1. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra AEPECT 23.2- 2015
LAGEOLOGÍAESNOTICIA
Enseñanza de las Ciencias de la Tierra AEPECT 27.3- 2019
Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2019 (27.3) – 349
Evolución Tectónica
de Centroamérica
José A. Álvarez Gómez, Jorde Alonso Henar y José J. Martínez Díaz p. (350)
Fernando Bohoyo, Jesús Galindo-Zaldívar, Adolfo Maestro, Carlota Escutia,
Andrés Maldonado, Jerónimo López-Martínez y Grupo de Investigación Antártica TASMANDRAKE p. (356)
TECTÓNICA
DE PLACAS
Y CLIMA:
la formación
del Paso de Drake (Antártida)
2. 350 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2019 (27.3)
Centroamérica es, desde un
punto de vista geográfico, el área
terrestre y de plataforma continen-
tal que se extiende desde el istmo
de Tehuantepec (México), hacia el
sureste, hasta las tierras bajas de
Atrato en Colombia. Políticamente
se compone de Guatemala, El Sal-
vador, Honduras, Nicaragua, Costa
Rica y Panamá. En la actualidad,
desde un punto de vista tectónico,
Centroamérica conforma la unión
entre los márgenes pacíficos de
Norteamérica y Sudamérica, estan-
do situada en el extremo occidental
de la placa de Caribe (Fig. 1). En
este extremo se producen diferen-
tes interacciones de placas litos-
féricas, siendo las principales la
subducción de las placas del Coco
y Nazca bajo la de Caribe, el lími-
te transcurrente Caribe – N ortea-
mérica y la colisión del bloque de
Panamá (o Chorotega) y el norte
de Sudamérica. La placa del Coco
subduce bajo la de Caribe a lo largo
de la fosa Mesoamericana a una ve-
locidad de entre 80 y 90 mm/año,
y la placa de Caribe se mueve ha-
cia el este respecto a las placas de
Norteamérica y Sudamérica a unos
19 mm/año (DeMets et al., 2010).
Desde un punto de vista geoló-
gico, Centroamérica presenta dos
partes bien diferenciadas: una par-
te septentrional, que se extiende
desde México hasta aproximada-
mente la frontera Nicaragua - Cos-
ta Rica, y una meridional desde ese
punto hasta Colombia (Meschede
y Frisch, 1998). Ambas presentan
historias y características geológi-
cas diferentes en el marco de una
historia tectónica compleja y apa-
sionante.
José A. Álvarez Gómez, Jorge
Alonso Henar y José J. Martínez Díaz
Departamento de Geodinámica, Estratigrafía
y Paleontología, Facultad de Geología,
Universidad Complutense de Madrid.
ISSN (edición impresa): 1132-9157 - (edición electrónica): 2385-3484 – Pags. 350-355
Evolución Tectónica
de Centroamérica
Fig. 1. Mapa de la región del Mar Caribe y principales elementos tectónicos. Se recomienda consultar la versión digital.
3. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2019 (27.3) – 351
Norte de Centroamérica
El norte de Centroamérica está
constituido mayoritariamente por
un fragmento de corteza continental
conocido como Bloque de Chortís,
en honor a una civilización indígena
descendiente de los mayas que
habitaba aquellas tierras (Fig.
1). Este es el único fragmento de
corteza continental pre-Mesozoico
perteneciente a la placa de Caribe y
su historia está ligada al nacimiento
y desarrollo de esta placa. El Bloque
de Chortís queda limitado al norte
y noroeste por el límite entre
las placas N orteamericana y del
Caribe, al sur por el arco volcánico
y la fosa centroamericanos, y al este-
noreste se extiende por el Banco
de Nicaragua (o alto Nicaragüense)
siendo limitado por el escarpe
de Hess al sureste. Esta corteza
continental está constituida por un
basamento metamórfico cubierto
por materiales mesozoicos y
cenozoicos (Dengo y Bohnenberger,
1969). Estas rocas sedimentarias
fueron intruidas durante el Cretácico
y el Terciario por plutones graníticos
asociados a los arcos magmáticos
de subducción de la antigua placa
de Farallón (de la que surgirían más
tarde por separación la de N azca y
la del Coco). En general, el bloque
de Chortís tiene unas características
similares a las del suroeste de
México lo que, junto a la existencia
de una zona de cizalla que recorre
la costa Mexicana desde Chiapas
hasta Guerrero, apoya un origen
Norteamericano para este fragmento
de corteza continental (Rogers et al.,
2007).
Fig. 2. Reconstrucciones paleogeográficas de los te-
rrenos que conforman Centroamérica. En amarillo
los terrenos del Norte de Centroamérica (Bloque de
Chortís), en morado los terrenos del Sur de Centro-
américa (Bloques de Chorotega y Panamá). a) Cre-
tácico Inferior, b) Cretácico Superior, c) Eoceno, d)
Plioceno. Se recomienda consultar la versión digital.
4. 352 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2019 (27.3)
El Bloque de Chortís se desa-
rrolló como parte de la placa Nor-
teamericana hasta que, a lo largo
del Cretácico, un episodio exten-
sional dio lugar a una cuenca sedi-
mentaria (cuenca de Chontal) que
inició la separación del Bloque de
Chortís de N orteamérica (Molina
Garza et al., 2019) (Fig. 2). La se-
paración se hizo definitiva hacia el
final del Cretácico (hace ~ 70 Ma),
cuando el movimiento de la placa
de Farallón, que subducía bajo la
placa de N orteamérica, cambió.
Entonces, se modificó la cinemáti-
ca de la zona, poco después de la
colisión de los terrenos del Sur de
Centroamérica y el borde surocci-
dental de la placa de Norteamérica
(Boschman et al., 2019). A partir de
ese momento el Bloque de Chortís
se desplazó de manera solidaria,
aunque con importante deforma-
ción interna, con la placa de Cari-
be hacia el este, rotando unos 55º
desde su posición original junto a
Guerrero (México). Este desplaza-
miento, de más de 1200 km, cerró
la Cuenca de Chontal a lo largo de
un sistema de cizalla transpresiva
sinestral.
Sur de Centroamérica
El sur de Centroamérica se ca-
racteriza por presentar un basamen-
to de afinidad oceánica formado
durante el Jurásico y el comienzo
del Cretácico en el contexto de un
arco volcánico que evolucionó a un
sistema de arco-isla a lo largo del
Cretácico. En su desplazamiento
hacia el este, esta litosfera oceánica
se superpuso al punto caliente de
las Galápagos durante el Cretácico,
en la época de formación de la Gran
Provincia Ígnea del Caribe (CLIP).
La emisión de un inmenso volumen
de magma durante 70 millones de
años (desde hace 139 Ma a 69 Ma)
configuró la corteza oceánica engro-
sada de la placa de Caribe (Hoernle
et al., 2004). Los terrenos de Costa
Rica y Panamá serían, en este sen-
tido, el borde trasero de la placa de
Caribe en su desplazamiento desde
su lugar de origen, en el Océano Pa-
cífico, hasta su posición actual entre
las Américas (Fig. 2) (Boschman et
al., 2019).
Esta litosfera oceánica, con cor-
teza extraordinariamente engro-
sada, formaba parte de la antigua
placa de Farallón. Debido a los
procesos ligados a la generación
de grandes provincias ígneas sobre
un punto caliente, o bien debido a
las especiales características mecá-
nicas de esta litosfera, en lugar de
subducir bajo las placas america-
nas en su trayectoria hacia el este
(como el resto de la placa había he-
cho hasta ese momento) dio lugar a
una zona de subducción de corteza
oceánica bajo esta litosfera engro-
sada. Esta zona de subducción fue
migrando hacia el este, penetrando
entre las placas de Norteamérica y
Sudamérica, hasta su posición ac-
tual formando las Antillas Mayores
y Menores, y la subducción de las
placas de Norteamérica y Sudamé-
rica bajo Caribe (Fig. 2).
En la parte trasera de este bloque
engrosado se generó, posiblemente
hace unos 100 Ma, una zona de sub-
ducción en la que la placa de Farallón
sin engrosar comenzó a subducir de
manera análoga a lo que hacía bajo
N orteamérica y Sudamérica, for-
mando parte finalmente del mismo
sistema de subducción (Boschman
et al., 2019). De este modo, en el Cre-
tácico Superior (hace unos 88 Ma),
este arco volcánico desarrollado so-
bre corteza oceánica engrosada de
la placa de Caribe vino a colisionar
con el Bloque de Chortís de afinidad
continental y N orteamericana sol-
dándose con él.
Durante el Paleoceno el Arco
de Cuba, situado en el borde norte
de la placa de Caribe, colisionó con
el Banco de las Bahamas. Esto hizo
que se produjera una importante
reorganización del desplazamiento
de la placa de Caribe, dando lugar
a un desplazamiento más sinestral
del límite Norteamérica – Caribe y
a la apertura de la dorsal y cuenca
de Caimán al final de Paleoceno o
principios del Eoceno (Leroy et al.,
2000). Al menos, desde el Eoceno,
el sistema de subducción Pacífico
presenta continuidad desde Norte-
américa hasta Sudamérica (Fig. 2).
Evolución tectónica reciente del
Norte del Centroamérica y con-
figuración actua
Los últimos pasos de evolución
tectónica que acaban configurand
la actual tectónica centroamerica-
na tienen que ver con una fase de
reajuste tanto en las características
de la subducción de la placa del
Coco bajo Caribe como en las ca-
racterísticas del Arco Volcánico y
las estructuras que lo componen.
Para entender esta fase de reajuste
es necesario tener en cuenta una
serie de factores que controlan la
subducción (i.e. tasas de apertura
de la dorsal del Pacífico, grado de
acoplamiento entre la corteza oceá-
nica y la continental en la interfase
de subducción y la flotabilidad de la
lámina que subduce) y una serie de
evidencias en la corteza continental
(i.e. vulcanismo y estilo en la defor-
mación del arco volcánico). En la
figura 3 se resumen observaciones
e interpretaciones de diferentes au-
tores y veremos como todas ellas
se integran en un proceso de roll-
back de la subducción de la placa
del Coco bajo Caribe. Los procesos
que se producen durante esta fase
son largos, codependientes y se so-
lapan unos con otros, Además, no
son coetáneos a lo largo de todo el
arco volcánico por lo que es difícil
establecer edades absolutas a estas
últimas fases de la evolución cen-
troamericana.
En la primera fase de este epi-
sodio de deformación (Fase 1, 20-
10 Ma), las tasas de apertura en
la dorsal oceánica Pacífica fueron
especialmente elevadas, en un epi-
sodio conocido como SuperFast
Spreading Rates (Wilson, 1996).
Una litosfera oceánica con alta
flotabilidad (Rogers et al., 2002),
debido a su relativamente alta tem-
peratura y corta edad, hicieron que
la subducción tuviese un bajo ángu-
lo de buzamiento y la interfase (el
contacto entre la litosfera oceánica
y continental) tuviese un alto grado
de acoplamiento, lo que se tradujo
en el plegamiento de la región nica-
ragüense y en sistemas de fractu-
ración transpresivos en El Salvador
(Alonso-Henar et al., 2017; Wein-
berg, 1992) (Fig. 3).
5. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2019 (27.3) – 353
Fig. 3. Síntesis de las observaciones que configuran las últimas fases de la tectónica del Norte de Centroamérica divididas temporalmente y sus autores. En los modelos infe-
riores se presentan cuatro fases de deformación para los últimos 20 Ma donde se integran todas las observaciones resumidas en la tabla. Modificado de Alonso-Henar et al.
(2017). Las abreviaturas son Transtensión (TT) y Migración hacia el Sur del Arco Volcánico (MSAV).
6. 354 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2019 (27.3)
Durante la segunda fase (Fase
2, 10-5 Ma) se produjo un levanta-
miento en Honduras debido a una
rotura de la lámina de subducción,
en un proceso que se extendió va-
rios millones de años. Esto permi-
tió el ascenso de magma con afin -
dad mantélica visible en la región
de Honduras (Rogers et al., 2002;
Walker et al., 2000) y se dieron las
condiciones adecuadas para un re-
ajuste tectónico en el norte de Cen-
troamérica (Fig. 3).
La tercera fase (Fase 3, 7-3 Ma)
es determinante para entender el
estado actual de deformación y la
configuración final del arco volcá-
nico Centroamericano. Se produjo
un aumento repentino del buza-
miento de la lámina de subducción,
un roll-back (Weinberg, 1992). Este
proceso es especialmente evidente
en la migración que sufre el arco
volcánico hacia la fosa, que tiene
su emplazamiento actual decenas
de kilómetros más cercano a la
fosa comparado con su posición du-
rante el Mioceno. Esta migración
implicó la apertura de grabens y
half-grabens a lo largo del norte de
Centroamérica con una dirección
paralela a la fosa (Alonso-Henar et
al., 2015). Además, este proceso es
observable en las tasas de apertura
de la dorsal oceánica del Pacífic
que, en este intervalo, disminuye-
ron repentinamente hasta casi la
mitad (Jarrard, 1986) (Fig. 3).
En la cuarta fase (últimos 3
Ma), las fallas de los grabens y half-
grabens producidos durante la fase
3 se reactivaron como desgarres
transtensivos (Alonso-Henar et al.,
2015). La subducción tiene ahora
un alto grado de buzamiento y la
deriva relativa del bloque de Chor-
tís permanece constante. Casi toda
la deformación activa está ceñida al
arco volcánico en forma de zonas
de falla de desgarre destral (Fig.
3). Estas fallas constituyen fuentes
sismogénicas de gran importancia
como la Zona de Falla de El Salva-
dor responsable de numerosos te-
rremotos catastróficos en la región
salvadoreña (Martinez-Diaz et al.,
2004).
La naturaleza del motor que
mueve el antearco centroamerica-
no, que controla la deformación ac-
tiva, es motivo de controversia aún
a día de hoy. Para responder esta
cuestión y explicar la distribución
y naturaleza de los terremotos, la
posición de los volcanes activos, la
distribución de las deformaciones
en la corteza, evidenciadas por los
datos GPS, y la posición y caracte-
rísticas de los principales relieves
y depresiones cuaternarias (Fig. 4)
se han propuesto varios modelos
cinemáticos y dinámicos.
En el último modelo tectónico-
cinemático publicado de la zona,
Álvarez-Gómez et al. (2019) pro-
ponen que el movimiento relativo
del Bloque de Chortís en relación
a Norteamérica y al antearco cen-
troamericano genera el cierre y
migración hacia el este del punto
triple, como si de una cremalle-
ra se tratase (Authemayou et al.,
2011). Las ramas de esa “cremalle-
ra” son las zonas de falla Motagua-
Polochic-Transformante de Swan
por un lado, y la zona de cizalla del
arco volcánico centroamericano,
por otro. La evolución reciente de
este proceso explica un progresi-
vo aumento de la zona acoplada
Figura 4. A) Modelo digital de elevaciones sombreado. Se superponen isolíneas de precipitación anual media. En triángulos la posición de los volcanes activos. La línea
dentada marca la fosa de subducción. La línea discontinua indica la tendencia aproximada del arco volcánico. B) Vectores de desplazamiento GPS. En verde los situados
a menos de 50 km al sur de la línea media del arco volcánico, en naranja los situados a menos de 50 km al norte de la línea media del arco volcánico. Las elipses indican
la incertidumbre. C) Mecanismos focales de terremotos someros (profundidad < 30 km) del catálogo Global CMT. En azul terremotos de tipo normal, en naranja de tipo
inverso y en rojo de desgarre. D) Esquema de velocidades de bloques y estructuras de Centroamérica. Las flechas indican desplazamientos relativos. Las flechas rojas indican
acortamiento, las azules extensión. Los colores rojos en la subducción marcan zonas mayormente acopladas y en azul zonas mayormente desacopladas. Para más detalles
acudir al texto y a la fuente original (Álvarez-Gómez et al., 2019). Se recomienda consultar la versión digital.
7. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2019 (27.3) – 355
de la subducción desde el Golfo
de Tehuantepec hacia Guatema-
la. Al mismo tiempo, la parte más
occidental de franja litosférica de
antearco se va incorporando a la
placa N orteamericana, gira en su
movimiento y aumenta su grado
de bloqueo o acoplamiento en la
subducción. Esta cinemática es
coherente con los datos de veloci-
dades GPS, sísmicos, topográfico
y la evolución geológica reciente
antes descrita (Fig. 4). Teniendo
en cuenta este modelo cinemático
¿cuál es el motor? Es decir, ¿cuáles
son las fuerzas que generan estos
movimientos relativos complejos?
Para entender estas fuerzas debe-
mos pensar en el desplazamiento
del antearco usando la analogía de
un tren de doble locomotora, una
trasera que genera empuje y otra
frontal que genera tracción (push-
pull train). El movimiento de la
Placa Norteamericana hacia el oes-
te, que genera el efecto de “cierre
de cremallera”, y la incorporación
y anclaje de la franja de antearco
más occidental a dicha placa indu-
cen la fuerza de tracción paralela al
arco, que es la locomotora de ca-
beza. Por otro lado, la subducción
de la cresta del Coco en la zona de
subducción de Costa Rica, unida al
mayor acoplamiento de la interfase
en esta región, genera la fuerza de
empuje trasero sobre la franja de
antearco más oriental (locomoto-
ra trasera). La acción conjunta de
ambas fuerzas explica la escasa
deformación actual que se observa
en el interior del antearco. Este pa-
rece comportarse como un bloque
rígido con unas fallas de desgarre
activas que lo separan de la placa
Caribe aprovechando la zona de de-
bilidad formada por la posición del
arco volcánico activo (Fig. 4).
La región centroamericana es
un ejemplo claro de la gran influe -
cia que presentan las estructuras
heredadas en la tectónica activa.
Como se ha expuesto, entender la
compleja evolución tectónica de la
región es vital para completar el
rompecabezas centroamericano y
entender la distribución del relie-
ve, la actividad sísmica y el vulca-
nismo activo.
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