Márgenes divergentes

La región del GdC ha experimentado dos tipos de procesos divergentes desde el oligoceno. El más remoto es de tipo extensión continental. El segundo y más reciente es la generación de nuevo piso oceánico con anomalías magnéticas con polaridades alternadas a lo largo de segmentos de dorsales. La extensión continental inició cuando la región bajo estudio era todavía un margen convergente y continuó hasta que la subducción se extinguió gradualmente al oeste de península entre ~20 y 10 Ma. En la zona del arco volcánico ocurrieron varias fases de extensión intensa [Nourse et al., 1994; Gans, 1997]. En particular, en el Oligoceno tardío inició un pulso de tectonismo/magmatismo en la Provincia de Cuencas y Cordilleras mexicana (en Sonora). Éste migró posteriormente al oeste, hacia el lugar donde se encuentra el actual GdC, extendiendo y debilitando la litósfera, por lo que probablemente contribuyó al proceso de ruptura continental iniciada en el Mioceno medio. Esta fase de extensión fue acomodada por un arreglo de fallas normales y su dirección parece haber rotado con el tiempo desde ~NE-SO hasta ~E-O. Es de esperar que tal extensión haya dejado cierta firma anisótropa en la litósfera. Esta firma anisótropa, en particular, debió permanecer intacta en la parte este de la PEG, la cual quedó inactiva desde el Mioceno medio tras la migración del frente de tectonismo/magmatismo hacia el oeste. Es probable, por lo tanto, que aparezcan señales de anisotropía en los registros de las estaciones NE80, NE81, GUYB y HERB (Figuras 1 y 2) en la costa este del GdC.

Hasta hoy, no se ha realizado ningún análisis de la anisotropía sísmica en la PCC mexicana. En cambio, existen varios estudios realizados en la PCC al norte de la frontera entre México y EUA [Savage y Silver, 1993; Savage y Sheehan, 2000, Polet y Kanamori, 2002]. Un rasgo importante reportado por estos estudios es que el patrón anisótropo no es uniforme en esta área. En la PCC Norte o “Great Basin”, Savage y Sheehan [2000] reportan una zona extensa que no presenta evidencia de anisotropía en un plano horizontal. En la

periferia de esta zona las direcciones rápidas siguen un patrón semicircular. Estos autores interpretan este patrón como flujos en el manto superior inducidos por la interacción entre material ascendente del manto y el movimiento absoluto de la placa de Norteamérica. Las partes centrales y sur de la PCC estadounidense no parecen afectadas por tal ascenso del manto, por lo que podemos esperar que conserven las características propias del periodo anterior de extensión en el Oligo-Mioceno o con la reorganización del límite de placas al oeste. En particular, en el suroeste de Nevada (PCC Central), Polet y Kanamori [2002] encuentran que la dirección rápida es similar a la dirección de extensión en el Oligoceno por lo que proponen que la anisotropía quedó congelada en la litósfera al terminar este pulso de tectonismo. Un patrón similar se observa en el norte de Arizona (fracción este de la PCC Sur) [Savage y Sheehan, 2000, y referencias en este artículo]. En el sur de California (fracción oeste de la PCC Sur), el patrón es dominantemente E-W. Polet y Kanamori [2002] proponen que este último patrón también es fósil y que fue impreso en la litósfera por la compresión N-S que experimentó esta área durante el Cenozoico. De manera alternativa, Silver y Holt [2002] proponen que el patrón anisótropo en el oeste de Nevada y el sur de California no radica en la litósfera sino que refleja flujos actuales en la astenósfera inducidos por el hundimiento de los fragmentos de la placa de Farallón hacia el este.

Actualmente, en la región del GdC, la zona tectónicamente activa asociada al margen está confinada en la parte oeste de la PEG. El régimen tectónico es de tipo transtensivo, lo que significa que combina una componente transforme con otra de tipo divergente. Esta configuración tectónica inició por lo menos hace 5-6 Ma [Lonsdale, 1991;

Oskin et al., 2001] y quizás hasta hace 14 Ma [Sutherland et al., 2006b]. Las estructuras que actualmente acomodan la componente extensiva ~ NO-SE son fallas normales de alto y bajo ángulo en el norte del GdC y segmentos cortos de dorsales en sus partes central y sur. No disponemos de estaciones cercanas a los segmentos de dorsales, por estar éstas en la parte sumergida del GdC. Sin embargo, el estudio de la anisotropía cerca de las citadas dorsales será posible próximamente gracias a los registros de los OBS del experimento SCOOBA colectados en Octubre del 2006 [Gaherty et al., Cruise report].

Existen estudios en varias zonas de rift continental, en particular el del este de África [Gao et al., 1997; Barruol y Ismail, 2001; Walter et al., 2004], el del Río Grande en Estados Unidos de América (EUA) y el de Lago Baikal en Siberia [Gao et al., 1997]. Se observa que a cierta distancia del eje del rift, la dirección rápida tiende a estar alineada con la dirección de extensión, lo cual es consistente con una fuente de anisotropía tipo OPM. En cambio, en su centro, la dirección rápida tiende a ser paralela al eje del rift. Esta observación sugiere que la fuente de anisotropía no es de tipo OPM [Walter et al., 2004].

Gao et al. [1997] proponen que, bajo ciertas condiciones, la anisotropía puede resultar del alineamiento de lentes de magma en la zona de ascenso de la astenósfera debajo del eje del rift. Después de una fase prolongada de rifting continental, el adelgazamiento de la litósfera produce levantamiento de la astenósfera. La subsidencia que permite mantener el equilibrio isostático produce incursiones marinas. En una etapa muy avanzada, la corteza continental rompe y el contacto del magma ascendente con el agua de mar genera nuevo piso oceánico. Estudios realizados en los océanos Atlántico y Pacífico muestran que la dirección rápida debajo del piso oceánico es paralela a la dirección de producción de piso oceánico [Wolfe y Silver, 1998; Gaherty et al., 2004]. Esta observación es consistente con el modelo teórico propuesto por McKenzie [1979] para el proceso de rifting pasivo, que sugiere que debajo del eje de una dorsal oceánica la anisotropía es producida cuando la astenósfera fluye en la dirección normal al eje de la misma dorsal y se convierte gradualmente en litósfera por enfriamiento.

Finalmente, es preciso notar que el análisis de varios sistemas de rift mayores llevó a Tommasi y Vauchez [2001] a concluir que la fábrica anisótropa preexistente en la litósfera es un factor determinante para los procesos de rifting. Los modelos desarrollados por estos autores muestran que el alineamiento preferencial de los cristales produce anisotropía mecánica. Esta anisotropía mecánica lleva a la localización de las deformaciones, guía la propagación de la inestabilidad inicial y controla el régimen de deformaciones, produciendo una fuerte componente transformante. Según estos autores, estos resultados explican por qué muchos sistemas de rift corresponden a cinturones orogénicos reactivados y por qué las

dorsales y fallas transformantes que componen el sistema de rift están oblicuas al eje del mismo durante su fase inicial, como es el caso para la región del GdC.

I.3.3. Antecedentes sobre el estudio de la anisotropía en la