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