El inusual caso de la zona de subducción mexicana

El siguiente artículo es mi traducción de un resumen sobre algunas de las características y conocimientos que los sismólogos y expertos en Ciencias de Tierra tienen hoy en día sobre la zona de subducción mexicana. Creí bastante conveniente el traducir y compartir con los lectores de habla hispana este documento como respuesta al creciente interés de la población mexicana después del terremoto del pasado 7 de Septiembre de 2017. La versión original de este post (en inglés) se encuentra en un link en la parte inferior de esta página.

México se encuentra en una de las zonas de subducción de la Tierra, donde el fondo oceánico de la placa tectónica de Cocos está forzando su descenso ("subduce") bajo el borde continental de la placa Norteamericana. Las zonas de subducción son propensas a grandes terremotos, porque las dos placas se mueven una contra otra, a veces se pueden quedar pegadas ("bloqueadas"), la placa inferior tira de la placa superior hacia abajo con ella y, por lo tanto, aumenta la tensión entre ellas. Cuando la tensión se acumula hasta el punto de rotura, la placa superior se libera y regresa a donde había estado, levantando así el fondo del océano. Esto produce un terremoto, y a veces un tsunami (ver animación más abajo). La placa inferior se mueve lentamente, sólo alrededor de 6 cm por año, aproximadamente tan rápido como el crecimiento de las uñas. Por lo tanto, toma cientos de años para que el estrés se acumule antes de causar un gran terremoto.

Las zonas de subducción también suelen tener una cadena de volcanes asociada, llamada arco volcánico. Se produce un arco volcánico cuando la corteza oceánica de la placa subductante alcanza temperaturas y presiones suficientemente altas para sufrir metamorfismo (las rocas se funden a grandes temperaturas y presiones), liberando agua que provoca la fusión del manto. El magma (roca fundida) resultante se eleva a la superficie atravesando la placa continental, arrojando lava en la superficie terrestre, lo cual forma volcanes.

La figura 1 muestra México y el fondo oceánico vecino. Las dos placas tectónicas se encuentran en la costa sur de México, formando una profunda trinchera (una gran zanja) submarina paralela a la costa (línea azul oscuro). Esta área se llama la Zona de Subducción Mesoamericana.

Mapa de México

Figura 1. Trinchera profunda de la costa sur de México. Un mapa del fondo del océano revela una profunda Trinchera submarina (línea azul oscuro) que discurre a lo largo de la costa sur de México, definiendo el límite entre dos placas tectónicas. La figura muestra las placas de Cocos y la placa Norteamericana. Tenga en cuenta que la línea azul oscuro no se extiende más arriba de la costa. Más al norte de esta costa la placa del Pacífico y la placa Norteamericana están pasando lado a lado y no hay subducción. La Falla de San Andrés es un ejemplo bien conocido de este tipo de movimiento de lado a lado, llamado deslizamiento en dirección del rumbo de la falla (stike-slip). En la figura los triángulos rojos representan las ubicaciones de los volcanes. Observe cómo en Guatemala, la ubicación de los volcanes corre en una línea paralela a la trinchera, mientras que en el sur de México se encuentran más hacia el interior. También se indica la velocidad de la placa subductora, 61 mm por año. [Crédito: Lisa Christiansen, TO]

En el sur de México se pueden observar tres rasgos geológicos inusuales:

• Primero, en la mayoría de las zonas de subducción, grandes terremotos ocurren en la interfase entre las dos placas, a profundidades que van desde la superficie de la tierra hasta unos 600 km. Esta región, llamada "Zona de Benioff", se utiliza para localizar la placa subductante, como se muestra en el caso de Japón en el lado izquierdo de la Figura 2. Sin embargo, en el sur de México, se observan pocos terremotos por debajo de 100 km de profundidad (ver el lado derecho de la Figura 2).





Profundidad de los terremotos





Figura 2. Distribución de fuertes sismos para dos zonas de subducción. Para Japón (arriba a la izquierda), la distribución en profundidad de los fuertes sismos revela la interfaz de la placa (abajo a la izquierda). Observe que la línea A-A' en la figura superior izquiera corre de derecha a izquierda, mientras que en la parte inferior izquierda va de izquierda a derecha. En contraste, para el sur de México (arriba a la derecha), hay pocos fuertes terremotos por debajo de 150 km de profundidad, dejándonos con la pregunta de ¿dónde está la placa subductora (abajo a la derecha)? [Sismicidad de NEIC-USGS; Crédito: Anthony Sladen, TO]



• En segundo lugar, en la mayoría de las zonas de subducción, hay un arco volcánico paralelo a la trinchera. Pero en el sur de México, el arco volcánico se curva hacia afuera de la trinchera, con un ángulo de aproximadamente 15° (véase Figura 1).



• Por último, en la mayoría de las zonas de subducción, los terremotos gigantes ocurren cada pocos cientos de años más o menos. Tales terremotos ocurren también en el sur de México (por ejemplo, el terremoto de Michoacán, México de magnitud 8.5 en 1985), pero sólo cerca de la costa. Además, recientemente se ha descubierto otra forma de terremoto, llamada "terremoto silencioso" (o un evento de deslizamiento lento). Estos ocurren tan lentamente que uno solo de estos "terremotos silenciosos" puede durar hasta un mes, y las ondas sísmicas que producen, llamadas tremores, son tan débiles que no podemos sentirlas.

Estas tres características son poco conocidas. Los científicos del Observatorio Tectónico (TO) de Caltech esperan que su estudio, denominado Experimento de Subducción MesoAmericana (MASE), tenga importantes implicaciones más allá de México. Por ejemplo, ¿por qué son tan grandes las grandes llanuras del oeste de los Estados Unidos? Los científicos creen que la comprensión del proceso de subducción en el sur de México puede arrojar luz sobre cómo el oeste de Estados Unidos llegó a estar a tan gran altitud con respecto al nivel del mar.

Una mejor comprensión de los terremotos y temblores silenciosos puede conducir a una mejor evaluación del riesgo sísmico. Todavía no está claro si hay alguna relación entre los terremotos gigantes de las zonas de subducción y los terremotos silenciosos. ¿Los terremotos silenciosos llegan a aliviar la tensión acumulada y por lo tanto disminuye el riesgo sísmico o, al aliviar la tensión en un área, hacen que la tensión se acumule en otras partes y, por lo tanto, aumenta el riesgo sísmico en otros lugares? Este es un área activa de investigación.

I. ¿Dónde está la placa subductora?

La zona de subducción mexicana carece de la típica "Zona Benioff" de sismicidad, lo que ayuda a delinear la losa subductora en la mayoría de las zonas de subducción alrededor del mundo (Figura 2). Para evitar este problema, los científicos de la AE buscan la losa usando un método diferente de analizar los datos sísmicos, que se basa en el Análisis de la Función del Receptor. Este método localiza interfaces por debajo de la superficie de la tierra (como el límite de corteza/manto) detectando el efecto de la interfaz en las ondas sísmicas. Por ejemplo, el límite de corteza/manto puede cambiar una onda P en una onda S. Como resultado, el Análisis de Función de Receptor proporciona una imagen de la placa de subducción por debajo de los sismómetros.

Dado que esta técnica requiere una amplia gama de estaciones sísmicas, los científicos instalaron 100 sismómetros en una línea a través de México (Figura 3). La línea de sismómetros, llamada arreglo MASE, se extiende de Acapulco en la costa pacífica, a través de la Ciudad de México, casi hasta Tempico en el golfo de México. Ni siquiera es posible

Figura 3. Línea de 100 sismómetros de banda ancha denominada arreglo MASE (Experimento de la Subducción MesoAmericana). Este arreglo (puntos rojos), con sismómetros espaciados a 5 km de distancia, cruza México. Fue instalado en 2005. Las líneas de contorno muestran la profundidad de la placa en subducción. [Modificado de Chen y Clayton, JGR 2009]

Lo que los científicos descubrieron a partir del análisis de los datos sísmicos de MASE sorprendio a todos. La imagen de alta resolución de la placa subductante debajo de México (Figura 4) muestra que esta placa es tan superficial que en realidad se encuentra subyaciendo contra la corteza continental por encima de ella. Y se queda así, casi horizontal, por 250 km, casi todo el camino a la Ciudad de México. Esto es muy inusual. A esta característica se le da el nombre de "subducción de placas planas".

El análisis de los datos sísmicos de MASE usando el método de Función de Receptor se muestra en la figura 4, que muestra una vista lateral de la línea de los sismómetros MASE (triángulos negros). A la izquierda está Acapulco, en el centro se encuentra la Ciudad de México y el cinturón volcánico, y a la derecha está la Ciudad de Tempoal. La altura de los triángulos muestra la topografía de la tierra. La extensión abajo de los sismómetros es una sección transversal vertical de la Tierra hacia abajo; los colores corresponden a las amplitudes de la función del receptor. Aunque estas funciones de receptor pueden ser difíciles de descifrar para el ojo no entrenado, la inserción en la parte inferior izquierda muestra una vista ampliada de un área para un evento sísmico. La línea azul oscuro representa la posición de la placa en subducción, mostrando un ángulo pronunciado por debajo de Acapulco y posteriormente un aplanamiento.

Figura 4. Imagen de alta resolución de la placa en subducción "Abrazando" la corteza superior. Los sismómetros del arreglo MASE (triángulos negros) corren a lo largo de la línea superior en la superficie de la Tierra. Sus alturas muestran la topografía del terreno. Se ve que el arco volcánico se encuentra más al interior de lo esperado para una zona de subducción. Las funciones receptor por debajo de cada estación revelan la posición de la placa en subducción. La imagen en la parte inferior izquierda muestra un zoom de la región de la placa plana. La posición de la placa se muestra mediante la señal azul más oscura. El área azul claro encima representa la corteza continental, el área anaranjado clara de abajo es el manto. La placa se encuentra justo contra la corteza. [Modificado de Perez-Campos et al., GRL 2008]

Para ver a profundidades aún mayores por debajo de la superficie terrestre, los científicos utilizan otro método de análisis de datos sísmicos llamado Tomografía Sísmica. A pesar de su menor resolución en comparasión con el Análisis de la Función del Receptor, la Tomografía Sísmica puede "ver" hasta 700 km, es decir, hasta llegar al manto. Este método detecta cambios en la velocidad de las ondas sísmicas debido a cambios en la densidad de la Tierra. Las ondas se aceleran cuando pasan por una roca más densa; se ralentizan al pasar a través de roca menos densa. Dado que la placa en subducción es más densa que el manto circundante, puede determinarse su posición.

La Figura 5 muestra la imagen completa de la placa de subducción, obtenida combinando los resultados tanto del Análisis de Función del Receptor como de la Tomografía Sísmica. La placa comienza a forzar su camino hacia abajo de la corteza continental en un ángulo poco profundo, luego se nivela hasta casi ser horizontal. Por debajo de la Ciudad de México, se hunde abruptamente en el manto y termina abruptamente a una profundidad de unos 500 km. Los científicos sospechan que esta terminación abrupta de la placa puede deberse a un desgarro anterior en esa ubicación, antes de que esa parte del fondo del océano se hubiera subducido.

Placa en subducción

Figura 5. Imagen completa de la placa en subducción. Esta imagen es similar a la de la figura 4, pero baja a mayor profundidad. La línea púrpura muestra toda la placa subductante, ya que toma una inmersión poco profunda por debajo de Acapulco, se nivela casi hasta la ciudad de México, luego se mete más fuertemente en el manto, y finalmente rompe abruptamente a unos 500 km de profundidad. Las líneas de contorno indican la velocidad de onda. Las líneas azules muestran donde las ondas sísmicas viajaron más rápido, indicando que el área es densa (por lo tanto es la placa). Las líneas rosadas muestran donde las ondas viajaron más lentamente, indicando que el área es menos densa (por lo tanto es el manto). [De Perez-Campos et al., GRL 2008]


II. ¿Por qué el arco volcánico se desvía hacia el interior?

En las zonas de subducción, los volcanes se forman cuando minerales hidratados en la placa subductante sufren metamorfismo (cambios a altas presiones y temperaturas) y liberan agua (deshidratación). Esta agua se filtra en el manto, causando que parches del manto se derritan a temperaturas más bajas de lo habitual. El magma resultante se eleva a la superficie atravesando la corteza y siendo arrojada violentamente como lava, formando un volcán. Este proceso de deshidratación requiere temperaturas y presiones muy altas, y generalmente ocurre cuando la placa alcanza una profundidad de unos 100 km. Así, cuando vemos volcanes cerca de las zonas de subducción, sabemos que justo debajo de ellos, a unos 100 km de profundidad, se encuentra lo que solía ser el fondo del océano.

Para la mayoría de las zonas de subducción, la placa subductante alcanza 100 km de profundidad a unos 100 km tierra adentro desde la Trinchera. Por lo tanto, la mayoría de los arcos volcánicos se encuentran a 100 km de la trinchera. Pero en el sur de México, debido a que la placa en subducción se aplana, no llega a 100 km de profundidad hasta unos 300 km de la trinchera, formando volcanes a 300 km de la trinchera. Puesto que esta región plana de la placa está limitada en ambos lados por zonas de subducción normales, el arco volcánico se curva hacia el interior en esta región.


III. ¿Cómo llegó a ser esta placa inusual?

¿Cuáles fueron las condiciones que causaron que esta placa subductante se aplanara? ¿Y qué entonces la hizo terminar abruptamente en 500 kilómetros de profundidad? Para responder a estas preguntas, los científicos están desarrollando modelos numéricos para simular las fuerzas dentro de la Tierra durante los últimos 22 millones de años. Con estos modelos, seríamos capaces de predecir cómo fue la evolución que llevo a una región de subducción normal a cambiar a una subducción de placas planas durante este lapso de tiempo.

Los cinetíficos teorizan que hace 30 millones de años hubía una subducción normal en esta región, con volcanes activos a lo largo de la costa del Pacífico. Pero hace unos 22 millones de años, esos volcanes se apagaron porque la subducción cambio a su forma horizontal. Nuevos volcanes comenzaron a estallar, en la costa del Golfo, indicando que la placa plana se extendió casi todo el camino hasta esa costa. Desde entonces, la línea de volcanes activos ha estado retrocediendo hacia la costa del Pacífico, ya que la extensión de la placa ha ido disminuyendo.

Esta marcha de 22 millones de años de los volcanes desde la costa del Golfo hacia la costa del Pacífico es la causa de la alta elevación de la Ciudad de México, que se asienta sobre los restos de antiguos volcanes.

Una forma en la que podría haber ocurrido un cambio de subducción normal a una subducción plana es si hubiera habido una capa de material de baja viscosidad (que fluía fácilmente) justo por debajo de la corteza, que luego cedió cuando la placa subductante se presionó contra ella desde abajo. Una fuente posible de una capa de manto de baja viscosidad podría ser la liberación de agua por la placa en subducción a medida que alcanza altas presiones y temperaturas, como se discutió en la sección anterior. Los resultados del modelo (Figura 6) predicen una geometría de la placa similar a la obtenida por los datos sísmicos (Figura 5).

Modelo de la zona de subducción americana

Figura 6. Modelo digital de la evolución de la subducción de placas planas. Al tener una cuña de manto de baja viscosidad (roja en el panel a la izquierda) justo debajo de la corteza, la placa subductante puede aplastarse, ya que exprime ese material fuera del camino. [Modificado de Perez-Campos et al., GRL 2008]


IV. Tremores y terremotos lentos o silenciosos

Otro aspecto inusual sobre la zona de subducción mexicana es la ocurrencia de terremotos silenciosos (eventos de deslizamiento asismico) que son tan lentos que no podemos sentirlos. De hecho, estos eventos de deslizamiento lento sólo son visibles en las series temporales de GPS (Sistema de Posicionamiento Global), que muestran la posición de una estación GPS en la corteza continental de la placa superior (puntos amarillos en la Figura 7) en función del tiempo.

Serie temporal GPS

Figura 7. Señales GPS continuas que muestran eventos de deslizamiento lento y su relación con los temblores. Los datos GPS (amarillo) que muestran deslizamiento lento, y los datos sísmicos (rojo y verde) que muestran temblores, se representan en el mismo gráfico. Los datos GPS muestran dos terremotos silenciosos, a principios de 2002 y mediados de 2006. La agrupación de temblores durante estos dos eventos (áreas circundadas) confirma que el deslizamiento lento es una causa del temblor. [Modificado de Payero et al., GRL 2008]

El movimiento gradual de la estación GPS hacia tierra, lejos de la trinchera (el ascenso de la línea amarilla) se debe a que la placa superior está "pegada" a la placa subductante debajo, y por lo tanto es comprimida junto con ella. La inversión de la dirección de la estación GPS, hacia atrás hacia el mar (la caída de la línea amarilla), indica que la placa superior se ha desprendido parcialmente y se desliza hacia la trinchera. En la mayoría de las zonas de subducción, se restablece en cuestión de segundos, causando un gran terremoto. Pero aquí tardan meses en retroceder. Estos eventos de deslizamiento lento ascienden a aproximadamente 2 a 4 cm de desplazamiento, y se repiten cada 5 años aproximadamente.

No podemos sentir estos eventos de deslizamiento lento. Los sismómetros ni siquiera los pueden detectar, al menos no directamente. Sólo mediante la comparación de sismógrafos de diferentes instrumentos, utilizando la técnica de correlación cruzada (o buscando patrones en las señales), los científicos detectaron las débiles señales sísmicas, llamadas tremores, y localizaron sus fuentes (llamadas hipocentros). Este análisis se muestra en la Figura 8. El Panel A muestra las señales débiles a la izquierda. Las flechas azules a la derecha muestran que los sismómetros están recogiendo las mismas señales casi imperceptibles, aunque en diferentes momentos. El panel B muestra que las fuentes de las señales sísmicas (estrellas rojas y amarillas) se producen principalmente en y por encima del límite de la placa, lo que indica que el estrés en la placa superior causa los tremores.

Figura 8. Detección de tremores y localización de sus fuentes El panel A muestra señales muy débiles, llamadas tremores, de nueve de los sismómetros MASE (lado izquierdo) y funciones de correlación cruzada entre esas señales (lado derecho). Las flechas azules muestran las veces que diferentes estaciones detectaron la misma onda sísmica casi imperceptible. El panel B muestra la misma línea de sismómetros MASE que en la figura 4, con el nombre de cada uno de ellos y la topografía de la tierra. El hyocenter, o fuentes, de los tremores se muestran por las estrellas rojas y amarillas. El límite entre las dos placas tectónicas se muestra por la línea discontinua, y la placa subductante por el "liston" azul. [Modificado de Payero et al., GRL 2008]

La frecuencia de estos temblores lentos se compara con la señal GPS en la Figura 7. Dos períodos de tiempo, a principios de 2002 y mediados de 2006, muestran una actividad sísmica elevada, como se indica por la densidad de líneas verdes y rojas. Estos tiempos se correlacionan con eventos de deslizamiento lento detectados por la señal GPS (amarillo). Así, gracias a los datos sísmicos MASE, ahora sabemos que estos eventos de deslizamiento lento se acompañan de enjambres de actividad sísmica llamados tremores. Se han detectado tremores en otras zonas de subducción (Japón, Cascadia) y su origen sigue siendo poco comprendido.

Los científicos piensan que los tremores pueden ser producidos por fluidos que circulan en el medio altamente tenso y deformado de la placa subductora. Un análisis detallado de las ondas sísmicas que cruzan la interfase entre las placas subductivas y las placas superpuestas ha revelado la existencia de una capa fina anómala, intercalada entre las dos placas. Esta capa ralentiza algunos tipos de ondas sísmicas hasta en un 30% a 50%, y por lo tanto se le llama capa de velocidad ultra-lenta (USL). Los científicos han encontrado que esta capa coincide con las localizaciones de terremotos lentos, como se muestra esquemáticamente en la Figura 9, y que adyacentes a estas regiones se encuentran los hipocentros de los tremores.

Figura 9. Corte transversal esquemático comparando diferentes mediciones. La geometría de la placa se muestra en comparación con la ubicación de grandes terremotos, terremotos silenciosos, tremores, capa de velocidad ultra lenta (USL) y temperatura [Modificado de Song et al., Science 2009]

¿Cuáles son algunas de las implicaciones de este estudio?

Al estudiar esta inusual zona de subducción de placas planas, los científicos están adquiriendo una visión del funcionamiento de las zonas de subducción en general, y en la historia de las zonas de subducción plana en particular. Estas ideas pueden ayudar a desentrañar la historia de las zonas de subducción que han ocurrido hace mucho tiempo.

Un ejemplo de esto es la placa Farallon, que se cree que se ha subducido bajo los Estados Unidos occidentales continentales hace varios cientos de millones de años. Al igual que la orilla de una pala que se desliza hacia el suelo en un ángulo pronunciado, la placa que subduce en las zonas normales de subducción no suele afectar el nivel del suelo sobre ella. Pero cuando empujamos hacia abajo el mango de la pala, levantando y aplanando así la hoja, el suelo sobre ella se eleva. De manera similar, el aplanamiento de la losa puede haber elevado las grandes llanuras de los Estados Unidos continentales desde el nivel del mar hasta su actual elevación de una milla de altura. Además, esa zona de subducción plana también puede haber sido responsable de mover los volcanes costeros hacia el interior, hasta llegar a Kansas. Así que entender la actual subducción de placas planas en México puede arrojar luz sobre cómo llegó a ser el oeste de los Estados Unidos.

Los científicos también esperan que las mediciones de tremores, además de proporcionar una ventana a la dinámica de las zonas de subducción y los eventos que llevan a grandes terremotos, puedan mejorar algún día la evaluación del riesgo de terremotos. Por ejemplo, si se demuestra que un aumento en el número de tremores precede a grandes terremotos, esto podría proporcionar algún día algún aviso anticipado.