Las Placas Tectónicas (situación de Panamá)

Como se originó la teoría de las tectónica de placa.

“La idea de que los continentes van a la deriva por la superficie de la Tierra se introdujo a principios del siglo XX, esta propuesta contrastaba por completo con la opinión establecida de que las cuencas oceánicas y los continentes son estructuras permanentes muy antiguas. La percepción  de que los continentes, sobre todo Sudamérica y África, encajan como las piezas de un rompecabezas, se originó con el desarrollo de mapas mundiales razonablemente precisos. 

Desde la década de los años sesenta, nuestra comprensión de la naturaleza y el funcionamiento de nuestro planeta han mejorado de manera espectacular. Los científicos se han dado cuenta que la corteza externa de la Tierra es móvil y de que los continentes migran de una manera gradual a través del planeta. Además, en algunas ocasiones las masas continentales se separan y crean nuevas cuencas oceánicas entre los bloques continentales divergentes. Entretanto, porciones más antiguas del fondo oceánico se sumergen de nuevo en el manto en las proximidades de las fosas submarinas. A causa de estos movimientos, los bloques de material continental chocan y generan las grandes cadenas montañosas de la Tierra”.(Ciencias de la Tierra, Una introducción a la Geología física, Edward J. Tarbuck) 

La explicación de estos fenómenos dio origen a la teoría de la tectónica de placa la cual está sustenta en dos teorías generales: la deriva continental y  la expansión del fondo oceánico.

1. La deriva continental: desarrollada originalmente por Alfred Wegener  en su obra por “El origen de los continentes” en 1915, conjeturó que el conjunto de los continentes actuales estuvieron unidos en el pasado remoto de la Tierra, formando un supercontinente, denominado Pangea, que significa “toda la tierra”. En su tesis original, propuso que los continentes se desplazaban sobre otra capa más densa de la Tierra que conformaba los fondos oceánicos y se prolongaba bajo ellos, de la misma forma en que uno desplaza una alfombra sobre el piso de una habitación Este planteamiento fue inicialmente descartado por la mayoría de sus colegas, ya que su teoría no identificaba un mecanismo capaz de mover los continentes a través del planeta, sin embargo a finales de los 60 esta teoría fue adoptado como parte de la teoría de la tectónica de placa al incluirse las investigaciones relacionadas con la expansión del  fondo oceánico resultado de las exploraciones submarinas realizadas.

2. La expansión del fondo oceánico: “A principios de los años sesenta, Harry Hess, de la Universidad de Princeton, resultado de las grandes investigaciones oceanográficas realizadas principalmente por la Oficina Norteamericana de Investigación Navales, incorporó estos hechos recién descubiertos a una hipótesis que más tarde se denominaría expansión del fondo oceánico”. (infogeologia.wordpress.com). En esta teoría Hess plantea que el suelo oceánico se desplaza a un lado y otro de las dorsales por inyección constante de materiales ígneos procedentes de la astenosfera, a través del eje de dichas dorsales.

Las dorsales oceánicas (fallas transformantes) son lugares donde se genera nueva corteza oceánica, que provoca la expansión de los océanos. La velocidad de expansión es la misma a un lado y otro de la dorsal, variando la tasa de expansión de un océano a otro. Así, en el Atlántico Norte, la velocidad de expansión es de 2 cm por año, de 3 en el Atlántico Sur y de 6 a 10, en el océano Pacífico

“Un ejemplo es la Dorsal Mesoatlántica que cubre la parte media de la cuenca oceánica a lo largo de 15 000 km a través del Atlántico norte y del Atlántico sur. Harry Hess propuso que en el fondo oceánico había dos grandes cintas transportadoras, una llevaba corteza hacia norte América y otra lo desplazaba hacia Europa, ensanchándose el lecho marino y que cuando llega al límite de los continentes se hunde mediante el proceso de subducción. Explicaba de esta forma porqué los fondos marinos eran relativamente jóvenes en comparación con las masas continentales. Los sedimentos más antiguos que se han encontrado demuestran que la edad del fondo oceánico no supera los 180 millones de años.” (ahombrosdegigantescienciaytecnologia.wordpress.com) .

La teoría de tectónica de placa

“En 1968 se unieron los conceptos de deriva continental y expansión del fondo oceánico en una teoría mucho más completa conocida como tectónica de placas (tekton = construir). La tectónica de placas puede definirse como una teoría compuesta por una gran variedad de ideas que explican el movimiento observado de la capa externa de la Tierra por medio de los mecanismos de subducción y de expansión del fondo oceánico, que, a su vez, generan los principales rasgos geológicos de la Tierra, entre ellos los continentes, las montañas y las cuencas oceánicas. Las implicaciones de la tectónica de placas son de tanto alcance que esta teoría se ha convertido en la base sobre la que se consideran la mayoría de los procesos geológicos” (Ciencias de la Tierra, Una introducción a la Geología física, Edward J. Tarbuck)

La teoría de la Tectónica de Palca es una teoría científica con un marcado carácter generalista e integrador ya que pretende explicar gran cantidad de fenómenos geológicos que antes se explicaban de forma puntual por teorías inconexas. 

Los principios fundamentales de la Tectónica de Placas puede resumirse en:

• La litósfera terrestre está dividida en una serie de bloques más o menos rígidos y móviles denominados placas litosféricas.
• Estas placas terrestres se desplazan sobre la astenósfera, capa del interior de la Tierra que se extiende aproximadamente entre los 50 y los 100 km de profundidad, probablemente formada por materiales viscosos que pueden deformarse cada una con una velocidad y dirección variable
• Los desplazamientos de las placas tectónica son causados por la energía térmica existente en el interior de la tierra. Esta energía impulsa las corrientes de convención que en última instancia mueven las placas.
• Las zonas de contacto entre placas se denominan bordes o límites de placas. En dichos límites se produce un movimiento relativo entre placas. Pueden ser de tres       tipos: divergentes (separación), convergentes (choques) o pasivos (deslizamientos).
•  Los límites de las placas son las zonas de mayor actividad geológica de la tierra.
• A lo largo de la historia geológica han cambiado no solo la posición de las placas tectónica, su forma o tamaño, sino también el número de las mismas.

    De USGS - Versión en español Daroca90 - http://pubs.usgs.gov/publications/text/slabs.html, 

Relación de las placas tectónicas y los terremotos:

El profesor Ken Rubin, Profesor Adjunto del Departamento de Geología y Geofísica de la Universidad de Hawai  nos explica lo siguiente:

“La tectónica de placas es la teoría de capa sobre capa, utilizada actualmente por la mayoría de los científicos de las ciencias de la Tierra para describir el movimiento dentro de la capa más externa de la Tierra sólida (también conocida como la litósfera). Placas individuales de diferentes tamaños se mueven sobre la superficie de la Tierra a velocidades variables. Donde la placa se separa, se sobreponen o chocan entre sí, existe actividad tectónica que se manifiesta como terremotos.

El vulcanismo está asociado con dos de los tipos de placa: los márgenes divergentes y convergentes. El primer tipo se manifiesta como largas grietas volcánicas, sobre todo en las cuencas oceánicas (dorsales oceánicas); mientras que el segundo corresponde a  volcanes individuales en la placa los que “ganan” en el proceso de colisión (es decir, queda en la parte superior). Cuando dos placas que contienen corteza continental en sus márgenes chocan, existe poca o ninguna actividad volcánica (como en el Himalaya).

También puede ocurrir vulcanismo en los volcanes de intraplaca. Se cree que estos tienen fuentes a una mayor profundidad en el manto de la Tierra, la que se mantiene en un lugar relativamente fijo con respecto a los límites de las placas que siempre migran. Además pueden ser sísmicamente activos, sobre todo cuando las estructuras volcánicas se construyen rápidamente. La corteza debe responder a la carga extra y alivia el estrés a través de esta actividad tectónica.”

“El Cinturón de Fuego del Pacífico, también conocido como Anillo de  Fuego del Pacífico está situado en las costas del Océano Pacífico y se caracteriza por concentrar algunas de las zonas de subducción más importantes del mundo, lo que ocasiona una intensa actividad sísmica y volcánica en las zonas que abarca. Este anillo de  Fuego es el resultado directo de la tectónica de placas, el movimiento y la colisión de las placas. 

La sección oriental del Cinturón es el resultado de la subducción de la placa de Nazca y la placa de Cocos debajo de la placa Sudamericana que se desplaza hacia el oeste. La placa de Cocos se hunde debajo de la placa del Caribe en Centroamérica. Una porción de la placa del Pacífico, junto con la pequeña placa Juan de Fuca se hunden debajo de la placa Norteamericana. A lo largo de la porción norte del cinturón, la placa del Pacífico, que se desplaza hacia el noroeste, esta siendo subducida debajo del arco de las Islas Aleutianas. Más hacia el oeste, la placa del Pacífico está subducida a lo largo de los arcos de la península de Kamchatka en el sur más allá de Japón.” www.ecured.cu

La tectónica de placa Centroamericana.

Las placas tectónicas que forman el continente americano son las placas Norteamericana, la de Cocos, la del Caribe y la Sudamericana. Estas placas están suspendidas sobre roca fundida o magma, que suele hacerse lugar a través de los bordes de las placas y ascender por la superficie.

“La tectónica regional de América Central está controlada principalmente por el choque de las placas del Coco y el Caribe. Como consecuencia de esta colisión la placa oceánica del Coco se subduce por debajo de la placa de Caribe, a lo largo de la Fosa Mesoamericana, a velocidades que van de 70mm por año frente a Guatemala hasta poco más de 90mm por año frente a la Península de Osa en Costa Rica (Protti-Quesada, 1994, calculado a partir de De Mets et al., 1990). Es a lo largo de este límite de placas donde ocurre, en Costa Rica, la mayoría de los terremotos de gran magnitud. 

En el extremo suroeste de la placa del Caribe, las condiciones locales de esfuerzos tectónicos han provocado la fracturación de la misma y la creación de una micro-placa denominada Bloque de Panamá, cuyos límites aún no están muy bien desarrollados ni definidos. El límite norte del Bloque de Panamá con la placa del Caribe es un margen convergente conocido como “Cinturón deformado del norte de Panamá” (Silver et al., 1990), el cual se extiende desde la costa del Caribe de Colombia hasta Limón en Costa Rica. Fue en el extremo de este límite de placas, donde ocurrió el terremoto del valle de la Estrella en abril de 1991. Hacia el noroeste, el contacto entre el bloque de Panamá y la placa del Caribe, consiste en una zona difusa de fallamiento de corrimiento lateral izquierdo, que corre desde Limón hasta la Fosa Mesoamericana a través de la parte central de Costa Rica. 

Este sistema de fallas de corrimiento lateral derecho constituye el límite de transformación entre las placas del Coco y de Nazca. Al oeste de la zona de fracturas de Panamá se encuentra la cordillera submarina del Coco, la cual se subduce bajo la Península de Osa. La cordillera o dorsal asísmica del Coco, es la traza o cicatriz formada en la placa del Coco como resultado de su paso sobre el punto caliente (hot spot) de las islas Galápagos.” Tectónica de placas y sismicidad en América Central, Jean Pierre Bergoeing y Marino Protti”

La Tectónica de Placa en Panamá

Eduardo Camacho, del  Instituto de Geociencias de la Universidad de Panamá y unos de los sismólogos más destacados de nuestro país, en su artículo “Terremotos y Tsunamies en Panamá” nos comenta lo siguiente:

“El Istmo de Panamá está situado sobre una miniplaca tectónica a la cual se ha denominado el Bloque de Panamá. Esta miniplaca está rodeada por cuatro grandes placas tectónicas: la Placa Caribe, al norte; la Placa de Nazca, al sur; la Placa del Coco, al sudoeste y la Placa Suramericana, al este. El límite norte está conformado por una zona de cabalgamiento conocida como el Cinturón Deformado del Norte de Panamá.  Aquí la Placa Caribe y el Bloque de Panamá convergen en dirección Norte - Sur de 12 a 15 mm por año (Vega et al., 1993). El límite occidental lo conforma una zona de falla sinistral, que atraviesa el Valle Central de Costa Rica conectándose en el Caribe con el Cinturón Deformado del Norte de Panamá, y en el Pacífico con la zona de Fractura de Costa Rica.

El límite sur lo forman dos zonas de convergencia: el Cinturón Deformado del Sur de Panamá y la Fosa de Colombia conectados entre sí por una falla de transformación sinistral localizada al sur del Golfo de Panamá (Hardy et al., 1990; Kolarsky, 1992). El movimiento relativo predominante entre la Placa de Nazca, al sur de Panamá, y el Bloque de Panamá es del tipo transcurrente en dirección Este - Oeste (Vega et al., 199l).

El límite oriental del Bloque de Panamá no está muy bien definido ya que la zona del Darién y el Atrato denominada el Cinturón Deformado del Este de Panamá (Case, 1980; Kolarsky, 1992), es una zona de deformación difusa. Este límite generalmente se sitúa en el borde oriental de la cuenca del Atrato - San Juan (Case et. al., 197 l; Pindell y Dewey, 1982); mientras Duque - Caro (1 985) y Toussaint y Restrepo (1986) localizan este límite en el flanco oeste de la Cordillera Occidental de Colombia. Duque - Caro (1990) propone que el límite Este de esta zona lo constituye la falla de uramita, que es una falla de rumbo sinistral con un componente de transpresión y cuya extensión norte coincide con el trazo de la falla del Atrato; por otra parte Touissant y Restrepo (1986) y Restrepo y Toussaint (1988) consideran que este lo constituye un cabalgamiento convergencia hacia el E. que pasa por las cercanías del Dabeiba siguiendo al sur por la zona del Carmen de Atrato para girar luego hacia el suroeste en dirección de la Bahía de Buenaventura, en el Pacífico.

De acuerdo a la sismicidad histórica (Acres, 1982: Víquez y Toral, 1987; Camacho y Víquez, 1992), la sismicidad instrumental, mecanismos focales y siguiendo criterios tectónicos, el Istmo de Panamá se ha dividido en siete provincias sismo - tectónicas principales, la zona de Fractura de Panamá, el Cinturón Deformado del Sur de Panamá, el Golfo de Chiriquí, la zona de Azuero - Soná, la zona de Panamá Central, el Cinturón Deformado del Darién, y el Cinturón Deformado del Norte de Panamá."

1. ZONA DE FRACTURA DE PANAMÁ

Esta zona muestra una gran actividad sísmica, con muchos eventos entre 6.0 y 7.0 Ms. Esta zona ha sido sacudida durante el presente siglo por dos eventos con Ms > 7.0, el 20 de agosto de 1927 y el 18 de septiembre de 1962, que ha sido el último.

2.    CINTURÓN DEFORMADO DEL SUR DE PANAMÁ

La sismicidad en esta zona es muy baja, tal vez debido al carácter asísmico de su subducción. Probablemente eventos causados por la subducción en esta zona son el del 3 de junio de 1945 (Ms=7.0, PAS) y con epicentro en las tierras altas de Chiriquí, que por los reportes de intensidad parece no ser de foco somero, el ISC estima su profundidad en 80 km; el evento del 28 de mayo de 1914 (Ms=7.2, PAS), al sur de Azuero; el evento del 6 de enero de 1951 (Ms=7.0 PAS) frente a la costa suroriental de Azuero y cuyo foco fue reportado por todas las agencia como mayor a los 70 km; y el 29 de marzo de 1925 (Ms=7.5, PAS) en el Darién y con profundidad de 60 km, que tal vez se deba a la subducción en el extremo norte de la fosa de Colombia.

3.    GOLFO DE CHIRIQUÍ

Esta zona ha sido sacudida por eventos grandes (Ms > 7.0) el 26 de julio de 1871 y el 18 de julio de 1934. En la década del 30 sucedieron en esta zona varios eventos con magnitudes entre 6 y 6.5 alcanzándose, en alguno de ellos, intensidades de hasta VI MM en David. Es importante mencionar que desde el sismo del 18 de julio de 1934 (Ms=7.4) (Pacheco y Sykes, 1992) esta zona no ha sido sacudida por un evento tan fuerte como este. Si el evento del 26 de junio de 1871 fuese el evento antecesor aldea l8 de julio de 1934, el período de retorno para eventos con Ms=7.4 estaría alrededor de los 63 años y la magnitud más grande para esta región podría ser Ms=7.4.

El último evento que causó daños en esta zona ocurrió el 1 de julio de 1979 (Ms=6.5, PDE). Su foco está localizado a unos 20 km al NW de Puerto Armuelles a una profundidad de 12 km (Adamek, 1986). Este mismo autor obtuvo un mecanismo focal normal para este evento.

4.    AZUERO - SONÁ

La zona de Azuero - Soná ha sido sacudida por eventos fuertes o destructores en 1516, 1803, 1845, 1883, 1913, 1943 y 1960. Esta es la única región sismogenética de Panamá en la cual se ha podido establecer un valor aproximado de (43 + 8) años para el tiempo de retorno de los sismos mayores a Ms>6.5 (Víquez y toral, 1987). Vergara (1989) ha estimado este tiempo en 44.70 años.

El último sismo grande con epicentro en esta zona tuvo lugar el 2 de mayo de 1943 (Ms=7. 1, PAS) al sur de Punta Mala y probablemente tuvo origen en la falla transcurrente que est al sur del Golfo de Panamá. El evento más reciente que ha causado daños en esta zona ocurrió el 12 de mayo de 1960 y tal vez fue causado por la falla de Guanico, que es una extensión de la falla de transformación al sur del Golfo de Panamá.

5.    EL DARIÉN O CINTURÓN DEFORMADO DEL ESTE DE PANAMA

Esta región ha sido sacudida por eventos fuertes el 8 de marzo de 1883, el cual parece haber sido el antecesor del evento de Murindó

del 18 de octubre de 1992 (Ms=7.3, PDE), el 13 de julio de 1974 (Ms=7.3, PDE) y el 11 de julio de 1976 (Ms=7.0, PAS). Estos dos eventos tuvieron una profundidad de foco menor a los 15 Km. Registros de sismicidad recientes indican que la falla de Chararé (ver Fig. 5) en el extremo occidental de esta zona, esta muy activa. La magnitud máxima registrada para un evento en esta zona es Ms=7.3.

6.    PANAMÁ CENTRAL

La sismicidad en esta zona es muy baja y esta históricamente sólo ha dado origen a un evento destructor, el 2 de abril de 1621, el cual causó daños en la Ciudad de Panamá, en donde la intensidad alcanzó los Vll MM (Víquez y Camacho, 1993), sus réplicas se sintieron, de forma casi diaria, de mayo hasta agosto. Otros eventos que se han originado en esta zona causando alarma en la población y daños menores ocurrieron: el 17 de octubre de 1921 (Ms=5.2), que causó derrumbes en la zona montañosa de Pacora; el 30 de julio de 1930 (Ms=5.4), sentido en las ciudades de Panamá y Colón con intensidad de VI MM y originado, tal vez por la falla de Chame, pero también es posible que su foco este un poco más profundo; y el 20 de enero de 1971 (Ms=5.6, PDE), originado por la falla de Las Perlas, que fue sentido en la Ciudad de Panamá con una intensidad de VI MM. y que tuvo 30 réplicas registradas por la estación sismol6gica de Balboa (BHP), en un lapso de quince días y de las cuales 5 fueron sentidas por la población.

A pesar de lo anteriormente dicho resultados obtenidos en el último año después de haberse instalado el registro digital en la red sismológica de la Universidad de Panamá parecen indicar que esta zona no está inactiva y sugieren la posible existencia de algunas fallas activas pero con una actividad baja. Consideramos que la magnitud máxima para esta zona esta entre Ms=6.0 y 6.5.

EL CINTURON DEFORMADO DEL NORTE DE PANAMA

En base a estudios recientes de sismicidad histórica (Camacho y Víquez, 1992; 1993a) nos permiten afirmar que esta zona es mucho más activa de lo que se pensaba anteriormente. El Segmento Oriental ha sido sacudido por un evento muy fuerte, que causó daños severos a las obras del Canal Francés y en menor grado a edificaciones en Colón y Panamá el 7 de septiembre de 1882 (Víquez y Total, 1987; Mendoza y Nishenko, 1989; Camacho y Víquez, 1992; 1993). Anteriormente se pensaba que el Segmento Oriental era mucho más activo que el segmento Occidental, Camacho y Víquez (1992) han demostrado que al menos cuatro evento con Ms> 7.0 han sacudido esta última zona durante los últimos 200 años, el 7 de mayo de 1822, el 20 de diciembre de 1904, el 24 y el 26 de abril de 1916 y el 22 de abril de 1991."