Ciencias de la Tierra

Subducción y formación de montañas 401
motos (MW 8,0 o mayor). Una explicación
parcial reside en el hecho de que en
esos lugares existe una gran zona de contacto
entre la placa superior y la placa en
subducción.
Como la zona de subducción del centro
de Chile, el borde de Cascadia tiene
una placa suavemente inclinada y carece
de fosa, lo cual sugiere que la zona de
subducción de Cascadia es capaz de causar
grandes terremotos. Entre las pruebas
de acontecimientos pasados de gran
magnitud se cuentan los depósitos enterrados
de turba hallados en algunas zonas
de la bahía. Estos descubrimientos son
coherentes con los episodios de hundimiento
rápido parecidos a lo que ocurrió
durante el terremoto de Alaska de 1964
(véase Capítulo 11). Además, aparentemente
una falla cerca de Seattle actuó
hace unos 1.100 años y produjo un gran
tsunami.
Sin embargo, estas pruebas también
sugieren que un gran terremoto es poco
probable, al menos a corto plazo. En los
estudios geodésicos realizados a lo largo
de las zonas costeras del noroeste del Pacífico
durante las últimas décadas, se indica
que la tensión elástica no se está acumulando
en gran medida.
¿Qué opinión es correcta? ¿Un gran
terremoto en el noroeste del Pacífico es
inminente o improbable? Esperemos que
una mayor investigación resuelva esta
cuestión. Mientras tanto, quienes vivan
en la región que rodea la zona de subducción
de Cascadia deberían conocer las
precauciones que deben tomarse para mitigar
los efectos de un gran terremoto.
oceánica, que puede durar 100 millones de años o más. La
actividad volcánica esporádica, el emplazamiento de cuerpos
plutónicos en profundidad y la acumulación de sedimentos
procedentes de la placa en subducción aumentan
de manera gradual el volumen del material de la corteza
que cubre la placa superior. Algunos arcos de islas volcánicas
maduros, como el de Japón, parecen haberse formado
sobre un fragmento preexistente de corteza continental.
El desarrollo continuado de un arco de islas volcánicas
maduro puede traducirse en la formación de una topografía
montañosa compuesta de cinturones de rocas ígneas
y metamórficas. Sin embargo, se considera esta
actividad sólo como una fase del desarrollo de un gran cinturón
montañoso. Como veremos más adelante, algunos
arcos volcánicos son transportados por una placa en subducción
hacia el borde de un bloque continental, donde
se convierten en una parte de un episodio de formación de
montañas.
Los arcos insulares y los bordes de placa de tipo andino
tienen muchas estructuras enormemente parecidas,
lo cual refleja sus entornos tectónicos comparables (véase
Figura 14.2). No obstante, hay una serie de diferencias, relacionadas
principalmente con la edad de la placa oceánica
que subduce y el tipo de corteza que cubre la placa suprayacente.
En la siguiente sección, consideraremos la
naturaleza de los bordes de tipo andino y el grado al que
sus estructuras se parecen a los arcos insulares.
Formación de montañas a lo largo
de los bordes de tipo andino
La primera etapa en el desarrollo de un cinturón montañoso
de tipo andino aparece antes de la formación de la
zona de subducción. Durante este período, el margen
continental es un margen pasivo, es decir, no es un borde
de placa, sino parte de la misma placa donde se encuentra
la corteza oceánica contigua. La costa este de Estados
Unidos proporciona un ejemplo actual de un margen
continental pasivo. En lugares como éste, la deposición
de sedimentos en la plataforma continental está produciendo
una gruesa plataforma de areniscas, calizas y
lutitas de aguas someras (Figura 14.5A). Más allá de la plataforma
continental, las corrientes de turbidez depositan
sedimentos en el fondo de la cuenca oceánica profunda
(véase Capítulo 13). En este ambiente, tres elementos estructurales
diferenciados de un cinturón montañoso en
desarrollo toman forma de una manera gradual: los arcos
volcánicos, los prismas de acreción y las cuencas de antearco
(Figura 14.5).
Formación de un arco volcánico Recordemos que a medida
que la litosfera oceánica desciende hacia el manto,
el aumento de las temperaturas y las presiones provoca
la salida de los volátiles (principalmente agua) de las rocas
de la corteza. Estos fluidos móviles migran hacia la
pieza en forma de prisma del manto situado entre la placa
en subducción y la placa superior. Una vez la capa
que se hunde alcanza una profundidad aproximada de
100 kilómetros, estos fluidos ricos en agua reducen el
punto de fusión de las rocas calientes del manto lo suficiente
como para provocar fusión parcial (Figura 14.5B).
La fusión parcial de las rocas del manto (principalmente
la peridotita) genera magmas primarios, con composiciones
basálticas. Puesto que son menos densos que las
rocas a partir de las cuales se han originado, estos magmas
basálticos recién formados ascenderán. Al alcanzar
la base de la corteza continental, que está formada por
rocas de baja densidad, en general estos magmas basálticos
se reúnen y se acumulan. Sin embargo, el volcanismo
reciente en los arcos actuales (la erupción del Etna,
por ejemplo) indica que una parte del magma debe de alcanzar
la superficie.
Para continuar el ascenso, los cuerpos magmáticos
deben tener menor densidad que las rocas de la corteza.
En las zonas de subducción, eso suele conseguirse me-