos. La antena omnidireccional en cada sitio, actuando como una antena de radio de un automóvil, recoge las señales basadas en los satélites y las transmite al receptor del sitio como corrientes eléctricas. El receptor entonces separa las señales en diversos canales señalados para un satélite y una frecuencia determinados en un rato determinado. Una vez que se hayan aislado las señales, el receptor puede decodificarlas y partirlas en frecuencias individuales. Con esta información el receptor produce una posición general (latitud, longitud, y altura) para la antena. Luego, los datos recogidos por el receptor se pueden procesar otra vez por los científicos para determinar diversas cosas, incluyendo otro conjunto de coordenadas de posicion para la misma antena, esta vez con exactitud del milímetro. La tercera parte del sistema es el centro de datos.
El papel del centro de datos es de peso dos. Éste monitorea y controla las estaciones globales GPS y utiliza sistemas informáticos automatizados para extraer y para analizar datos de los receptores en esas estaciones. Una vez que estén procesados, los datos, junto con las informaciones en bruto originales, se ponen a disposición de los científicos alrededor del mundo para su uso en una variedad de aplicaciones. Puesto que las estaciones globales del GPS son construidas y vigiladas por diversas instituciones todo el mundo, hay muchas diversas localizaciones de centros de datos.
El GPS en el estudio de sismos
Un ejemplo perfecto de la aplicación de este sistema de tres partes es la Red GPS Integrada del Sur de California (SCIGN). La SCIGN es una red de receptores GPS registradores continuos instalados en un arreglo de tal forma que vigilen la acumulación de esfuerzos en la corteza de California del Sur. Esto se hace con la ayuda de las medidas altamente exactas hechas por el sistema del GPS que permiten que los científicos registren a escala del milímetro movimientos en fallas que no pueden ser medidos ordinariamente.
La comprensión de la sismicidad del área podría conducir a una mejor comprensión de la mecánica detrás de los terremotos y a un mejor gravamen de los peligros del terremoto y de las estimaciones de los daños. Científicos de la NASA/JPL, del Instituto Scripps de Oceanografía, y del U.S. Geological Survey (USGS) usan los datos de este arreglo para determinar si el movimiento en escala reducida en fallas entre los terremotos puede indicar señales de un acontecimiento que pueda ayudar a predecir donde y cuando ocurrirá un terremoto probablemente.
En el futuro cercano, esta red actuará como clave en la mejora del estado de preparación y de la respuesta de la emergencia; determinación de las áreas del riesgo del aftershock que siguen terremotos importantes; ayudando a prevenir la destrucción de edificios, propiedades e infraestructura; avanzar en la comprensión del proceso de un terremoto; proporcionar mejores modelos geofísicos; y a la apertura de nuevas direcciones en el campo de la dinámica de sólidos de la tierra.
Usando el GPS para medir los terremotos
El GPS está siendo utilizado por los científicos para estudiar la deformación en curso de la corteza en California meridional causada por la falla de San Andres y otras fallas en el area de Los Angeles. La SCIGN mide los movimiento, a escala de milímetro, de la corteza entre los terremotos, y también registra el desplazamiento de estaciones durante terremotos, pero no mide las sacudidas reales de la tierra causada por un terremoto. Los terremotos se pueden medir en una variedad de maneras. Tradicionalmente, la dimensión del terremoto ha sido determinada por los varios métodos sismológicos, que examinan la magnitud de las sacudidas, que se relaciona directamente con la energía expulsada en un terremoto.
El GPS mide la magnitud del terremoto examinando la cantidad final que una estación se ha desplazado en un acontecimiento. Esto es hecho examinando la distancia total que una estación ha movido en un terremoto, comparando su posición antes del acontecimiento con su posición posterior al acontecimiento. Los científicos han encontrado que hay un lazo entre la cantidad de desplazamiento causada por un terremoto y su magnitud. Es usando la relación entre el desplazamiento y la magnitud por la que los científicos pueden medir la dimensión relativa de un terremoto usando GPS. El GPS no se utiliza para medir sacudidas reales de la tierra debido a la manera en que se recogen los datos.
Los datos se muestrean en cierto tiempo o razón, llamada razón de la muestra, que significa que el receptor registra la información que le es enviada de los satélites en cierto intervalo de tiempo todo el día. Por ejemplo, los datos se pueden muestrear en un intervalo de 30 segundos, que significa el receptor obtiene señales del satélite cada 30 segundos. Eso significa que si el sacudir del terremoto dura menos de 30 segundos, no será tomado en cuenta por el receptor.
Debido a esto, se procesan los datos y se determina una solución diaria, que significa que el cambio en la posición del receptor es calculado para un día para cada vez combinando los datos recogidos a lo largo del día. Los datos se pueden también procesar en otro intervalo solución.
Por ejemplo, los datos podrían ser muestreados en una razón de un segundo y ser procesados, pero las soluciones serían menos exactas que en el caso de las soluciones diarias. Éste es el motivo por el que el GPS no se utiliza para medir directamente el movimiento de la tierra durante un terremoto. Los sismómetros están mucho mejor equipados para registrar exactamente esta clase de movimiento de alta frecuencia que el GPS. De este modo la magnitud del terremoto es determinada, en lugar de medir la separación final de las estaciones y usar la relación entre el desplazamiento vs. la magnitud.
Geodesia Espacial con GPS
Aunque varios sistemas proporcionan datos similares, el GPS es el sistema preferido para la mayoría de las aplicaciones tectónicas. El GPS fue desarrollado en los años 70 por el Departamento de Defensa de los EE.UU. para el posicionamiento en tiempo real, la navegación, y la transferencia del tiempo. Una constelación de 21 satélites NAVSTAR transmite señales que miden el tiempo cifradas en un par de frecuencias portadoras de la microonda sincronizadas a los relojes atómicos a bordo muy exactos. Determinando los rangos de un mínimo de cuatro satélites de los retardos de la señal y de la información basada en los satélites de la órbita de la difusión, un solo receptor del GPS puede determinar su posición y tiempo en 3 dimensiones.
La exactitud de la posición es 5 a 100 metros y la exactitud del tiempo está en el nivel del milisegundo o mejor, dependiendo del nivel de la degradación de la señal (disponibilidad selectiva) impuesto por los militares. La exactitud se puede mejorar por las técnicas diferenciadas, que utilizan dos o más receptores del GPS para quitar errores de deriva del reloj del receptor y del satélite. Para los receptores usando solamente las señales diferenciales codificadas, la exactitud se extiende a partir del 2 a 10 metros para las unidades hand-held pequeñas, hasta mejores que 1 metro para los receptores de grado de exploración. La comunidad científica, basada en la experiencia con otras técnicas geodésicas del espacio tales como interferometría muy larga de la línea de fondo (Very Long Baseline Interferometry), determinó que el GPS se podría también utilizar para hacer medidas geodesicas aún más exactas.
La mejora al nivel de centímetro o a una precisión mejor es obtenida usando los retardos de la fase de los portadores de la microonda. El uso de señales diferenciadas reduce errores de reloj. Combinar ambas frecuencias transmitidas quita los retardos causados por el paso de las señales del GPS a través de la ionosfera. Los retardos troposféricos se pueden estimar para reducir errores de la posición y, además, para proporcionar datos atmosféricos valiosos. El elemento final para los levantamientos de alta precisión es proporcionado por un continuo funcionamiento de las estaciones globales GPS y de los centros de datos bajo auspicios del Servicio Internacional del GPS (IGS). El IGS proporciona datos de búsqueda esenciales, órbita del GPS de alta exactitud y la información basada en los relojes del satélite, parámetros de rotación de la tierra, un marco unificado de la referencia de las velocidades y de los coordenadas de la estación, y a la información ionosférica. Consecuentemente, ambas posiciones del sitio de IGS y ésas de los estudios locales del GPS que usan soluciones de IGS pueden alcanzar la precisión coordinada de 5 a 10 milímetros dondequiera en la tierra.
La distribución mundial de las estaciones de IGS es así crucial para los estudios locales del GPS y proporciona valiosos datos para los estudios globales. Un rango de instrumentos y de las técnicas del GPS está disponible para tratar una variedad amplia de aplicaciones de la investigación (véase abajo). En algunas aplicaciones, los receptores permanentes del GPS están instalados. En otros, los monumentos geodesicos se ocupan en campañas periódicas usando receptores portatiles. El GPS también se utiliza para varias aplicaciones de mapeo. El acercamiento específico usado depende de los requisitos de la precisión y de los apremios del costo y de la logística.
Aplicaciones y Métodos GPS
Precisión
Método
Ciencia
Escala Típica
2-5 mm
Geodesia Alta Precisión (frecuencia dual)
Tectónica de placas, Deformación de límite de placas, rebote glacial, Deformación intersísmica y postsísmica, volcanes
10 - 1000´s km
2-5 mm
Geodesia Alta Precisión (frecuencia única)
Volcanes, zonas de falla, tide gauges, edificios y estructuras
<10 km
1-10 cm
Cinemática en tiempo real, rápida estática (usar carrier phase)
Fault scarp de bastante alta precisión y mapeo de intersección, uplifted terrace mapping, topografía de alta precisión, volcanes, edificios y estructuras.
<10 km
Movimiento de Placas
Los datos del GPS de los movimientos de placas están dando un cuadro claro de los actuales movimientos de la placa del día, para la comparación con los modelos globales del movimiento de la placa los que son promedio en los ultimos pocos millones de años(2-4). En general, los resultados son similares, consistente con la idea de que aunque el movimiento en los límites de la placa puede ser episódico, la viscosa astenosfera humedece fuera de los movimientos transitorios, causando el movimiento constante entre los interiores de la placa. Aparentan, sin embargo, ser discrepancias algo intrigantes.
En algunos casos, tales como la placa caribeña, los datos del GPS dan un cuadro absolutamente diferente del modelo del movimiento de la placa, que se supuso incierto debido a las limitaciones en los datos 3-Myr (5).
Figura 1 Movimientos de los sitios del GPS en marco de la referencia ITRF-94. Observe el movimiento hawaiano del sitio a lo largo del encadenamiento de la isla, según lo esperado porque estos movimientos del GPS esencialmente corresponden a los movimientos absolutos de la placa del actual día en un marco fijo de referencia del hotspot.
El acuerdo general es importante para el análisis de peligro sísmico, porque implica que los datos sobre varias escalas de tiempo se pueden combinar para estudiar la repetición del sismo. Los datos del GPS se están convirtiendo en así una parte dominante de estudios del peligro de sismo.
Zonas de Límite de Placa
Los datos del GPS de las zonas de límite de placa están proporcionando vistas detalladas de la distribución espacial de la deformación dentro de zonas de límite de placa. Esto es importante porque la vista más simple de la placa tectónica implica que toda la deformación ocurre a través del límite entre las placas rígidas idealizadas.
De hecho, los terremotos, el volcanismo, y otras deformaciones ocurren sobre zonas más amplias del límite de placa, que parecen cubrir cerca del 15% de la superficie de la tierra. Aunque los modelos del movimiento de placa predicen solamente el movimiento integrado a través del límite, los datos del GPS pueden mostrar cómo esta deformación varía en espacio y tiempo. Entender esta deformación es un problema geológico importante, que también tiene importancia social debido a los peligros geológicos que resultan a las áreas pobladas.
Figura 2. Comparación de la geometría de la placa rígida idealizada con las amplias zonas del límite (rojas) implicadas por la sismicidad, la topografía, u otra evidencia de fallamiento. La geometría exacta de estas zonas, y en algunos casos su existencia, está bajo investigación. (figura de T. Shoberg y de P. Stoddard).
La zona límite entre las grandes placas Norteamericana y Pacífica es especialmente interesante, porque el movimiento total entre las dos placas varía de esparcirse en el Golfo de California, a deslizarse fuertemente a lo largo del sistema del San Andres, a la convergencia en Alaska. Los movimientos dentro de esta zona del límite están siendo definidos por programas en Alaska, California y el Noroeste del Pacífico.
Figura 3 Observaciones del GPS y de VLBI a través de una porción de la zona límite Norte Americana y del Pacifico, derivadas combinando datos de una variedad de las fuentes. Los movimientos del sitio relativos a la estable Norteamérica muestran un fuerte deslizamiento a lo largo del sistema de la falla de San Andres. El movimiento neto a través de la zona del límite es esencialmente ése predicha por el modelo global del movimiento de la placa NUVEL-1A. La sismicidad (puntos púrpuras) ilustra el sistema de San Andres, el este de la zona de corte de California, y las lineas sísmicas del inter montañosas y centrales de Nevada.
Resultados similares han sido derivados para las interacciones complejas a través del límite meridional de Eurasia por programas en el Himalaya, China, Tien Shan, el Cáucaso, y zonas de colisión del Mediterráneo Este. El rifting continental se está estudiando a través de la grieta del este de África.
Figura 4 Observaciones GPS de movimiento a través de una porción de la zona de colisión de Africa, Arabia y Eurasia, relativo a Eurasia. Las porciones del norte de Arabia se mueven a 40 grados NorOeste aproximadamente, consistente con el modelo global NUVEL-1a del movimiento de placa. El Este de Turquía muestra una deformación distribuida, mientras que Turquía occidental y la placa Egea rotan como la placa de Anatolia alrededor de un polo cerca de la península del Sinaí, causando un movimiento de fuerte deslizamiento a lo largo de la falla del Norte de Anatolia. Una cierta extensión ocurre dentro de la porción egea de esta placa.
Tales datos se están utilizando para definir la cinemática de las zonas límite, y (conjuntamente con otros datos geológicos y geofísicos) proporcionar datos que se pueden utilizar para desarrollar y para probar los modelos de su mecánica. Por ejemplo, los datos del GPS muestran la variación completa del movimiento a través de los Andes, del interior de la placa oceánica de Nazca al interior del continente suramericano estable, y proporcionan a una mirada detallada en el proceso de la convergencia océano-continente y de la constitución de montañas en el continente.
Los programas GPS están proporcionando datos similares para otros límites convergentes océano-continente y océano-océano, y así que están mejorando perceptiblemente nuestro conocimiento de los complejos procesos allí.
Figuras 5 y 6 Datos del GPS y una interpretación a través de la zona límite de la placa de Nazca y Sur América en Perú y Bolivia. Cerca de 30-40 milímetros por año de deslizamiento, aproximadamente la mitad del total de la velocidad de convergencia, se esta acumulando en la falla de empuje del límite de placa bloqueada y deberia expulsarse como notorios sismos futuros. Cerca de 10-15 milímetros por año de acortamiento de la corteza ocurre al interior del pliegue del cabo sub Andino y el cinturón de empuje, indicando que los Andes se continuan desarrollando. Esta velocidad de acortamiento es perceptiblemente mayor que la deducida a partir de los momentos sísmicos, sugiriendo que el acortamiento es en gran parte asismico. Los puntos rosados muestran la sismicidad baja (< 60 kilómetros de profundidad).
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