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UNIVERSIDAD DE SAN CARLOS DE GUATEMALACENTRO UNIVERSITARIO DEL NORTECARRERA GEOLOGIACOBAN, ALTA VERAPAZ 2010

CURSO: PALEOBOTANICADOCENTE: Ing. Geol. Dehiry Sucely Sagui G.

MESOZOICO Y CENOZOICO: DISLOCACION DE LA PANGEA

Entre 230 y 245 millones de años, la Pangea se disoció nuevamente en varias unidades, cortadas por las fallas y separadas por aberturas oceánicas. Estas aberturas se escalonan en el tiempo y se confrontan en la superficie terrestre, a la larga se contraponen pues la formación de un océano necesita el cierre de otro. El hecho de que ciertas aberturas, iniciales en el jurásico, continúen en la actualidad indica que se cuenta, por primera vez en la historia de la Tierra, con sedimentos oceánicos que jamás emergieron y reflejan, de manera más directa, la historia de los océanos mesozoicos y cenozoicos.

El ciclo alpino se liga estrechamente a la evolución del Tethys que comprende una fase de apertura inicial, posteriormente una fase de cierre debida al choque de la masa eurasiana con varios elementos del Gondwana; el resultado de este choque es la sucesión de cadenas montañosas llamadas alpinas que se presentan desde España hasta el Himalaya y se conectan hacia el oeste con los cinturones indonesio y periaustraliano. Este ciclo se distribuye en dos eras que examinarán sucesivamente.

El Mesozoico que corresponde a la dispersión inicial de los continentes, a la apertura del Atlántico y a los primeros movimientos orogénicos alpinos.

El Cenozoico se caracteriza por el levantamiento de las cadenas o edad alpina y una lenta degradación climática que originó las glaciaciones al final del terciario y en el Cuaternario.

A primera vista, esta última página de la Tierra parece ser la más rica en sucesos variados, como lo prueba la subdivisión más precisa del tiempo; sin embargo, en realidad solo refleja un conocimiento más profundo y más detallado de los tiempos postpérmicos. Esta tendencia se acentúa a medida que se acerca el Cuaternario.

El Mesozoico.

Límites y subdivisiones: Con una duración de 180 millones de años, su límite inferior que es difícil de precisar, se sitúa en medio de una facies continental, comprendida en el permoTriásico de los geólogos franceses. Solamente la fase palatina que corresponde al levantamiento de los Urales introduce un corte (discordancia) en el este de Europa y en Rusia. Por el contrario, su límite superior es nítido, por lo menos, desde el punto de vista biológico; en efecto coincide con una profunda renovación fáunica cuyas causas reales aún están lejos de acatarse. Igualmente, en América del Norte, la fase laramide recalca la importancia de este límite. El mesozoico se compone de tres grandes ciclos sedimentarios que sirven para subdividirlo: Triásico, Jurásico y Cretácico, a su vez, divididos en pisos. La cima del Triásico coincide con la parte superior de Rhético, cuando se inicia la gran transgresión jurásica que será efectiva en el hettangiano. En el sudeste de Asia, se observa en este nivel una discordancia que es el resultado de la fase orogénica cimeriana. En numerosas regiones, el Triásico es un período de paleogeografía cambiante e indecisa, de mares vacilantes; por esta razón, en Europa se elaboraron dos escalas estratigráficas; otra para el Triásico alpino enteramente marino. El límite Jurásico-Cretácico coincide generalmente con el fin de una gran regresión en el Jurásico superior que se observa en numerosos puntos del planeta; asimismo, es un periodo de actividad orogénica, con la fase nevadiana (América del Norte) y la fase neocimeriana (Asia).

Los grandes eventos geodinámicos.

Triásico-Jurásico: fragmentación de la Pangea: De hecho, las primicias de una disociación de la Pangea son perceptibles desde el fin del pérmico, con la aparición de fracturas en Escocia, Noruega (graban de oslo) mar del Norte, Francia (Vosgos, Esterel), gondwana (1ª. Fractura entre Africa, Madagascar e India) y el derrame de rocas volcánicas alcalinas (Europa, Asia, Gondwana). Las primeras fracturas que cortan Australia provienen desde el Devónico.

Del Paleotethys al neotéthys. Una herencia del Tethys paleozoico permanece en el Triásico, entre Gondwana y Eurasia en la forma de un golfo abierto al este hacia el Pacífico y cerrado al oeste, en algún lugar de Asia menor. Es el Tethys permanente (Aubouin, 1980) o Paleotethys.

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Al sur de esta zona abrió en tierra el neotethys, del SE hacia el NW a partir del Triásico; pasa por unos estados que en lo sucesivo serán clásicos: rifting (hundimiento de la corteza continental) y spreading 8separación y formación de corteza oceánica). El continente cimeriano (o tibetano) que, hacia el oeste se extiende hasta Irán y Afganistán, se separa de Gondwanan de acuerdo con la abertura mencionada, deriva hacia el norte, reduce el paleotethys y posteriormente lo cierra por una colisión con Asia este cierre, que es total en el Dogger, lo indica la sutura indosiniana y se encuentra desde el norte de Irán hasta China. Estos sucesos, a los cuales se agregan los grandes derrames volcánicos sobre la plataforma siberiana, se ligan a la fase tectónica cimeriana que culminó al final del Triásico y que se conoce en irán, en el sudeste asiático y en los Balcanes. En el Triásica superior el rifting del Neothys alcanza la zona de plataforma en el este del Mediterráneo que se encontraba sumergida; en este lugar, corta en grandes bloques a los gruesos bancos de caliza, ahí depositados.

Más al oeste, es decir, en el mediterráneo occidental, el rifting también principió en el Triásico superior, pero estuvo condicionado por un corte previo debido a fallas variscas SW-NE, además, afectó igualmente a un territorio emergido en el futuro Atlántico central (Marruecos, Africa noroccidental); Liberia y Sierra leona, el borde oriental de América del Norte). Los grabens se presentan acompañados de intrusiones básicas y funcionan como cuencas continentales cuyo relleno ocupa la base de las secuencias mesozoicas. Por otra parte, se manifestó una tectónica de distensión en Africa del Norte, España y SE de Francia (borde de las Cevenas) así como en la zona de los Pirineos (derrames de ofitas).

El Tethys jurásico. El rifting continuó después del Triásico pero, a menudo, con apoyo en otras estructuras. Unos bloques basculados lo testifican; afectan al Triásico pero también a los primeros depósitos jurásicos de plataforma (Africa del Norte, SE de Francia, zona sub-bética, Apeninos). Una separación de placas sucede a este rifting, así como la génesis de cortezas oceánicas. En el este del promontorio adriático (o bloque apuliano), el fenómeno comenzó aproximadamente en los albores del liásico, mientras que en el oeste, fue necesario esperar el final del Dogger para que se abrieran dos segmentos neotethysianos que, separan la zona transformante magrebino-liguria (bernovilli y Lemoine, 1980); el océano liguro-piamontés y el Atlántico central. Posteriormente, siguió un desplazamiento relativo, hacia el oeste, del bloque americano con respecto a Nor-Eurasia. Esto tendrá dos consecuencias:

Al principio del Jurásico superior, la abertura del segmento más occidental del Tethys que comprende al norte, al golfo de México y al sur, al Caribe, éstos se aislaron en una zona de transformación, entre las dos Américas.

Una activación de la subdivisión en la zona del Pacífico del Este, al pie de la margen oeste americana. Según Aubouin (1986), esta subducción se dirigió hacia el oeste en el curso del Jurásico; finaliza con una colisión entre la margen del oeste americano, pasiva desde el paleozoico y un arco insular plutono-volcánico (bloque americano-mexicano que corresponde al alineamiento Sierra Nevada, montañas Klamaths y Blue). La margen americana estuvo cabalgada por este bloque en el Jurásico superior (fase nevadiana), mientras que se abría la cuenca intra-arco franciscana (Roure y Blanchet, 1983). Por el contrario, más al norte, parece que el Pacifico estuvo en subducción bajo Alaska. Finalmente, unas ofiolítas se observaron sobre la margen canadiense en el Jurásico inferior y medio.

Otros sucesos en el mundo.

Del Triásico superior al Dogger, entre los bloques África-América del Sur y Madagascar-India-Antártida-Australia, así como en Africa del Sur, se formaron fracturas acompañadas de emisiones basálticas (basaltos triásicos del Drakensberg). Estos dos conjuntos se separaron al terminar el Jurásico, lo que dio origen a la cuenca de Mozambique y al Océano Indico.

En el Jurásico superior, las deformaciones son bastante generales, además de la fase nevadiana, ya citada para la Cordillera de América del Norte, una fase andina afectó a la margen occidental de América del Sur en el Kimmeridgiano. Por último al final del Jurásico la zona del Tethys fue sometida a una compresión que se manifiesta en sus dos extremos, como consecuencia probable de la apertura inicial del Atlántico Sur (véase más adelante); en el oeste, corrimientos, plegamientos y metamorfismo en el Caribe (Venezuela, Colombia); en el este; (Helénidas internas, Dináridas, Turquía, Irán, Arabia, Cáucaso, Crimea, Extremo Oriente) diversas manifestaciones como deformaciones, subducciones (con plutonismo granodiorítico y volcanismo andesítico), metamorfismo y obducción de ofiolitas. En la misma época, la fase orogénica Rangitata tuvo lugar en Nueva Caledonia y en Nueva Zelanda, cuando ésta última comenzó a separarse de Australia. En Japón se formó una cadena entre el Jurásico superior y el Cretácico Inferior como consecuencia de la colisión entre Eurasia y los microcontinentes. Estos sucesos del Jurásico superior definieron la fase neocimeriana cuya consecuencia podría ser, entre otras, la regresión casi general, que caracteriza a la terminación del Jurásico.

Cretácico. Abertura del Atlántico, cierre inicial del Tethys.

Establecimiento del gran océano meridional. El océano Atlántico se abrió progresivamente de sur a norte durante el Cretácico y una parte del Terciario. De hecho, desde el Jurásico superior ocurrió un principio de separación entre América del Sur y Africa como consecuencia de una fase rifting. El volcanismo basáltico

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asociado es observable hasta el Valengiano superior, en las márgenes de Brasil y Namibia. El mar invadió esta fractura durante el Oxfordiano en el sur y en el transcurso del Aptiano en el norte. En el albiano medio, grupos fáunicos marinos pelágicos pasaron del Atlántico Central al Atlántico Sur; el desplazamiento se facilitó por la elevación del nivel marino, característico de esta época. Al finalizar el Cretácico, el Atlántico del Sur, ya alcanzaba unos 3000 km de ancho. La abertura del Atlántico que se propagó de sur a norte, llegó al Tethys, a la altura del Atlántico central y amplió éste a partir del Albiano medio. Al Norte de la zona de transformación magrebina-liguria, ésta se une a Eurasia y América del Norte, entre los cuales ya existía un brazo de mar epicontinental (procedente del norte, ocupaba la zona de rifts) desde el Triásico superior. Es probable que se formara una abertura a lo ancho de España desde el Aptiano superior, como consecuencia de un rifting iniciado al principio del Cretácico. Por esta razón, el oeste de Europa fue dividido por el Tethys y se dirigió hacia el mar del Norte y el Atlántico. Al principio del Cretácico superior apareció una fractura entre Groenlandia y Europa, a la que siguió solo una pequeña separación hasta el paleoceno: en esta época se realizó la abertura FALTA ALGO NO ENTIENDO OJOJOJOJOJO Cretácico superior también se abrió otro camino entre el Atlántico y el océano ártico por los mares de Baffin y del Labrador.

Con secuencias de la abertura del Atlántico. La aceleración del movimiento de las dos América hacia el oeste, intensificó y multiplicó las fases tectónicas en las cordilleras pacíficas que circundan este continente; al mismo tiempo incrementó las manifestaciones magmáticas. Asimismo, dio lugar a un acercamiento de Asia y Alaska a partir del Cenomaniano.

Posteriormente, la margen occidental de América del Norte cabalgó sobre la cuenca franciscana que se cerró. Del albiano al turoniano ocurrió una nueva colisión arco-continente (colisión franciscana contemporánea de la fase oregoniana) que edificó la cadena del Coast Range; señalada por un metamorfismo con esquistos azules, invasiones plutónicas y magmáticas. Al parecer, también existe un “agregado” de bloques diferentes (“terreno sospechoso”) frecuentemente venidos de lejos y emplazados por una serie de fenómenos deslizantes, en ocasiones interpretados como subducciones oblicuas. De esta manera, las cadenas del oeste americano adquieren una estructura de doble vertiente: hacia el oeste, en la zona franciscana del Coast Range; hacia el este en la zona cordillerana que se extiende más allá de la Sierra Nevada. Esta zona fue atacada progresivamente por fenómenos tectónicos de oeste a este, hasta las Montañas Rocallosas, formadas al final del Cretácico en el transcurso de la fase laramide. Roure y otros (1986) interpretan las grandes napas de corrimiento resultantes como la prueba de una subducción continental. También se forma una cadena de doble vertiente a lo largo del borde occidental de México.

La margen occidental de América del Sur, igualmente activa, incluye una zona de subducción, cuencas marginales y arcos insulares formados desde el Jurásico. A partir del Albiano, el desplazamiento activo de América del Sur hacia el oeste se opone al progreso de este complejo marginal con dos posibilidades; cerrarse y formar una cadena por colisión (caso de la cuenca marginal oceánica de Magallanes en los Andes del Sur) o abortar (cuenca marginal continental andina con fondo siático o también cuenca subandina cretásica del Perú que permaneció como una graben intracontinental relleno con 6000 m de depósito). También es posible la transición del sistema de arcos bajo el continente americano lo que tuvo como consecuencia los movimientos verticales tan característicos de la cadena de los andes. Posteriormente se sucedieron varias fases de deformación (pliegues, cabalgaduras) al desplazarse del oeste al este, acompañadas por un volcanismo intenso (hasta 15 km de productos volcánicos en los Andes del Sur durante el Cretácico superior). En los andes centrales, parece ser que el Cretácico superior marca el fin de un régimen distensivo que prevalecía desde el Triásica y el principio de un régimen compresivo que continúa hasta la actualidad.

La historia de la región caribeña estuvo condicionada por las características del deslizamiento a la izquierda entre las dos América. A esto se debe la fase orogénica circuncaribe en el Cretácico inferior y la abertura del mar Caribe en el Cretácico superior, cuando América del Norte inició su deriva hacia el Noreste y después hacia el Norte. Alrededor del Norte inició su deriva hacia el Noreste y después hacia el Norte. Alrededor de este mar se crearon unos arcos volcánicos, en la línea de las zonas de subducción.

Finalmente, la diferencia de la velocidad de apertura entre el Atlántico Norte y el Atlántico Central disminuye de manera muy sensible hacia 80 millones de años (Campaniano), como consecuencia, el deslizamiento siniestro entre Africa y Eurasia era oblicuo desde el principio del Cretácico y dio lugar a una convergencia N-S neta entre los dos continentes.

Cierre inicial del Tethys.

También es una consecuencia probable de la abertura del Atlántico Sur que empuja a Africa y Arabia contra Eurasia. De hecho, esta compresión principia desde el final del Jurásico (véase los apartados anteriores9. En el Cretácico se origina el cierre de espacios oceánicos y obducciones de ofiolitas. Se distinguen dos periodos paroxísmicos: albiano y maestrichtiano. No obstante, ningún volcanismo mayor se manifestó excepto en los Càrpatos y en el arco magmático Balcanes-Càrpatos en el Cretácico inferior, cuenca del mediterráneo Oriental). Las compresiones más significativas se inician en el aptiano, en el momento en que se abre el Atlántico Norte y

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donde la parte oriental Arabe-Africana acentúa su movimiento de presión contra Eurasia, principales fenómenos registrados:

Reabsorción por subducción y corrimiento por el obducción de la corteza oceánica: esta se observa en los cinturones ofiolíticos donde se encuentran esquistos azules con una tectónica muy fuerte. Una de ellas se encuentra en el arco alpino (1er. Metamorfismo HP-BT, datada con 80 millones de años) en Irán y al norte de Pakistán.

1. Volcanismo calco-alcalino en la línea de márgenes activas (ejemplo en los Balcanes y en los Cárpatos del Sur).

2. Colisiones. Es el caso del bloque apuliano que se separó de Africa por la abertura de la cuenca del mediterráneo oriental y llegó a comunicarse con la margen brianconesa en el Campaniano, después del cierre del océano liguro-piamontes. La evolución continuó con el cabalgamiento austro-alpino.

3. Rotación de microplaca: del Aptiano superior al Senoniano, el bloque ibero-corso-sardo efectúa una rotación contrahoraria de alrededor de 35ª (abertura del golfo de Gascuña) y se desliza hacia el este, a lo largo de la margen europea y las compresiones pirineo-provenzales principian en el albiano (fase austriaca) hasta el Cretácico superior (pliegues E-W del Turoniano inferior y del Coniaciano superior en las cadenas subalpinas); estas compresiones son la consecuencia de la rotación mencionada.

4. La ap también efectúa una rotación contrahoraria de 20 a 30ª con relación a Africa, durante el Cretácico medio y superior.

5. Metamorfismo que principia en el Aptiano.

Otros eventos mayores. Prosiguió el desmantelamiento de SE de Gondwana; en tanto que este último se desplazó hacia el Polo Sur, el canal de Mozambique se amplió hasta el Turoniano y el mar de Tasmania, entre Australia y Nueva Zelanda, sea abrió en el Campaniano. Entre Australia y la Antártida se formó un riftig. La India se separó del conjunto Antártida-Australia Madagascar, se desplazó hacia el norte a partir de una época aún discutida Cretácica inferior o Cretácica superior (Enay, 1980). Entonces principio (Aptiano) la subducción de la placa india bajo Eurasia (sur del Tibet). En Africa del Sur se emplazaron numerosos filones de kimberlita diamantífera durante el Cretácico superior. Actividad en el perímetro del pacífico: e Indonesia se formaron unos arcos volcánicos, durante el Cretácico medio. En el Cretácico superior comenzaron a formarse mares marginales y arcos insulares en el NW del Pacífico (abertura de los mares de China, de Coral de Tasmania). En Japón se iniciaron unas fases tectónicas para sucesos parecidos datados en el paleógeno, finalmente, la orogenia de Brooks se llevó a cabo en Alaska. Abertura del océano Artico (Cretácico inferior).

Eventos de fin del Cretácico.

Un conjunto de fenómenos variados hicieron de la transición Cretácico Terciario uno de los cortes más bruscos de la historia de la Tierra.

Tectónica: la fase laramide es característica de América del Norte (levantamientos, deformaciones, elevación de batolitos, reunión temporal con América del Sur), archipiélago Artico, América Central y el Caribe (pliegues corrimientos, metamorfismo, plutonismo) tuvo repercusiones fuera de las áreas mencionadas. En la zona del Tethys un paroxismo de compresión se verificó en el maestrichtiano; abarcó el conjunto alpino (fase arviche) en los Pirineos; desde la mancha hasta el mar del Norte se tradujo por un levantamiento acompañado de plegamientos. Los efectos de esta fase se encuentran hasta el centro de irán. Además, el cinturón indonesiano fue afectado por esfuerzos de extensión, entre tanto, una compresión que se originó por el acercamiento de Australia, deformó Timor y lo agregó al continente asiático.

Eustatismo. Al final del Cretácico existió una regresión a escala mundial que sin duda, fue una consecuencia de la fase orogénica laramide.

Volcanismo. En el momento de la transición Cretácica-Terciario se derramaron enormes corrientes basálticas 8trampas de Dekkán, 106 km3, sobre 500000 km2 originados por un sitio caliente) en la India durante un corto periodo de más o menos 500000 años (Coutillot y otros, 1986).

Ambiente climático. Al final del Cretácico, el enfriamiento general fue resultado de una evolución que se mencionará más adelante; su origen se encuentra en una modificación fundamental de las corrientes marinas. El incremento de las áreas continentales y del albedo del planeta tuvo un efecto similar. Existió otra causa posible del enfriamiento; la fuerte actividad volcánica de la India produjo un velo de pequeñas partículas en suspensión que aumentó aún más el albedo. Esta actividad podría justificar igualmente el aumento del índice de iridio observado entre el Cretácico y el Terciario que algunos atribuyen a una causa extraterrestre 8caída de meteoritos, paso de cometa, cruce de una nube interestelar).

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Todos esos eventos parece que influyeron en el proceso de la evolución biológica como se verá más adelante. Sin embargo, según Ellenberger y Plaziat (1982) no se puede demostrar ningún sincronismo preciso en el cambio biológico, regresión y movimientos tectónicos al final del Cretácico en el hemisferio norte.

Medios y sedimentación

Además de la actividad geodinámica, las grandes oscilaciones marinas y el clima influyeron en la naturaleza, el ritmo y la intensidad de la sedimentación. Por su amplitud, las transgresiones jurásicas y cretácicas dieron una gran importancia a los mares epicontinentales. Estas avanzadas no fueron continuas, sino que se interrumpieron por las fases de retroceso. Entre los ejemplos más notables:

1. Mar de Sundance, en el Dogger ocupaba el oeste de los Estados Unidos y el golfo del Sahara que data de la misma época.

2. En el Cretácico superior, la transgresión neocomiana que estuvo reemplazada por la gran transgresión cenomaniana, principió en el aptiano y continuó con una evolución en diente de sierra, hasta el Senoniano. Es una consecuencia de la expansión acelerada de los fondos oceánicos, cuya abertura del Atlántico del Norte es una de sus manifestaciones. Su resonancia fue mundial. Las transgresiones hicieron de Europa la encrucijada del Atlántico, mar del Norte y Tethys, cuyas relaciones se establecieron a lo largo de Francia, Rusia y la península Ibérica, pero que sin embargo, rodearon a la mayor parte de los macizos. Las regresiones estuvieron también muy marcadas y se acompañaron de facies específicas: Purbeckiano lacustre en el límite Jurásico-Cretácico, Wealdiano fluvial en el Cretácico (bauxitas ala término del Cretácico lacustre de Provenza).

El clima del mesozoico fue, en promedio, más cálido que el del paleozoico como posible consecuencia de la ausencia de grandes orogenias y la no coincidencia de los polos con las tierras emergidas. Su evolución en los continentes dependió en parte del desplazamiento aparente de los polos que, a partir del Triásico, se efectuó en un meridiano que contiene al eje de rotación actual. En el Triásico, la gran extensión de los lechos rojos es una prueba de la existencia de temperaturas tropicales así como de estaciones de alternadas contrastantes. En el Triásico superior dominó una cierta aridez sobre todo en Europa, a lo largo de una banda de evaporitas que se extendía hasta Africa del Norte, entre 10 y 40º de latitud. En el Jurásico, la división de la Pangea y la elevación eustática de los mares crearon en conjunto un clima más húmedo; prevalecieron condiciones subtropicales entre los paralelos 60º norte y sur. Los mares calientes favorecieron la diseminación de las facies calcáreas, principalmente arrecifales. No obstante, desde el Pliensbaquiano, las ammonitas diferencian una provincia boreal y una provincia del Tethys; estas últimas se establecieron realmente a partir del Jurásico y persistieron en el Cretácico. La provincia boreal propició la sedimentación silíceo-clástica y la provincia del Tethys, los depósitos carbonatados. Las bauxitas se difundieron en los continentes, mientras que los bosques hulleros prosperaron en la provincia boreal (Siberia, Groenlandia Spitzberg). En el sur de Eurasia y en los continentes americanos se presentó cierta aridez durante el Jurásico superior (Hallam, 1984). En el Cretácico, el ecuador estuvo a 20º de su posición actual; los climas fueron siempre más calientes y menos contrastantes que ahora en razón de un gradiente térmico latitudinal más débil; sin embargo, parece ser que el ambiente general se volvió una poco menos cálido (regresión de las madréporas) y un poco más seco aunque, según Hallan, la tendencia inversa se manifestó en las zonas atlántica y del Tethys donde se propagaron las bauxitas. En el hemisferio norte es necesario hacer hincapié en la importante función del Tethys, abierto en sus dos extremos; una corriente superficial caliente que se desplazaba hacia el oeste, lo recorría y favorecía el incremento de las plataformas carbonatadas. En el Cretácico superior, el cierre de este mar y el acceso de las aguas frías del pacífico Sur al Atlántico Central cuando se abrió el Atlántico Sur ocasionaron un fortalecimiento de las zonas climáticas y un incremento de la humedad. El clima de Europa, Rusia y América del Norte se volvió más templado. Por lo tanto, el hemisferio norte sufrió un enfriamiento progresivo en el transcurso del mesozoico sobre todo al final del Cretácico inversamente a lo que ocurrió en el hemisferio sur que se liberó rápidamente de los hielos del paleozoico. Algunos autores no comparten este punto de vista; piensan que las temperaturas más altas se presentaron en el Cretácico (Crowley, 1983), con un punto culminante del Albiano al turoniano. Sin embargo, admiten un enfriamiento sensible a partir del Campaniano.

Triásico-Jurásico

Zona del Tethys. En la zona permanente del Tethys persistieron las facies pelágicas, carbonatadas o lutíticas, fuera de ella, la secuencia del Triásico-Jurásico refleja diversos estados de abertura que van del continente al océano Tethys. Los lechos rojos fluviales, deltaicos y posteriormente lagunares inician la serie con espesores en ocasiones muy grandes que muestran el hundimiento de los grabens (hasta 8 km del Triásico superior en la costa E de Estados Unidos); sobre éstos se produjo una transgresión por el “tethys de la reconquista” (Aubouin) que progresó de este a oeste en las áreas mediterráneas (sumergidas en el Triásico) y en el Caribe (que al parecer se abrió un brazo epicontinental desde el Liásico inferior; Thierry, 1982). Después de aparecer en el alineamiento de los grabens el rifting inicial, este mar se extendió a las plataformas adyacentes, al principio

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creó medios supe salados donde se precipitaron evaporitas. A lo ancho de la costa del NW africano, estas evaporitas son datadas del Triásico superior al norte y del Jurásico inferior al sur 8guiwv, 1984). El volumen de las salinas depositadas en el conjunto de los rifts asociados a la pangea se estima en 10 x 106 km3; éste provocó una disminución de la salinidad de los océanos en el transcurso del mesozoico (se supone la cantidad de un 205 para el Cretácico). La unión del tethys de la zona del Mediterráneo con el Atlántico central se estableció hasta el Domeriano-Toarciano que es un periodo de profundización de los mares liásicos. Al mismo tiempo, en Portugal se acumularon las primeras mezclas de los grupos fáunicos del Tethys y de la zona subboreal.

Unos carbonatos de plataforma sucedieron a las evaporitas, lo que señala el establecimiento definitivo del mar. Estos depósitos principiaron y terminaron de forma más o menos rápida según los lugares, se formaron del Triásico medio (Tethys oriental) al Jurásico superior (el Caribe); fueron afectados por fenómenos distensivos (rifting, alargamientos, separaciones) y por subsidencias térmicas que restringieron progresivamente las plataformas a los horsts y a la cúspide de los bloques basculados, después produjeron su hundimiento. En la zona mediterránea, esta evolución tuvo lugar del Triásico superior al Dogger (Mediterráneo oriental) y del Liásico superior al Jurásico superior (área occidental). Posteriormente, unos depósitos profundos (lutitas y radiolaritas9 sucedieron a los precedentes y se generalizaron en el Malm, dentro de las cuencas (“crisis de radiolaritas” en el Oxfordiano del área mediterránea); en tanto que los crinoideos y las facies con ammonite-rosso, a menudo invadidas de estructuras criptalgares, indican márgenes hundidas y horsts. La zona brianconesa de los Alpes es un magnífico ejemplo de margen hundida, muestra la siguiente superposición; carbonatos de plataforma (Triásico a Dogger); posteriormente, depósitos profundos del Calloviano-Oxfordiano (calizas nodulosas rojas y calizas micríticas). Esta transición a los depósitos profundos se aceleró por la transgresión del Calloviano-Oxfordiano, fenómeno muy generalizado, acompañado de una elevación de la CCD y de depósitos de lutitas en los medios confinados (cuenca del Delfinado en el SE de Francia, Atlántico central). Otras plataformas permanecieron estables hasta el final del mesozoico (dináridas, helénidas externas, Apeninos del Sur).

La cúspide de la secuencia jurásica la ocupan las calizas pelágicas (del Kimmeridgiano superior al Tithoniano) que generalmente, se atribuyen a un incremento de la actividad planctónica. En el momento de la fase orogénica neocimmeriana se produjeron movimientos en algunas zonas (Cárpatos, Helénidas. Dináridas, Maghrébidas) lo cual está señalado por la presencia de flysch y de brechas submarinas.

Zonas cratónicas.

Unas transgresiones procedentes del Tethys se extienden al oeste de Europa, en un continente allanado, cubierto de productos detríticos. La invasión marina fue vacilante hasta el keuper; la diferenciación E-W de las facies se señala claramente. Posteriormente, una transgresión mejor definida conduce las aguas con una salinidad normal que establecen una comunicación entre la zona del Tethys con la nórdica y después con la zona atlántica, en el Jurásico superior.

América del Norte y Gondwana. Con toda proporción guardada, los efectos marinos en los grandes cratones fueron relativamente modestos; imperó una sedimentación continental, alimentada esencialmente por materiales detríticos, paleozoicos reciclados. En América del Norte, las formaciones del Triásico y Jurásico inferior se constituyen de lechos rojos continentales que alcanzan hasta 10 km de potencia; en el Triásico, presentan intercalaciones de basaltos y andesitas. El mar de Sundance invadió el oeste del territorio, de norte a sur, en el Dogger, posteriormente, en el Jurásico superior se retiró cuando ocurrió la orogenia nevadiana y se depositaron libremente unas areniscas continentales con reptiles 8formación Morrison). En el Jurásico medio y superior se depositaron grandes cuerpos de evaporitas alrededor del golfo de México, éstas indican una comunicación entre el tethys y el Pacífico desde el Jurásico medio. En el Gondwana se distribuyeron ampliamente unas areniscas triásicas con reptiles y peces en América del Sur, Madagascar, India, Antártida, este y sur de Africa. En Australia y en la Antártida se conocen capas de carbón de la misma edad. En el Triásico superior y en el Liásico se extendieron los ambientes evaporíticos a zonas como el sur de Túnez y el Sahara. En el Jurásico, las napas detríticas cubrieron el Sahara (arenisca de Nubia) y contaminaron fuertemente la margen sur del Tethys (secuencias arcillo-arenosas de los Montes Ksour, en Argelia). De la misma manera, los depósitos de plataforma que ocupan la parte este de la península arábiga invadieron productos detríticos procedentes de las tierras emergidas occidentales.

Cinturón circunpacifico. En el emplazamiento de las zonas de subducción que circunscriben este cinturón, se acumularon gruesas series de materiales detríticos y radiolaritas, mezclados con productos volcánicos dentro de cuencas marginales oceánicas. Además, las cuencas cratónicas, limítrofes se rellenaron de materiales detríticos y carbonatados, sobre todo de molasas del Tithoniano y neoconiano, procedentes de la destrucción del relieve nervadiano.

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Cretácico

La importancia de los factores tectónicos en el Cretácico sugiere clasificar las áreas sedimentarias en función de su estabilidad.

Zonas cretónicas

Los grandes escudos, procedentes de la Pangea, solo fueron alcanzados en forma parcial, por las grandes transgresiones, lo que permitió su colonización por una fauna de reptiles abundantes y diversificados. Esos escudos, vigorosamente erosionados, son la fuente de una cantidad considerable de productos detríticos. El centro del continente norteamericano lo cubrieron dos transgresiones. Una proveniente del Golfo de México y la otra de Alaska; antes de reunirse, al final del Albiano, se extendieron a Utah y nevada, sobre imponentes napas detríticas (grupo Dakota9 con restos de reptiles.

La fuente de estos materiales se encuentra en los relieves cordilleranos más occidentales que se formaron en el transcurso de la fase tectónica del Cretácico medio. La orogenia Laramide ocasionó la emersión de toda la región que cubrió entonces el Lago de Laramia. De éste, proviene la Formación Lance, muy gruesa (más de 1000m de espesor9 con intercalaciones hulleras y restos de los últimos dinosaurios. América del Sur tiene una historia bastante comparable a la anterior; del Albiano al Coniaciano se extiende una gran transgresión en el Perú y en el Maestrichtiano, en argentina y Bolivia. La cuenca del Amazonas se rellenó de depósitos salobres, detríticos y lagunares; en tanto que en los Andes meridionales se acumularon 5000 m de lechos rojos con dinosaurios, mezclados con productos volcano-sedimentarios, como consecuencia de una fase tectónica albiana. Las capas de carbón y las bauxitas prueban la existencia de un ambiente general cálido y húmedo. Por otra parte, en Argentina se depositaron evaporitas durante el Cretácico medio. En Africa, los depósitoscontinentales representan por el “intercalado continental” de edad Jurásica superior-Cretácica inferior; estos depósitos se constituyen de arcillas rojas que se presentan en. El Sahara, Egipto, Mauritania, Sudán y Nigeria. Del Albiano al Turoniano inferior se produjo una de las transgresiones más grandes del territorio afriano que cortó en dos al continente por medio de un brazo de mar que iba desde el Tethys hasta el golfo de Guinea, en el Sahara se depositaron arcillas limosas con ammonita intercaladas con capas de yeso. Pero, desde el turoniano, cesó esta intercomunicación, entonces el Sahara se recubrió de evaporitas senonianas, en una extensión de 340 000 km2. Del Maestrichtiano al Paleoceno, una segunda transgresión tomó el mismo camino y avanzó muy al este, sobre la plataforma arábiga. En el centro de China se formó un régimen lacustre del Jurásico al Cretácico.

Bordes cratónicos.

En estas regiones, las series sedimentarias son total o parcialmente marinas y a menudo estuvieron sujetas a fenómenos tectónicos, Europa del oeste; en una zona subalpina relativamente profunda (cuenca vocotiana, zona del Delfinado, zona helvética), el mar se mantuvo permanente del Jurásico al Cretácico y tuvo una amplia comunicación con el Tehtys; los depósitos son gruesos (hasta 2000 m), pelágicos y semipelágicos, sobre todo margosos y margoso-calcáreos. El Barremiano-Bedouliano se presenta invariablemente más calcáreo y masivo; pasa a un complejo arrecifal urgoniano en los bordes perivocontianos y está separado de las “margas azules” gargasiano-albianas por una discontinuidad intra-aptiana. Por su facies, se parecen un poco a las “arcillas negras” que da prueba de un evento anóxico en el Cretácico medio del Atlántico”, al mismo tiempo se reanudó la erosión continental lo que marcó el inicio de una crisis mesocretácica contemporánea de la abertura del Atlántico del Norte. El Cretácico superior se representa por una secuencia de relleno, contemporáneo a los fenómenos tectónicos que afectaron la cuenca: margas calcáreas en la base (Cenomaniano) y calizas en la cúspide que termina en una emersión que se inició más o menos temprano según los lugares, entre el Ce-nomaniano y el Maestrichtiano. La transgresión cretácica fue hacia el W y el SW de este depósito subalpino y se extendió en los medios lagunares periféricos (facies purbeckianas, en cabalgadura sobre el límite Jurásico-Cretácico en el Jura y en Provenza); posteriormente, cubrió medios fluviales y deltaicos (facies waldianas de la cuenca de París, del Sur de Inglaterra y aun del este de Estados Unidos). El centro de la cuenca de París fue alcanzado en el Aptiano; allí se estableció la comunicación, mediante un apéndice NS, con el mar boreal. En el albiano, Inglaterra fue invadida a su vez. Por todas partes abundan los depósitos carbonatados y bioclásticos, así como arcillas y arenas 8Albiano). La transgresión continuó en el Cretácico superior, transformó Europa en un Archipiélago al mismo tiempo que se desprendió del Tethys y se reunió con el Atlántico. Del Cenomaniano al Mestrichtiano la cresta dominó sobre todas las demás facies en la cuenca de París, Inglaterra y Europa del Norte; en tanto que las plataformas cartonatadas se incrementaron más hacia el sur (Aquitania, Provenza, península Ibérica). La rebresión del final del Cretácico más o menos precoz según las regiones, protegió a Holanda y a dinamarca. Fue seguida de un depósito de lechos rojos (SW de Francia, Provenza) y de erosiones (cuenca de París). Africa del Norte: en este lugar, el contexto es sensiblemente diferente en razón de una tectónica definida y de los depósitos silíceo-clásticos procedentes del escudo africano. Sobre las plataformas que se extienden al sur de los surcos del rif, del Tell y del norte de Túnez, los carbonatos están bien representados y en ocasiones, existen evaporitas. Las emersiones fueron frecuentes, las capas detríticas

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arenosas más o menos desarrolladas 8hasta 400 m de areniscas en el Atlas del Sahara), la transgresión del Cretácico superior bien manifestada. En Marruecos, las transgresiones provienen generalmente del Atlántico.

Zonas marginales

Márgenes pasivas. La historia de las márgenes atlánticas, de la apertura oceánica de la que éstas dependen y de los principales sucesos en sus antepaíses ha sido apreciada en diversas cuencas marginales, identificadas por métodos sísmicos. En la margen oriental del Atlántico sur, de Angola al Camerún, el Cretácico se distribuyó en dos conjuntos.

Una unidad inferior continental I (del Jurásico superior al Neocomiano) se depositó durante el rifting inicial entre Africa y América del Sur; comprende depósitos detríticos de Piamonte y posteriormente, formaciones lacustres y fluviales.

Una unidad intermedia II (del aptiano al Oligoceno) define un emplazamiento marino, progresivo durante la apertura oceánica. En el Aptiano se formaron importantes depósitos salinos que prueban el principio de una transgresión en una depresión aún estrecha y más o menos confinada. Las capas marinas francas (arenas y arcillas), aunque contienen intercalaciones arenosas continentales, principiaron en el Cenomaniano.

Márgenes activas. En la zona del Tethys, las deformaciones frecuentemente intensas que afectaron a la mayor parte de las márgenes continentales dificultan y reducen a conjeturas las reconstrucciones paleogeográficas del Cretácico. Sin embargo, las sucesiones de facies restituidas aproximadamente en sus posiciones correspondientes, permiten detectar:

Zonas altas, a menudo llamadas arrugas, presentan depósitos carbonatados, neríticos o arrecifales 8sur de los Alpes, Cárpatos, Helénidas, Dináridas, Apeninos) y también cubren taludes relativamente profundos (ejemplo, los depósitos reducidos e incompletos del Brianconés);

Zonas profundas donde se acumularon series pelágicas submarinas y flysh. Estos últimos tienen edades variadas como las deformaciones que lo originan. En el Cretácico inferior se prolongan de Gibraltar a los Balcanes y atraviesan las Magrébidas, los Apeninos, los Alpes y los Cárpatos; señalan una estrecha zona con estructuras en napas y marcan el límite entre zonas externas y zonas internas de las cadenas. Las zonas profundas se generalizaron en el Cretácico medio (Magrébidas, Pirineos, zona ligura) y aún fueron frecuentes en el Cretácico superior (Dináridas, Helénidas, Cárpatos internos, Alpes con el flysch con helmintoides.

En el área peripacífica, las márgenes activas cretácicas del oeste americano se reconstruyeron con bastante fidelidad. Por ejemplo, las formaciones del Coast Range en California, permiten establecer la siguiente sucesión, de oeste a este, en el Cretácico medio (Roure, 1981): una fosa de subducción, indicada por depósitos detríticos gruesos: turbiditas y conglomerados; un arco volcánico; la cuenca franciscana en proceso de cierre, con un prisma sedimentario formado por materiales mesozoicos plegados y erosionados, intercalados con delgadas placas de corteza oceánica (radiolarias, pillow-lavas, metagabros, serpentinitas, eclogitas, esquistos azueles, flysh grauvacas); el conjunto constituye el complejo franciscano. El borde oriental de la cuenca está relleno por la serie del Gran Valle que comprende de oeste a este; facies profundas (turbiditas gruesas) en ofiolitas; posteriormente, facies de plataforma, un arco volcánico cuyo basamento, forma ahora el batolito de la Sierra Nevada y se continúa al NW, en la montaña de Klamath.

Otras zonas de subducción se reconstruyen con base en depósitos profundos en ofiolitas (Japón, Sumatra, Nueva Zelanda).

Eventos biológicos.

El mesozoico es una página singular de la historia de la vida sobre la Tierra en razón de la presencia exclusiva de ciertos grupos de seres vivientes. También se considera un periodo de transición entre el arcaísmo de las poblaciones paleozoicas y el modernismo de las cenozoicas. Esta transición tuvo lugar entre las dos extinciones masivas que marcaron los pasajes; primario-secundario y secundario-terciario que corresponden a sucesos paleogeográficos específicos.

Las manifestaciones de la vida asumieron diferentes aspectos durante el mesozoico; renovaciones fáunicas iniciales (en el Triásico, los hexacoralarios reemplazaron a los tabulados y a los tetracoralarios); ascenso evolutivo (protistas, algas verdes, plantas terrestres, pelecípodos, equínidos, peces y aves); dominio exclusivo 8ammonoideos y reptiles); presencia discreta (mamíferos); extinciones que en parte dependieron de las manifestaciones paleogeográficas y climáticas. La regresión, en el límite Jurásico-Cretácico, perjudicó a los moluscos y las algas, sin embargo, las principales desapariciones acaecieron a finales del Cretácico, tanto en los mares (foraminíferos, algas y moluscos) como en los continentes (reptiles y plantas); afectaron sobre todo a las especies más especializadas y de evolución rápida. La hecatombe del plancton se muestra en los sedimentos por un descenso en el contenido promedio de CaCO3 y de 13C en la transición del Cretácico al Terciario.

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Las posibles causas de las extinciones son numerosas y, sin duda, fueron concurrentes, entre las más importantes están: la competencia biológica, ocurrió en tierra, donde se desarrollaron las aves y los mamíferos, así como en el mar donde los espacios epicontinentales se restringieron cuando se llevó a cabo la regresión, al terminar el Cretácico. El enfriamiento; está probada su aparición por el cambio de la vegetación terrestre; si se admite que una disminución de la radiación solar, tal vez debida a una pantalla de partículas en suspensión, es la causa del fenómeno, podría explicar la reducción del plancton fotosintetizador y la desestabilización de la cadena alimentaria que tiene al propio plancton como primer eslabón. La dispersión continental; redujo las posibilidades de migración de varios organismos tanto terrestres como marinos lo que, desde luego, incrementó la competencia biológica. El volcanismo intenso en la India generó lluvias ácidas, este fenómeno ya se mencionó con anterioridad.

Cenozoico. Actualmente es la más corte de las eras geológicas, con una duración de 65 millones de años.

Límites y subdivisiones.

El límite inferior corresponde a una gran ruptura, establecida en la cima del Cretácico, su amplia distribución y su importancia restringen el número de sitios donde se observa una continuidad del Cretácico al Terciario. Uno de ellos se localiza al sur de Copenhague subyacen las calizas con briozoarios en las cuales no se descubrió ninguna fauna cretácica por el contrario, incluyen una asociación típicamente terciaria, braquiópodos, equinodernos, foraminíferos planctónicos 8globorotalia9 y nanoplancton. Estas capas están cubiertas, sin discordancias ni discontinuidades, por margas terciarias que constituyen el estratotipo del piso daniano que actualmente, se considera como la base del Cenozoico.

El límite superior corresponde al tiempo presente. De una manera clásica, la división estratigráfica del Cenozoico se basa en la evolución de los equinodermos, lamelibranquios, gasterópodos y grandes foraminíferos bentónicos. Más recientemente, se han utilizado: foraminíferos plantónicos (globigerínidos, globorotálidos), organismos del nanoplancton, polen e histricosféridos y restos de microforaminíferos. El Paleogeno comprende las épocas. Paleoceno, Eoceno, Oligoceno y finaliza en el piso Chattiano, con la desaparición de nummulites y un cierto número de otros foraminíferos. Prácticamente, el Noegeno se inició con la aparición de las miogypsianas y los globigerinoides; y se subdivide en Mioceno y Plioceno. El Cuaternario principió hace más o menos 1.8 millones de años, en el piso Calabriano, con el suceso paleomagnético de Olduvai. También se inició una transgresión que, en el Mediterráneo, se caracteriza por una fauna de clima frío (Arctica islándica). El Cuaternario se divide en Pleistoceno y Holoceno, esta última época se denomina también “reciente” y comprende los últimos 10000 años.

Grandes etapas geodinámicas

Peleogeno. Primeras colisiones frontales entre Eurasia y los elementos que constituyeron a Gondwana; abertura completa del Atlántico Norte.

En muchos lugares, la fase orogénica laramide se prolongó hasta el paleoceno y aun hasta el Eoceno, esta última época fue especialmente rica en sucesos tectónicos.

Zona del Tethys.

De la confrontación entre Eurasia, el bloque arábigo-africano y la India resultó una actividad orogénica creciente al iniciarse la fase final del cierre de Tethys. La convergencia entre Africa y Europa continuó y se aceleró hasta el Eoceno; este fenómeno provocó la aparición de un arco volcánico de Rhodope a Irán y finalizó en una colisión casi general en el eoceno superior. Las principales consecuencias fueron: una fase tectónica tanto en las cordilleras béticas como en Africa del Norte y un levantamiento montañoso que va desde los Alpes internos (donde se originaron las napas de ofiolitas y de esquistos lustrosos) hasta el centro de Irán. De manera muy esquemática, se puede decir que al oeste, Africa cabalgó sobre Europa, sobre todo el bloque apuliano que continuó su movimiento de recubrimiento hacia el norte; entre tanto, desde los Balcanes a Indonesia, el Gondwana cabalgó sobre Eurasia. El desplazamiento de las microplacas entre los dos continentes explican también algunos rasgos de la tectónica de las cadenas tethysianas. De esta manera, después de deslizarse hacia el este y de separarse de Europa en el Cretácico, el bloque ibérico se aproximó de nuevo, en un movimiento SE-NW, a partir del Maestrichtiano. El resultado es el cierre de un surco por subducción y también por arrastre de la placa ibérica bajo la placa europea en los Pirineos occidentales, así como una activación de la margen noribérica que bordeaba el golfo de Gascuña. Esta importante fase tectónica llamada fase pirineo-provenzal, culminó a fines del Eoceno y se manifestó por una compresión N-S, apreciable en el macizo central y en el Jura: ocasionó la emersión de la cadena pirenaica, así como deformaciones en Provenza, en los Alpes occidentales y en el oeste de Italia. Otros sucesos tuvieron como marco el extremo oriental del Tethys cuyo cierre se inició en el Paleoceno por medio de una obducción de ofiolitas en la margen norte de la India. En el Eoceno superior, la India y Asia entraron en colisión y redujeron el Tethys a la sutura ofiolítica del Indo-Zangbo; esta cicatriz también la señala el prisma de acreción que forma el sistema de la napa del Bajo Indo.

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Zona atlántica. Del Paleoceno al Eoceno inferior se abrió el mar de Noruega como consecuencia de la separación de Groenlandia y de Escandinavia lo que aseguró una comunicación definitiva entre el Atlántico Norte y el océano Artico y provocó deformaciones y volcanismos en el mar del Norte.

Zona peripacífica y el Caribe.

El volcanismo y el plutonismo son preponderantes, sobre todo en las cordilleras del oeste americano, desde el Canadá a los Andes Centrales (3000m de basalto en la planicie colombiana) y a las extremidades oriental y occidental de la placa del Caribe de los arcos de las pequeñas Antillas y de América Central). No obstante, deformaciones y levantamientos tuvieron lugar; apilamiento de escamas en las Rocallosas y napas que convergen al sur en la cadena del Caribe, probablemente, estas últimas son el resultado de un acercamiento de ambas placas americanas, a partir del Eoceno inferior, también se nota la fase incaica a fines del Eoceno, en los Andes Centrales, donde se definen cuencas intramontañosas. Australia y la Antártida se separaron en el eoceno superior. La placa indo-australiana se movió hacia el norte y afrontó de manera compleja a las placas; asiática, pacífica y de las filipinas; en el Eoceno superior, la obducción de las ofiolitas de la corona periaustraliana en Nueva Caledonia y Nueva Guinea es una de las consecuencias. Finalmente, al nivel del Mar de Behring se instauró una dinámica de transtensión entre las placas de América del Norte y de Eurasia; es la consecuencia de una compresión que continuaba desde el maestrichtiano.

Oligoceno. Continuaron importantes compresiones en las cadenas perimediterráneas (Alpes internos cuya cubierta se desliza sobre napas, Dinárida, helénidas, Africa del Norte son preponderantes) como en Irán. En el Oligoceno superior existió una cierta tregua de la actividad orogénica que se observa en todo el mundo, sobre todo en el oeste de Europa donde se habla de una fase de relajamiento que sucede al breve episodio de deslizamiento diestro, de este a oeste, de Africa, entre 35 y 25 millones de años. Después de las compresiones ocurrieron unas distensiones indicadas por la aparición de fosas de hundimiento meridianas que, en ocasiones se acompañaron de volcanismo (Limagne, Bresse, fosa renana, fosa de Ales, Alta Provenza y Bohemia), también de levantamientos (Caledónidas, Escandinava, Alpes internos) y diapirismo (zona subalpina). Igualmente, en el Oligoceno superior se cerró el estrecho de los Urales que, hasta el presente, separa Asia de Europa. Levantamientos, vulcanismo y plutonismo estuvieron aun activos en los Andes pero disminuyen en el Himalaya donde la colisión de la India con Asia marcó el paso al Oligoceno superior. A finales del Paleogeno, una subducción a la altura de América del Norte consumió totalmente al Pacífico Oriental; la dorsal del Pacífico oriental se encuentra bajo este continente. Entonces, la subducción del Golfo de California en el Cabo mendocino (N de San Francisco) dio lugar a deslizamientos y acreciones oblicuas, mientras que más al este, en la zona de la cordillera y en la Sierra Madre mexicana, aparecieron violentas extensiones.

Neógeno y Cuaternario: paroxismo de los movimientos alpinos.

El ciclo del Paleógeno se reprodujo localmente en el Noegeno, con una fuerte actividad tectónica y magmática en el Mioceno y en el Plioceno inferior que, según parece, estuvieron relacionadas con una expansión oceánica acelerada y un cierto relajamiento en el Plioceno superior. El Cuaternario es más bien un periodo de reactivación de los movimientos tectónicos. Durante este tiempo, la paleogeografía se modificó progresivamente, en especial, con la formación del mediterráneo y la conformación de las cadenas montañosas tal y como se conocen ahora.

El Mioceno es la época más rica en sucesos:

Aberturas y cierres oceánicas. Se formaron: en el Mar Rojo, la cuenca argelino-provenzal en el Mediterráneo como consecuencia de una rotación de 30º en sentido contrario a las manecillas del reloj, del bloque corso-sardo (sphenocasmoliguro), cuenca del Tirreno en la parte posterior del bloque calabrés, el Mar del Japón y la cuenca de Okinawa. De la misma manera, hubo un conato de apertura en Africa oriental (dorsal de los grandes lagos). Por el contrario, la continuación de una convergencia activa entre las placas africana y europea explica los cierres, en el Mioceno inferior, en el sitio de los arcos egeano (subducción de la placa africana bajo la placa europea) y tirreno, en el Mediterráneo oriental; estos fenómenos aun son actuales. Por otra parte, el Tethys se desprendió del dominio indo-pacífico a finales del Mioceno inferior, como consecuencia del acercamiento entre Arabia y Eurasia. En el Messiniano, su aislamiento fue total, después de un ligero balanceo de Africa que lo apartó del Atlántico. Posteriormente, siguió una “crisis de salinidad” que cesó al principio del Plioceno con la apertura del estrecho de Gibraltar.

Deformaciones mayores. Conciernen esencialmente a las cadenas tethysianas. Grandes napas, cuyos desplazamientos llegaron a rebasar los 100 km, se localizaron en Africa del Norte (donde salieron de las zonas internas de las cadenas del mediterráneo occidental, ahora sumergidas), en las Helénidas y en el Himalaya (corrimiento principal hacia el sur del Alto sobre el Bajo Himalaya). Se acompañaron de levantamientos, metamorfismo y depósito de molasas, pliegues y cabalgamientos afectaron a los Alpes internos y externos (estos últimos se metamorfosearon), el Jura, los Apeninos, el Medio Oriente y el Sudeste asiático. En los Cárpatos, se agregó el volcanismo aún activo en el Plioceno.

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Plegamientos, volcanismo y plutonismo caracterizaron a la mayor parte del cinturón peripacífico: Nueva Zelanda donde se inició el movimiento de desplazamiento de la falla Alpina, Aleutianas, arco insular en el oeste del Pacífico (colisión entre el arco volcánico de Luzón y la margen pasiva china), Indonesia (continuación del enfrentamiento de las placas india, eurasiática y pacífica), Coast Range y los Andes. Este último sector fue afectado por una fase a finales del Mioceno (escamas subandinas de Bolivia y Perú, Cordillera Este de colombia). Una actividad más reducida (levantamientos, extensión y volcanismo definieron la fase “Basin and Range”) se nota en la cordillera del oeste americano (Gran Cuenca, Montañas Rocallosas, Sierra Madre mexicana).

Plio-pleistoceno. Continuaron las compresiones entre el bloque arábigo-africano y Eurasia. Repentinamente, Arabia se unió con Asia de manera definitiva y se formó la cadena del Zagros. En el Plioceno inferior ocurrieron importantes deformaciones en las cuales participaron las cuencas molásicas que se localizan en los Apeninos y en los Alpes externos. La penetración de la India en Asia estuvo constantemente activa (5cm/año); produjo las cabalgaduras más externas del Himalaya (del Bajo Himalaya en los Siwaliks y éstos sobre el escudo indo-pakistaní). En total, el resultado consiste en 2000 km de reducción por la colisión entre India y Asia.

En el Plioceno superior, la zona alpina y magrebina fueron sometidas a un régimen de distensión. Algunos levantamientos se originaron en los Alpes, por ejemplo, los macizos cristalinos externos, de los que dependieron los últimos pliegues y cabalgaduras de las zonas externas. Igualmente, el Jura se levantó y cabalgó sobre Bresse. Por el contrario, la planicie del Po se hundió. Estos movimientos verticales, todavía perceptibles en la actualidad, también tienen consecuencias más retiradas, como el rejuvenecimiento del macizo herecyniano central y el volcanismo basáltico de esta región. Pero la distensión afectó sobre todo, a la zona mediterránea, según las direcciones NW-SE y NE.SW y le confirió sus características esenciales: las de un mar intramontañoso, creado en parte por grandes hundimientos (por ejemplo, el de la Tirrenida, en el emplazamiento actual del Mediterráneo occidental) y que ahora, aparece oblicuo con relación a las estructuras alpinas. No obstante, subsisten en zonas de compresión: los arcos del Egeo y del Tirreno que indican una subducción absorbente de la corteza oceánica.

En el Plioceno, también se registraron movimientos verticales y deslizamientos en el cinturón peripacífico, con efectos muy sensibles en el oeste de América: derrames basálticos (Rocallosas, Cordillera Canadiense, Colombia Británica); deslizamientos en el sistema de fallas de San Andrés, cuyo resultado fue el desplazamiento hacia el norte de Baja California, hasta entonces unida a México; levantamientos en las Rocallosas, en la Gran Cuenca y En los Andrés donde se formaron grabens interiores.

En el Cuaternario, una neotectónica de compresión, iniciada a fines del Plioceno deformó los depósitos recientes del contorno mediterráneo. Por todas partes, las dorsales oceánicas aumentan su actividad, lo que produce nuevas aberturas (Mar rojo, Golfo de California) y cambios de dirección en la expansión (Pacífico). Otras consecuencias; plegamientos en el Coast Range, dorsal en el Río Grande (Montañas Rocallosas), pliegues y levantamientos en los Andes, pliegues y volcanismo en el arco del Pacífico oeste, en las Aleutianas, en Nueva Zelanda y en Indonesia que entró en colisión con Nueva guinea y Australia. A esto se debe agregar que las cadenas del Caribe y de Venezuela adquirieron la mayor parte de su altura (hasta 5000m) en el Pleistoceno, que en el Calabriano ocurrieron las cabalgaduras en esa zona y que la costa norte de Venezuela se levanta, actualmente, dos centímetros por año. Esta neotectónica se encuentra también en México, en California (la falla de San Andrés, con un movimiento de 2 cm/año en promedio), en el borde pacífico de los Andes, en Nueva Zelanda, en el Himalaya (levantamiento de 1 cm por año).

Sedimentación y ambientes

En el Cenozoico, la sedimentación es mundialmente más detrítica que en el mesozoico. Esto se debe a dos grandes causas:

La orogénesis del ciclo alpino, muy numerosas, importantes y difundidas.

El enfriamiento climático que unido a la actividad tectónica, redujo la sedimentación carbonatada, mantuvo un nivel marino relativamente bajo y favoreció a la erosión en los continentes.

Plataformas

En el Paleógeno se presentaron los últimos grandes avances marinos de la historia de la Tierra; los mares volvieron a invadir las áreas emergidas desde finales del Cretácico. El oeste de Europa fue un lugar con numerosas oscilaciones a partir de mares permanentes como son el Tethys, el mar del Norte (que entonces ocupaba Dinamarca) y el Atlántico Norte; este fenómeno se suscitó por las deformaciones que afectaron a las plataformas como consecuencia de la actividad de los cinturones orogénicos más cercanos. De esta manera, las tres regiones marinas mencionadas se comunican temporalmente mediante la cuenca de parís y de la

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Mancha, de la fosa renana, de la depresión perialpina (en el Oligoceno solamente), de Alemania del Norte, de Polonia y de la plataforma rusa. Los depósitos marinos variaron: arenas, arcillas, margas, calizas, generalmente organizadas en ciclos sedimentarios que dependieron de las oscilaciones marinas, siempre con abundante fauna (moluscos. Foraminíferos entre los que se encuentran los nummulites). Los ambientes fueron más profundos y más fríos en Inglaterra, pero sobre todo en el Mar del Norte donde se formó una depresión muy subsidente, en la cual, los nummulites no pudieron penetrar y donde el Terciario mide más de 3000 m, con un depósito esencialmente arcilloso. Las calizas lacustres y las evaporitas están bien representadas en los depósitos lagunares y continentales. El origen marino de las evaporitas, también presentes, se ha comprobado puesto que se encuentran en las cuencas de hundimiento del Eoceno superior Oligoceno: fosas renanas, rodaniana y Bresse. En el Neogeno cesaron las grandes transgresiones al mismo tiempo que los movimientos de subsidencia. Solamente algunos golfos penetraron una cierta distancia en las cuencas de. París, Aquitania, Inglaterra y Europa del Norte donde depositaron arenas y arcillas con frecuencia muy ricas en conchas (faluns). Igualmente, en el Paleoceno de Africa ocurrió la última incursión marina transsahariana que ligó al Tethys con el golfo de Guinea y se extendió sobre las areniscas del “límite continental2. En los bordes de ese continente (Túnez, Egipto, Marruecos, Senegal y Togo) se acumularon importantes yacimientos sedimentarios de fosfatos, entre el Maestrichtiano y el eoceno medio. En el Plioceno, las grandes dorsales orientales incluyeron una sedimentación lacustre. Las dos Américas y Australia fueron invadidas solamente por algunos golfos. Alrededor del golfo de México actual se formaron grandes yacimientos petroleros. Los centros de los tres continentes alimentadas por los relieves vecinos, para América del Norte, las fuentes fueron las rocallosas, deformadas nuevamente al principio del Terciario y posteriormente rejuvenecidas junto con los Apalaches por un levantamiento de 1000 m del Mioceno al Cuaternario. En la cuenca del Green River, al oeste de las Rocallosas, se depositaron lutitas bituminosas con una gran reserva potencial de gas y aceite. En América del Sur, fueron los Andes que, con un gran levantamiento en el Plioceno, aportaron por su erosión los elementos para la gran sedimentación continental.

Márgenes atlánticas

Al sur del Golfo de Guinea, el Paleógeno es un complejo de arenas y arcillas alternadamente marinas y continentales, depositadas cuando la margen estaba aún sujeta a una subsidencia térmica. El Neógeno fue la época en que se estabilizó la margen y se conformó un prisma sedimentario progradante, después de un fuerte descenso del nivel marino, lo cual es el origen de la planicie continental. Del otro lado del Atlántico, las márgenes sudamericanas tienen una historia análoga, bien definida en el norte del Brasil, donde el Amazonas ha depositado 14 km de sedimentos desde el Mioceno medio. En el emplazamiento de las márgenes norteamericanas, estables desde el Cretácico superior, el conjunto del Cenozoico participó en la elaboración del prisma sedimentario que constituye la placa rocosa de la planicie continental. En las Bahamas y en la Florida, a la gruesa coraza carbonatada que había alcanzado 2000 m en el Cretácico, se agregaron de 500 a 600 m en el Terciario, siempre con la misma facies. En otras regiones, los depósitos fueron arenosos y arcillosos, sobre todo abundantes en la desembocadura de los grandes ríos (600 m en el Terciario y casi 5000 m en el Cuaternario del Mississipi).

Márgenes activas circumpacificas.

En las cuencas marginales se depositaron gruesas series detríticas en los arcos insulares y en los relieves continentales, de esta manera, en las márgenes del Japón se han reconocido 7000 m en el Paleógeno, 8000 m

se acumularon en el Terciario, sobre todo detrítico, a veces de tipo flysch, en la zona de la cordillera del norte de América. Por una convergencia curiosa con las facies alpinas, el Oligoceno presente en la tierraNevada es del tipo “molasa roja” (véase mas adelante=, con arenas, arcillas y relleno conglomerático de canales. En el Coast Range, los depósitos recientes y actuales son gruesos y se relacionan con una neotectónica activa.

Zona del Tethys.

La paleogeografía y la sedimentación se someten a condiciones de extrema movilidad debido a las confrontaciones de placas y a las orogenias que caracterizan a este sector durante el Cenozoico. En primer lugar, el Tethys soportó cierres que lo asilaron de otros océanos, posteriormente, ocurrió una reducción que casi lo desapareció. De esta manera, en el Mioceno y después de haber alimentado una transgresión general en el Nummulitico, sobre todo en los alpes, el Tethys se comunicó con el Atlántico solamente por dos angostos pasajes entre Africa y España; los estrechos sub-bético y nor-rifano. Hacia el este, no tardó en desprenderse (hacia 16.2 millones de años) de la zona indopacífica, posteriormente, a partir del mestiniano y durante 1.5 millones de años, su comunicación con el Atlántico cesó por motivos tectónicos (véase más adelante) y también eustáticos. De lo cual resultó un aislamiento y una “crisis de salinidad” en cuyo curso se precipitaron 2.21 km3 de yeso y halita en una superficie que cubría el fondo del mediterráneo actual y se extendía hasta el Caspio y el Yemen. La salinidad de todos los océanos disminuyó sin duda. Las opiniones están muy divididas con respecto a si existió o no una desecación completa del Mediterráneo en el transcurso de este episodio. Además, para algunos, la cantidad de sal precipitada excluirá la separación total por una parte del Atlántico y, por otra, del océano Indico por medio del Mar Rojo. Por otra parte, después de la transgresión nummulítica,

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las aguas del Tethtys tendieron a invadir la periferia de los orógenos; éstas se reúnen durante el Mioceno en una zona norte o Paratethys que comprende varias cuencas de gran tamaño (pannónica, dácica, póntica y aralo-caspiana) y una región al sur que parcialmente corresponde al Mediterráneo actual; entre ambos existieron del Egeo y el estrecho dinárico. Todas las cuencas del Tethys emergieron y progresivamente las ocuparon los lagos en el Messiniano. El Mediterráneo, nuevamente formado en el Plioceno, fue ocupado por el mar cuando se abrió el estrecho de Gibraltar, el Mediterráneo moderno, creado de esta manera, está rodeado por relieves vigorosos cuya erosión produjo un depósito próximo a los 2000m de lodos en el curso del plioceno. Únicamente la parte oriental de este mar podría corresponder a una herencia más o menos directa del Tethys. El Paratethys evolucionó rápidamente en un medio cerrado, salobre y después semidulce cuyos testimonios actuales sosn. El lago Billaton, el Mar Negro que se abrió al Mediterráneo en el Cuaternario, el Mar Caspio y el Mar de Aral. En el Cenozoico coexistieron dos grandes tipos de ambientes sedimentarios en la zona tethysiana.:

Ambientes estables. Los depósitos, generalmente poco profundos, son calcáreos sobretodo; prosperan los nummulites (ejemplo en el Norte de Italia, Istria, Atlas, Libia y Egipto). En el Medio Oriente, estos ambientes incluyen las mayores reservas mundiales de hidrocarburos.

Ambientes marcados por una actividad tectónica más o menos cercana. Son características dos grandes tipos de depósitos; los flysh relativamente precoces en el curso de la historia de las cadenas montañosas y, por lo tanto, de edad principalmente eocena y oligocena, con una posición interna (ejemplos en: los Alpes, Cárpatos, Pirineos, Helénidas, Dináridas, Apeninos, las zonas rifeana y telliana). Estos indican ambientes más bien profundos como fosas o depresiones y resultan de cordilleras en proceso de levantamiento, Arcos insulares y cadenas costeras. Las molasas, ligadas a elevaciones de macizos montañosos en el transcurso de su última fase tectónica mayor. De esta manera, en el Oligoceno superior, la elevación y progresión de las napas, en el arco alpino, originó el depósito de 6000 m de molasas oligomiocenas de agua dulce y marina dentro de la depresión perialpina en Suiza. Algunas de ellas fueron cabalgadas por napas helvéticas en el transcurso del Mioceno, igualmente, la formación continental stampiana llamada “molasa roja”, depositada en las fosas subalpinas de distensión; en parte, las alimentaron las zonas internas elevadas de ese tiempo. Las molasas se depositaron hasta el Plioceno inferior dentro de un contexto comprensivo; las más tardías son consideradas como postorogénicas y son el testimonio de medios emergidos o acuáticos poco profundos que fluctúan entre el continental y el marino, donde la subsidencia y el nivel de sedimentación se equilibran; los testigos son: las intercalaciones de carbón, de caliza lacustre y de evaporitas. En Sumatra se produjo una sedimentación muy parecida pero en un medio parálico, como respuesta a las fases tectónicas miocena y pliocena; continúa hasta la actualidad y se manifiesta por importantes depósitos de carbón.

Eventos climáticos

En el Cenozoico reapareció una época glaciar similar a las que la Tierra conoció, durante varias ocasiones en el transcurso de su historia. De manera general, se asocia esta época al Cuaternario; así permite suponer una modificación rápida y brutal del clima a partir de 2 millones de años. Sin embargo, las glaciaciones fueron más antiguas, pertenecen a una evolución que se inició desde principios del Cenozoico.

Paleógeno. Al enfriamiento global de fines del Cretácico sucedió una secuencia con bastante contraste de periodos fríos (Paleoceno medio, Eoceno medio, límite Eoceno-Oligoceno) y de periodos cálidos y húmedos (Eoceno inferior y superior) que se muestran en los depósitos de laterita la ausencia de hielos polares. Se observa el establecimiento de bandas o máticas notables: una zona antartica, una zona artica-terciaria templada que se extendió a los países nórdicos y la zona tropical, entre los 50º norte y sur que englobaba sobre todo a Europa. El primer enfriamiento sensible y general se produjo en el límite Eoceno.Oligoceno. fue un verdadero acontecimiento, ya que su carácter brutal lo registra perfectamente la evolución de los mamíferos (“Gran corte” de Stehlin), por una renovación importante de los microorganismos marinos y por el abatimiento de la CC lo que indica una reducción en la fertilidad de los océanos, incluidas zonas de plataforma. Se han supuesto varias causas concurrentes:

El principio de importantes intercambios entre el Atlántico Norte y los océanos Artico y Antártico que tiene una edad cerca de 35 millones de años, después del abatimiento de las barras Walvis-Rio Grande y de Islandia.

La formación de los primeros glaciares y de los primeros hielomarinos en el océano Antártico asi como el establecimiento de una gran corriente circumpolar que permitía la circulación de aguas frías de fondo (5 a 6C) en el Pacífico y en el Atlántico.

La llegada de aguas árticas al Atlántico Norte y a una parte del pacífico.

Reducción de intercambio entre el Tethys y el Atlántico por debilitamiento de la Corriente E-W-

La aparición de cadenas montañosas de los Alpes al Himalaya a finales del Eoceno; esto dio como resultado que la temperatura media de los océanos tuviera una caída de 4ºC y que el clima se volviera más seco en el

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transcurso del Oligoceno: en Europa fue de tipo cálido (evaporitas en las fosas tectónicas). En el Oligoceno superior, un descenso del O de los océanos indica un recalentamiento, seguido de la disolución de una cierta cantidad de hielo.

Mioceno. La altura promedio de las tierras emergidas aumenta todavía. El casquete glacial antártico se formó en el Mioceno medio o inferior; en tanto que, la abertura total del estrecho de Drake, entre América del Sur y la Antártida, permitió una perfecta circulación de la corriente fría circumpolar que aislaba térmicamente a la Antártida. La temperatura de las aguas oceánicas profundas pasó de 9 a 4ºC en promedio. En el Mioceno medio, el desplazamiento de Groenlandia-Faroes-Escocia permitió además, un escurrimiento regular de las aguas árticas al Atlántico Norte. En Alaska se formaron los primeros glaciares. Finalmente, a fines del Mioceno y principios del Plioceno emergió el Istmo de Panamá, lo que reforzó la Corriente del golfo, importante vector de calor y humedad hacia el norte, donde las lluvias y las nevadas se intensificaron. De esta manera, aparecieron los primeros glaciares en Groenlandia (primeros indicios de icebergs hacia 8 millones de años en el mar de Baffin). En Europa, el clima se volvió cálido y húmedo, con una temperatura promedio acual del 18-20º. Un primer descenso glacio-eustático importante es responsable, por lo menos en parte, del aislamiento del Mediterráneo por el oeste (véase páginas anteriores).

Plioceno. En los cinturones orogénicos, los relieves continuaron elevándose. La temperatura media del globo disminuyó de nuevo; en Francia llegó a 12-15ºC. hace aproximadamente 3 millones de años se formaron los glaciares continentales árticos, al mismo tiempo que los bancos de hielo periantárticos. Se iniciaron los ciclos glacial e interglacial con una alternancia de etapas templadas-cálidas, con inviernos benignos y etapas más húmedas, de estaciones contrastantes, con invernos secos y rugosos.

Plioceno terminal-Cuaternario. Este periodo es el de las glaciaciones propiamente dichas; los glaciares continentales se formaron en: Europa del Norte, América del Norte y los alpes. Por el contrario, los glaciares alpinos se desarrollaron en: los Andes, Africa, Australia y Nueva Zelanda, de manera tradicional, se admiten 6 grandes periodos glaciales (Beber, Donau, Gunz, Mindel, Riss y Wurn) desde hace 2.4 millones de años. Cada uno incluyó fases frías con interfases más cálidas. Los periodos glaciales estuvieron separados por periodos interglaciales; estos también divididos en interfases frías y cálidas alternadas, en el transcurso de las cuales, el clima fue tan caliente o más que el actual. En la zona tropical, a las variaciones de glaciación de gran altura corresponden sucesiones de fases pluviales y secas cuyas relaciones con las primeras aún no están claramente establecidas”. El Riss mancó el avance extremo (hasta Lyon) del glaciar Alpino y del glaciar continental de Europa del Norte que cubre la cuenca de Londres, Holanda y Alemania. En el Wurm, los glaciares continentales europeo y americano alcanzaron sus mayores dimensiones: 8106 km3 por 6106 km2 en Europa y 30106 km3 por 12106 km2 en América del Norte. El nivel marino fue de -120m y los icebergs llegaron a Portugal.

Las consecuencias de las glaciaciones fueron importantes y variadas: la temperatura de los océanos descendió (2 a 3º). Desde el punto de vista geomorfológico, los bajos niveles marinos, que acompañaron a los periodos glaciales, se tradujeron por un aumento de la erosión fluvial en los continentes y la formación de grandes conos detríticos profundos al pie de las márgenes continentales. Muchos cañones submarinos datan también de estos periodos. El trazado de las costas y de los cursos de agua se modificó ligeramente. Crioturbaciones, depósitos de loess, propagación de estepas frías y de tundras señalan igualmente los períodos fríos. La desaparición de los hielos wurmianos conllevó a una aceleración reciente en la velocidad de rotación de la Tierra y, al mismo tiempo, un reajuste isotático para las regiones liberadas de su carga. Es el caso de la península Escandinava; desde hace 10000 años, la historia del báltico se resume en una alternancia de fase marinas y lacustres que ilustran muy bien una lucha de influencia entre la elevación del nivel marino y el ascenso isostático de la corteza. Consecutivas a la licuación de los hielos. Este levantamiento continúa hasta la actualidad, con una velocidad de 1 cm por año en el golfo de Botnia.

Se han considerado como las principales causas posibles de los acontecimientos climáticos del Cenozoico las que dependen directamente del movimiento de las placas, asimismo, se han tenido en cuenta los grandes testimonios de la circulación oceánica, la coincidencia entre una masa continental y el Polo Sur, la lenta deriva de los continentes del hemisferio norte hacia las altas latitudes y la formación de los grandes relieves terrestres. El enfriamiento del cuaternario también lo explican otros fenómenos; incremento de la densidad de los polvos atmosféricos (volcanismo más activo, caída de meteoritos gigantes, modificación del campo magnético, transición de la tierra por una nube de polvo cósmico y variación de la actividad solar. En cuanto a las alternancias glacial-interglacial, sin duda, su explicación se encuentra en las variaciones cíclicas del calentamiento terrestre que causan las fluctuaciones, también cíclicas, de los parámetros orbitales de la Tierra (ciclos de Milankovith, véanse páginas anteriores). Este fenómeno ha sido permanente en el transcurso de la historia del globo, pero se ha manifestado con mucha discreción en la sedimentación durante periodos cálidos (Mesozoico, por ejemplo); se ilustraría claramente en el Cuaternario y también en el Carbonífero superior (Heckel, 1986) por una sucesión de avances y retrocesos de los casquetes glaciares.

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