Hispanopedia WikiEl período Paleógeno ( IPA : /ˈpeɪli.ədʒiːn , -li.oʊ- , ˈpæli- / PAY - lee-ə-jeen, -lee - oh- , PAL - ee- ; también escrito Palaeogene o Palæogene ) es un período y sistema geológico que abarca 43 millones de años desde el final del período Cretácico 66 Ma (millones de años atrás) hasta el comienzo del período Neógeno 23,04 Ma . Es el primer período de la Era Cenozoica , el décimo período del Fanerozoico y se divide en las épocas Paleoceno , Eoceno y Oligoceno . El término anterior Período Terciario se usaba para definir el tiempo que ahora cubre el período Paleógeno y el posterior período Neógeno; Aunque ya no se reconoce como un término estratigráfico formal , "Terciario" todavía se usa a veces de manera informal. [ 5 ] El Paleógeno se abrevia a menudo como "Pg", aunque el Servicio Geológico de los Estados Unidos usa la abreviatura " Pe " para el Paleógeno en sus mapas geológicos. [ 6 ] [ 7 ]
Gran parte de la diversidad de vertebrados modernos del mundo se originó en un rápido aumento de la diversificación a principios del Paleógeno, cuando los supervivientes del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno aprovecharon los nichos ecológicos vacíos que dejó la extinción de los dinosaurios no aviares, los pterosaurios, los reptiles marinos y los grupos de peces primitivos. Los mamíferos continuaron diversificándose desde formas relativamente pequeñas y simples hasta un grupo muy diverso que abarcaba desde formas de cuerpo pequeño hasta otras muy grandes, radiando en múltiples órdenes y colonizando los ecosistemas aéreos y marinos para el Eoceno . [ 8 ] Las aves , el único grupo superviviente de dinosaurios, se diversificaron rápidamente a partir de los pocos clados neognatos y paleognatos que sobrevivieron al evento de extinción, radiando también en múltiples órdenes, colonizando diferentes ecosistemas y alcanzando un nivel extremo de diversidad morfológica. [ 9 ] Los peces percomorfos , el grupo de vertebrados más diverso en la actualidad, aparecieron por primera vez cerca del final del Cretácico, pero experimentaron una radiación muy rápida hacia su diversidad moderna a nivel de orden y familia durante el Paleógeno, alcanzando una amplia gama de morfologías. [ 10 ]
El Paleógeno se caracteriza por cambios climáticos considerables desde el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , pasando por el enfriamiento global durante el Eoceno hasta la primera aparición de capas de hielo permanentes en la Antártida a principios del Oligoceno. [ 11 ]
Geología
Estratigrafía
El Paleógeno se divide en tres series / épocas : el Paleoceno, el Eoceno y el Oligoceno. Estas unidades estratigráficas pueden definirse a nivel global o regional. Para la correlación estratigráfica global, la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) ratifica las etapas globales basándose en una Sección y Punto Estratotipo de Límite Global (GSSP) de una única formación (un estratotipo ) que identifica el límite inferior de la etapa. [ 12 ]
Paleoceno
El Paleoceno es la primera serie/época del Paleógeno y duró desde 66,0 Ma hasta 56,0 Ma. Se divide en tres etapas: el Daniense 66,0 - 61,6 Ma; Selandiense 61,6 - 59,2 Ma; y Thanetiense 59,2 - 56,0 Ma. [ 13 ] El GSSP para la base del Cenozoico, Paleógeno y Paleoceno está en Oued Djerfane, al oeste de El Kef , Túnez . Está marcado por una anomalía de iridio producida por el impacto de un asteroide y está asociado con el evento de extinción del Cretácico-Paleógeno. El límite está definido por la base de color óxido de una arcilla de 50 cm de espesor , que se habría depositado en solo unos pocos días. Capas similares se observan en depósitos marinos y continentales en todo el mundo. Estas capas incluyen la anomalía de iridio, microtectitas , cristales de espinela ricos en níquel y cuarzo impactado , todos indicadores de un gran impacto extraterrestre. Los restos del cráter se encuentran en Chicxulub, en la península de Yucatán , México . La extinción de los dinosaurios no aviares , los ammonites y los cambios drásticos en el plancton marino y muchos otros grupos de organismos también se utilizan con fines de correlación. [ 13 ]
Eoceno
El Eoceno es la segunda serie/época del Paleógeno y duró desde 56,0 Ma hasta 33,9 Ma. Se divide en cuatro etapas: el Ypresiense (56,0 Ma a 47,8 Ma); el Lutetiense (47,8 Ma a 41,2 Ma); el Bartoniense (41,2 Ma a 37,71 Ma); y el Priaboniense (37,71 Ma a 33,9 Ma). El GSSP para la base del Eoceno se encuentra en Dababiya, cerca de Luxor , Egipto , y está marcado por el inicio de una variación significativa en las proporciones globales de isótopos de carbono , producida por un importante período de calentamiento global. El cambio climático se debió a una rápida liberación de clatratos de metano congelados de los sedimentos del fondo marino al comienzo del máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (PETM). [ 13 ]
Oligoceno
El Oligoceno es la tercera y más reciente serie/época del Paleógeno, y duró desde 33,9 Ma hasta 23,03 Ma. Se divide en dos etapas: el Rupeliense (33,9 Ma a 27,82 Ma) y el Chattiense (27,82 Ma a 23,03 Ma). El GSSP para la base del Oligoceno se encuentra en Massignano , cerca de Ancona , Italia . La extinción de los foraminíferos planctónicos hantkenínidos es el marcador clave del límite Eoceno-Oligoceno, que fue un período de enfriamiento climático que condujo a cambios generalizados en la fauna y la flora. [ 13 ]
Paleogeografía
Las etapas finales de la fragmentación de Pangea ocurrieron durante el Paleógeno, cuando la formación de la fosa tectónica del Atlántico y la expansión del fondo marino se extendieron hacia el norte, separando las placas de Norteamérica y Eurasia , y Australia y Sudamérica se separaron de la Antártida , dando origen al Océano Austral . África e India colisionaron con Eurasia, formando las cadenas montañosas alpino-himalayas , y el margen occidental de la placa del Pacífico pasó de un límite de placa divergente a uno convergente . [ 14 ]
orogenia alpino-himalaya
orogenia alpina
La orogenia alpina se desarrolló como respuesta a la colisión entre las placas africana y euroasiática durante el cierre del océano Neotetis y la apertura del océano Atlántico central. El resultado fue una serie de cadenas montañosas arqueadas, desde la cordillera Tell - Rif - Bética en el Mediterráneo occidental, pasando por los Alpes , los Cárpatos , los Apeninos , los Dinarides y los Helénides, hasta los Táurides en el este. [ 15 ] [ 14 ]
Desde el Cretácico Superior hasta el Paleoceno temprano, África comenzó a converger con Eurasia. Los contornos irregulares de los márgenes continentales, incluido el promontorio adriático (Adria) que se extendía hacia el norte desde la placa africana, llevaron al desarrollo de varias zonas de subducción cortas , en lugar de un sistema largo. [ 15 ] En el Mediterráneo occidental, la placa europea se subdujo hacia el sur bajo la placa africana, mientras que en el Mediterráneo oriental, África se subdujo bajo Eurasia a lo largo de una zona de subducción con inclinación hacia el norte. [ 14 ] [ 16 ] La convergencia entre las placas ibérica y europea condujo a la orogenia pirenaica [ 17 ] y, a medida que Adria empujaba hacia el norte, comenzaron a desarrollarse los orógenos de los Alpes y los Cárpatos. [ 18 ] [ 16 ]
La colisión de Adria con Eurasia a principios del Paleoceno fue seguida por una pausa de aproximadamente 10 millones de años en la convergencia de África y Eurasia, relacionada con el inicio de la apertura del Océano Atlántico Norte cuando Groenlandia se separó de la placa euroasiática en el Paleoceno. [ 18 ] Las tasas de convergencia entre África y Eurasia aumentaron nuevamente a principios del Eoceno y las cuencas oceánicas restantes entre Adria y Europa se cerraron. [ 15 ] [ 19 ]
Entre los 40 y 30 Ma aproximadamente, comenzó la subducción a lo largo del arco mediterráneo occidental de las cadenas montañosas Tell, Rif, Bética y Apeninas. La velocidad de convergencia fue menor que la velocidad de subducción de la litosfera densa del Mediterráneo occidental y el retroceso de la placa subducida dio lugar a la estructura arqueada de estas cadenas montañosas. [ 15 ] [ 17 ]
En el Mediterráneo oriental, hace aproximadamente 35 millones de años, la plataforma Anatólide-Tauride (parte norte de Adria) comenzó a entrar en la fosa oceánica , lo que condujo al desarrollo de las cadenas montañosas Dinarides, Helénides y Taurides a medida que los sedimentos del margen pasivo de Adria se desprendían hacia la corteza euroasiática durante la subducción. [ 15 ] [ 20 ]
Montañas Zagros
La cordillera de Zagros se extiende a lo largo de unos 2000 km desde la frontera oriental de Irak hasta la costa de Makrán , en el sur de Irán . Se formó como resultado de la convergencia y colisión de las placas arábiga y euroasiática al cerrarse el océano Neotetis y está compuesta por sedimentos raspados de la placa arábiga descendente. [ 21 ] [ 22 ]
Desde el Cretácico Superior, se desarrolló un arco volcánico en el margen de Eurasia a medida que la corteza del Neotetis se subducía bajo él. Una zona de subducción intraoceánica separada en el Neotetis dio como resultado la obducción de corteza oceánica sobre el margen arábigo desde el Cretácico Superior hasta el Paleoceno, con la ruptura de la placa oceánica subducida cerca del margen arábigo ocurriendo durante el Eoceno. [ 21 ] [ 22 ] La colisión continental comenzó durante el Eoceno, hace aproximadamente 35 Ma, y continuó hasta el Oligoceno, hace aproximadamente 26 Ma. [ 21 ] [ 22 ]
orogenia del Himalaya
El continente indio se separó de Madagascar hace aproximadamente 83 millones de años y se desplazó rápidamente (a unos 18 cm/año en el Paleoceno) hacia el norte, hacia el margen sur de Eurasia. Una rápida disminución de la velocidad a unos 5 cm/año a principios del Eoceno registra la colisión del Himalaya de Tetis (Tíbet) , el borde frontal de la Gran India, con el terreno de Lhasa del Tíbet (margen sur de Eurasia), a lo largo de la zona de sutura Indus-Yarling-Zangbo . [ 14 ] [ 23 ] Al sur de esta zona, el Himalaya está compuesto por rocas metasedimentarias raspadas de la corteza continental india y la litosfera del manto , ahora subducidas , a medida que avanzaba la colisión. [ 14 ]
Los datos paleomagnéticos sitúan el continente indio actual más al sur en el momento de la colisión y la disminución de la velocidad de las placas, lo que indica la presencia de una gran región al norte de la India que ahora ha sido subducida bajo la placa euroasiática o incorporada al cinturón montañoso. Esta región, conocida como Gran India, se formó por extensión a lo largo del margen norte de la India durante la apertura del Neotetis. El bloque del Himalaya de Tetis se extendía a lo largo de su borde norte, con el océano Neotetis entre él y el sur de Eurasia. [ 14 ] [ 24 ]
El debate sobre la cantidad de deformación observada en el registro geológico en la zona de colisión India-Eurasia en comparación con el tamaño de la Gran India, el momento y la naturaleza de la colisión en relación con la disminución de la velocidad de la placa, y las explicaciones para la velocidad inusualmente alta de la placa india han llevado a varios modelos para la Gran India: 1) Una zona de subducción del Cretácico Superior al Paleoceno Inferior pudo haber estado entre la India y Eurasia en el Neotetis, dividiendo la región en dos placas, la subducción fue seguida por la colisión de la India con Eurasia en el Eoceno Medio. En este modelo, la Gran India habría tenido menos de 900 km de ancho; [ 24 ] 2) La Gran India pudo haber formado una sola placa, de varios miles de kilómetros de ancho, con el microcontinente del Himalaya de Tetis separado del continente indio por una cuenca oceánica . El microcontinente colisionó con el sur de Eurasia c. 58 Ma (Paleoceno Superior), mientras que la velocidad de la placa no disminuyó hasta c. 50 Ma cuando las tasas de subducción disminuyeron a medida que la corteza oceánica joven entraba en la zona de subducción; [ 25 ] 3) Este modelo asigna fechas más antiguas a partes de la Gran India, lo que cambia su posición paleogeográfica en relación con Eurasia y crea una Gran India formada por corteza continental extendida de 2000–3000 km de ancho. [ 26 ]
Sudeste asiático
El cinturón orogénico alpino-himalayo en el sudeste asiático se extiende desde el Himalaya en la India a través de Myanmar ( bloque de Birmania Occidental ) , Sumatra , Java hasta Sulawesi Occidental . [ 27 ]
Durante el Cretácico Superior al Paleógeno, el movimiento hacia el norte de la placa india condujo a la subducción altamente oblicua del Neotetis a lo largo del borde del bloque de Birmania Occidental y al desarrollo de una importante falla transformante norte-sur a lo largo del margen del Sudeste Asiático hacia el sur. [ 28 ] [ 27 ] Entre c. 60 y 50 Ma, el borde nororiental de la Gran India colisionó con el bloque de Birmania Occidental, lo que resultó en deformación y metamorfismo . [ 28 ] Durante el Eoceno medio, la subducción con buzamiento hacia el norte se reanudó a lo largo del borde sur del Sudeste Asiático, desde Sumatra Occidental hasta Sulawesi Occidental, a medida que la placa australiana se desplazaba lentamente hacia el norte. [ 27 ]
La colisión entre la India y el bloque de Birmania Occidental se completó a finales del Oligoceno. A medida que continuaba la colisión entre la India y Eurasia, el movimiento de material alejado de la zona de colisión se acomodó a lo largo de los principales sistemas de fallas de desgarre ya existentes en la región, extendiéndolos. [ 28 ]
Océano Atlántico
Durante el Paleoceno, la expansión del fondo marino a lo largo de la Dorsal Mesoatlántica se propagó desde el Atlántico Central hacia el norte entre América del Norte y Groenlandia en el Mar de Labrador (aprox. 62 Ma) y la Bahía de Baffin (aprox. 57 Ma), y, a principios del Eoceno (aprox. 54 Ma), hacia el Atlántico nororiental entre Groenlandia y Eurasia. [ 14 ] [ 29 ] La extensión entre América del Norte y Eurasia, también a principios del Eoceno, condujo a la apertura de la Cuenca Euroasiática a través del Ártico, que estaba conectada con la Dorsal de la Bahía de Baffin y la Dorsal Mesoatlántica al sur a través de importantes fallas de desgarre. [ 14 ] [ 30 ]
Desde el Eoceno hasta principios del Oligoceno, Groenlandia actuó como una placa independiente que se movía hacia el norte y giraba en sentido antihorario. Esto provocó la compresión del archipiélago ártico canadiense , Svalbard y el norte de Groenlandia, dando lugar a la orogenia de Eureka . [ 14 ] [ 30 ] Desde hace aproximadamente 47 millones de años, el margen oriental de Groenlandia fue cortado por la dorsal de Reykjanes (la rama nororiental de la dorsal mesoatlántica) que se propagó hacia el norte y se separó del microcontinente de Jan Mayen . [ 14 ]
Después de aproximadamente 33 Ma, la expansión del fondo marino en el mar de Labrador y la bahía de Baffin cesó gradualmente y se concentró a lo largo del Atlántico nororiental. A finales del Oligoceno, el límite de placas entre América del Norte y Eurasia se estableció a lo largo de la dorsal mesoatlántica, con Groenlandia unida nuevamente a la placa norteamericana y el microcontinente de Jan Mayen formando parte de la placa euroasiática, donde sus restos yacen ahora al este y posiblemente bajo el sureste de Islandia. [ 14 ] [ 30 ]
Gran Provincia Ígnea del Atlántico Norte
La Provincia Ígnea del Atlántico Norte se extiende a través de Groenlandia y los márgenes del noroeste de Europa y está asociada con la pluma del manto protoislandés , que ascendió bajo la litosfera de Groenlandia hace aproximadamente 65 Ma. [ 30 ] Hubo dos fases principales de actividad volcánica con picos alrededor de los 60 Ma y los 55 Ma. El magmatismo en las provincias volcánicas británica y del Atlántico Noroccidental ocurrió principalmente a principios del Paleoceno, esta última asociada con un aumento en la tasa de expansión en el Mar de Labrador, mientras que el magmatismo del Atlántico Nororiental ocurrió principalmente durante el Eoceno temprano y está asociado con un cambio en la dirección de expansión en el Mar de Labrador y la deriva hacia el norte de Groenlandia. Las ubicaciones del magmatismo coinciden con la intersección de las rifts propagantes y las estructuras litosféricas preexistentes a gran escala, que actuaron como canales hacia la superficie para el magma . [ 30 ] [ 32 ]
Se ha considerado que la llegada del penacho proto-islandés fue el mecanismo impulsor de la formación de rifts en el Atlántico Norte. Sin embargo, el hecho de que la formación de rifts y la expansión inicial del fondo oceánico ocurrieran antes de la llegada del penacho, que el magmatismo a gran escala se produjera a cierta distancia de la formación de rifts, y que esta se propagara hacia el penacho en lugar de alejarse de él, ha llevado a sugerir que el penacho y el magmatismo asociado podrían haber sido una consecuencia, y no una causa, de las fuerzas tectónicas de placas que llevaron a la propagación de la formación de rifts desde el Atlántico Central al Atlántico Norte. [ 30 ] [ 32 ]
América
América del norte
La formación de montañas continuó a lo largo de la Cordillera Norteamericana en respuesta a la subducción de la placa Farallón bajo la placa Norteamericana. A lo largo de la sección central del margen norteamericano, el acortamiento cortical del orógeno Sevier del Cretácico al Paleoceno disminuyó y la deformación se desplazó hacia el este. La disminución de la inclinación de la placa Farallón en subducción dio lugar a un segmento de losa plana que aumentó la fricción entre esta y la base de la placa Norteamericana. La orogenia Laramide resultante , que inició el desarrollo de las Montañas Rocosas , fue una amplia zona de deformación de piel gruesa , con fallas que se extendían hasta profundidades de la corteza media y el levantamiento de rocas del basamento que se encontraban al este del cinturón Sevier, y a más de 700 km de la fosa. [ 33 ] [ 34 ] Con el levantamiento Laramide, el Mar Interior Occidental se dividió y luego retrocedió. [ 33 ]
Durante el Eoceno medio a tardío (50-35 Ma), las tasas de convergencia de placas disminuyeron y la inclinación de la placa de Farallón comenzó a aumentar. El levantamiento cesó y la región quedó en gran parte nivelada por la erosión . Para el Oligoceno, la convergencia dio paso a la extensión, la formación de rifts y un vulcanismo generalizado en todo el cinturón Laramide. [ 33 ] [ 34 ]
Sudamerica
La convergencia océano-continente, acomodada por la zona de subducción con inclinación hacia el este de la placa de Farallón bajo el borde occidental de Sudamérica, continuó desde el Mesozoico. [ 35 ]
Durante el Paleógeno, los cambios en el movimiento de las placas y los episodios de aplanamiento y empinamiento regional de la placa dieron lugar a variaciones en la magnitud del acortamiento cortical y en la cantidad de magmatismo a lo largo de los Andes . [ 35 ] En los Andes del Norte, se acrecionó una meseta oceánica con un arco volcánico durante el Cretácico superior y el Paleoceno, mientras que los Andes Centrales estuvieron dominados por la subducción de la corteza oceánica y los Andes del Sur se vieron afectados por la subducción de la dorsal oceánica Farallón-Antártida Oriental. [ 36 ] [ 37 ]
caribe
La placa del Caribe está compuesta principalmente por corteza oceánica de la Gran Provincia Ígnea del Caribe, que se formó durante el Cretácico Superior. [ 37 ] Durante el Cretácico Superior hasta el Paleoceno, se estableció la subducción de la corteza atlántica a lo largo de su margen norte, mientras que al suroeste, un arco de islas colisionó con los Andes septentrionales formando una zona de subducción con buzamiento hacia el este, donde la litosfera caribeña se subdujo bajo el margen sudamericano. [ 38 ]
Durante el Eoceno (aprox. 45 Ma), se (re)estableció la subducción de la placa Farallón a lo largo de la zona de subducción centroamericana. [ 37 ] La subducción a lo largo de la sección norte del arco volcánico del Caribe cesó cuando la plataforma carbonatada de las Bahamas colisionó con Cuba y fue reemplazada por movimientos de deslizamiento lateral como una falla transformante, que se extiende desde la Dorsal Mesoatlántica, conectada con el límite norte de la placa del Caribe. La subducción ahora se concentró a lo largo del arco sur del Caribe ( Antillas Menores ). [ 37 ] [ 39 ]
Durante el Oligoceno, el arco volcánico intraoceánico de Centroamérica comenzó a colisionar con el del noroeste de Sudamérica. [ 38 ]
Océano Pacífico
Al comienzo del Paleógeno, el océano Pacífico estaba formado por las placas del Pacífico, Farallón, Kula e Izanagi . La placa central del Pacífico creció por expansión del fondo oceánico a medida que las otras tres placas se subducían y se fragmentaban. En el Pacífico sur, la expansión del fondo oceánico continuó desde el Cretácico Superior a través de las dorsales oceánicas Pacífico-Antártida, Pacífico-Farallón y Farallón-Antártida. [ 14 ]
La dorsal de expansión Izanagi-Pacífico se extendía casi paralela a la zona de subducción del este de Asia y, entre 60 y 50 Ma, la dorsal comenzó a subducirse. Hacia los 50 Ma, la placa del Pacífico ya no estaba rodeada por dorsales de expansión, sino que tenía una zona de subducción a lo largo de su borde occidental. Esto cambió las fuerzas que actuaban sobre la placa del Pacífico y condujo a una importante reorganización de los movimientos de las placas en toda la región del Pacífico. [ 40 ] Los cambios resultantes en la tensión entre las placas del Pacífico y del Mar de Filipinas iniciaron la subducción a lo largo de los arcos Izu-Bonin-Mariana y Tonga-Kermadec . [ 40 ] [ 37 ]
La subducción de la placa de Farallón bajo las placas americanas continuó desde el Cretácico Superior. [ 14 ] La dorsal de expansión Kula-Farallón se encontraba al norte de ella hasta el Eoceno (aprox. 55 Ma), cuando la sección norte de la placa se dividió formando la placa Vancouver/Juan de Fuca . [ 37 ] En el Oligoceno (aprox. 28 Ma), el primer segmento de la dorsal de expansión Pacífico-Farallón entró en la zona de subducción norteamericana cerca de Baja California [ 41 ] dando lugar a importantes movimientos de deslizamiento lateral y a la formación de la falla de San Andrés . [ 14 ] En el límite Paleógeno-Neógeno, la expansión cesó entre las placas del Pacífico y Farallón y la placa de Farallón se dividió de nuevo formando las placas Nazca y Cocos actuales . [ 37 ] [ 41 ]
La placa de Kula se encontraba entre la placa del Pacífico y Norteamérica. Al norte y noroeste, se estaba subduciendo bajo la fosa de las Aleutianas . [ 14 ] [ 37 ] La expansión entre las placas de Kula, del Pacífico y de Farallón cesó hace aproximadamente 40 millones de años, y la placa de Kula pasó a formar parte de la placa del Pacífico. [ 14 ] [ 37 ]
Punto de interés en Hawái
La cadena de montes submarinos Hawaiian-Emperor se formó sobre el punto caliente de Hawái . Originalmente se creía que el punto caliente permanecía estacionario dentro del manto, pero ahora se considera que se desplazó hacia el sur durante el Paleoceno y principios del Eoceno, a medida que la placa del Pacífico se movía hacia el norte. Hace aproximadamente 47 millones de años, el movimiento del punto caliente cesó y el movimiento de la placa del Pacífico cambió de dirección norte a noroeste en respuesta al inicio de la subducción a lo largo de su margen occidental. Esto resultó en una curvatura de 60 grados en la cadena de montes submarinos. Otras cadenas de montes submarinos relacionadas con puntos calientes en el Pacífico Sur muestran un cambio de orientación similar en ese momento. [ 42 ]
Antártida
La lenta expansión del fondo marino continuó entre Australia y la Antártida Oriental. Probablemente se desarrollaron canales de aguas poco profundas al sur de Tasmania, abriendo el Paso de Tasmania en el Eoceno, y rutas oceánicas profundas a partir del Oligoceno medio. La formación de una fosa tectónica entre la Península Antártica y el extremo sur de Sudamérica dio origen al Paso Drake y abrió el Océano Austral también durante este período, completando la fragmentación de Gondwana. La apertura de estos pasos y la creación del Océano Austral establecieron la Corriente Circumpolar Antártica . Los glaciares comenzaron a acumularse en el continente antártico, que ahora se encontraba aislado en la región polar sur y rodeado de frías aguas oceánicas. Estos cambios contribuyeron al descenso de las temperaturas globales y al inicio de las condiciones de glaciación. [ 33 ]
Mar Rojo y África Oriental
Las tensiones extensionales de la zona de subducción a lo largo del norte de Neotetis dieron lugar a la formación de una fosa tectónica entre África y Arabia, dando origen al Golfo de Adén a finales del Eoceno. [ 43 ] Hacia el oeste, a principios del Oligoceno, se produjeron erupciones de basaltos de inundación en Etiopía , el noreste de Sudán y el suroeste de Yemen, cuando la pluma del manto de Afar comenzó a impactar la base de la litosfera africana. [ 14 ] [ 43 ] La formación de una fosa tectónica en el sur del Mar Rojo comenzó a mediados del Oligoceno, y en las regiones central y norte del Mar Rojo a finales del Oligoceno y principios del Mioceno. [ 43 ]
Clima
Las condiciones climáticas variaron considerablemente durante el Paleógeno. Tras la ruptura provocada por el impacto de Chicxulub , se mantuvo un período de condiciones frías y secas desde el Cretácico Superior. En el límite Paleoceno-Eoceno, las temperaturas globales aumentaron rápidamente con el inicio del Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno (PETM). [ 14 ] A mediados del Eoceno, las temperaturas comenzaron a descender de nuevo y, a finales del Eoceno (hace aproximadamente 37 Ma), habían disminuido lo suficiente como para que se formaran capas de hielo en la Antártida. El clima global entró en condiciones de glaciación en el límite Eoceno-Oligoceno y comenzó la actual era glacial del Cenozoico Superior . [ 33 ]
El Paleógeno comenzó con el breve pero intenso « invierno de impacto » causado por el impacto de Chicxulub , al que siguió un abrupto período de calentamiento. Después de que las temperaturas se estabilizaron, continuó el enfriamiento y secado constantes del Intervalo Frío del Cretácico Superior-Paleógeno Inferior que había abarcado las dos últimas edades del Cretácico Superior , [ 11 ] con solo la breve interrupción del Evento Daniense Último (c. 62,2 Ma) cuando las temperaturas globales aumentaron. [ 44 ] [ 45 ] [ 46 ] No hay evidencia de capas de hielo en los polos durante el Paleoceno. [ 14 ]
Las condiciones relativamente frías terminaron con el Evento Térmico Thanetiense y el comienzo del PETM. [ 11 ] Este fue uno de los períodos más cálidos del eón Fanerozoico, durante el cual las temperaturas superficiales medias globales aumentaron a 31,6 °C. [ 47 ] Según un estudio publicado en 2018, desde aproximadamente 56 a 48 Ma, las temperaturas anuales del aire sobre tierra y en latitudes medias promediaron alrededor de 23–29 °C (± 4,7 °C). [ 48 ] [ 49 ] [ 50 ] En comparación, esto fue de 10 a 15 °C más alto que las temperaturas medias anuales actuales en estas áreas. [ 50 ]
Este rápido aumento de las temperaturas globales y las intensas condiciones de efecto invernadero se debieron a un incremento repentino en los niveles de dióxido de carbono atmosférico (CO₂ ) y otros gases de efecto invernadero . [ 33 ] Un aumento concomitante de la humedad se refleja en un incremento de la caolinita en los sedimentos, que se forma por meteorización química en condiciones cálidas y húmedas. [ 14 ] Los bosques tropicales y subtropicales florecieron y se extendieron hasta las regiones polares. El vapor de agua (un gas de efecto invernadero) asociado a estos bosques también contribuyó a las condiciones de efecto invernadero. [ 33 ]
El aumento inicial de las temperaturas globales estuvo relacionado con la intrusión de diques magmáticos en sedimentos ricos en materia orgánica durante la actividad volcánica en la Provincia Ígnea del Atlántico Norte, entre aproximadamente 56 y 54 Ma, lo que liberó rápidamente grandes cantidades de gases de efecto invernadero a la atmósfera. [ 14 ] Este calentamiento provocó el derretimiento de hidratos de metano congelados en las pendientes continentales, lo que añadió más gases de efecto invernadero. También redujo la tasa de enterramiento de materia orgánica, ya que las temperaturas más altas aceleraron la tasa de descomposición bacteriana , que liberó CO 2 de nuevo a los océanos. [ 33 ]
Los cambios climáticos (relativamente) repentinos asociados con el PETM resultaron en la extinción de algunos grupos de fauna y flora y el surgimiento de otros. Por ejemplo, con el calentamiento del Océano Ártico, alrededor del 70% de las especies de foraminíferos de aguas profundas se extinguieron, [ 33 ] mientras que en tierra aparecieron muchos mamíferos modernos, incluidos los primates . [ 51 ] Las fluctuaciones del nivel del mar significaron que, durante los períodos de bajo nivel, se formó un puente terrestre a través del estrecho de Bering entre América del Norte y Eurasia, lo que permitió el movimiento de animales terrestres entre los dos continentes. [ 14 ]
El PETM fue seguido por el menos severo Máximo Térmico del Eoceno 2 (c. 53,69 Ma), [ 52 ] y el Máximo Térmico del Eoceno 3 (c. 53 Ma). Las condiciones cálidas del Eoceno temprano terminaron con el evento Azolla . Se cree que este cambio climático, alrededor de los 48,5 Ma, fue causado por una proliferación de helechos acuáticos del género Azolla , lo que resultó en el secuestro de grandes cantidades de CO₂ de la atmósfera por parte de las plantas. Desde este momento hasta aproximadamente los 34 Ma, hubo una lenta tendencia de enfriamiento conocida como el Enfriamiento del Eoceno Medio-Tardío. [ 11 ] A medida que las temperaturas descendieron en latitudes altas, la presencia de diatomeas de agua fría sugiere que el hielo marino pudo formarse en invierno en el Océano Ártico, [ 33 ] y para el Eoceno tardío (c. 37 Ma) hay evidencia de glaciación en la Antártida. [ 14 ]
Los cambios en las corrientes oceánicas profundas, a medida que Australia y Sudamérica se alejaban de la Antártida abriendo los pasos de Drake y Tasmania, fueron responsables del descenso de las temperaturas globales. Las aguas cálidas de los océanos Atlántico Sur, Índico y Pacífico Sur se extendieron hacia el sur en el océano Austral, que se estaba abriendo, y se integraron en la fría corriente circumpolar. Las densas aguas polares se hundieron en las profundidades oceánicas y se desplazaron hacia el norte, reduciendo las temperaturas oceánicas globales. Este enfriamiento pudo haber ocurrido en menos de 100 000 años y resultó en una extinción masiva de la vida marina. Hacia el límite Eoceno-Oligoceno, los sedimentos depositados en el océano por los glaciares indican la presencia de una capa de hielo en la Antártida occidental que se extendía hasta el océano. [ 33 ]
El desarrollo de la corriente circumpolar provocó cambios en los océanos, lo que a su vez redujo aún más el CO₂ atmosférico . El aumento de las surgencias de agua fría estimuló la productividad del fitoplancton , y las aguas más frías redujeron la tasa de descomposición bacteriana de la materia orgánica y promovieron el crecimiento de hidratos de metano en los sedimentos marinos. Esto creó un ciclo de retroalimentación positiva en el que el enfriamiento global redujo el CO₂ atmosférico, y esta reducción de CO₂ provocó cambios que disminuyeron aún más las temperaturas globales. La disminución de la evaporación de los océanos más fríos también redujo la humedad en la atmósfera y aumentó la aridez. A principios del Oligoceno, los bosques tropicales y subtropicales de América del Norte y Eurasia fueron reemplazados por bosques secos y extensas praderas. [ 33 ]
El Máximo Glacial del Oligoceno Temprano duró aproximadamente 200 000 años, [ 53 ] y la temperatura superficial media global continuó disminuyendo gradualmente durante el Rupeliense . [ 11 ] Una caída en los niveles globales del mar durante el Oligoceno medio indica un crecimiento importante de la capa de hielo glacial antártica. [ 33 ] En el Oligoceno Tardío , las temperaturas globales comenzaron a calentarse ligeramente, aunque continuaron siendo significativamente más bajas que durante las épocas anteriores del Paleógeno y el hielo polar permaneció. [ 11 ]
Flora y fauna
Los taxones tropicales se diversificaron más rápidamente que los de latitudes más altas después del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno, lo que dio como resultado el desarrollo de un gradiente de diversidad latitudinal significativo. [ 54 ]
Durante este periodo, los mamíferos iniciaron una rápida diversificación . Tras la extinción masiva del Cretácico-Paleógeno, que supuso la desaparición de los dinosaurios no aviares , los mamíferos comenzaron a evolucionar desde unas pocas formas pequeñas y generalizadas hasta la mayoría de las variedades modernas que conocemos hoy. Algunos de estos mamíferos evolucionaron hasta convertirse en grandes ejemplares que dominaron la tierra, mientras que otros se adaptaron a entornos marinos , terrestres especializados y aéreos. Aquellos que se adaptaron a los océanos se convirtieron en los cetáceos y sirenios modernos , mientras que los que se adaptaron a los árboles se convirtieron en animales como los Sciuridaes o primates , grupo al que pertenecen los humanos.
Las aves , dinosaurios vivientes que ya estaban bien establecidos a finales del Cretácico , también experimentaron una radiación adaptativa al ocupar los cielos que dejaron vacíos los pterosaurios , ahora extintos . Algunas aves no voladoras, como los pingüinos , las ratites y las aves del terror , también ocuparon los nichos ecológicos dejados por los hesperornithes y otros dinosaurios extintos.
Los mictófidos aparecieron por primera vez a finales del Paleoceno o principios del Eoceno, y durante el Eoceno y la mayor parte del Oligoceno estuvieron restringidos a los mares de plataforma antes de expandir su distribución al océano abierto durante el intervalo climático cálido al final del Oligoceno. [ 55 ]
El marcado enfriamiento del Oligoceno provocó un cambio florístico masivo, y muchas plantas modernas existentes surgieron durante este período. Las gramíneas y hierbas, como Artemisia , comenzaron a proliferar a expensas de las plantas tropicales, que empezaron a disminuir. Se desarrollaron bosques de coníferas en las zonas montañosas. Esta tendencia de enfriamiento continuó, con importantes fluctuaciones, hasta el final del Pleistoceno . [ 56 ] Esta evidencia de este cambio florístico se encuentra en el registro palinológico . [ 57 ]
Véase también
- Límite Cretácico-Paleógeno : límite geológico entre períodos de tiempo.
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Enlaces externos
- Microfósiles del Paleógeno: más de 180 imágenes de foraminíferos
- Paleógeno (escala cronoestratigráfica) Archivado el 14/01/2020 en Wayback Machine
- Paleógeno
- Períodos geológicos
