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Placa del Caribe
Mapa de la placa del Caribe
La Placa del Caribe es una placa tectónica con una superficie de 3,2 millones de km², que incluye una parte continental de la América central (Honduras, Belize, Nicaragua, El Salvador, Costa Rica, Panamá) y constituye el fondo del Mar Caribe al norte de la costa de América del Sur. La plata del Caribe colinda con la Placa Norteamericana, la Placa Sudamericana, y la Placa de Cocos.
Bordes
Como en la mayoría de bordes de placas tectónicas, los límites de la placa del Caribe hay una actividad sísmica importante y en algunas zonas hay presencia de volcanes.
El límite norte de la Placa del Caribe (LNPC) es en su mayor parte una falla de rumbo o límite discurrente (como la falla de San Andrés en California). La parte oriental del LNPC está constituida por la falla de Motagua, que se prolonga hacia el oeste con la zona de falla de las Islas Swan, la Fosa del Caimán, la falla de Oriente en la Isla de la Española y la fosa de Puerto Rico.
El límite este es una zona de subducción. Sin embargo, dado que el límite entre la placa norteamericana y la sudamericana aún se desconoce, no se sabe cual de las dos placas (tal vez las dos) desliza bajo la placa del Caribe. La subducción es responsable de las islas volcánicas del arco de las Antillas Menores, desde Islas Vírgenes hasta la costa de Venezuela. En esta falla hay 70 volcanes activos, ente ellos los de las Soufriere Hills en Montserrat, Monte Pelée de Martinica, La Grande Soufrière en Guadalupe, Soufrière Saint Vincent en San Vicente y las Granadinas, y el volcán submarino Kick-'em-Jenny que se encuentra a 10 km al norte de Granada.
Origen
Hay dos posiciones sobre el origen de la Placa del Caribe, que datan su separación a fines del Cretácico o comienzos del Paleoceno (hace 70-60 millones de años) cuando comienzan a funcionar simultáneamente el arco de Costa Rica-Panamá y el de las Antillas. Según un grupo de científicos, esta placa corresponde a un enorme plateau originado en el punto caliente de Galápagos (Kerr et al, 1999, Kerr, 2005). Otro grupo considera que no hace falta un punto caliente para explicar su origen y puede invocarse una dorsal oceánica (Meschede and Frisch,1998) o un juego complejo de zonas de subducción (Pindell 1990, Pindell 1994).
Falla de Motagua
La zona de falla de Motagua o de Motagua-Polochic tiene un movimiento de rumbo lateral izquierdo y hace parte del sistema de fallas que forman el límite entre la Placa Norteamericana y la Placa del Caribe. Esta falla divide dos terrenos muy diferentes: el Bloque Maya al Norte y el bloque Chortis al Sur.
Historia
Esta falla se formó a lo largo de una zona de sutura hace 70 a 65 millones de años. Antes de esta sutura (desde 120 millones de años, en el Cretácico medio) se piensa que constituía un límite de subducción.
Cinemática
El desplazamiento de rumbo total a lo largo de la falla de Polochic es cercano a los 130 km (Burkart, 1978), y ha ocurrido en los últimos 10.3 millones de años. Con base en estos valores, esta falla tiene una tasa de desplazamiento (promedio sobre largo periodo) de 13 mm por año.
Poco se conoce sobre el desplazamiento de la falla de Motagua, sin embargo, el desplazamiento de depósitos sedimentarios recientes sugiere un desplazamiento entre 6 y 10 mm por año.
Terremotos
Varios terremotos han sido producidos en esta falla, siendo uno de los más conocidos el sismo de Guatemala del 4 de febrero de 1976. Este terremoto rompió 320 km a lo largo de la falla de Motagua. La falla de Polochic fue rota durante un sismo en 1816 (White,1985)
Marco Geológico Regional
Tectónica regionalEl vulcanismo en América Central resulta de la interacción de la triple convergencia de las placas de Norteamérica, Cocos y del Caribe. La placa oceánica de Cocos se hunde (subduce) por debajo de las placas continentales Norteamericana y del Caribe contribuyendo a que se forme el arco volcánico que conocemos como Cordillera Volcánica Centroamericana a lo largo de unos 1.500 kilómetros desde Guatemala hasta Panamá. A escala global, el vulcanismo en esta cordillera forma parte del denominado Cinturón de Fuego del Pacífico que abarca todas las costas occidentales del continente americano y las costas orientales de Asia y Australia.
AMENAZAS POR MAREMOTOS (TSUNAMIS) EN NICARAGUA Y PREVENCIÓN DE DESASTRES
por Wilfried Strauch
Resumen
1. El maremoto del 1º de septiembre 1992 en Nicaragua
2. Historia de los maremotos en Nicaragua y América Central
3. Causas de los tsunami en Nicaragua y las zonas bajo amenaza
4. Protección contra tsunami
5. Sistema de alerta contra tsunami en Nicaragua
Referencias
Resumen
El maremoto del 1º de septiembre de 1992 en Nicaragua fue uno de los fenómenos naturales históricamente más desastrosos en Nicaragua. Una ola de 4 a 10 m de altura destruyó la costa del Pacífico de Nicaragua dejando más de 170 muertos y destrucción general en una franja estrecha a lo largo de toda la costa. Investigaciones científicas resultaron en que este fue el más fuerte pero no el único evento de esta naturaleza que se produjo en la historia. En los últimos 500 años se conocen aproximadamente 50 maremotos que han afectados América Central, en ambos costas. Algunos tuvieron efectos desastrosos.
La causa de los tsunami en Nicaragua son grandes terremotos en la zona del contacto de las placas tectónicas Coco y Caribe que cambian el fondo del mar. Las olas generadas se amplifican enormemente cuando alcanzan la playa. Enormes terremotos en otras partes del océano, avalanchas submarinas, erupciones volcánicas, derrumbes en las costas de los grandes lagos son otros fenómenos que pueden causar maremotos en los dos costas oceánicas y en los grandes lagos de Nicaragua.
La protección contra maremotos se reduce a la alerta temprana para salvar las vidas humanas. El mejoramiento de las construcciones las playas puede reducir el efecto destructivo a las instalaciones. Para el Pacífico de Nicaragua INETER está desarrollando
un sistema de alerta contra tsunami que se basa en la identificación del terremoto tsunami generador. Entre la ocurrencia de este sismo y la llegada a la costa de las olas del maremoto queda un tiempo de 30 a 60 minutos, en la costa del Pacífico de Nicaragua. Esto significa que en 10 a 15 minutos la Central Sísmica de INETER tendría que detectar el sismo, localizarlo, determinar su magnitud, tomar la decisión si puede generar un maremoto y emitir un mensaje de alerta a Defensa Civil. Con sus medios propios Defensa Civil alertaría en 5 a 10 minutos a la población en la costa del Pacífico. A ésta quedan pocos minutos para huir de las olas destructivas. Se espera que este sistema entre en función en el año 2002.
1. El maremoto del 1º de septiembre de 1992 en Nicaragua
El 01 de Septiembre de 1992, a las 8 horas de la noche: Una gigantesca ola destruye grandes partes de la costa del Océano Pacífico de Nicaragua. Dicha ola típicamente alcanza entre 4 y 7 metros de altura (figura 1), pero llega a un máximo de casi 10 metros. El fenómeno fue causado por un terremoto fuerte en el fondo del Océano Pacífico de Nicaragua. Más de 170 personas pierden su vida, en la mayoría niños. Casas, restaurantes, instalaciones portuarias se destruyen, las pérdidas materiales son enormes a lo largo de la costa, de San Juan del Sur hasta Corinto (ver Foto) . En muchos lugares el agua inunde centenares de metros tierra adentro.
Placas Tectónicas y Cratones
Las Placas Tectónicas
Esta imagen fue desarrollada por la NASA de los Estados Unidos y es por ello que los nombres se encuentran en inglés.
Tectónica de placas
En el siglo XIX, Antonio Snider-Pellegrini, expuso la idea de que los continentes alguna vez estuvieron juntos y se habían estado separando paulatinamente (Russell, 2000), pero fue el meteorólogo Alfred Wegener, en 1912, quien
propuso esto como una verdadera hipótesis científica: la "Deriva Continental", en su publicación "El Origen de los Continentes y los Océanos".
Entre las evidencias que proporcionaba se incluían la constatación de que los límites de Africa y América del Sur encajaban de manera casi perfecta, los patrones de distribución biogeográfica que relacionaban continentes tan disímiles y lejanos como Africa, América del Sur y Australia (por ejemplo), y algunas evidencias geomorfológicas como la presencia de las mismas formaciones geológicas a ambos lados del Océano Atlántico, como es el caso de la Cordillera de los Apalaches y la región de los países Ecandinavos.
La teoría de Wegener proponía que hacia finales del Carbonífero (aprox. 300 m.a.), todos los continentes actuales formaban parte de un supercontinente, al que llamó "PANGEA", rodeado por un océano que cubría el resto de la superficie de la Tierra (Uyeda, 1980). Debido a que la teoría de Wegener no supo explicar lo que originaba el movimiento de los continentes, y a la concepción aceptada de que el planeta era una masa única e inmóvil, esta teoría fue fuertemente criticada y no tuvo aceptación dentro de la comunidad geológica.
Fig. 5.1 ( Continente único o Pangea )
Luego de algunas décadas, después de la segunda guerra mundial, se realizaron investigaciones relacionadas con el magnetismo termorremanente de las rocas y evidenciaron un cambio en la orientación magnética de las rocas de una misma formación. Lo único que podía explicar este hecho era que, atraida por el polo magnético, la magnetita presente en las rocas se situaba en dirección Norte durante el proceso de solidifación.
Una vez fija en esa posición, y a medida que los continentes se desplazaban la magnetita perdia su orientación Norte, y si la formación era separada por un
proceso de divergencia, obviamente, según la trayectoria del desplazamiento de cada capa, la orientación final presentada por la magnetita en las rocas sería diferente. Esto sirvió de base científica para apoyar la hipótesis de que los continentes se habían desplazado durante la historia del planeta.
En 1962, H. Hess publicó un artículo llamado "Historia de las Cuencas Oceánicas" donde proponía la hipótesis de la expansión del fondo oceánico; fundado en evidencias gravimétricas, sismológicas, calorimétricas, y muchas otras, recopiladas durante años de investigación del fondo oceánico y tomado de la mano de una hipótesis sugerida por Holmes en 1929, según la cual los continentes eran arrastrados por corrientes de convección en el manto como "en una cinta transportadora" (Uyeda, 1980).
Hess sugirió que por las dorsales mesooceánicas emanaba material desde el manto terrestre dando lugar a la formación de corteza oceánica nueva y que la acumulación y salida de ese material (o magma), empujaba al material adyacente alejándolo de las dorsales, de manera que el fondo oceánico se expandía. Otra evidencia que apoyó esta teoría fue la medición de la edad absoluta de las rocas del fondo oceánico, las cuales son más antiguas a medida que se alejan de las dorsales y más recientes mientras más cerca se encuentran de éstas.
Al llegar a los límites continentales, la corteza oceánica sufre un proceso conocido como "subducción", en el cual se desplaza por debajo de la corteza continental, simplemente por ser más densa que ésta última. Actualmente se conoce que la acumulación de sedimentos en los fondos oceánicos y el aumento de la densidad, producto de la contracción térmica al enfriarse la corteza (Hamblin, 1995), provocan un aumento del peso de la corteza en esas zonas, provocando el hundimiento de la corteza y facilitando el proceso de subducción.
Después de tantas evidencias, ya la concepción de la corteza como algo rígido había cambiado en un concepto más dinámico pero era aún considerada como una sola capa sólida.
Los estudios geofísicos relacionados con la producción de epicentros sísmicos (un epicentro es "el punto de la superficie terrestre situado directamente encima de un foco sísmico"(Uyeda, 1980)) terminaron con esta visión, al detectarse un patrón en la distribución de los sitios donde se producían los sismos, generalmente a lo largo de lineas o regiones bien delimitadas.
Al dibujar este patrón de epicentros en un mapamundi se observan zonas demarcadas que coinciden en su mayoría, bien sea con las dorsales marinas (las fisuras a partir de las cuales fluye el magma en los océanos) o con las grandes fosas oceánicas.
Estos bordes delimitan lo que ahora se han denominano "Placas Litosféricas", estas placas son los fragmentos que conforman la Litósfera como un piezas de un rompecabezas, modificando el concepto de Litósfera desde la visión de una capa única y sólida en el concepto aceptado en la actualidad, el cual implica la corteza terrestre y la parte más superior del manto y que está fragmentada en grandes pedazos.
Hasta el momento se han detectado 15 placas: la del Pacífico, la Suramericana, la de Norteamérica, la Africana, la Australiana, la de Nazca, la de Cocos, la Juan de Fuca, la Filipina, la Euroasiática, la Antártica, la Arábiga, la Índica, la del Caribe y la Escocesa.
Ahora bien, para explicar mejor el concepto actual de Litósfera, debemos empezar por explicar los estratos que presenta la estructura vertical del planeta: un Núcleo interno sólido, compuesto en su mayoría de materiales muy pesados como Hierro, Niquel, Cobalto y Titanio; un Núcleo externo también de Hierro y Niquel principalmente, pero no en estado sólido; luego, el estrato de mayor profundidad es el Manto, donde abundan el Hierro y el Magnesio, y se pueden diferenciar tres capas: el Manto "Inferior" sólido, una región por encima de este, denominada Astenósfera, que se encuentra en un estado parcialmente fundido y cuyas propiedades plásticas permiten la motilidad de la Litósfera; y el manto superior, una última capa, sólida, sobre la cual se apoya la corteza terrestre.
Por otro lado, la corteza terrestre se divide en dos tipos, según su composición química y su densidad: la Corteza Oceánica (elementos ferromagnésicos en su
mayoría) y la Corteza Continental, menos densa y compuesta en su mayor parte de Sílice. Estas tres capas: la Corteza Oceánica, la C. Continental y el Manto Superior, conforman lo que llamamos Litósfera, y es el estrato fragmentado en el que tienen lugar los movimientos de las placas litosféricas.
Ahora expliquemos la teoría de le Tectónica de Placas. Dicha teoría es un modelo que, en función del tipo de borde que se forma entre cada placa y la adyacente, explica el movimiento de las placas litosféricas, la interacción entre éstas y los eventos geológicos que provocan. El sitio donde se dan estos bordes son denominados Fallas y pueden ser básicamente de tres tipos, según el tipo de movimiento que tiene lugar en ellas: Divergente, Convergente o Transformante.
Falla Divergente:
Se presenta a lo largo de una dorsal mesooceánica, donde una placa se fractura, dando origen a dos placas nuevas que empiezan a separarse "empujándose" o alejándose una de la otra; cuando riene lugar dentro de una placa continental dá lugar a la formación de nuevos océanos. Un ejemplo de esta falla es la que se encuentra entre la placa Arábiga y la placa Africana o la que se observa en la dorsal del Océano Atlántico.
Falla Convergente:
Se produce cuando se encuentran dos placas que se aproximan una hacia la otra. Según el tipo de corteza presente en cada lado de la falla se observan tres tipos de convergencia: C. Continental-C. Oceánica, C. Oceánica-C. Oceánica y C. Continental-C. Continental.
En el primer tipo de convergencia, la corteza oceánica, por ser más densa que la continental se hunde por debajo de esta última, proceso conocido como "subducción", y se funde al llegar a la Astenósfera. Mientras que en la Corteza Continental se plegan y levantan sedimentos, antes marinos, junto con parte de la corteza misma, produciéndose un proceso orogénico y dando lugar a una cordillera. Esta cordillera se caracteriza por exhibir una serie de volcanes o "Arco Volcánico", producto de el flujo de magma desde la corteza continental subyacente, que con el calor producido por la fricción, se funde ascendiendo hasta la superficie. Un ejemplo de esto es la cordillera Andina, levantada por la convergencia entre la placa de Nazca y la de Suramérica.
En la convergencia entre dos corteza oceánicas, una se desliza debajo de la otra y generalmente se produce una fosa oceánica (igual que en el caso anterior). En esta caso, la fricción de la subducción también provoca la aparición de magma, que al ascender hasta la superficie forma consecutivamente una serie de islas volcánicas, conocidas como "Arco de Islas". El Arco de Islas Japonés, es un ejemplo de este proceso.
En el último caso, el choque entre dos corteza continentales, no ocurre el proceso de subducción. En este caso, las cortezas continentales se funden y elevan formando una cordillera montañosa, donde no se presenta el Arco Volcánico, como sucede en la cordillera de Los Himalayas.
Falla Transformante:
Estas fallas se producen cuando dos placas se desplazan una contra la otra en el plano horizontal, bien sea en el mismo sentido o en contrasentido una de la otra; en palabras de Uyeda (1980) "se presenta (...) donde el movimiento relativo de las placas es paralelo al borde". Pueden ser originadas bien por que en un posible sitio de convergencia la dirección del movimiento de las placas no sea una hacia la otra, o bien, por el desplazamiento de una sección de una dorsal, que al agregar nuevo material desplace en sentido contrario a las placas. La Falla de San Andrés es un ejemplo de este tipo de falla.
Al integrar todo esto como un rompecabezas, podríamos conseguir resumir un modelo e intentar explicarlo en base a las evidencia encontradas hasta el presente:
El manto no permite la transmisión de energía debido a su mayor densidad, por lo que las corrientes de convección no pueden transmitirse a través de éste; en cambio si tienen lugar en la astenósfera induciendo, que junto con el calor, fluya el material parcialmente fundido que la constituye.
A esto se le suma el efecto de la gravedad sobre el extremo de las cortezas oceánicas, que por efecto de su gran peso tienden a contribuir con el proceso de subducción.
Por otra parte, producto también de procesos termodinámicos, se encuentra el magma, muy caliente, ascendiendo a través de la corteza y es liberado por zona de mayor "fragilidad", las dorsales, proceso que comenzará un evento de expansión del fondo oceánico o un proceso de fracturación y divergencia en una masa continental.
Mecanismo del movimiento de las placas
En su teoría de la deriva continental, Wegener invocaba como origen de las fuerzas que desplazan los continentes, principalmente aquellas que se derivan de la rotación de la Tierra y mareas, aunque también llegó a mencionar las corrientes de convección térmica en el interior del manto. El movimiento de los continentes se concebía entonces como el de bloques de material rígido ligero, flotando sobre un sustrato viscoso más denso.
En la tectónica de placas, como ya se ha mencionado, los continentes forman parte de las placas litosféricas, cuyo espesor es de unos 100 km y que forman realmente las unidades dinámicas.
Los diversos sistemas de fuerzas que se han propuesto para explicar el desplazamiento de las placas se pueden reducir a cuatro. Los dos primeros están formados por fuerzas que actúan en los márgenes y en ellas puede actuar el efecto de la gravedad. Las placas o bien son empujadas desde los centros de extensión o dorsales por la acción de cuña del nuevo material que surge del manto, o arrastradas desde las zonas de subducción por el peso de la capa buzante que ha adquirido una mayor densidad que la del medio que la rodea.
Los otros dos se derivan de la existencia de corrientes de convección térmica, bien en todo el manto o sólo en su parte superior. En el primero de estos mecanismos, las corrientes de convección del manto arrastran la placa litosférica por medio de un acoplamiento viscoso en su superficie interna. Como mostró McKenzie, una forma modificada de este mecanismo, propuesto por Orowan y Elsasser, en 1967, y después por Oxburg y Turcotte, incorpora la placa litosférica a la corriente misma de convección de material caliente y viscoso del manto superior.
La placa litosférica rígida actúa como una guía de esfuerzos que transmite el movimiento de la convección térmica.
En sentido contrario a estas fuerzas se encuentran las que deben ser superadas para producir el movimiento. Entre ellas están las que se oponen a la penetración de la capa buzante en el manto, sobre todo cuando ésta llega a su profundidad máxima y las que actúan en el frente de subducción, por la resistencia de la placa oceánica a doblarse hacia abajo y sobre la parte continental empujándola hacia atrás.
El arrastre viscoso entre la litosfera y el manto puede también considerarse como una resistencia cuando el movimiento de la litosfera es más rápido que el del material de la astenosfera. Actualmente se piensa que el mecanismo predominante del movimiento de las placas es el resultante de corrientes de convección térmica en el material del manto, que también pueden incluir en parte a la litosfera ( Fig. 6.1 ).
Las fuerzas gravitacionales derivadas de las diferencias de densidad forman también parte de este mecanismo. La capa buzante de las zonas de subducción
introduce material frío, que determina la forma de la célula convectiva y al aumentar su densidad, al pasar su material a tener una densidad mayor que la del manto, añade un componente gravitacional en el arrastre de la placa. Los dos mecanismos del movimiento de la placa puede aparecer, o bien por arrastre viscoso del movimiento del manto o por ser ella misma parte del movimiento convectivo.
Según M. H. Bott, el segundo es el más probable y el efecto más importante es el de las fuerzas aplicadas a los extremos de las placas, tanto en las zonas de extensión como en las de subducción. En estos últimos, la fuerza vertical de arrastre de la capa se traduce en fuerzas de arrastre horizontal de toda la placa hacia el frente de subducción.
Otra posibilidad es la existencia de dos sistemas no acoplados de corrientes, uno en el manto superior y otro en el interior. Una mejor aproximación de la situación real exige modelos más complicados de convección en los que deben considerarse formas asimétricas, viscosidades variables y distribución de fuentes de calor en el manto.
Un problema muy importante y todavía no del todo resuelto es el del mecanismo por el cual se inicia la fractura de la litosfera continental. Generalmente, se admite que las zonas actuales de rift, como las del África oriental, representan el comienzo de una de estas fracturas. Estas estructuras están formadas hoy por un abombamiento de la corteza, formación de grabens y abundante volcanismo. Al mismo tiempo se da un adelgazamiento de la litosfera con la ascensión hacia la superficie del material parcialmente fundido de la astenosfera.
Estos mecanismos son necesarios para iniciar la fracturación y separación de dos continentes, y deben ir acompañados de fuertes fuerzas tensionales. Los primeros pasos de este proceso pueden ser una intensa actividad de puntos calientes, con aportación de material fundido desde el manto inferior y progresivo debilitamiento de la litosfera.
En esta región se daría una acumulación de esfuerzos tensionales en la corteza rígida que resultaría en fallas normales y la inyección de magma desde abajo. Poco a poco se iría formando un margen de extensión con la formación de un nuevo océano intermedio.
IMÁGENES DE LA TECTONICA DE PLACAS
Fig. 1.1 ( Topografía de la Tierra debajo de los océanos )
Fig. 1.2 ( Teoría de Alfred Wegener )
Fig. 1.3 ( Fondos oceánicos )
Fig. 3.1.1 ( Valle de Rift )
Fig. 2.3 ( Puntos calientes de la Tierra )
Fig. 3.1.2 ( Distribución de las zonas sísmicas )
Fig. 4.1 ( Distribución de volcanes )
Fig. 3.3.1 ( Esquema de una falla de desgarre )
Los Cratones, Núcleos De Pangea
EN LOS CONTINENTES, en especial en Eurasia y América, destacan los cinturones montañosos de miles de kilómetros de longitud, con decenas y cientos de kilómetros a lo ancho. Son notables por las grandes alturas que alcanzan, más de 7 km en el Asia Central y más de 5 km en una gran extensión de los Andes. Como regla, son estructuras alineadas. Delimitan con amplias superficies de un relieve muy distinto: planicies costeras, superficies de lomeríos, altiplanos: son los territorios que constituyen la mayor parte de los continentes, las regiones cratónicas, donde se presentan incluso montañas pero de altitudes que no superan los 3 000 m de altura sobre el nivel del mar (msnm) y con longitudes de incluso 1 000 km.
Varios científicos, entre ellos J. B. Murphy y R. D. Nance han concluido recientemente que cada pocos cientos de millones de años, los continentes se han unido en una gran masa de tierra que llaman supercontinente. Este ciclo habría empezado hace unos 1 000 m.a. cuando los continentes se separaban; la desmembración total se produjo tal vez hace 820 m.a.; 650 m.a. antes, los océanos interiores se cerraron y los continentes se unieron en uno. El supercontinente se crea a lo largo de unos 500 m.a. De acuerdo con los autores mencionados este fenómeno global se produce en la secuencia siguiente:
1. Fractura del supercontinente durante 40 m.a.
2. Separación y dispersión máxima de bloques continentales en 160 m.a.
3. La reunificación tiene lugar después de otros 160 m.a.
4. El supercontinente perdura 80 m.a.
5. Vuelve el proceso de fractura durante otros 40 m.a.
La ruptura del último supercontinente se produjo entre 575 y 550 m.a. atrás. En apariencia, los ciclos del pasado ocurrieron hace aproximadamente 2 600 a 2 100, 1 600 y 1 000 m.a.
John Brimhall considera cinco eras tectónicas o de evolución de la Tierra: Arcaico temprano (3 800-3 000 m.a.), Arcaico tardío (3 000-2 500 ma.), Proterozoico temprano (2 500-1 700 ma.), Proterozoico medio y tardío (1 700-200 m.a.) y Fanerozoico (los últimos 700 m.a.).
Desde hace 1 700 m.a. los continentes deben haber estado unidos. La tierra firme se disponía esencialmente en el hemisferio norte, de lo que resultaba una gran superficie ocupada por el Océano Pacífico. Los continentes no permanecieron estáticos.
Los cratones son las porciones más antiguas de los continentes, fragmentos de Pangea. Los constituyen rocas de edades de más de 1 400 m.a. Sin embargo, en un periodo tan prolongado, el relieve ha sufrido transformaciones sustanciales y las rocas antiguas han sido cubiertas en gran parte por otras más jóvenes
El relieve original ha sido afectado por invasiones marinas (transgresiones) lentas, de millones de años, durante las cuales se depositan sedimentos que dan origen a capas de roca de incluso 4-6 km de espesor. Asimismo, se han producido retrocesos del océano (regresiones) respecto a la tierra firme, también de duración prolongada.
Figura 14. Estructura de un cratón
En los continentes reconocemos, además de los sistemas montañosos y los rift las regiones de rocas antiguas (>1 400 m.a.) cerca de la superficie; aflorando en ésta —son los escudos— y cubiertas a profundidad de kilómetros por rocas más jóvenes que se denominan plataformas. En conjunto constituyen un cratón (Figura 14). En sí, todos los continentes, con excepción de sus regiones montañosas son grandes cratones: Norteamérica, Sudamérica, Europa central y norte de Asia, sudeste de Asia, Africa, Australia y la Antártida.
Los escudos son de dimensiones menores, con excepción del canadiense que ocupa un vasto territorio de Norteamérica e incluso Groenlandia de acuerdo con varios autores. El resto de los escudos aparecen en un mapamundi a manera de manchones, con superficies de decenas y centenas de miles de kilómetros cuadrados: uno en Norteamérica, tres en Sudamérica, dos en Europa, uno en Siberia, cinco principales en Africa, tres en Australia (Figura 15).
Figura 15. Estructuras principales del relieve terrestre: 1) sistemas montañosos jóvenes; 2) sistemas montañosos antiguos. Cratones: 3) plataformas, 4) escudos; 5) margen continental submarina; 6) sistemas montañosos submarinos; 7) dorsales; 8) planicies abisales; 9) rift en los continentes; 10) trincheras. Los números en el mapa se refieren a las trincheras de la Lista No. 1 del siguiente capitulo VI: El piso océanico.
La mayor parte de los continentes son plataformas y a éstas corresponden en general las tierras más bajas, sobre todo cuando los estratos sedimentarios descansan sobre rocas más jóvenes que las de los escudos; de edades dominantes de 200-600 m.a. Forman una extensa planicie a menos de 200 msnm, como en la península de Yucatán y en la plataforma occidental de Siberia.
Es común que los escudos correspondan a porciones elevadas de los continentes. Dos ejemplos son el macizo (así se denomina a los escudos de pequeñas dimensiones) de Ahaggar en la porción central-septentrional de Africa y el de Guyana en Sudamérica. Ambos alcanzan una altitud aproximada de 3 000 msnm.
Los cratones se extienden incluso al territorio oceánico; precisamente, la plataforma continental es la porción submarina de aquéllos, excepto en algunas márgenes continentales de fuerte actividad tectónica.
La superficie de los cratones se transforma, de las tierras llanas de las costas a lomeríos, planicies elevadas a 1 000, 2 000 y más metros. Cuando el agua de escurrimiento corta los altiplanos, formando cañones profundos de cientos de metros, surgen montañas de laderas empinadas, bordeadas por los ríos.
El clima influye también en el paisaje de las regiones cratónicas. Casquetes de hielo cubren en forma permanente a Groenlandia y la Antártida. Temporalmente se extiende un manto de nieve en la mayor parte de Eurasia y Norteamérica. Grandes desiertos se presentan en Asia, Norteamérica, Africa y Australia y contrastan con los trópicos húmedos de los países cercanos al ecuador.
La estabilidad de las regiones cratónicas, por su sismicidad y volcanismo débiles, en comparación con los sistemas montañosos, ha sido cuestionada por el geógrafo francés J. Tricart quien considera la posibilidad de actividad en el cratón sudamericano por movimientos verticales. En Siberia se han determinado velocidades de hasta 10-15 mm/año para levantamientos y hundimientos. Ejemplos como estos hay muchos más.
El estudio de los cratones incluye las rocas que los constituyen (tipo, edad, disposición en sentido vertical, etc.), su relieve y otros factores. Esto tiene algo más que un puro interés científico, ya que se presentan ricos yacimientos minerales, como el petróleo en las plataformas y los diamantes en los cratones antiguos.
Figura 1. Altura de las olas del maremoto de 1992, [tomado de Satake et al. (1993)]
Estudios del campo (Satake et al. 1993, Murty et al 1992) revelaron la altura que las olas alcanzaron en las diferentes
partes de la costa del Pacífico.
En promedio la altura fue de 4 metros pero en varios lugares alcanzó los 6 y 7 metros.
La mas alturas más altas ocurrieron en El Transito, donde la ola alcanzó casi 10 metros, aquí el saldo de muertos y heridos fue
muy alto.
En La Boquita y Las Salinas alcanzó las 7 metros y en Marsella las 8 metros.
Es notable que las alturas de las olas varían mucho entre lugares muy cercanos, p.ej. entre Marsella y San Juan del Sur. Las causas de estos fenómenos son las condiciones locales del perfil del mar y además efectos ondulatorias de varias frentes de las olas que se pueden sobreponer o aniquilar parcialmente.
Por el impacto del maremoto la zona de la costa del Pacífico de Nicaragua sufrió grandes y múltiples efectos económicos y sociales negativos (ver Naciones Unidos, 1992).
La causa del maremoto de 1992 fue un llamado terremoto lento), que tuvo la magnitud enorme de 7.2 MS o 7.8 MW, eso significa que la energía deliberada por este sismo fue aproximadamente mil veces mayor que la del terremoto que destruyó Managua, en 1972. El terremoto de 1992 tuvo la especialidad que no causó grandes efectos sísmicos porque el proceso de ruptura de la roca desencadenó con baja velocidad (ver Ihmlé, 1996). El sismo se sintió muy leve en la costa del Pacífico y por eso la sacudida sísmica no pudo servir como elemento de alerta a la población.
Cabe señalar que las olas del maremoto de 1992 viajaron por todo el Océano Pacífico y fueron registrados (Murty et al, 1992) por ejemplo en :
Sitio, altura de ola, hora de llegada en tiempo mundial
Papeete, Polinesia Francesa, 6 cmIslas de Pascua, Chile, 82 cm, 07:51Rarotonga, Islas de Cook, 10 cm Isla de Navidad, EEUU ? Kaweaihae, Hawaii, EEUU, 4 cmHilo, Hawaii, EEUU, 11 cmLa Libertad, México, 16 cm 03:29Isla de Socorro (México), 29 cm 04:59Islas de Galápagos(Ecuador), 112 cm 02:38Cabo San Lucas (México), 28 cm
Nota:El terremoto tsunami generador ocurrió a la 01:15 ut, tiempo mundial del día 2 de septiembre, lo que corresponde a 07:15 PM del 1º de septiembre, hora local Nicaragua. La ola llegó a la costa del Pacífico de Nicaragua a las 08:00 PM hora local (02:00 UT)
Otro detalle interesante es que el terremoto de 1992 fue, en cierta forma, pronosticado por sismólogos estadounidenses y nicaragüenses, en 1981, en base a los parámetros de la sismicidad en esta parte del Océano Pacífico (ver Harlow et al, 1992).
2. Historia de los Maremotos en Nicaragua y América Central
El peligro por tsunami fue generalmente subestimado en América Central, hasta la ocurrencia del maremoto de Nicaragua, en 1992. Fue hasta el año 1997 que en un estudio (Molina, 1997) auspiciado por CEPREDENAC llegó a la conclusión que maremotos no son fenómenos tan raros en las costas de América Central. Como se ve en la siguiente lista conocemos en la historia al menos 50 eventos de este tipo en esta región, la mayor información se tiene de los últimos doscientos años. Es obvio que maremotos ocurrieron no solamente en el Océano Pacífico sino también en el Mar Caribe, especialmente en Panamá y el Golfo de Honduras. Según esta lista, nueve veces maremotos afectaron a Nicaragua. Es curioso que, en 1844, posiblemente ocurrió un tsunami o un seiche (oscilación lenta de agua) en el Lago de Nicaragua, a causa de un gran terremoto ocurrido en la zona fronteriza de Nicaragua y Costa Rica y que, a la vez, sacudió ciudades del Pacífico y del Caribe (Rivas, San Juan del Norte).
Lista de tsunamis (maremotos) en América Central, 1539 - 1992[Fuente : Molina, Enrique, (1997)]
Tsunamis ocurrieron en las costas del Pacífico y del Caribe. La mayoría de los tsunamis causaron solo olas pequeñas con alturas de menos de 1 m. El tsunami más destructivo fue el de Nicaragua de 1992, con alturas de olas de hasta 10 m.
O : Origen del sismo tsunami generador: P - Pacífico, C - Caribe, Mag. : Magnitud Richter del sismo tsunami generador (si se pone cifra romana - se trata de la Máxima Intensidad en Escala Mercalli)
# Año Fecha O Mag. Región afectada
01 1539 11/24 C --- Golfo de Honduras02 1579 03/16 P --- Isla Cano, Costa Rica03 1621 05/02 P 5.8 Panamá la Vieja04 1798 02/22 C VI Matina, Costa Rica05 1822 05/07 C 7.6 Matina, Costa Rica06 1825 02/-- C 5.5 Isla Roatan, Honduras07 1844 05/-- P 7.5 Lago de Nicaragua (?)08 1854 08/05 P 7.2 Golfo Dulce, Costa Rica09 1855 09/25 C 6.3 Trujillo, Honduras10 1856 08/04 C 7.5 Omoa, Golfo de Honduras (destrucción, muertos)11 1859 08/26 P 6.3 Amapala/Honduras, Golfo de Fonseca12 1859 12/09 P 7.5 Bahía de Acajutla, El Salvador 13 1873 10/14 P V Colon, Panamá14 1882 09/07 C 7.9 San Blas, Panamá15 1884 11/05 P --- Acandi, Colombia16 1902 01/18 P 6.3 Ocos, Guatemala17 1902 02/26 P 7.0 Costas de Guatemala,El Salvador18 1902 04/19 P 7.5 Ocos, Guatemala10 1904 01/20 P --- Costas de Panamá ?20 1904 12/20 C 7.5 Bocas del Toro, Panamá21 1905 01/20 P 6.8 Isla de Coco, Costa Rica22 1906 01/31 P 8.2 Ecuador, Panamá, Costa Rica23 1906 --/-- P --- Costa Pacífica de El Salvador24 1913 10/02 P 6.7 Azuero, San Miguel, Panamá25 1915 09/07 P 7.7 Costa de El Salvador26 1916 01/31 P --- Canal de Panamá
27 1916 04/26 C 6.9 Bocas del Toro, Panamá28 1916 05/25 P 7.5 El Salvador29 1919 06/29 P 6.7 Corinto, Nicaragua30 1919 12/12 P --- El Ostial, Nicaragua31 1920 12/06 P --- Golfo de Fonseca, Nicaragua (?)32 1926 11/05 P 7.0 Nicaragua (?)33 1934 07/18 P 7.5 Golfo de Chiriquí, Panamá34 1941 12/06 P 7.6 Punta Dominical, Costa Rica35 1941 12/06 P 6.9 Golfo de Nicoya, Costa Rica36 1950 10/05 P 7.9 Costas de Costa Rica, Nicaragua, El Salvador37 1950 10/23 P 7.3 Costas de Guatemala, El Salvador38 1951 08/03 P 6.0 Potosí, Golfo de Fonseca, Nicaragua (?)39 1952 05/13 P 6.9 Puntarenas, Costa Rica40 1956 10/24 P 7.2 San Juan del Sur, Nicaragua41 1957 03/10 A 8.1 Acajutla, El Salvador42 1960 05/22 C 8.5 La Unión, Golfo de Fonseca, Nicaragua (?)43 1962 03/12 P 6.7 Armuelles, Chiriquí, Panamá44 1968 09/25 P 6.0 Mexico, Guatemala45 1976 02/04 C 7.5 Cortes, Golfo de Honduras46 1976 07/11 P 7.0 Jaque, Darien, Panamá47 1990 03/25 P 7.0 Puntarenas, Quepos, Costa Rica48 1991 04/22 C 7.6 Costa Rica, Panamá49 1992 09/01 P 7.2 Nicaragua (172 muertos, destrucción), Costa Rica50 2001 01/13 P 7.6 El Salvador (pequeño tsunami, costa de El Salvador)
3. Causas de maremotos en Nicaragua y zonas bajo peligro
El maremoto de 1992 fue un ejemplo como un gran terremoto que cambia el fondo del mar puede causar un tsunami. Este es la causa más común para tsunamis.
Figura 2. Generación del tsunami
El terremoto causó un cambio en el fondo del mar. El área en la zona epicentral pudo haberse elevado por más de 0.5-2 metros en una área de 100 km de longitud,
(longitud de la falla que rompió) y 20 km de ancho. Este proceso pudo haber dilatado 2 minutos y generó un movimiento vertical de la columna de agua del
océano encima del área epicentral.
En continuación se formaron olas que se propagaron hacia todas las direcciones. En la zona epicentral la amplitud de las olas fue pequeña, pocos decímetros, hacia
la playa esta amplitud crece. La velocidad de las olas de en aguas profundas (la trinchera del Pacífico de Nicaragua tiene una profundidad de 4.500 m) es muy
rápida pero alcanzando la costa la velocidad se reduce, mientras la altura de la ola se amplifica enormemente
Figura 3. Parámetros de las olas
La amplitud crece porque con bajas velocidades la energía de la ola se concentra en un área más reducida.
Finalmente, en la costa las olas se quiebran en la playa y causan
inundación y destrucción
Pero sabemos que los volcanes en la costa de los grandes lagos (Momotombo y Apoyeque en el Lago de Managua; Mombacho, Concepción y Maderas en el Lago de Nicaragua) podrían causar tsunamis. Avalanchas de tierra bajándose por sus flancos y entrando en el lago pueden generar grandes olas. Se piensa que la formación de Las Isletas, cerca de Granada, fue acompañada por un tsunami en el Lago de Nicaragua, cuando la masa de rocas y tierra que se desprendió del volcán Mombacho entró en el lago. Grandes erupciones volcánicas con explosiones en o cerca del agua también pueden causar tsunami en los lagos. Un contacto o mezcla del agua con el magma debajo del volcán, tal vez provocado por un terremoto podría ser el detonador para la explosión que a la vez causaría el tsunami.
Otro sitio donde grandes explosiones volcánicas pueden causar tsunami es el Golfo de Fonseca. El Volcán Cosigüina en Nicaragua, el Conchagua en El Salvador y los volcanes que forman las islas en el Golfo de Fonseca son testigos para este peligro latente.
En resumen - los siguientes fenómenos geológicos pueden causar maremotos.
- Terremotos que cambian el fondo del cuerpo de agua (mar, lago).- Avalanchas submarinas.- Deslizamientos o colapsos de montañas, especialmente volcanes, ubicados en el mar o cerca de la costa, si grandes masas de roca y tierra movilizadas entran en el cuerpo de agua.- Grandes explosiones volcánicas en el mar o en la costa.
Todos estos fenómenos realmente pueden ocurrir en los mares o grandes lagos de Nicaragua.
En lo siguiente sistematizamos las posibles causas de los maremotos en Nicaragua en orden de probabilidad de afectación en Nicaragua:
1) Grandes terremotos en cualquier parte del Océano PacíficoLas olas viajarían muchas horas hasta llegar a Nicaragua, una alerta temprana es fácilmente posible. Tsunami destructivos son poco probables.
2) Grandes Terremotos en el Océano Pacífico de otros países de CentroaméricaLas olas necesitan entre una y varias horas hasta llegar a Nicaragua. La alerta temprana es posible, requiere de buena comunicación con los países vecinos. La peninsula de Nicoya, Costa Rica, es un lugar donde se espera un gran terremoto que podría causar tsunami con probable afectación de la costa del Pacífico de Nicaragua.
3) Grandes terremotos en el Océano Pacífico de NicaraguaComo en el caso del tsunami de 1992, las olas llegarían dentro de 30 a 60 minutos a la costa del Pacífico. Alerta temprana es posible pero requiere de un sistema técnico y de organización y comunicación muy bueno.
Estos maremotos afectarían toda la costa del Pacífico de Nicaragua, posiblemente partes de otros países de América Central
4) Avalanchas de sedimentos en el los pendientes muy inclinadas de la fosa en el Océano Pacífico. Las avalanchas pueden ser disparados por sismos relativamente pequeños.
Estas avalanchas pueden amplificar el efecto tsunami generador de un terremoto; posiblemente el maremoto de 1992 fue causado por una combinación del efecto sísmico y de una avalancha. Si las avalanchas se deslizan por un sismo pequeño una alerta temprana puede ser muy difícil porque el peligro de tsunami no se reconocería con medios sísmicos.
5) Deslizamientos o colapsos de gran escala en los volcanes de Nicaragua, si las masas de rocas y tierra entran en el océano o en los grandes Lagos.
Fuente: Afectaría las zonas de :
Volcanes-Golfo de Fonseca Costa del Golfo, Potosí V. Momotombo, V. Apoyeque Puerto Momotombo, San Franciso Libre, ManaguaV. Mombacho, V. Concepción Granada, Isletas(*),Ometepe, Solentiname, San CarlosV. Maderas
6) Explosiones volcánicas de gran escala, Nubes ardientes, masas de ceniza volcánica de erupciones extremas, que se lanzan hacia las masas de agua.
Fuente: Afectaría:
Volcanes del Golfo de Fonseca Costa del Golfo, Potosí V. Momotombo, Apoyeque Puerto Momotombo, San Francisco Libre, ManaguaV. Mombacho, V. Concepción Granada, Isletas, Ometepe, Solentiname, San CarlosNuevos volcanes en el Lago? En dependencia del lugar de la ocurrencia.
No se ha estudiado todavía en detalle el mecanismo de este tipo de evento en Nicaragua, olas de que tamaño provocarían y el tiempo en que las olas llegarían a las zonas bajo riesgo. La alerta temprana puede ser una tarea muy difícil para este tipo de eventos.
7) Terremotos en tierra que afectan un cuerpo de agua, de manera asimétrica.
Fuente: Afectaría las zonas de:
Golfo de Fonseca Costa del Golfo, Potosí (1952)Falla Cofradía Managua, San Francisco LibreFalla Sur/Lago de Nicaragua San Carlos, Solentiname, Ometepe, Las Isletas,
El tsunami o seiche de 1844 en el Lago de Nicaragua posiblemente fue de este tipo.
8) Grandes explosiones volcánicas en el Mar Caribe.
Fuentes : Afectaría las zonas de:
Islas volcánicas en el Caribe Costa Atlántica, Corn Island, Cayos Misquitos
Una alerta temprana es posible porque las olas viajarían muchas horas antes de llegar a las islas o costas de Nicaragua. Requiere de buena comunicación con los países del Caribe.
9) Grandes terremotos y avalanchas submarinas en el Mar Caribe
El mayor peligro resultará de un terremoto extremo en el zonas como Graben de Cayman, o en la misma Costa Atlántica de Nicaragua, o en el sistema de Fallas denominadas de Hess que pasan al Norte de de San Juan del Norte y al Este de Corn Island. Fuertes sismos con magnitudes de 5.7 ocurrieron en agosto 2000 a solo 30 km al Este de Corn Island. Si ocurre un terremoto mayor en esto zona no se descarta la posibilidad de tsunami.
Figura 4. Zonas de amenaza por tsunami en el Pacífico
