Tectinica y Vulcanismo En El Golfo De California

Tectónica y Vulcanismo
Las principales zonas de falla transcurrente y sus centros de dispersión que se han inferido como trazas activas del presente limite de placas están identificadas en la figura 2. En algunos lugares del pacifico norteamericano el movimiento de placas se comparte entre dos o más zonas de traslape. Esto está mejor documentado dentro de la corteza continental en la cabezadel Golfo, donde fallas ampliamente separadas del sistema de San Andrés son simultáneamente activas. Tal traslape es inusual en la corteza oceánica, y puede ser interpretado como una evidencia de un límite de placa más difuso en situaciones continental. Una explicación ligeramente diferente es que ha habido un cambio ligeramente gradual del límite de placa de un sitio a otro. En el norte, porejemplo, la iniciación de las zonas de falla San Andrés, San Jacinto y Elsinor ocurrió una tras otra (Crowell,1981), marcando la migración gradual del límite de placa hacia el océano. Muchas de la zonas fósiles de falla transformante indicadas en la Fig. 2 pueden presentar actividad sísmica residual . Por cierto, terremotos dispersos y clara evidencia geomorfológica de movimiento reciente marca muchode las zonas de falla de San Isidro, San Benito y Tosco Abreojos, supuestamente abandonadas al nacimiento del Golfo.
Pero la determinación del epicentro en los terremotos es muy imprecisa en la mayoría del golfo como para ser de mucha ayuda en la localización de las zonas de falla (excepto donde se han establecido arreglos especiales de instrumentos para monitorear replicas), los estudios demecanismos focales han sido valiosos para confirmar la dirección de movimiento de placa y asi mismo la orientación probable de las zonas de falla transformantes. Los planos de falla calculados para la mayoría de los grandes eventos de deslizamiento lateral derecho en el Golfo están dentro de 10° de las direcciones predichas por los modelos de movimientos de placas (Sharman y otros,1976). Labatimetría sugiere que cerca de los 28°N hay un abrupto cambio en azimut de 6 a 7°, mas de lo que puede ser explicado por un cambio en la longitud de la placa, con zonas de falla al norte con un rumbo mas hacia el norte (312°) que aquellas del sur (305°). La diferencia parece tener efectos estructurales significativos.
Algunos de los 15 a 20 centros de dispersión en e chelón en el golfo son ortogonalesa las fallas transformantes e inferidos al movimiento de placa, y algunos son al menos 30° oblicuos a esta dirección (fig2). Los ejemplos oblicuos incluyen ejes de dispersión muy cortos entre grandes fallas transformantes , donde (como en situaciones similares en crestas* mid-oceanicas) los ejes de extensión son desviados por el par transcurrente, y los relativamente largos ( peropobremente mapeados) centros de dispersión bajo el norte del golfo.
Las observaciones geofísicas y visuales, de sedimentos fallados del Holoceno, por ejemplo, implican que estos centros de dispersión también tienen altos niveles de sismicidad activa, pero no producen grandes terremotos. Un modo característico de actividad es un enjambre de pequeños eventos , tal vez causados por el movimiento demagma (Reichie y Reid,1977). Otros terremotos y deformaciones neotectónicas no están directamente relacionados al límite de placas. Un buen ejemplo es en la caldera resurgente Reforma, en la costa de la península del golfo central, donde terrazas marinas del pelistoceno registraron una taza de elevación de 1m/1000 yr (Ortileb, 1980).
Vulcanismo cuaternario es también anchamente disperso en laprovincia del Golfo, concentrado a través de las zonas de acreción del límite de placas. Las erupciones de lava tholetica son características de los centros de dispersión en la boca del golfo, pero mas distante al norte la mayoría del magmatismo axial se manifiesta como intrusiones de diques y sills entre sedimentos mas jóvenes. En el valle del Salton gotas fraccionadas de baja densidad de...