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).