Amazon Deals

lunes, 1 de marzo de 2010

tectonica de colombia

tectonica de colombia





tectonica de colombia region norte





Los Andes septentrionales



Los Andes septentrionales de Colombia y Ecuador. Historia paleozoica y su control en la estructura andina. Colisiones de arcos islándicos vs. Cuencas de trasarco. Historia de acreción mesozoica y paleógena. Los andes neógenos. La subducción actual y la Zona Volcánica Septentrional (NVZ): características magmáticas.
Los Andes septentrionales de Colombia y Ecuador.
1. El relieve. Los A. se dividen habitualmente en Septentrionales, Centrales y Meridionales.
Los Andes Septentrionales. Comprenden el área situada entre el Caribe y las proximidades del Ecuador. En este sector el edificio andino se ramifica en tres unidades paralelas: cordillera Oriental, Central y Occidental, separadas por fosas longitudinales. Estas ramas montañosas, bien diferenciadas al nivel del mar Caribe se reúnen en las cercanías del Ecuador
2. formando el Nudo de Pasto. La cordillera Oriental, o cordillera de Bogotá, que se prolonga en la de Mérida, está formada por un haz de pliegues que encierra un área de cuencas fluviales denominadas sabanas, como, p. ej., la sabana de Bogotá. El río Magdalena separa la cordillera Oriental de la Central. Esta última, llamada también cordillera de Quindío, y la Occidental o de Chocó, forman los flancos E y O de un gran arco de rocas ígneas macizas, a veces sepultadas por rocas volcánicas. Este arco sufrió un importante hundimiento de dirección N-S que generó una depresión de igual orientación. Dicha depresión se extiende desde Colombia a Cuenca (Ecuador) y está drenada en su sector septentrional por el río Cauca, afluente del Magdalena. Por esta razón, la disposición de los A. ecuatorianos es análoga a la de los A. colombianos meridionales. La cordillera de Chocó se continúa en la sierra Occidental y la de Quindío en la sierra Oriental o Real. Bordean esta depresión importantes volcanes nevados, como el Huila (5.750 m.), Tolima (5.620 m.), Chimborazo (6.272 m.), Cotopaxi (5.897 m.) y otros.

Historia paleozoica y su control en la estructura andina.
La Era Paleozoica, que duró desde hace 570 a 246 millones de años, la vida de nuestro planeta aumentó increíblemente. Muchos animales desarrollaron caparazón o esqueleto.
A principios del Paleozoico, todos los seres vivos eran acuáticos: ni uno solo vivía en tierra firme, ni siguiera las plantas. Hacia finales del Paleozoico, la vida había avanzado tanto, que varios seres habían logrado conquistar la tierra firme. Esta era se compone de los períodos siguientes: Cámbrico, de 570 a 505 millones de años; Ordovicio, de 504 a 438; Silúrico, de 437 a 408; Devónico, de 407 a 362; Carbonífero, de 361 a 290; y Pérmico, de 289 a 246.
Si no tuvieras esqueleto, serías una masa blanda, incapaz de moverte. Sin caparazón, un cangrejo también sería una pulpa blanda que no tardarían en devorar otros animales. En el esqueleto o el caparazón se pueden fijar los músculos, que hacen posible el movimiento. El caparazón también protege el cuerpo blando, que así se desplaza sin correr tantos riesgos.
La materia dura que compone las conchas y los esqueletos proporcionaba también a los animales una sustancia capaz de raspar o cortar la comida. Así, gracias a estas partes duras, los animales pudieron abandonar el fondo del mar y encontrar mejores condiciones de vida y más alimento.
Durante la primera mitad del Paleozoico evolucionaron formas de vida más complicadas. Los peces fueron los primeros animales que desarrollaron una espina dorsal, y los más antiguos vivieron hace más de 400 millones de años, en el período Ordovicio. A mediados del Paleozoico, los peces abarrotaban los mares, y algunos incluso intentaron colonizar la tierra firme.
Durante esta era, algunos moluscos crecieron y desarrollaron un cerebro mayor y más eficaz atrapaban artrópodos extendiendo sus tentáculos. Estos nuevos moluscos nadaban utilizando un tipo de propulsión a chorro: expulsando agua a presión hacia delante, se impulsaban hacia atrás. Cuando avanzaban por los mares, estos moluscos buscaban artrópodos para comérselos.
Hacia el período Devónico, evolucionaron los peces. Los primeros no tenían mandíbulas. Después evolucionaron peces gigantescos y, más tarde, los peces de aletas lobuladas desarrollaron pulmones que dieron origen a los anfibios.
La Era Paleozoica, que duró desde hace 570 a 246 millones de años, la vida de nuestro planeta aumentó increíblemente. Muchos animales desarrollaron caparazón o esqueleto.
A principios del Paleozoico, todos los seres vivos eran acuáticos: ni uno solo vivía en tierra firme, ni siguiera las plantas. Hacia finales del Paleozoico, la vida había avanzado tanto, que varios seres habían logrado conquistar la tierra firme. Esta era se compone de los períodos siguientes: Cámbrico, de 570 a 505 millones de años; Ordovicio, de 504 a 438; Silúrico, de 437 a 408; Devónico, de 407 a 362; Carbonífero, de 361 a 290; y Pérmico, de 289 a 246.
Si no tuvieras esqueleto, serías una masa blanda, incapaz de moverte. Sin caparazón, un cangrejo también sería una pulpa blanda que no tardarían en devorar otros animales. En el esqueleto o el caparazón se pueden fijar los músculos, que hacen posible el movimiento. El caparazón también protege el cuerpo blando, que así se desplaza sin correr tantos riesgos.
La materia dura que compone las conchas y los esqueletos proporcionaba también a los animales una sustancia capaz de raspar o cortar la comida. Así, gracias a estas partes duras, los animales pudieron abandonar el fondo del mar y encontrar mejores condiciones de vida y más alimento.
Durante la primera mitad del Paleozoico evolucionaron formas de vida más complicadas. Los peces fueron los primeros animales que desarrollaron una espina dorsal, y los más antiguos vivieron hace más de 400 millones de años, en el período Ordovicio. A mediados del Paleozoico, los peces abarrotaban los mares, y algunos incluso intentaron colonizar la tierra firme.
Durante esta era, algunos moluscos crecieron y desarrollaron un cerebro mayor y más eficaz atrapaban artrópodos extendiendo sus tentáculos. Estos nuevos moluscos nadaban utilizando un tipo de propulsión a chorro: expulsando agua a presión hacia delante, se impulsaban hacia atrás. Cuando avanzaban por los mares, estos moluscos buscaban artrópodos para comérselos.
Hacia el período Devónico, evolucionaron los peces. Los primeros no tenían mandíbulas. Después evolucionaron peces gigantescos y, más tarde, los peces de aletas lobuladas desarrollaron pulmones que dieron origen a los anfibios.
Colisiones de arcos islándicos vs. Cuencas de trasarco.

Arcos de islas: Son archipiélagos en arco rodeados por el lado convexo por una fosa que marca el límite entre las dos placas. Están formados por islas volcánicas. Las Antillas, las Aleutianas, las Sandwich del Sur son ejemplos nítidos de esta estructura. Por detrás del arco, en su cara cóncava, la propia subducción puede desencadenar procesos generadores de litosfera oceánica, ampliando la cuenca continental. Esa «extensión tras arco» se observa por ejemplo en el Mar del Japón.


Cuenca de trasarco o marginal Backarc basin. Cuenca marina situada detrás de un arco magmático, formada por una corteza continental adelgazada o por corteza oceánica, en ocasiones cubierta por sedimentos terrígenos.
Historia de acreción mesozoica y paleógena.
Los Esquistos de Santa Marta localizados en el segmento NW de la Sierra Nevada de Santa Marta, en el Caribe Colombiano, corresponden a una secuencia metamórfica del Cretácico Superior con protolito volcano-sedimentario de afinidad oceánica y continental. Las cuatro formaciones en las que se han dividido estos esquistos (Concha, Punta Betín, Cinto y Rodadero) presentan un grado metamórfico que varía entre la facies esquisto verde y la facies anfibolita alta. Las relaciones de campo y las características petrográficas de los esquistos anfibólicos indican la existencia de un incremento abrupto en el grado de metamorfismo entre las formaciones Concha y Punta Betín y la Formación Rodadero. Las condiciones de presión y temperatura calculadas por termobarometría convencional y bases termodinámicas internamente consistentes para los dos grupos de rocas anfibólicas indican presiones entre 3 y 5 kbar y temperaturas entre 300 y 500 °C para Concha y Punta Betín, y entre 7,6 y 9,5 kbar y entre 565 y 665 °C para Rodadero. Esto sugiere que las rocas de más alto grado fueron sobrepuestas sobre las de más bajo grado probablemente durante la exhumación sin-metamórfica. Estas relaciones petrológicas en conjunto con las características composicionales de los anfíboles cálcicos es similar a otras rocas formadas en un tipo bárico de media presión y temperatura, que sugiere que los Esquistos de Santa Marta habrían sido formados en un ambiente colisional, probablemente asociado con la colisión del arco del Caribe y la margen continental Suramericana en el Maastrichtiano-Paleógeno.
Los andes neógenos.
Neógeno
Era
Período
Época
M. años
Cenozoico
Cuaternario
Holoceno
0,011784
Pleistoceno
2,588
Neógeno Plioceno
5,332
Mioceno
23,03
Paleógeno
Oligoceno
33,9 ±0,1
Eoceno
55,8 ±0,2
Paleoceno
65,5 ±0,3
El Neógeno es una unidad del tiempo geológico que pertenece a la Era Cenozoica; dentro de esta, el Neógeno sigue al Paleógeno y precede al Cuaternario.El límite Paleógeno-Neógeno no tiene gran importancia, ya que no se produjo ninguna extinción importante. Actualmente se considera que el Neógeno comprende sólo las épocas Mioceno y Plioceno, aunque una reciente propuesta de la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) pretendía añadir las épocas Pleistoceno y Holoceno, continuando hasta el presente.3
Los términos Sistema Neógeno (formal) y sistema terciario superior (informal) describen las rocas depositadas durante el período Neógeno, que abarca unos 23 millones de años. Durante el Neógeno los mamíferos y las aves se desarrollaron bastante. Muchas otras formas se mantuvieron relativamente estables. Tuvieron lugar algunos movimientos continentales, siendo el más significativo la conexión de América del Norte con América del Sur a finales del Plioceno. Además, durante el Neógeno el clima se enfrió, culminando en las glaciaciones del Cuaternario, y se produjo la aparición de los Homínidos.

La subducción actual y la Zona Volcánica Septentrional (NVZ): características magmáticas.
El vulcanismo activo en los Andes, está distribuido en tres segmentos a lo largo de Sudamérica: Zona Volcánica de los Andes del Norte, Zona Volcánica de los Andes Centrales y Zona Volcánica de los Andes Australes (Fig. 1). La actividad volcánica se halla ligada al proceso de subducción de la placa de Nazca debajo de la placa de Sudamérica (volcanismo de margen continental activo). Este proceso se inició durante el Triásico, con la formación de un arco volcánico a lo largo de la Cordillera Occidental. Posteriormente, durante el Eoceno tuvo lugar una intensa actividad volcánica (Fig. 2), debido a la subducción normal (Isacks, 1988).

Figura 1. Segmento norte de la Zona Volcánica Central de los Andes (ZVC), con los centros volcánicos del Plio-Cuaternario y su relación con la fosa Perú-Chile. En su mayoría son estrato-volcanes y domos del Mio-Plioceno y Plio-Pleistoceno, muchos de ellos parcialmente destruidos debido a las glaciaciones del Pleistoceno (Compilado de De Silva & Francis, 1991 y Wörner et al., 1992).
En Recuadro: Marco geotectónico y distribución de las tres zonas volcánicas Cenozoicas en los Andes de Sudamérica: Zona Volcánica de los Andes del Norte (ZVN), Zona Volcánica de los Andes Centrales (ZVC) y Zona Volcánica de los Andes Australes (ZVS). Modificado de De Silva & Francis (1991).

La corteza de la zona central de los Andes sufrió engrosamiento y levantamiento importantes durante el Mioceno inferior a medio (Isacks, 1988). El levantamiento se habría iniciado hace 21 Ma (Lahsen, 1982) y acelerado hace 15 Ma (Benjamin, 1987). Estos datos concuerdan temporalmente con lo sostenido por Sébrier y Soler (1991), en el sentido de que del Oligoceno al Plio-Pleistoceno se produce un incremento de la actividad volcánica, que estaría relacionada al aumento de la velocidad de convergencia de las placas, seguido por una disminución de vulcanismo en tiempo histórico (Fig. 2). Cabe destacar un importante vulcanismo ignimbrítico en el sur del Perú y norte de Chile en el Mioceno superior (13 Ma).

Figura 2. Cuadro resumen de la evolución tectónica de los Andes Centrales durante el Cenozoico, segmento sur del Perú y su relación con el vulcanismo según varios autores. Palacios (1995) identificó 4 fases de deformación, Mégard (1987) y Sebrier-Soler (1991) 5 fases Quechuanas compresivas. Existe cierto consenso sobre la intensa actividad volcánica explosiva, asociada a períodos de fuerte deformación de la corteza debido a la aceleración de la velocidad de convergencia, durante el Eoceno y el Mioceno-Plioceno.

La Zona Volcánica de los Andes Centrales (ZVC), abarca una extensa área comprendida entre 15° S (sur del Perú), y 27.5° S (norte de Chile), donde el vulcanismo reciente se halla activo desde el Mioceno (De Silva & Francis, 1991).
Actualmente, en los Andes centrales el ángulo de subducción es marcadamente variable; así, en el norte y centro del Perú, con ausencia de vulcanismo activo, el ángulo de subducción es subhorizontal (alrededor de 10°); mientras que en la zona sur del Perú y norte de Chile, con volcanismo activo, el ángulo va de 20° a 30° (Barazangi y Isacks, 1976).
En la ZVC, la fosa Chile-Perú mide aproximadamente 70 km (Fig. 3) y posee muy poca cantidad de sedimentos (Thornburg y Kulm, 1987); la corteza continental alcanza espesores de 50 a 70 km (James, 1982); la dirección de convergencia de la Placa de Nazca es N80°E y su velocidad de convergencia es 5-6 cm/año (Sébrier y Soler, 1991). La corteza superior está conformada principalmente por rocas precámbricas, intrusivos del Paleozoico, lavas del Paleozoico Superior, rocas sedimentarias marinas mesozoicas y sedimentos continentales del Cretácico.

Figura 3. Sección simplificada del borde occidental de Sudamérica en el sector Perú-Chile, mostrando la Cordillera de los Andes, el volcanismo holocénico y su relación con la subducción de la placa de Nazca. La posición de los plutones, corresponden a la progresión de las zonas de fusión parcial de oeste a este, conforme evoluciona la subducción (Compilado y modificado de Janjou-Bourgois, 1982 y Wörner, 1991).

TOPOGRAFIA DE LOS ANDES


TOPOGRAFIA DE LOS ANDES

La cordillera de los andes atraviesa los paises de Argentina, Chile, Bolivia, Ecuador, Colombia, Perú y parte de Venezuela. Es la mayor cordillera del continente Americano y una de la mas grandes del mundo.
Constituye una enorme masa montañosa que discurre en dirección sur-norte, bordeando la costa del oceano pacifico, a lo largo de 7.500 Km. En el extremo meridional esta cordillera muere en el mítico Cabo de hornos.

EDIFICACIONES VOLCANICAS


La zona central de los Andes, localizada entre el sur del Perú y Chile, incluye 50 volcanes activos o potencialmente activos distribuidos a lo largo de un arco de 1.500 km. La actividad de estos edificios volcánicos muy aislados, que alcanzan generalmente entre 4.000 y 7.000 metros de altura y cuyas pendientes abruptas y a menudo recubiertas de nieve dificultan las mediciones de campo, es todavía poco estudiada en la actualidad.

ACORDAMIENTO OROGENICO

El volumen orogénico levantado en los Andes es el resultado del delicado equilibrio entre el levantamiento y la erosión. Los diferentes grados de acortamiento sufridos por el borde occidental del continente americano, desde el codo de Arica hasta Tierra del Fuego, han definido contrastantes rasgos morfotectónicos, desde extensas altiplanicies endorreicas hasta reducidas y
simples divisorias.

El área cordillerana situada entre los 20ºS y los 46ºS presenta una marcada y progresiva disminución del volumenorogénico hacia el sur. Como consecuencia de estas variaciones, puede dividirse a los Andes Centrales Australes (20º-38ºS) en tres sectores con características morfológicas bien diferenciadas.

LEVANTAMIENTO TECNICO

El levantamiento de los Andes se produjo inicialmente como consecuencia de la deriva del continente americano hacia el oeste, provocando la colisión de la placa continental y la corteza oceanica. La emersión de los Andes tuvo lugar en el eoceno (hace 37-52 millones de años) y han seguido diferentes movimientos tectonicos hasta la actualidad. Según Sauer (1965), a principios del cuaternario pocos cerros habrian llegado a mas de 3000 metros y las cordilleras alcanzaron su estado actual en el pleistoceno. Durante el plio-pleistoceno, el volcanismo fue intenso en la región septentrional y se formaron los grandes volcanes (Hall, 1977; Sauer, 1965). En la región austral en cambio, al sur del nudo del Azuay, los estratos mioconicos se recubrieron por el volcanismo pliocenico que ya se habra extinto durante el pleistoceno. En el pleistoceno se han registrado cuatro periodos glaciares durante los cuales se produjo un enfriamiento climatico y el nivel de las nieves se habra ubicado 1200-1400 metros mas abajo que el nivel actual (Sauer, 1965).

HIPOTESIS DE MAKENZIE

La primera persona en utilizar el término placas fue dan Mckenzie en 1967 y de estas ideas partió la teoría de la tectónica de placas aceptada hoy en día.

Esta teoría explica la formación de las placas tectónicas, los desplazamientos que sufren sobre el manto terrestre (la velocidad, direcciones e interacciones…) y especifica las causas de los volcanes, seísmos, la formación de las montañas, etc.

Estas explicaciones son:

Las placas se desplazan a una velocidad de unos 2,5 cm. /año por las fuerzas de convención del interior de la tierra. En estos desplazamientos se producen choques que dan lugar a las estructuras de la superficie terrestre. Hay tres tipos de choques: convergentes, divergentes y transformantes:

Divergentes o constructivos: son zonas donde las placas se separan y se forma litosfera oceánica. En la tierra encontramos estos contactos en diferentes fases: en fase de rift continental, donde se esta fracturando la litosfera continental y formando lagos que se expanden continuamente; en fase de mares estrechos y alargados que se van ensanchando, como el Mar Rojo, y por último en las dorsales oceánicas que son las causantes de la expansión del fondo oceánico.

Convergentes o destructivos: son zonas donde las placas chocan y en algunos casos se destruye litosfera oceánica. Hay tres contactos posibles:

1º) Cuando chocan dos placas continentales: se produce una obduccion que da lugar al origen de una cordillera intracontinental o de tipo alpino. Por ejemplo el Himalaya. Los pirineos, los Alpes…

2º) Cuando choca una placa continental y otra oceánica se produce una subducción y se destruye litosfera oceánica. La placa mas densa, la oceánica, subduce y la continental se pliega formando una cordillera pericontinental o de tipo andino. Ej.: los Andes, las Rocosas…en el relieve marino estas estructuras se corresponden con las fosas oceánicas.

3º) Cuando chocan dos placas oceánicas: una de ellas subduce y la otra se fragmenta, se originan magmas que forman archipiélagos de islas volcánicas paralelos a la línea de costa. Ej.: Filipinas, Japón… en este choque se destruye litosfera oceánica.

Transformantes: las placas se deslizan lateralmente formando fallas transformantes y sin destruir no formar litosfera oceánica. La zona típica de estas estructuras es la falla de San Andrés, en California.

Éstas son las estructuras formadas por la tectonica de placas. Los demás fenómenos producidos por ella son:

Terremotos: vibraciones producidas con el choque de dos placas.

Volcanes: el magma asciende a la superficie y sale por un cráter originando grandes catástrofes. El vulcanismo coincide con los límites de placa.

Existe un tipo particular de vulcanismo intraplaca producido por las llamadas plumas térmicas que son ascensos puntuales de magma que origina unos volcanes puntuales. Un ejemplo de puntos calientes son las islas Hawai.

HIPOTESIS DE MOLNAR

Las altas mesetas del Tíbet y los Andes las explican Paul Tapponnier y Peter Molnar como resultado de una intensa presión horizontal; asimismo consideran que puede estar en proceso de disminuir; lo que conduciría con el tiempo geológico al cese de la elevación y a su transformación en montañas bajas. O sea, dependen fundamentalmente de sus raíces. El Himalaya, los Alpes y las Rocallosas se apoyan en una litosfera gruesa, fría en comparación con la que subyace al Tíbet. Aquéllas cabalgan sobre corteza fría, no poseen un soporte horizontal como ocurre con las mesetas. Las montañas se forman en los limites de placas litosféricas, en un caso por la subducción de una placa oceánica bajo otra continental (tipo Mesoamérica y Sudamérica, en el Pacifico), proceso que puede conducir; en el segundo caso, a la extinción de la placa oceánica y continuar con una colisión de otras dos continentales (India-China).

CONTROLES DE PRIMER ORDEN


  • TASA DE SUBDUCCION

Hay períodos en que el plano de subducción es casi horizontal, lo que coincide con una etapa de levantamiento. En otros, el plano tiende a ser más vertical de entre 30 y 45 grados, lo que genera el desplome de la Cordillera de Los Andes.

Esa subducción del fondo oceánico bajo el continente sudamericano se puede visualizar mediante el estudio de las ondas sísmicas, cuya velocidad depende, entre otras cosas, de la rigidez de los materiales, que tiene que ver con su temperatura.

En el proceso de subducción, los materiales que se generan en la superficie se sumergen a mucha velocidad unos 6-7 centímetros por año y están mucho más fríos que el manto que los circunda, lo que incide en la velocidad de las ondas sísmicas.

Midiendo esa velocidad se puede visualizar el material que está cayendo hacia el interior de la Tierra y, en consecuencia, el ángulo que forma. Con información de la trayectoria y velocidad de las ondas sísmicas, proveniente de sismos naturales o inducidos mediante golpes producidos en la superficie, los investigadores pueden relacionar las cicatrices del terreno con lo que sucede a grandes profundidades. Así pueden inferirse ciertas características de la corteza terrestre que inciden en el ángulo del plano de subducción.

  • EDAD DE LA CORTEZA OCEANICA

Presenta notables variaciones de espesor (aproximadamente 10 km la oceánica y 30-70 km la continental), de densidad (2,7 g/cm3 para los continentes y 3 g/cm3 en los océanos), de tipos de rocas, de estructuras, etc. Más adelante se señalarán otras diferencias.

Corteza oceánica.- Con tres niveles bien definidos:

- Nivel 1. Con sedimentos (0,5 km).

- Nivel 2. Basaltos (2 km, coladas laminares de lavas almohadilladas intercalándose con diques verticales).

- Nivel 3. Gabros (5 km, que sufren metamorfismo al alejarse de la dorsal).

En conjunto, la corteza oceánica parece resultar del enfriamiento de cámaras magmáticas con los gabros en el fondo y los basaltos en la superficie y en el exterior, sobre las que se han depositado y consolidado las partículas sueltas y restos de organismos (sedimentos).

En la superficie de la corteza oceánica destacan las estructuras siguientes:

- Estructuras intraplaca, tales como mesetas oceánicas, dorsales asísmicas, montes submarinos, guyots, islas oceánicas.

Las dorsales, con crestas a 2,5 km de profundidad, con alturas entre 2,5 y 0,5 km, anchura próxima a 1000 km y que se extienden a lo largo del planeta en unos 75.000 km. Muchas dorsales poseen una hendidura o fosa tectónica. Se encuentran interrumpidas por las fallas transformantes (las importantes cada 200 ó 300 km).

CONTROLES DE SEGUNDO ORDEN

    • GEOMETRIA DE LA ZONA WADATI-BENIOFF

En geología la zona de Benioff es una zona sísmica de borde de placa que se extiende junto a uno de los lados de una fosa oceánica. Es llamada a veces zona de Benioff-Wadati, en honor de Hugo Benioff y Kiyoo Wadati, los dos geólogos que independientemente observaron su existencia.

Cuando la litosfera oceánica subduce, lo hace por un plano inclinado, que corta a la superficie siguiendo un arco marcado por la presencia de una fosa oceánica. Donde la placa que subduce roza con la opuesta se producen terremotos de manera regular, cuyos focos quedan proyectados en el mapa en el lado interno o cóncavo del arco dibujado por la fosa, es decir, por la línea de subducción. Esa zona, en la que son frecuentes los terremotos, es la que se denomina zona de Benioff.

El plano de fricción entre las dos placas que convergen se llama plano de Benioff, y es en él donde se concentran los focos o hipocentros de los terremotos. Que los hipocentros se presentan a mayor profundidad cuanto mayor es la distancia a la fosa fue observado ya por Benioff. Los terremotos que caracterizan a la zona son de tres tipos por su mecanismo:

      1. En la zona más próxima a la fosa, la signatura sísmica revela un origen distensivo, que se interpreta como efecto del encorvamiento de la litosfera cuando inicia la subducción.
      2. En la parte media y más extensa, los terremotos son de fricción, y se deben a la que se produce entre las dos placas en el plano de Benioff.
      3. Los terremotos más profundos, de 300 km a 700 km de profundidad, y más alejados de la fosa se supone que son resultado de una contracción brusca de los materiales que subducen. Se atribuye a una transición de fase crítica, en la que los materiales se adaptan a la presión adoptando repentinamente estructuras cristalinas más compactas sin cambio de la composición química.

La inclinación del plano de Benioff varía de unas zonas a otras, pero suele ser mayor de 45° (es decir, más cercana a la horizontal).

La Subducción es la consecuencia lógica de la expansión y crecimiento de la corteza oceánica en las Dorsales. Si la corteza oceánica crece continuamente en las Dorsales y la Tierra no aumenta de volumen, es porque por otro lado se debe de estar destruyendo casi al mismo ritmo.

LA SUBDUCCIÓN

La subducción supone la introducción de una placa fría y densa en el interior del manto, donde acaba mezclandose con los materoiales a profundidades mayores de los 600 metros. El esquema siguiente muestra los valores de profundidad en una zona de subducción y las temperaturas de los materiales que subducen y los de alrededor:

La placa que es forzada hacia el interior de la Tierra es usualmente derretida nuevamente cuando sus bordes alcanzan una profundidad que está lo suficientemente caliente. (¡Las temperaturas lo suficientemente calientes para derretir a la litósfera están en el orden de los mil grados!).


Oscar Yecid Rodriguez

Alexandra Aguirre

Luz Marina Acero

Fernando Cortes

Julio Cesar Vinchery

Julio Amaya

Julie Andrea Lara



SUBDUCCIÓN


A causa de un choque de una placa oceánica (peso especifico mayor) y una placa continental (peso especifico menor) la placa oceánica se hunde abajo de la placa continental. Este movimiento lento hacia abajo incluye un aumento lento de las temperaturas en las rocas del antiguo fondo del mar. En una profundidad de 100 km (aprox.) las rocas de la placa oceánica se funden parcialmente. Durante la subducción se observa además un aumento relativo rápido de la presión.

En algunos regiones la parte superior de la corteza oceánica, principalmente los sedimentos marinos choquen con el continente y no sumergen con los otros partes de la placa. Este fenómeno conocido como acreción produce un crecimiento de la corteza continental.
La subducción ocurre principalmente en la costa oeste de América de sur ( Chile, Perú), Japón, Aleutas, Java y partes del mar mediterráneo. Siempre provoca fenómenos sísmicos de mayor magnitud. Además la placa oceánica subducida, parcialmente fundida puede generar una cadena de volcanes activos.



Tipos de subducción

Generalmente existen dos tipos de subducción:

a) Tipo andino

El tipo Andino tiene un ángulo de subducción entre 20-30° y produce una morfología como en los Andes.
b) Tipo Back-Arc
El tipo Back-Arc tiene un ángulo de subducción alrededor de 70° y produce una cadena de islas volcánicas, una mar (con corteza oceánica) entre los volcanes y el continente.

grupo 1 Los andes

LOS ANDES
La cordillera de los Andes es un sistema montañoso de América del Sur comprendido entre los 11° de latitud N y los 56° de latitud S, que atraviesa Argentina, Bolivia, Chile, Ecuador, Colombia, Perú y parte de Venezuela. La altura media alcanza los 4.000 metros, con numerosos puntos que alcanzan los 6.000 metros. Es la mayor cordillera del continente americano y una de las más importantes del mundo. Constituye una enorme masa montañosa que discurre en dirección sur-norte, bordeando la costa del océano Pacífico, a lo largo de 7.500 km. En el extremo meridional esta cordillera muere en el mítico Cabo de Hornos.
Se formó al final de la era Secundaria, a fines del Cretácico tardío, por el movimiento de subducción de la placa de Nazca debajo de la Placa Suramericana. Los movimientos sísmicos y la actividad volcánica posteriores han tenido más importancia en la configuración del relieve que los agentes erosivos externos. En la morfología actual se encuentran elevadas cordilleras, junto con extensos altiplanos y profundos valles longitudinales paralelos a los grandes ejes montañosos. Los valles transversales son escasos, salvo en los Andes argentinos-chilenos.
En su parte meridional sirve de frontera natural entre Chile y Argentina. En la zona central, los Andes se ensanchan dando lugar una meseta elevada conocida como altiplano. El altiplano es compartido por Argentina, Bolivia, Chile y el Perú. La cordillera se vuelve angosta nuevamente en el norte del Perú y Ecuador se ensancha de nuevo en Colombia donde también se divide en tres ramas para luego seguir a Venezuela, en donde la cordillera es escasa y se prolonga casi hasta tocar el mar Caribe.



TECTÓNICA ANDINA

FUNDAMENTOS:
Esta materia tiene como fundamento el estudio el orógeno andino. Se analizan los procesos de formación de montañas, desde la trinchera oceánica, el arco volcánico y hasta región de antepaís. El estudio de estos procesos permite conocer y realizar un análisis comparativo de los procesos que actuaron en cada uno de los segmentos de la Cordillera de los Andes.

OBJETIVOS:
Este conocimiento tiene aplicación directa en la evaluación de los recursos petroleros y mineros deestos sistemas montañosos, y es importante para la evaluación del riesgo sismotectónico de la región.

CONTENIDOS MÍNIMOS:
Tectónica andina s.s. y tectónica de colisión en los Andes. Regímenes tectónicos y estructurasresultantes. Procesos en un sistema andino. Erosión cortical por subducción, migración de los arcosmagmáticos, somerización de la zona de subducción y empinamiento, estructuras resultantes.Delaminación cortical y litosférica: condiciones para su formación. Importancia de los procesos andinos en la localización de hidrocarburos: distintos tipos de cuencas subandinas, andinas y de anteraco.
Magmatismo andino y metalogénesis. Tectónica activa y riesgo sismotectónico.

PROGRAMA
Primera Parte:

1. Los Andes: primeras clasificaciones. Los Andes liminares y geosinclinales. Propuesta de Gansser. Erógenos de tipo andino. Marco presente dentro de la tectónica de placas.

2. Topografía de los Andes. Edificaciones volcánicas y aditamento magmático, acortamiento orogénico y levantamiento térmico. Hipótesis de McKenzie y Molnar. Controles de primer orden: tasa de subducción, vector de convergencia y edad de la corteza oceánica. Controles de segundo orden: geometría de la zona de Wadati-Benioff, colisión de dorsales sísmicas y asísmicas. Subducción fría y caliente.

3. Sistema de subducción andino. Regimenes de esfuerzo y subducción. Subducción neutra, extensional y compresiva. Estructuras resultantes. Delaminación cortical y litosférica. Anisotropías en el manto. Flujos en el manto y sus implicancias en la tectónica andina.

Segunda parte:
4. El sistema del tipo andino en América Central. Régimen tectónico, estructuras y magmatismo en el tipo Guatemala, Nicaragua y norte de Costa Rica. El segmento de Salamanca y la dorsal de Cocos: subducción horizontal.

5. Los Andes Caribneanos: metamorfismo y obducción. Los Andes Septentrionales de Mérida: sistema de tipo andino?. Historia paleozoica y controles en la estructura andina. El segmento sísmico de Bucaramanga. Inversión tectónica y transcurrencia. La falla de Bocono y desplazamientos (GPS) relativos actuales.

6. Los Andes septentrionales de Colombia y Ecuador. Historia paleozoica y su control en la estructura andina. Colisiones de arcos islándicos vs. Cuencas de trasarco. Historia de acreción mesozoica y paleógena. Los andes neógenos. La subducción actual y la Zona Volcánica Septentrional (NVZ): características magmáticas.

7. Los Andes Centrales. El segmento magmático peruano. Basamento precámbrico e historia paleozoica. Ambientes plutónicos y volcánicos mesozoicos: Batolito de la Costa. Régimen andino mesozoico. Vectores de convergencia paleógenos: orogenia incaica. Estructuras resultantes. El desarrollo de la zona de subducción subhorizontal peruana.

8. Los Andes Centrales. El segmento central. Paradigma de la subducción de tipo andino. Los Andes de Bolivia y sur de Perú. Su basamento e historia paleozoica. Los batolitos costeros. El volcanismo asociado y su régimen tectónico. Evolución magmática cenozoica y la zona de subducción horizontal. Dorsal de Nazca: hipótesis de Pilger. Extensión cuaternaria en el norte
del Altiplano.

9. Los Andes del norte de Argentina y Chile. Evolución paleozoica. La extensión mesozoica del rift de Salta. Cordillera Occidental, Puna, Cordillera Oriental, Sistema Interandino y Subandino. Fajas plegadas y corridas epidérmicas, inversión tectónica y cuencas de antepaís. Levantamiento térmico de la Puna. Historia magmática.

10. El segmento de transición. Límite sur de la Puna: delaminación e historia magmática. Inversión tectónica del Sistema de Santa Bárbara. Transición al segmento de subducción horizontal., Pasaje de las Sierras Pampeanas a los sistemas subandinos. Expansión del magmatismo al antepaís.

11. El segmento de subducción horizontal. Las cordilleras de La Costa, Principal y Frontal. Procesos asociados a la horizontalización de la Placa de Nazca. Estructura, magmatismo y cuencas de antepaís. La Precordillera de Cuyo. Las Sierras Pampeanas: inversión tectónica y reactivación del basamento.

12. El segmento de subducción normal de los Andes Principales. Estructura y tipos de fajas plegadas y corridas. Variaciones en el arco magmático y su historia paleógena y neógena. Las cuencas de antepaís. El bloque de San Rafael. Geotectónica y volcanismo en el retroarco.

13. El engolfamiento neuquino.Cuenca de rift, retroarco térmica y antepaís. Estructura resultante. Acortamiento orogénico y estilo estructural. Cuenca de antepaís mesozoica y cenozoica.
Extensión, transtensión y compresión en el Cenozoico superior. Partición de los esfuerzos.

14. La Cordillera Patagónica. Principales divisiones y características. Los Andes Patagónicos septentrionales. La Cuenca de Ñirihuao. La Precordillera Patagónica. Arcos volcánicos mesozoicos y batolitos asociados. Deformación mesozoica y cenozoica.

15. Los Andes Patagónicos australes. Características principales. Colisión de dorsales oceánicas cretácicas, paleógenas y neógenas. Inversión tectónica vs. Fajas plegadas y corridas. Los Bernárdides y la estructuración del antepaís. Las cuencas de antepaís.

16. Los Andes Fueguinos. Cuenca marginal de Rocas Verdes. Evolución y cierre de la cuenca. Alternativas sobre su acortamiento. Evolución magmática. La faja plegada y corrida fueguina. Deformación paleógena y estratos de crecimiento. La cuenca de antepaís y sus relaciones con la cuenca de Malvinas. La deformación neógena y transcurrencia.



Erógenos de tipo andino

Se forman por subducción de una placa oceánica bajo el borde continental de una placa mixta.

Tienen una gran actividad sísmica.

El proceso de formación tiene tres pasos:
- Sedimentación
- Plegamiento
- Levantamiento
De colisión

Son cordilleras que se originan por una convergencia de tipo continente-continente. Por eso, también reciben el nombre de cordilleras intracontinentales. La colisión de dos continentes implica la desaparición del océano que mediaba entre ellos.

En el origen de los erógenos de tipo andino se distinguen tres fases:

- Sedimentación: en esta fase se produce un gran depósito de sedimentos en la cuenca oceánica que se extiende entre los dos continentes que se aproximan como resultado de la subducción del borde oceánico de la placa mixta. Esta etapa coincide con la fase de cuenca oceánica que se reduce del ciclo de Wilson. Aproximadamente, hace unos 65 millones de años la cuenca marina que se encontraba entre la placa de la India y la placa euroasiática se encontraba en esta situación.




De colisión

Son cordilleras que se originan por una convergencia de tipo continente-continente. Por eso, también reciben el nombre de cordilleras intracontinentales. La colisión de dos continentes implica la desaparición del océano que mediaba entre ellos.

En el origen de los erógenos de tipo andino se distinguen tres fases:

- Sedimentación: en esta fase se produce un gran depósito de sedimentos en la cuenca oceánica que se extiende entre los dos continentes que se aproximan como resultado de la subducción del borde oceánico de la placa mixta. Esta etapa coincide con la fase de cuenca oceánica que se reduce del ciclo de Wilson. Aproximadamente, hace unos 65 millones de años la cuenca marina que se encontraba entre la placa de la India y la placa euroasiática se encontraba en esta situación.

- Plegamiento: el acercamiento de los bloques continentales origina presiones que repliegan los sedimentos depositados en la cuenca oceánica. Estos esfuerzos deforman los estratos. El plegamiento coincide con la fase de cuenca oceánica estrecha del ciclo de Wilson. Hace unos 45 millones de años la colisión de la India con Eurasia tuvo como consecuencia el plegamiento de la capaz sedimentarias del Himalaya.

- Obducción: cuando la corteza oceánica desaparece por subducción, la colisión de los dos bloques continentales se resuelve por obducción. Las altas presiones y temperaturas producen metamorfismo en las rocas que se encuentran a mayor profundidad. Esto supone el final del ciclo de Wilson. La cordillera se eleva por isostasia y sufre una intensa erosión. Durante la orogenia alpina, se originó la cordillera del Himalaya por obducción entre la placa de la India y la placa euroasiática.


¿Cómo son?

- Se desarrollan sobre el fondo oceánico por acumulación de PRODUCTOS VOLCÁNICOS
- La mayoría de ellos se localizan en el Pacífico occidental
- Generalmente, longitud: + 1.100 kilómetros; anchura media: 200 kilómetros.
- Forma arqueada


Ejemplo: Japón
Es un arco insular maduro. Encontramos en él rocas metamórficas, originadas por las elevadas presiones y temperaturas que se alcanzan en estos bordes convergentes.
Diego Alejandro rincon
Nicolas Camelo
Johana Zapata
Katherin Rodriguez

TOPOGRAFIA DE LOS ANDES

La cordillera de los andes atraviesa los paises de Argentina, Chile, Bolivia, Ecuador, Colombia, Perú y parte de Venezuela. Es la mayor cordillera del continente Americano y una de la mas grandes del mundo.
Constituye una enorme masa montañosa que discurre en dirección sur-norte, bordeando la costa del oceano pacifico, a lo largo de 7.500 Km. En el extremo meridional esta cordillera muere en el mítico Cabo de hornos.

EDIFICACIONES VOLCANICAS

La zona central de los Andes, localizada entre el sur del Perú y Chile, incluye 50 volcanes activos o potencialmente activos distribuidos a lo largo de un arco de 1.500 km. La actividad de estos edificios volcánicos muy aislados, que alcanzan generalmente entre 4.000 y 7.000 metros de altura y cuyas pendientes abruptas y a menudo recubiertas de nieve dificultan las mediciones de campo, es todavía poco estudiada en la actualidad.

ACORDAMIENTO OROGENICO

El volumen orogénico levantado en los Andes es el resultado del delicado equilibrio entre el levantamiento y la erosión. Los diferentes grados de acortamiento sufridos por el borde occidental del continente americano, desde el codo de Arica hasta Tierra del Fuego, han definido contrastantes rasgos morfotectónicos, desde extensas altiplanicies endorreicas hasta reducidas y
simples divisorias.

El área cordillerana situada entre los 20ºS y los 46ºS presenta una marcada y progresiva disminución del volumenorogénico hacia el sur. Como consecuencia de estas variaciones, puede dividirse a los Andes Centrales Australes (20º-38ºS) en tres sectores con características morfológicas bien diferenciadas.

LEVANTAMIENTO TECNICO

El levantamiento de los Andes se produjo inicialmente como consecuencia de la deriva del continente americano hacia el oeste, provocando la colisión de la placa continental y la corteza oceanica. La emersión de los Andes tuvo lugar en el eoceno (hace 37-52 millones de años) y han seguido diferentes movimientos tectonicos hasta la actualidad. Según Sauer (1965), a principios del cuaternario pocos cerros habrian llegado a mas de 3000 metros y las cordilleras alcanzaron su estado actual en el pleistoceno. Durante el plio-pleistoceno, el volcanismo fue intenso en la región septentrional y se formaron los grandes volcanes (Hall, 1977; Sauer, 1965). En la región austral en cambio, al sur del nudo del Azuay, los estratos mioconicos se recubrieron por el volcanismo pliocenico que ya se habra extinto durante el pleistoceno. En el pleistoceno se han registrado cuatro periodos glaciares durante los cuales se produjo un enfriamiento climatico y el nivel de las nieves se habra ubicado 1200-1400 metros mas abajo que el nivel actual (Sauer, 1965).

HIPOTESIS DE MAKENZIE

La primera persona en utilizar el término placas fue dan Mckenzie en 1967 y de estas ideas partió la teoría de la tectónica de placas aceptada hoy en día.

Esta teoría explica la formación de las placas tectónicas, los desplazamientos que sufren sobre el manto terrestre (la velocidad, direcciones e interacciones…) y especifica las causas de los volcanes, seísmos, la formación de las montañas, etc.

Estas explicaciones son:

Las placas se desplazan a una velocidad de unos 2,5 cm. /año por las fuerzas de convención del interior de la tierra. En estos desplazamientos se producen choques que dan lugar a las estructuras de la superficie terrestre. Hay tres tipos de choques: convergentes, divergentes y transformantes:

Divergentes o constructivos: son zonas donde las placas se separan y se forma litosfera oceánica. En la tierra encontramos estos contactos en diferentes fases: en fase de rift continental, donde se esta fracturando la litosfera continental y formando lagos que se expanden continuamente; en fase de mares estrechos y alargados que se van ensanchando, como el Mar Rojo, y por último en las dorsales oceánicas que son las causantes de la expansión del fondo oceánico.

Convergentes o destructivos: son zonas donde las placas chocan y en algunos casos se destruye litosfera oceánica. Hay tres contactos posibles:

1º) Cuando chocan dos placas continentales: se produce una obduccion que da lugar al origen de una cordillera intracontinental o de tipo alpino. Por ejemplo el Himalaya. Los pirineos, los Alpes…

2º) Cuando choca una placa continental y otra oceánica se produce una subducción y se destruye litosfera oceánica. La placa mas densa, la oceánica, subduce y la continental se pliega formando una cordillera pericontinental o de tipo andino. Ej.: los Andes, las Rocosas…en el relieve marino estas estructuras se corresponden con las fosas oceánicas.

3º) Cuando chocan dos placas oceánicas: una de ellas subduce y la otra se fragmenta, se originan magmas que forman archipiélagos de islas volcánicas paralelos a la línea de costa. Ej.: Filipinas, Japón… en este choque se destruye litosfera oceánica.

Transformantes: las placas se deslizan lateralmente formando fallas transformantes y sin destruir no formar litosfera oceánica. La zona típica de estas estructuras es la falla de San Andrés, en California.

Éstas son las estructuras formadas por la tectonica de placas. Los demás fenómenos producidos por ella son:

Terremotos: vibraciones producidas con el choque de dos placas.

Volcanes: el magma asciende a la superficie y sale por un cráter originando grandes catástrofes. El vulcanismo coincide con los límites de placa.

Existe un tipo particular de vulcanismo intraplaca producido por las llamadas plumas térmicas que son ascensos puntuales de magma que origina unos volcanes puntuales. Un ejemplo de puntos calientes son las islas Hawai.

HIPOTESIS DE MOLNAR

Las altas mesetas del Tíbet y los Andes las explican Paul Tapponnier y Peter Molnar como resultado de una intensa presión horizontal; asimismo consideran que puede estar en proceso de disminuir; lo que conduciría con el tiempo geológico al cese de la elevación y a su transformación en montañas bajas. O sea, dependen fundamentalmente de sus raíces. El Himalaya, los Alpes y las Rocallosas se apoyan en una litosfera gruesa, fría en comparación con la que subyace al Tíbet. Aquéllas cabalgan sobre corteza fría, no poseen un soporte horizontal como ocurre con las mesetas. Las montañas se forman en los limites de placas litosféricas, en un caso por la subducción de una placa oceánica bajo otra continental (tipo Mesoamérica y Sudamérica, en el Pacifico), proceso que puede conducir; en el segundo caso, a la extinción de la placa oceánica y continuar con una colisión de otras dos continentales (India-China).

CONTROLES DE PRIMER ORDEN

  • TASA DE SUBDUCCION

Hay períodos en que el plano de subducción es casi horizontal, lo que coincide con una etapa de levantamiento. En otros, el plano tiende a ser más vertical de entre 30 y 45 grados, lo que genera el desplome de la Cordillera de Los Andes.

Esa subducción del fondo oceánico bajo el continente sudamericano se puede visualizar mediante el estudio de las ondas sísmicas, cuya velocidad depende, entre otras cosas, de la rigidez de los materiales, que tiene que ver con su temperatura.

En el proceso de subducción, los materiales que se generan en la superficie se sumergen a mucha velocidad unos 6-7 centímetros por año y están mucho más fríos que el manto que los circunda, lo que incide en la velocidad de las ondas sísmicas.

Midiendo esa velocidad se puede visualizar el material que está cayendo hacia el interior de la Tierra y, en consecuencia, el ángulo que forma. Con información de la trayectoria y velocidad de las ondas sísmicas, proveniente de sismos naturales o inducidos mediante golpes producidos en la superficie, los investigadores pueden relacionar las cicatrices del terreno con lo que sucede a grandes profundidades. Así pueden inferirse ciertas características de la corteza terrestre que inciden en el ángulo del plano de subducción.

  • EDAD DE LA CORTEZA OCEANICA

Presenta notables variaciones de espesor (aproximadamente 10 km la oceánica y 30-70 km la continental), de densidad (2,7 g/cm3 para los continentes y 3 g/cm3 en los océanos), de tipos de rocas, de estructuras, etc. Más adelante se señalarán otras diferencias.

Corteza oceánica.- Con tres niveles bien definidos:

- Nivel 1. Con sedimentos (0,5 km).

- Nivel 2. Basaltos (2 km, coladas laminares de lavas almohadilladas intercalándose con diques verticales).

- Nivel 3. Gabros (5 km, que sufren metamorfismo al alejarse de la dorsal).

En conjunto, la corteza oceánica parece resultar del enfriamiento de cámaras magmáticas con los gabros en el fondo y los basaltos en la superficie y en el exterior, sobre las que se han depositado y consolidado las partículas sueltas y restos de organismos (sedimentos).

En la superficie de la corteza oceánica destacan las estructuras siguientes:

- Estructuras intraplaca, tales como mesetas oceánicas, dorsales asísmicas, montes submarinos, guyots, islas oceánicas.

Las dorsales, con crestas a 2,5 km de profundidad, con alturas entre 2,5 y 0,5 km, anchura próxima a 1000 km y que se extienden a lo largo del planeta en unos 75.000 km. Muchas dorsales poseen una hendidura o fosa tectónica. Se encuentran interrumpidas por las fallas transformantes (las importantes cada 200 ó 300 km).

CONTROLES DE SEGUNDO ORDEN

    • GEOMETRIA DE LA ZONA WADATI-BENIOFF

En geología la zona de Benioff es una zona sísmica de borde de placa que se extiende junto a uno de los lados de una fosa oceánica. Es llamada a veces zona de Benioff-Wadati, en honor de Hugo Benioff y Kiyoo Wadati, los dos geólogos que independientemente observaron su existencia.

Cuando la litosfera oceánica subduce, lo hace por un plano inclinado, que corta a la superficie siguiendo un arco marcado por la presencia de una fosa oceánica. Donde la placa que subduce roza con la opuesta se producen terremotos de manera regular, cuyos focos quedan proyectados en el mapa en el lado interno o cóncavo del arco dibujado por la fosa, es decir, por la línea de subducción. Esa zona, en la que son frecuentes los terremotos, es la que se denomina zona de Benioff.

El plano de fricción entre las dos placas que convergen se llama plano de Benioff, y es en él donde se concentran los focos o hipocentros de los terremotos. Que los hipocentros se presentan a mayor profundidad cuanto mayor es la distancia a la fosa fue observado ya por Benioff. Los terremotos que caracterizan a la zona son de tres tipos por su mecanismo:

      1. En la zona más próxima a la fosa, la signatura sísmica revela un origen distensivo, que se interpreta como efecto del encorvamiento de la litosfera cuando inicia la subducción.
      2. En la parte media y más extensa, los terremotos son de fricción, y se deben a la que se produce entre las dos placas en el plano de Benioff.
      3. Los terremotos más profundos, de 300 km a 700 km de profundidad, y más alejados de la fosa se supone que son resultado de una contracción brusca de los materiales que subducen. Se atribuye a una transición de fase crítica, en la que los materiales se adaptan a la presión adoptando repentinamente estructuras cristalinas más compactas sin cambio de la composición química.

La inclinación del plano de Benioff varía de unas zonas a otras, pero suele ser mayor de 45° (es decir, más cercana a la horizontal).

La Subducción es la consecuencia lógica de la expansión y crecimiento de la corteza oceánica en las Dorsales. Si la corteza oceánica crece continuamente en las Dorsales y la Tierra no aumenta de volumen, es porque por otro lado se debe de estar destruyendo casi al mismo ritmo.

LA SUBDUCCIÓN

La subducción supone la introducción de una placa fría y densa en el interior del manto, donde acaba mezclandose con los materoiales a profundidades mayores de los 600 metros. El esquema siguiente muestra los valores de profundidad en una zona de subducción y las temperaturas de los materiales que subducen y los de alrededor:

La placa que es forzada hacia el interior de la Tierra es usualmente derretida nuevamente cuando sus bordes alcanzan una profundidad que está lo suficientemente caliente. (¡Las temperaturas lo suficientemente calientes para derretir a la litósfera están en el orden de los mil grados!).








TOPOGRAFIA DE LOS ANDES





La cordillera de los andes atraviesa los paises de Argentina, Chile, Bolivia, Ecuador, Colombia, Perú y parte de Venezuela. Es la mayor cordillera del continente Americano y una de la mas grandes del mundo.
Constituye una enorme masa montañosa que discurre en dirección sur-norte, bordeando la costa del oceano pacifico, a lo largo de 7.500 Km. En el extremo meridional esta cordillera muere en el mítico Cabo de hornos.

EDIFICACIONES VOLCANICAS

La zona central de los Andes, localizada entre el sur del Perú y Chile, incluye 50 volcanes activos o potencialmente activos distribuidos a lo largo de un arco de 1.500 km. La actividad de estos edificios volcánicos muy aislados, que alcanzan generalmente entre 4.000 y 7.000 metros de altura y cuyas pendientes abruptas y a menudo recubiertas de nieve dificultan las mediciones de campo, es todavía poco estudiada en la actualidad.



ACORDAMIENTO OROGENICO



El volumen orogénico levantado en los Andes es el resultado del delicado equilibrio entre el levantamiento y la erosión. Los diferentes grados de acortamiento sufridos por el borde occidental del continente americano, desde el codo de Arica hasta Tierra del Fuego, han definido contrastantes rasgos morfotectónicos, desde extensas altiplanicies endorreicas hasta reducidas y
simples divisorias.

El área cordillerana situada entre los 20ºS y los 46ºS presenta una marcada y progresiva disminución del volumenorogénico hacia el sur. Como consecuencia de estas variaciones, puede dividirse a los Andes Centrales Australes (20º-38ºS) en tres sectores con características morfológicas bien diferenciadas.

LEVANTAMIENTO TECNICO


El levantamiento de los Andes se produjo inicialmente como consecuencia de la deriva del continente americano hacia el oeste, provocando la colisión de la placa continental y la corteza oceanica. La emersión de los Andes tuvo lugar en el eoceno (hace 37-52 millones de años) y han seguido diferentes movimientos tectonicos hasta la actualidad. Según Sauer (1965), a principios del cuaternario pocos cerros habrian llegado a mas de 3000 metros y las cordilleras alcanzaron su estado actual en el pleistoceno. Durante el plio-pleistoceno, el volcanismo fue intenso en la región septentrional y se formaron los grandes volcanes (Hall, 1977; Sauer, 1965). En la región austral en cambio, al sur del nudo del Azuay, los estratos mioconicos se recubrieron por el volcanismo pliocenico que ya se habra extinto durante el pleistoceno. En el pleistoceno se han registrado cuatro periodos glaciares durante los cuales se produjo un enfriamiento climatico y el nivel de las nieves se habra ubicado 1200-1400 metros mas abajo que el nivel actual (Sauer, 1965).






HIPOTESIS DE MAKENZIE


La primera persona en utilizar el término placas fue dan Mckenzie en 1967 y de estas ideas partió la teoría de la tectónica de placas aceptada hoy en día.

Esta teoría explica la formación de las placas tectónicas, los desplazamientos que sufren sobre el manto terrestre (la velocidad, direcciones e interacciones…) y especifica las causas de los volcanes, seísmos, la formación de las montañas, etc.


Estas explicaciones son:

Las placas se desplazan a una velocidad de unos 2,5 cm. /año por las fuerzas de convención del interior de la tierra. En estos desplazamientos se producen choques que dan lugar a las estructuras de la superficie terrestre. Hay tres tipos de choques: convergentes, divergentes y transformantes:

Divergentes o constructivos: son zonas donde las placas se separan y se forma litosfera oceánica. En la tierra encontramos estos contactos en diferentes fases: en fase de rift continental, donde se esta fracturando la litosfera continental y formando lagos que se expanden continuamente; en fase de mares estrechos y alargados que se van ensanchando, como el Mar Rojo, y por último en las dorsales oceánicas que son las causantes de la expansión del fondo oceánico.

Convergentes o destructivos: son zonas donde las placas chocan y en algunos casos se destruye litosfera oceánica. Hay tres contactos posibles:


1º) Cuando chocan dos placas continentales: se produce una obduccion que da lugar al origen de una cordillera intracontinental o de tipo alpino. Por ejemplo el Himalaya. Los pirineos, los Alpes…

2º) Cuando choca una placa continental y otra oceánica se produce una subducción y se destruye litosfera oceánica. La placa mas densa, la oceánica, subduce y la continental se pliega formando una cordillera pericontinental o de tipo andino. Ej.: los Andes, las Rocosas…en el relieve marino estas estructuras se corresponden con las fosas oceánicas.

3º) Cuando chocan dos placas oceánicas: una de ellas subduce y la otra se fragmenta, se originan magmas que forman archipiélagos de islas volcánicas paralelos a la línea de costa. Ej.: Filipinas, Japón… en este choque se destruye litosfera oceánica.

Transformantes: las placas se deslizan lateralmente formando fallas transformantes y sin destruir no formar litosfera oceánica. La zona típica de estas estructuras es la falla de San Andrés, en California.

Éstas son las estructuras formadas por la tectonica de placas. Los demás fenómenos producidos por ella son:


Terremotos: vibraciones producidas con el choque de dos placas.


Volcanes: el magma asciende a la superficie y sale por un cráter originando grandes catástrofes. El vulcanismo coincide con los límites de placa.


Existe un tipo particular de vulcanismo intraplaca producido por las llamadas plumas térmicas que son ascensos puntuales de magma que origina unos volcanes puntuales. Un ejemplo de puntos calientes son las islas Hawai.


HIPOTESIS DE MOLNAR


Las altas mesetas del Tíbet y los Andes las explican Paul Tapponnier y Peter Molnar como resultado de una intensa presión horizontal; asimismo consideran que puede estar en proceso de disminuir; lo que conduciría con el tiempo geológico al cese de la elevación y a su transformación en montañas bajas. O sea, dependen fundamentalmente de sus raíces. El Himalaya, los Alpes y las Rocallosas se apoyan en una litosfera gruesa, fría en comparación con la que subyace al Tíbet. Aquéllas cabalgan sobre corteza fría, no poseen un soporte horizontal como ocurre con las mesetas. Las montañas se forman en los limites de placas litosféricas, en un caso por la subducción de una placa oceánica bajo otra continental (tipo Mesoamérica y Sudamérica, en el Pacifico), proceso que puede conducir; en el segundo caso, a la extinción de la placa oceánica y continuar con una colisión de otras dos continentales (India-China).

CONTROLES DE PRIMER ORDEN
  • TASA DE SUBDUCCION
Hay períodos en que el plano de subducción es casi horizontal, lo que coincide con una etapa de levantamiento. En otros, el plano tiende a ser más vertical de entre 30 y 45 grados, lo que genera el desplome de la Cordillera de Los Andes.
Esa subducción del fondo oceánico bajo el continente sudamericano se puede visualizar mediante el estudio de las ondas sísmicas, cuya velocidad depende, entre otras cosas, de la rigidez de los materiales, que tiene que ver con su temperatura.
En el proceso de subducción, los materiales que se generan en la superficie se sumergen a mucha velocidad unos 6-7 centímetros por año y están mucho más fríos que el manto que los circunda, lo que incide en la velocidad de las ondas sísmicas.
Midiendo esa velocidad se puede visualizar el material que está cayendo hacia el interior de la Tierra y, en consecuencia, el ángulo que forma. Con información de la trayectoria y velocidad de las ondas sísmicas, proveniente de sismos naturales o inducidos mediante golpes producidos en la superficie, los investigadores pueden relacionar las cicatrices del terreno con lo que sucede a grandes profundidades. Así pueden inferirse ciertas características de la corteza terrestre que inciden en el ángulo del plano de subducción.


  • EDAD DE LA CORTEZA OCEANICA
  • Presenta notables variaciones de espesor (aproximadamente 10 km la oceánica y 30-70 km la continental), de densidad (2,7 g/cm3 para los continentes y 3 g/cm3 en los océanos), de tipos de rocas, de estructuras, etc. Más adelante se señalarán otras diferencias.

    Corteza oceánica.- Con tres niveles bien definidos:

    - Nivel 1. Con sedimentos (0,5 km).

    - Nivel 2. Basaltos (2 km, coladas laminares de lavas almohadilladas intercalándose con diques verticales).

    - Nivel 3. Gabros (5 km, que sufren metamorfismo al alejarse de la dorsal).

    En conjunto, la corteza oceánica parece resultar del enfriamiento de cámaras magmáticas con los gabros en el fondo y los basaltos en la superficie y en el exterior, sobre las que se han depositado y consolidado las partículas sueltas y restos de organismos (sedimentos).

    En la superficie de la corteza oceánica destacan las estructuras siguientes:

    - Estructuras intraplaca, tales como mesetas oceánicas, dorsales asísmicas, montes submarinos, guyots, islas oceánicas.

    Las dorsales, con crestas a 2,5 km de profundidad, con alturas entre 2,5 y 0,5 km, anchura próxima a 1000 km y que se extienden a lo largo del planeta en unos 75.000 km. Muchas dorsales poseen una hendidura o fosa tectónica. Se encuentran interrumpidas por las fallas transformantes (las importantes cada 200 ó 300 km).



    CONTROLES DE SEGUNDO ORDEN


    • GEOMETRIA DE LA ZONA WADATI-BENIOFF

      En geología la zona de Benioff es una zona sísmica de borde de placa que se extiende junto a uno de los lados de una fosa oceánica. Es llamada a veces zona de Benioff-Wadati, en honor de Hugo Benioff y Kiyoo Wadati, los dos geólogos que independientemente observaron su existencia.

      Cuando la litosfera oceánica subduce, lo hace por un plano inclinado, que corta a la superficie siguiendo un arco marcado por la presencia de una fosa oceánica. Donde la placa que subduce roza con la opuesta se producen terremotos de manera regular, cuyos focos quedan proyectados en el mapa en el lado interno o cóncavo del arco dibujado por la fosa, es decir, por la línea de subducción. Esa zona, en la que son frecuentes los terremotos, es la que se denomina zona de Benioff.

      El plano de fricción entre las dos placas que convergen se llama plano de Benioff, y es en él donde se concentran los focos o hipocentros de los terremotos. Que los hipocentros se presentan a mayor profundidad cuanto mayor es la distancia a la fosa fue observado ya por Benioff. Los terremotos que caracterizan a la zona son de tres tipos por su mecanismo:

      1. En la zona más próxima a la fosa, la signatura sísmica revela un origen distensivo, que se interpreta como efecto del encorvamiento de la litosfera cuando inicia la subducción.
      2. En la parte media y más extensa, los terremotos son de fricción, y se deben a la que se produce entre las dos placas en el plano de Benioff.
      3. Los terremotos más profundos, de 300 km a 700 km de profundidad, y más alejados de la fosa se supone que son resultado de una contracción brusca de los materiales que subducen. Se atribuye a una transición de fase crítica, en la que los materiales se adaptan a la presión adoptando repentinamente estructuras cristalinas más compactas sin cambio de la composición química.

      La inclinación del plano de Benioff varía de unas zonas a otras, pero suele ser mayor de 45° (es decir, más cercana a la horizontal).



    La Subducción es la consecuencia lógica de la expansión y crecimiento de la corteza oceánica en las Dorsales. Si la corteza oceánica crece continuamente en las Dorsales y la Tierra no aumenta de volumen, es porque por otro lado se debe de estar destruyendo casi al mismo ritmo.


    LA SUBDUCCIÓN

    La subducción supone la introducción de una placa fría y densa en el interior del manto, donde acaba mezclandose con los materoiales a profundidades mayores de los 600 metros. El esquema siguiente muestra los valores de profundidad en una zona de subducción y las temperaturas de los materiales que subducen y los de alrededor:


    La placa que es forzada hacia el interior de la Tierra es usualmente derretida nuevamente cuando sus bordes alcanzan una profundidad que está lo suficientemente caliente. (¡Las temperaturas lo suficientemente calientes para derretir a la litósfera están en el orden de los mil grados!).