I.3. Introducción a la anisotropía de la corteza y del manto superior
I.3.3. Antecedentes sobre el estudio de la anisotropía en la región del Golfo de California
Cuando iniciamos el presente estudio, las observaciones de anisotropía para la zona del GdC se limitaban a dos análisis de la anisotropía cortical con eventos locales en la zona del Valle de Mexicali. Usando datos de estaciones de RESNOM [Zúñiga et al., 1995] y de la Red de Acelerógrafos del Noroeste de México (RANM) [González y Munguía, 2003], se ha propuesto que la anisotropía en la corteza superior es controlada por el alineamiento preferencial de fracturas paralelamente al plano normal a la dirección del esfuerzo compresivo máximo N-S en esta región.
En cambio, como mencionamos en el I.3.2.3, el margen oeste de los EUA y en particular California se ha beneficiado de una gran densidad de estaciones sísmicas permanentes y temporales, lo cual ha permitido estudiar detalladamente la anisotropía del manto superior y de la corteza. El patrón anisótropo de esta región es de interés para nuestro estudio, debido a que la región de California tiene una historia tectónica y rasgos estructurales similares a la del GdC. Parte del margen oeste de los EUA pertenece a la PCC, cuyo patrón anisótropo describí anteriormente (I.3.2.3.). Al oeste de la PCC en EUA, la dirección rápida es dominantemente E-O a lo largo de las costas de California [Savage y Sheehan, 2000, y referencias en este artículo]. Otro rasgo relevante de la anisotropía en el suroeste de los EUA es que las estimaciones de la dirección rápida presentan dependencia azimutal en ciertos sitios, en particular en algunas estaciones localizadas en la parte central y norte de California cerca de la falla San Andrés. Esta dependencia azimutal llevó a varios autores a proponer modelos de estructura anisótropa de dos capas [Ozalaybey y Savage, 1995; Hartog y Schwartz, 2001] como el descrito en la Figura 7. En los modelos así obtenidos, las deformaciones inducidas por la falla San Andrés rigen la anisotropía de la capa más superficial del modelo, produciendo una dirección rápida paralela al eje de la
falla. La capa inferior del modelo corresponde a la astenósfera. La anisotropía en esta segunda capa refleja el patrón anisótropo que se observa a escala regional y que se caracteriza por una dirección de mayor velocidad aproximadamente este-oeste. Esos modelos permitieron lograr un mejor ajuste de las observaciones, aunque ciertos autores cuestionan la pertinencia del control sobre la anisotropía somera que estos modelos atribuyen a la falla San Andrés [Polet y Kanamori, 2002]. Por otra parte, McNamara y Owens [1993] y Peng y Humphreys [1997] llevaron a cabo análisis de funciones de receptor obtenidas para estaciones instaladas en la PCC Norte en el centro-oeste de Nevada. Ambos estudios sugieren la presencia de una capa fuertemente anisótropa, posiblemente en la corteza intermedia, interpretada como debida a minerales anisótropos que desarrollaron una orientación preferencial como respuesta a la extensión NNO-SSE que deformó esta área durante el Cenozoico. Tomando en cuenta las similitudes en términos de morfología de la corteza entre la Provincia de Cuencas y Cordilleras del lado estadounidense y su extensión en el noroeste de México es posible que encontremos un patrón parecido debajo de las estaciones ubicadas en las costas este del GdC.
Del análisis de funciones de receptor obtenidas para el sur de la Sierra Nevada que limita la PCC estadounidense al oeste, Zandt et al. [2004] infirieron rasgos estructurales y anisótropos en la litósfera, consistentes con el posible colapso de la raíz ultramáfica de este batolito. Debajo del batolito peninsular en el extremo sur de California, Wang y Forsyth
[2006] infirieron en el manto superior varios rasgos similares a los reportados por Zandt et al. [2004], lo cual sugiere que en la región del GdC, también pudo haber ocurrido el colapso de la raíz del batolito peninsular y de una parte del arco volcánico.
Gracias a la instalación en abril del 2002 de las estaciones de banda ancha de las redes NARS-Baja y RESBAN, varios análisis basados en ondas telesísmicas y superficiales han permitido constreñir la anisotropía del manto superior debajo del GdC. El análisis de funciones de receptor realizado por Persaud et al. [2007] sugiere que la litósfera presenta zonas anisótropas debajo de la PBC. Por otra parte, Markee y Gaherty [2006] reportan diferencias entre las velocidades promedio de las ondas de Rayleigh y de Love en toda la
región, lo que indica que el manto superior es anisótropo. También empleando ondas superficiales, Zhang et al. [2007] cartografiaron la dirección de máxima velocidad en el manto superior. En el norte de la PBC, esta dirección depende del periodo, lo que sugiere que la anisotropía presenta variaciones verticales similares a las descritas en el caso de la falla San Andrés en el párrafo anterior y en I.3.2.2. Para periodos cortos que muestrean la zona superficial, la dirección rápida se alinea con el límite de placas. En cambio, para periodos largos se alinea en la dirección E-O, en consistencia con el patrón regional observado en el sur de California usando ondas de corte telesísmicas. Debajo del resto de la PEG, la dirección rápida es aproximadamente normal al límite de placas. Esta orientación es consistente con el estilo de extensión en esta región durante el Mioceno y también con la dirección del movimiento absoluto de la placa de Norteamérica, lo cual sugiere que la anisotropía puede ser respectivamente congelada en la litósfera o producida por cizalla en la cima de la astenósfera.