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El cenozoico


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Cuencas Sedimentarias de Uruguay –

Cenozoico

© 2004 DIRAC–Facultad de Ciencias



Capítulo I



EL CENOZOICO

Martín Ubilla, Sergio Martínez y Gerardo Veroslavsky



EL CENOZOICO SE INICIÓ HACE 65 MILLONES DE AÑOS, LUEGO de la extinción en masa de fines del período Cretácico, y se extiende hasta la actualidad. Fue nombrado –junto con el Mesozoico– por John Phillips en 1841, sobre la base de tres grandes “sistemas” (sumando el Paleozoico) de los organismos. Si bien ha sido tradicional dividir al Cenozoico en Terciario y Cuaternario, últimamente se tiende a eliminar el término Terciario, sustituyéndolo por sus divisiones antes informales Paleógeno y Neógeno (Fig. 1).


Moritz Hornes introdujo los términos Paleógeno (en 1853) para incluir al Eoceno, y Neógeno (en 1864) para incluir al Mioceno y Plioceno.1 Desde 1874 el Paleógeno abarcó al Paleoceno, Eoceno y Oligoceno. Ha existido y existe una tendencia de algunos autores a considerar al Neógeno incluyendo además del Mioceno y Plioceno, al Cuaternario (Pleistoceno y Holoceno)2 (Holland et al. 1990; Berggren et al. 1995).
El término Terciario proviene de una de las primeras subdivisiones temporales de las rocas, realizada por Giovanni Arduino.3 En su concepción original, las rocas terciarias estaban limitadas a las areniscas y calizas de Toscana. El uso del término fue implantado por las primeras escuelas geológicas, alemana y francesa: solían emplear las denominaciones “sistema primario, secundario, terciario, etc.” en lugar de lo que actualmente denominamos Eras. La definición se fue modificando hasta llegar al momento actual, en que las denominaciones de las rocas subyacentes ya no son utilizadas.



EÓN

ERA

SISTEMA /

PERÍODO


SERIE

/
ÉPOCA

PISO

/

EDAD

TIEMPO

Ma (Odin)

F A N E R O Z O I C O

C E N O Z O I C O

CUATERNARIO


HOLOCENO

Versiliense

0.01


PLEISTOCENO

Tirreniense

Siciliense

Calabriense


1.75

NEÓGENO


PLIOCENO

Gelasiense

Piacenziense




Zancliense

5.3

MIOCENO

Messiniense

Tortoniense




Serravalliense




Langhiense




Burdigaliense




Aquitaniense

23.5

PALEÓGENO


OLIGOCENO

Chattiense

Rupeliense

33.7

EOCENO

Priaboniense

Bartoniense




Luteciense




Ypresiense

53

PALEOCENO

Thanetiense

Selandiense




Daniense

65
MESO-
ZOICO

CRETÁCICO

SUPERIOR / TARDÍO

Maastrichtiense

Campaniense




Santoniense





Figura 1 Subdivisiones del Cenozoico.

Ma: millones de años. Los pisos/edades representan unidades de carácter formal (en negrita), semiformal (normal) o informal (cursiva). Fuente: International Stratigraphic Chart, International Union of Geological Sciences, 2000.

En la primera mitad del siglo XIX, Charles Lyell subdividió el Terciario de la Cuenca de París de acuerdo a su contenido fósil. Utilizó un método que desde entonces se conoce como “porcentajes lyellianos”: el mismo consiste en calcular, para cada estrato, el porcentaje de especies de moluscos que llegan a la actualidad, siendo los más antiguos los que tenían menos sobrevivientes, y así sucesivamente (Fig. 2).4 A las subdivisiones originales Eoceno, Mioceno y Plioceno propuestas por Lyell en Principios de Geología, Heinrich Ernst von Beyrich sumó en 1854 el Oligoceno, definido en Alemania y Bélgica;5 en 1874 Wilhelm P. Schimper agregó el Paleoceno, basado nuevamente en la Cuenca de París.6




Era

Período

Unidades propuestas por Lyell

Cenozoico

(Phillips 1841)

Cuaternario

(Desnoyers 1829)



Reciente

Pleistoceno (1839)  (Nuevo Plioceno, 1833).
90 % especies vivientes.

Terciario

(Arduino 1760)


Plioceno (1839) (Viejo Plioceno, 1833).

33-50 % especies vivientes.

Mioceno (1833).

18 % especies vivientes.

Eoceno (1833).

3.5 % especies vivientes.



Figura 2 Unidades propuestas por Charles Lyell para el Cenozoico.

Lo hizo entre 1833 y 1839, basándose en las relaciones entre las especies vivientes y fósiles (moluscos) presentes en los estratos de la Cuenca de París.

El Cuaternario comprende el Pleistoceno y el Holoceno.7 En general se acepta que el Pleistoceno abarca entre hace 1,6–1,8 millones de años (aunque algunos autores consideran que se extiende desde los 2,6) hasta hace 10.000 años. En esta fecha se asume convencionalmente que comenzó el Holoceno, que transcurre hasta el presente. El Pleistoceno fue definido por Lyell en 1839 comprendiendo su antiguo New Pliocene. El Holoceno es también denominado Reciente, término éste que a su vez ha generado algunas confusiones: para unos posee un carácter formal, para otros informal; inclusive, otros lo utilizan como una subdivisión del propio Holoceno.


El límite Pleistoceno–Holoceno no posee una connotación geológica o biológica precisa. Geológicamente, correspondería aproximadamente al inicio del último período interglacial que transcurre hasta nuestros días. Su carácter estrictamente convencional se manifiesta en que para algunos el interglacial actual comienza hace unos 15 mil años; pero en ese entonces había temperaturas tan elevadas como las producidas en torno a los últimos 10 mil años. Si bien nada parece distinguirlo de los otros varios interglaciales que clásicamente se han reconocido durante el Pleistoceno (Fig. 3), es conveniente destacar que exhibe un incremento muy notable y rápido de las temperaturas después de los 9 mil años, implicando que la transición desde el último máximo glacial al actual interglacial fue mediante oscilaciones climáticas notorias y breves.
El Cuaternario está representado en gran parte de la cubierta superficial de la Tierra, con rocas, sedimentos y fósiles muy bien preservados que permiten estudios sumamente detallados. Esta situación hace que la escala de resolución temporal en este período difiera sustancialmente de la del resto de la historia del planeta, y se pueda trabajar con lapsos de tiempo muchísimo menores (miles o cientos de años). Desde esta perspectiva, puede decirse que el Cuaternario está caracterizado por pulsos climáticos donde se alternan extensos intervalos de tiempo con temperaturas bajas (glaciales), e intervalos más breves y más cálidos (interglaciales).
Las glaciaciones representan la característica más importante del período y su estudio ha servido para delinear los modelos con que se intenta interpretar los momentos glaciales más antiguos.




Estados Unidos

(Alto valle del Mississippi)

Europa

(Alpes y región báltica)

P l e i s t o c e n o

Wisconsiniense

Greatlakeniense avance (Valderan)

(8.000 – 11.000 a)


Twocreekiense retroceso

(11.800 – 12.500 a)


Woodfordiense avance

(12.500 – 22.000 a)


Farmdaliense retroceso

(22.000 – 28.000 a)


Altoniense avance

(28.000 – 70.000 a +)



Würm

Younger Dryas avance

(10.000 – 11.000 a)


Allerod retroceso

(11.000 – 12.000 a)


Older Dryas avance

(13.000 – 20.000 a)


Riss – Würm retroceso

(20.000 – 30.000 a +)


Riss avance

(30.000 – 60.000 a +)



Sangamoniense

Illinoiense

Yarmouthiense



Kansaniense

Aftoniense (0,6 – 0,7 Ma)



Nebraskiense

cenizas volcánicas (2,2 Ma)



Mindel – Riss

Mindel

Günz – Mindel



Günz

Donau – Günz



Donau


Figura 3Clasificación tradicional de las glaciaciones e interglaciaciones pleistocénicas para Norte-América y Europa.

En negrita se representan los períodos glaciales, y en letra normal los interglaciales.

a: años. Ma: millones de años. Tomado de Dott & Batten (1988).



Algunas características tectoevolutivas del Cenozoico
Al inicio del Cenozoico, las actuales masas continentales eran ya identificables en su mayoría, pero sus posiciones relativas y sus formas se fueron modificando hasta llegar a la presente configuración geográfica (Figs. 4 y 5). Es así que importantes desplazamientos horizontales de las placas, favorecidos por los procesos de expansión del fondo oceánico, dieron lugar a una sucesión de colisiones de diferentes tipos y características. Consecuentemente hubo cierres de mares y océanos y formación de cinturones orogénicos que involucraron intensas deformaciones, cabalgamientos y engrosamientos corticales. Esta dinámica provocó la paulatina modificación de la circulación oceánica, atmosférica e inclusive, como en el caso de la India, importantes variaciones latitudinales de algunos continentes.


Figura 4 – Evolución de las masas continentales

desde el Jurásico al Reciente.

Se aprecia la evolución del Atlántico así como la segregación de Australia y de la India. Modificado de Salgado-Labouriau (1994).
Si bien grandes cadenas montañosas como las Rocosas y los Andes iniciaron su proceso orogénico durante el Mesozoico, tuvieron sus momentos culminantes durante el Cenozoico. Asimismo, los Alpes y el Himalaya constituyen extensos orógenos casi enteramente formados en el Cenozoico. Esos cuatro orógenos forman, en realidad, dos únicos sistemas de relieve. Uno se extiende de Norte a Sur por todo el borde occidental de las Américas, desde Alaska a Tierra del Fuego. El otro, de dirección general Este–Oeste, va desde la región meridional de Europa con los Alpes y la septentrional de África con los Atlas, hasta Indochina.
Las orogenias Larámica y Andina son las responsables de la formación de las extensas cordilleras cenozoicas que recorren el margen occidental de las Américas. Estos orógenos se relacionan con la formación de un margen compresivo a lo largo de toda la región occidental de las placas Sudamericana y Norteamericana en sus desplazamientos hacia el Oeste, ambas controladas por el funcionamiento extensivo de la dorsal meso-oceánica atlántica. Al iniciarse la deriva continental, el fondo oceánico del Pacífico comenzó un proceso de subducción bajo ambas masas continentales. En particular, la subducción en la placa Norteamericana se inició durante el período Triásico, pero fue en el Cenozoico temprano cuando las masas continentales se superpusieron a parte de la dorsal Pacífica. Este peculiar fenómeno es responsable de muchas de las espectacularidades geológicas que se observan actualmente en el Oeste de Norte-América, como por ejemplo los geysers del Yellowstone National Park, la formación del golfo de California y la falla de San Andrés, enorme fractura ligada a dos segmentos de la dorsal.
La cordillera de los Andes tiene, como señaláramos, una génesis muy similar: también está originada por un extenso proceso de subducción en el margen occidental. En este caso, la placa de Nazca se desliza por debajo de la placa Sudamericana en un proceso que se inició durante el Mesozoico y alcanza su climax en el Cenozoico. Una diferencia particular entre estas extensas cordilleras montañosas es que mientras los Andes se desarrollan directamente sobre el borde oceánico del Pacífico o muy próximo a él, las Rocosas tienen una distribución mucho más alejada del actual borde oceánico.
Otra particularidad de los Andes es que en su tramo central argentino-boliviano muestra un importante engrosamiento cortical, constituyendo una de las regiones con mayor potencia de la corteza en el mundo. La evolución de la cordillera de los Andes es compleja y con rasgos muy particulares a lo largo de sus más de 8.500 kilómetros de longitud. Sin embargo se han podido caracterizar, al menos para su segmento más austral, dos estadios o momentos evolutivos que implican grandes deformaciones asociadas. La primera transcurre durante el Paleógeno y se traduce en los denominados movimientos incaicos, mientras que la segunda fase de deformación ocurre en el Neógeno y a ella se asocian los denominados movimientos quechuas de acuerdo a lo desarrollado por Ramos (1999); ambos estadios están controlados por las variaciones de la velocidad de convergencia relativa entre la placa de Nazca y la placa Sudamericana.
La orogenia Alpino-Himalaya, que afectó principalmente a los márgenes septentrional y meridional del Mar de Tethys, se inició durante el Mesozoico, teniendo sus principales fases de deformación, fracturación y levantamiento a lo largo de casi todo el Cenozoico (Fig. 5). Este megaproceso colisional involucró un conjunto importante de bloques continentales. Durante el mismo se originaron los Montes Pirineos. La placa Adriática, que actualmente conforma la Península Itálica, colisionó contra la región centroeuropea hace unos 45 millones de años; el proceso de levantamiento y deformación progresiva cesó hace unos 5 millones de años. Otro rifting de la corteza permitió el nacimiento del Mar Rojo al separarse Arabia de África. Arabia colisionó con el microcontinente Cimmeria en la región que actualmente comprende a Irán, para formar los Montes Zagros.8


Figura 5 – Evolución de las masas continentales durante el

Mesozoico tardío y Cenozoico.

Se aprecia la evolución del mar de Tethys, segregación de los continentes australes y conformación del sistema de relieve Alpino-Himalaya. Modificado de Dott & Batten (1988).

Pero el mayor desplazamiento de una placa litosférica durante el Cenozoico lo registra la India; involucra además una espectacular colisión de tipo continente-continente. Se separó de África y de Antártida durante el Cretácico, transformándose durante muchos millones de años en una gran isla en movimiento, hasta iniciar un proceso colisional con la placa Asiática, lo que habría ocurrido en el Paleoceno o Eoceno.


Esta colisión continente-continente constituye el ejemplo más notorio de un borde de placa convergente activo en la actualidad: todavía provoca el alzamiento de las montañas del Himalaya y la transmisión de esfuerzos intraplaca que se hacen sentir, continente adentro, a lo largo de miles de kilómetros. A su vez, la placa Australia–Nueva Guinea se alejó de Antártida y colisionó con Indonesia durante el Neógeno.
Las masas continentales que hoy conocemos como Norte-América y Sud-América estuvieron separadas hasta hace alrededor de 3 millones de años. Esto permitió la comunicación entre los océanos Pacífico y Atlántico durante casi todo el Terciario, y aisló la flora y la fauna terrestre de ambos continentes.
Su unión se hizo efectiva durante el Plioceno en un proceso tectónico iniciado durante el Mioceno, cuando se extendieron los procesos de subducción, generando primero un arco de isla que no logró interrumpir la comunicación oceánica (Fig. 6).
Recién con la conformación del istmo centroamericano se produjo un rico intercambio de faunas continentales, que ha sido muy estudiado (y en ocasiones malinterpretado) fundamentalmente en lo referido a los mamíferos.
Como contrapartida, el aislamiento en esa región de los océanos Pacífico y Atlántico, llevó a procesos de especiación en los organismos marinos, los que por su cercanía en el tiempo resultan un muy atractivo foco de estudios evolutivos.
Por el contrario, la conexión entre Eurasia y Norte-América denominada Beringia se mantuvo hasta el Plioceno. Se interrumpió al surgir el estrecho de Bering. Pero éste tuvo una presencia intermitente, producto de oscilaciones del nivel del mar durante el Pleistoceno, posibilitando nuevos intercambios de fauna terrestre, incluido el Homo sapiens.9


Figura 6Evolución del istmo centroamericano y modificaciones

de las corrientes marinas asociadas.

Modificado de Duque-Caro (1990).

Evolución climática
Las curvas que reconstruyen la temperatura del Cenozoico muestran una tendencia general al enfriamiento, aunque con oscilaciones, algunas de ellas coincidentes con variaciones del nivel del mar, por lo que algunos autores presumen que habrían tenido bases glacio-eustáticas.10
La variación de la circulación atmosférica y de la temperatura en altas latitudes habrían estado fuertemente controladas por cambios en el transporte de calor oceánico y por la evolución orográfica que caracterizó este período.
La evolución climática del Cenozoico incluye:


  1. tendencias de largo plazo con calentamientos y enfriamientos que se visualizan en largos intervalos de tiempo (millones de años), principalmente condicionados por procesos tectónicos;




  1. comportamientos cíclicos ligados a procesos orbitales expresados en niveles menores de resolución temporal; y




  1. cambios abruptos, extremos y muy breves (entre mil y 10 mil años de duración) que se apartan del comportamiento climático “de base” y suelen asociarse a variaciones del 13C.

Los principales eventos climáticos asociados a los tectónicos y bióticos se resumen en la Fig. 7. Una de las tendencias de largo plazo se puede observar durante el Paleoceno y Eoceno temprano, donde el clima estuvo caracterizado por una etapa relativamente cálida, luego de recuperarse del enfriamiento que se produjo a fines del Cretácico Tardío.


Se estima sobre la base de foraminíferos, que la temperatura en esa época, cerca de la Antártida, habría sido unos 10°C más cálida que la actual. Si bien el Paleoceno y el Eoceno abarcan la fase cálida del Cenozoico, ejemplificado por plantas tropicales y foraminíferos en altas latitudes, fue en el Eoceno temprano donde se registraron los mayores valores de temperatura de toda la Era. Para ese momento, se registran lateritas y flora de clima cálido en latitudes altas en ambos hemisferios (Fig. 8); algunas estimaciones establecen una temperatura entre 12 a 20°C mayor a la actual.
Posteriormente, y a través de unos 17 millones de años, se verifica un marcado deterioro con un climax en el límite entre el Eoceno y Oligoceno, con notorio enfriamiento y generación de hielo en la Antártida; ya no se recuperan las temperaturas promedio del Cenozoico temprano y se define una tendencia a la estacionalidad. Ello traerá cambios importantes a escala global. Se sostiene que hay relación causal entre este enfriamiento y el origen de la circulación oceánica circumantártica asociada a mares entre Australia, Antártida y Patagonia.







Figura 8Indicadores de climas cálidos en altas latitudes

en el Cenozoico temprano.

Modificado de Crowley & North (1991).

Este deterioro está respaldado por estudios de 18O así como en una diferenciación notoria del tipo de faunas marinas y ligado a una estratificación térmica. Se estima que la temperatura de los fondos oceánicos disminuyó unos 5°C mientras que la de superficie lo hizo en 7°C, generando la psicrosfera.


La transición Eoceno-Oligoceno estuvo acompañada también de una significativa retracción del nivel del mar. A partir de allí se observa también una tendencia global a la aridificación, incrementándose la cantidad de depósitos eólicos y la generación de amplias áreas abiertas por retracción de la floresta cerrada, dando lugar a un ecosistema en expansión: las praderas y sabanas.
Algunos autores sostienen que hasta hace 34 millones de años, la evolución climática estuvo ligada a la variación de temperatura, pero después fue una mezcla en donde incidieron además los cambios de volumen de los casquetes de hielo.
El clima en el Mioceno exhibe un patrón intermitente. Durante parte de esta época se produjo una mejora relativa del clima, frente al marcado deterioro en el Oligoceno, y también se desarrolló un gradiente térmico latitudinal. En el caso del Atlántico Sur esto se vincula a la ya mencionada modificación de las corrientes circumantárticas. Hacia fines del Mioceno, nuevamente tiende a declinar la temperatura y a incrementarse la aridez.
Los cambios abruptos y breves más significativos se relacionan con el calentamiento que ocurrió a fines del Paleoceno y los enfriamientos detectados por encima del límite Eoceno-Oligoceno y del Oligoceno-Mioceno, todos procesos que acontecieron en pocos miles de años y que se acompañan de un aumento del 13C en el caso del Paleoceno y disminución en los otros dos casos.
El Plioceno es testigo del desarrollo de glaciaciones, en particular hacia los 2,6 y 2,4 millones de años, lo que para algunos autores es un marcador para establecer el límite entre el Plioceno y el Pleistoceno, indicando un cambio abrupto de clima en las postrimerías del Neógeno. Algunas de ellas se verifican en Patagonia. Estas glaciaciones se ponen en evidencia por la existencia de depósitos transportados por hielo, por expansión de la tundra, por aumento de la vegetación propia de climas fríos en el Norte de Europa, de loess en Asia y de animales pastadores en África.11

El Pleistoceno alberga un registro muy preciso de ciclos glaciales e interglaciales. La concepción clásica basada en evidencias continentales (Fig. 3) ha sido enriquecida con los estudios basados en sedimentos y fósiles del fondo oceánico y en hielo, en especial aunque no únicamente mediante análisis de contenido de 18O/16O. Ello ha permitido constatar que durante los últimos 2 millones de años en realidad existieron numerosos ciclos glaciales e interglaciales (Fig. 9). Se aprecia como tendencia global que previo a los últimos 750 mil años, la alternancia entre los ciclos es de menor duración, al mismo tiempo que los glaciales no fueron tan fríos ni los interglaciales tan cálidos respecto a lo que ocurrió después: el tiempo transcurrido entre cada ciclo aumentó y también se distanció la intensidad entre los mismos.




Figura 9Oscilaciones de temperatura en los últimos 2 millones de años.

Se indican los pisos isotópicos: con un número par los ciclos glaciales, e impar los interglaciales. Se adiciona la escala magnetoestratigráfica. Modificado de Vera Torres (1994).

El último ciclo glacial, uno de los mejor conocidos, ocurrió desde hace unos 100 mil años hasta hace unos 10 mil años. El último máximo glacial se produjo en torno a los 18.000 años (identificado en el Piso Isotópico 2 de la Fig. 9), momento en que la temperatura promedio en diferentes puntos de la región centroamericana y norte de Sud-América, sufrió un descenso entre 6 y 8°C (Fig. 10). A su vez, en cierta medida se desarrollaron casquetes que cubrieron toda Tierra del Fuego y casi la mitad de la provincia de Santa Cruz en la Argentina, más glaciares de piedemonte en toda Patagonia, desde el Sur de Mendoza. En ese momento, en Sud-América, la fauna “patagónica”, adaptada a vivir actualmente bajo condiciones de aridez y frío, se desplazó al Norte, ocupando la provincia de Buenos Aires inclusive.



Figura 10 – Descensos significativos de temperatura hace 20.000 años.

Los números indican la cantidad de grados que bajó la temperatura en diferentes zonas tropicales. Modificado de Brown & Lomolino (1998).
Cabe resaltar que este ciclo glacial no ha sido sin embargo el más severo. El que habría exhibido las condiciones más extremas es el que ocurrió hace unos 600 mil años (Piso isotópico 16 de la Fig. 9). Por otra parte, es interesante observar que hubo al menos dos ciclos interglaciales con condiciones al parecer aún más benignas que el actual (indicados como Pisos isotópicos 5 y 59 en la Fig. 9).
La vida en el Cenozoico
Luego de la extinción Cretácico-Paleoceno,12 durante el Cenozoico la vida recuperó su diversidad y la aumentó notablemente, habiéndose desarrollado la fauna y flora contemporánea. Por ejemplo, se diversificaron las plantas con flores, los insectos y los mamíferos, apareciendo sobre el final del período el Homo sapiens.
Los cambios climáticos, la variación de la distribución espacial de los continentes, las oscilaciones del nivel del mar y sus corrientes, fueron acompañados por una también cambiante distribución de los organismos, incluyendo algunas extinciones locales de significación.
Además de otros ejemplos que se verán más adelante, puede referirse como muestra paradigmática de lo anterior, la apertura del Pasaje de Drake.13 Mientras la circulación oceánica no atravesó la zona de unión Antártida–Sud-América, las corrientes cálidas de dirección Norte-Sur en el Atlántico Sudoccidental llegaban hasta la región austral de nuestro continente (Fig. 11-1). En consecuencia, las faunas marinas patagónicas de hasta el Mioceno Tardío (unos 10 millones de años atrás) reflejan características subtropicales.
La paulatina separación desde el Oligoceno entre Antártida y Sud-América (Pasaje de Drake) permitió la instalación de la Corriente Circumpolar Antártica (Fig. 11-2), que aisló térmicamente a este continente y envió en la zona atlántica sudamericana una rama fría hacia el norte: la corriente de Malvinas (Fig. 11-3). Esta enfrió notoriamente la costa patagónica argentina, llevando a la extinción a la mayoría de aquella fauna subtropical a partir del Mioceno Tardío, o a la retracción de su distribución geográfica muy hacia el norte, hacia donde todavía se encuentra la influencia de la corriente cálida del Brasil.
Los mamíferos tuvieron en el Paleoceno y Eoceno un grado importante de cosmopolitismo, particularmente en el hemisferio norte, debido al desarrollo de Beringia, que permitió intercambios entre Eurasia y Norte-América. A su vez, existe similitud faunística entre Sud-América, Antártida y Australia, lo que sugiere una conexión intercontinental al menos hasta el Paleógeno temprano.


Figura 11 – Instalación de la Corriente Circumpolar Antártica (CCA)

y de la Corriente de Malvinas (CM) en relación con la

apertura del Pasaje de Drake.

CPB: Corriente Proto Brasil, CPM: Corriente Proto Malvinas.

Modificado de Manceñido & Griffin (1988).

Durante la primera parte del Cenozoico, la floresta multiestratal –en general asociada a climas cálidos– estuvo ampliamente distribuida; hay evidencias de su existencia en áreas tan distantes de su actual distribución como la región patagónica. En este período se asiste a un dominio de mamíferos ramoneadores, típicos habitantes de floresta.14



El deterioro climático del Eoceno-Oligoceno sería el responsable de un recambio faunístico elocuente que se produjo en dicho límite; este recambio promovió en el contexto continental, entre otras cosas, la “modernización” de faunas a escala familiar e intrafamiliar. Esta extinción ha sido vista por algunos como una extinción masiva y por otros como una sucesión de eventos de extinción ocurridos a través de unos 14 millones de años. Lo cierto es que se asiste a un cambio en la composición trófica de las comunidades de mamíferos continentales: luego del Paleógeno temprano, las especies pastadoras tienden a dominar. El cambio está asociado al origen y evolución de las sabanas y praderas.
Los registros de hierbas más tempranos que se conocen son del Paleoceno-Eoceno, pero la expansión de las pasturas como biomas dominantes se producirá posteriormente, en el Oligoceno en Sud-América y en el Mioceno en Norte-América y otras áreas.
Buena parte de la evolución biogeográfica durante el Neógeno tuvo un control climático con bases glacio-eustáticas. La creciente tendencia a la estacionalidad se verá reflejada en la evolución de múltiples biomas con arreglo en franjas latitudinales. Esta etapa estuvo esencialmente signada por procesos de intercambios favorecidos por ejemplo por el cierre del Tethys al este (migraciones entre África y Eurasia), por la evolución de la región caribeña hacia la instalación del istmo centroamericano (migraciones entre Norte-América y Sud-América), la presencia de Beringia (migraciones entre Norte-América y Eurasia); en el Plioceno se producen intercambios marinos entre los organismos del Pacífico norte y del Atlántico Norte-Ártico, como consecuencia del surgimiento del istmo de Bering. Como fue referido anteriormente, lo que representa un corredor para las migraciones de organismos continentales, es una barrera para los marinos, y viceversa, por lo que el enunciado anterior debe leerse en sentido contrario al hacer referencia a éstos.
En los últimos siglos, las migraciones e intercambios han encontrado en la actividad humana una vía nueva. Múltiples organismos han modificado su distribución y han establecido nuevas relaciones interespecíficas gracias al desarrollo de los medios de transporte (principalmente transoceánicos) y a las propias migraciones humanas.
El Cenozoico en Uruguay
Los mayores eventos y registros geológicos cenozoicos de Uruguay se resumen en la Fig. 12.

ERA

SISTEMA /

PERÍODO


SERIE

/

ÉPOCA

Procesos tectosedimentarios y unidades

fosilíferas.

C E N O Z O I C O

CUATERNARIO

HOLOCENO



Oscilaciones del nivel del mar, reactivaciones locales, controles estructurales.

Sedimentitas marinas y estuarinas, costeras, fosilíferas (Formación Villa Soriano).

Sedimentitas continentales, asociadas a la dinámica del Paraná–Uruguay, fosilíferas (Formación Salto?) (Formación Libertad).

Sedimentitas marinas (Formación Chuy) y fluviales (Formación Raigón).

PLEISTOCENO




NEÓGENO

PLIOCENO

Sedimentitas fluviales y fluvio deltaicas fosilíferas restringidas a áreas de la Cuenca del Plata (Formación Raigón).

MIOCENO

Ingresión marina, formación de la Cuenca del Plata.

Areniscas y pelitas marinas fosilíferas (Formación Camacho).

Levantamiento, leves fallamientos, erosión (discordancia miocénica).

PALEÓGENO


OLIGOCENO

Reactivación, formación de microcuencas, controles estructurales.

Sedimentitas continentales (aluvio-fluviales y loéssicas) involucrando fuertes procesos edáficos que incluye la formación de caliche. Fósiles de vertebrados (Formación Fray Bentos).

Levantamiento generalizado,

erosión y no depositación.



Sedimentitas marinas en la plataforma continental.
Calcretas (unidad quimioestratigráfica Calizas del Queguay).
Geosuelo del Palacio.

Sedimentitas marinas en la plataforma continental (Formación Gaviotín).



EOCENO

PALEOCENO



Figura 12 – Principales procesos geológicos y unidades fosilíferas

asociadas en el Cenozoico del Uruguay.

Los eventos se ordenaron en forma relativa dentro de cada Época, y no son referidos a subdivisiones internas de las mismas.



Hacia finales del Cretácico, los principales escenarios de acumulación sedimentaria fueron colmatados, y durante el Cenozoico la evolución geológica se enmarcó dentro de un contexto en el que predominaron suaves levantamientos, erosión, no depositación y sedimentación.
En la región que actualmente conforma nuestro territorio continental, los depósitos sedimentarios preservados se vinculan, con alguna excepción, a los sucesivos ciclos eustáticos transgresivos y regresivos que se registran a nivel regional y global durante el Cenozoico.
En nuestra plataforma continental, a través de perforaciones profundas, se han alumbrado sedimentitas marinas que corresponden al pasaje Cretácico – Terciario (vide Capítulo II) y, en secuencia, un registro detallado y bastante continuo de las sucesivas variaciones del nivel del mar durante el resto del Cenozoico.
En el territorio continental, el registro de la base del Terciario está muy pobremente representado como consecuencia de la denudación y exposición subaérea progresiva a la que fue sometida el área durante el Paleoceno–Eoceno.
Los escasos registros geológicos y paleontológicos preservados de ese período se asocian a procesos no depositacionales que evidencian, además, variaciones climáticas para la base del Terciario en nuestra región. Por un lado, se formaron los suelos ferruginosos con una extraordinaria variedad y abundancia de icnofósiles, muy particularmente sobre las sedimentitas continentales cretácicas de la región centro-oeste de Uruguay.
Por último, bajo otras condiciones climáticas para la región se formaron calcretas y silcretas pedogénicas fosilíferas, y además significativos depósitos de calizas, y de calizas interdigitadas con cherts, originados por procesos esencialmente químicos debido a la acción de aguas subterráneas (vide Capítulo III).
Los procesos de erosión y no depositación transcurrieron hasta el Oligoceno, cuando asociados a una reactivación del basamento probablemente vinculado a un pulso de la orogenia andina (movimientos incaicos), se generaron nuevos espacios de acumulación.
Pequeñas “cuencas” permitieron el desarrollo y preservación de depósitos aluvio-fluviales y la actuación de procesos de remoción en masa, bajo una importante contribución loésica desde el Oeste. Estos depósitos continentales también fueron afectados por procesos pedogénicos y presentan fundamentalmente mamíferos fósiles (vide Capítulo IV).
Durante el Mioceno Tardío, se produjo una nueva ingresión marina, episodio que fue controlado básicamente por el basamento aflorante o sub-aflorante. Los registros de esta oscilación se pueden seguir por más de mil kilómetros desde Patagonia, aunque, debido a los controles antemencionados penetró muy poco en el actual territorio continental uruguayo. Sus depósitos –regresivos– son portadores de una rica fauna marina –fundamentalmente invertebrados– de características subtropicales, pasando posteriormente a otros de características parálicas y continentales donde dominan los organismos de este origen (ver Capítulo V).
En el Plioceno, concomitantemente con la continentalización del área, evolucionan sistemas fluviales con fuerte desarrollo en el Sur y con fósiles continentales (vide Capítulo V), eventualmente tiempo transgresivos, pues ocuparían también la base del Pleistoceno.
El Cuaternario (vide Capítulo IX) preserva fundamentalmente depósitos de origen continental que cubren buena parte del territorio uruguayo. Ello puede verificarse en diversas regiones con sedimentitas fluviales y aluviales, con episodios de exposición subaérea y de rico contenido paleontológico, en especial aquellas del Pleistoceno Tardío.
Sin embargo, a lo largo del área costera (Río de la Plata–Océano Atlántico) pueden observarse depósitos de cordones litorales muy fosilíferos, eólicos e inclusive áreas asociadas a una sedimentación lacustre, palustre y albuférica.
Todos estos registros se asocian a un número aún no determinado de oscilaciones del nivel del mar, en algunos casos tal vez promovidos por situaciones tectónicas locales, que permitieron que el mar penetrara en el continente.
Recursos naturales asociados al Cenozoico de Uruguay
No siempre se le ha dado al Cenozoico la importancia que posee tanto en el plano científico como en el aplicado en función de la conformación física y económica de nuestro país. Por ejemplo, la inmensa mayoría de las actividades económicas (e.g. agricultura, ganadería, forestación, turismo, etc.) así como la implantación de nuestras ciudades y centros urbanos se desarrollan y apoyan sobre buena parte de las unidades cenozoicas (e.g. Montevideo, Canelones, Salto y Ciudad de la Costa). Por lo tanto el estudio de las unidades cenozoicas no sólo tiene un interés académico sino que resulta fundamental, por la propia conformación geológica y geomorfológica del país, para el aprovechamiento racional de los recursos naturales.
El conocimiento de la naturaleza de las unidades superficiales y subsuperficiales, además, está directamente vinculado a la posibilidad de mejorar la calidad de vida de nuestra población en materia de preservación del ambiente.
Son precisamente las unidades cenozoicas, las más superficiales, susceptibles de ser modificadas, transformadas y degradadas como resultado de las actividades sociales, económicas y hasta culturales de nuestra población (vide Capítulo XII).
A manera de síntesis, se debe resaltar al menos dos grandes áreas de la geología económica ligadas al Cenozoico. Por un lado, la importancia que tienen los depósitos cenozoicos para el suministro de la materia prima para una de las actividades económicas de gran dinamismo: la industria de la construcción (vide Capítulo X). Es esta industria, entendida en un sentido amplio (grandes obras civiles, infraestructura básica, construcción de viviendas), la que lleva consigo una creciente demanda de materiales y materias primas como arenas, gravas, arcillas, calizas, yeso, etc.
Por otro lado, el Cenozoico es no menos importante en materia de aprovisionamiento de agua para diversos fines (vide Capítulo XIII). En nuestro territorio se encuentran varios acuíferos constituidos por paquetes sedimentarios cenozoicos; por ejemplo, el acuífero Salto en la región del Noroeste; el acuífero Raigón en el Sur, y el acuífero conformado por la Formación Chuy y otras unidades arenosas porosas, en el Sureste. Ellos representan un aporte no sólo para el consumo de agua potable para la población, sino que además, particularmente los dos primeros, están vinculados al desarrollo de actividades agroindustriales.
Finalmente, en los últimos miles de años se originaron nuestros suelos, recurso natural que sustenta bases económicas sustanciales: la agricultura y la ganadería (vide Capítulo XIV).

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1. Hornes (1815-1868) fue un importante paleontólogo austríaco; como varios de sus colegas, dirigió algunas de sus comunicaciones (“Mitteilungen”) a Heinrich Georg Bronn (1800-1862), profesor en la Universidad de Heidelberg y primer traductor alemán de Sobre el origen de las especies de Charles Darwin en 1860.

2. Los nombres mencionados para el Cenozoico son de raíz griega: kainós nuevo; zōo animal; palaiós viejo; genō dar origen; néos nuevo; meíon menos; pleón más; ēós aurora; oligos poco; pleīston lo más; holos total. Algunos prefieren derivar el sufijo “zoico” de zōē vida.

3. El veronés Giovanni Arduino (1714-1795) es considerado por algunos como fundador de la estratigrafía (otros prefieren al inglés William Smith, abuelo de Phillips) y sentó las bases de su cronología, basándose en sus estudios del norte de la Península Itálica. Advirtió el movimiento hacia arriba de los Alpes y fue el primero en clasificar las características geológicas de los estratos. Se refirió únicamente a un período primitivo o primario, uno secundario y uno terciario.

4. El geólogo escocés Charles Lyell (1797-1875) publicó en 1830 el primer tomo de sus Principles of Geology, being an attempt to explain the former changes of the Earth’s surface, by reference to causes now in operation y entró como profesor (el primero en su disciplina) al King’s College de Londres; completó en 1833 los tres tomos de esa obra, y publicó Elementos de geología (1838) y Evidencias geológicas de la antigüedad del hombre (1863). Fue amigo y mentor de Charles Darwin.

5. Heinrich Ernst von Beyrich (1815-1896), paleontólogo berlinés, fue un destacado investigador de la geología y paleontología de Europa central, con numerosos trabajos que resultaron básicos para el desarrollo científico posterior.

6. El paleobotánico alsaciano Wilhelm Philipp Schimper (1808-1880) era desde 1872 profesor de geología y paleontología, y director del Museo de Historia Natural, en la Universidad de Strasbourg.

7. El término “Cuaternario” fue propuesto por el geólogo francés Jules-Pierre-François-Stanislas Desnoyers (1800-1887) en sus Observations sur un ensemble de dépôts marins plus récents que les terres tertiaires des bassins de la Seine, et constituant une formation géologique distincte; précédés d’un aperçu de la non simultanéité des bassins tertiaires, Annales des Sciences Naturelles (Paris), en 1829. Desde 1831 Desnoyers fue secretario de la Sociedad Geológica Francesa.

8. El microcontinente Cimmeria abarcó los actuales territorios entre Turquía y Pakistán. El nombre proviene de un antiguo pueblo (Homero los llama Kimmerioi) al que las invasiones escitas desplazaron desde Crimea hacia el sur del Mar Negro, a fines del siglo VIII a.C.

9. El nombre de ese lugar geográfico viene del marino danés Vitus Jonassen Bering (1681-1741), al servicio de la flota rusa desde 1705; Bering encontró en 1728 el estrecho y exploró –por cuenta de Rusia– la zona americana vecina.

10. Se llama eustasia a las variaciones del nivel global del mar. Éstas son glacio-eustáticas cuando se deben a la formación de grandes masas de hielo o a su descongelamiento.

11. Loess: depósito o sedimento de grano fino, de tonos amarillos u ocres, transportado por el viento. Estos sedimentos fueron reconocidos por primera vez en el valle del Rhin, y llamados lösch (en dialecto suizogermano) o löss (en alemán): suelto, libre.

12. Sobre la extinción, véase Ubilla et al. (2003) pág. 11-32, y bibliografía allí recomendada.

13. Este pasaje, de unos 1.000 kilómetros de ancho, separa Tierra del Fuego de las Islas Shetland del Sur y la Península Antártica, y conecta los oceános Atlántico y Pacífico. Su nombre se debe al navegante inglés Francis Drake (1540-1596), quien sin embargo nunca pasó por allí: en su viaje alrededor del mundo (1577) cruzó por el Estrecho de Magallanes, al Norte de Tierra del Fuego. En 1615 el holandés Willem Schouten comandó la primera expedición que cruzó por el Pasaje de Drake.

14. Se alimentan con yemas, brotes y hojas de especies leñosas.





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