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La característica más distintiva del Plioceno, en lo que respecta a los continentes actuales, es el predominio de depósitos terrestres. Esto es consecuencia (1) de las excepcionales deformaciones ocurridas durante el período, e incluso justo antes de su inicio, y (2) de su reciente inicio, lo que ha evitado en gran medida la erosión de sus depósitos. Depósitos similares, en cantidades similares, durante y después de otros períodos de deformación comparable, han sido en gran medida eliminados por la erosión posterior. Estos depósitos del Plioceno son quizás más evidentes en regiones intermontanas como la Gran Cuenca. En ocasiones se han interpretado como depósitos lacustres, y sin duda existen; sin embargo, en áreas mucho mayores que las ocupadas por lagos en el Plioceno y sobre extensiones que nunca formaron parte de llanuras de inundación bien definidas, se acumularon amplias plataformas de detritos. Estas acumulaciones son ahora más considerables en las bases de las montañas, cuyas empinadas laderas se unen a llanuras de baja pendiente, y donde el clima es subárido, con lluvias repentinas y copiosas, concentradas principalmente en las alturas. Las llanuras áridas, cubiertas de escombros porosos, absorben rápidamente las crecidas y depositan los detritos que arrastran. La mayor parte de las montañas occidentales de América está flanqueada por estos depósitos, algunos de edad Pliocena y otros más recientes. En las cuencas lacustres, los sedimentos subaéreos se transforman en lacustres, pudiendo ambos estar estrechamente vinculados. Los depósitos en cuestión se fusionan tan imperceptiblemente con los depósitos de llanura aluvial que no siempre pueden separarse de ellos; ni deberían, dado que son de la misma naturaleza esencial. Los depósitos pliocénicos de este tipo están sin duda ocultos bajo acumulaciones posteriores de tipo similar en casi todas las grandes cuencas y en las bases de casi todas las laderas empinadas de la región montañosa occidental.
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Al este de las Montañas Rocosas, en el límite occidental de las llanuras, se encuentran depósitos de esta clase muy extendidos. Algunos son del Pleistoceno y otros probablemente más antiguos. En muchos lugares, estas gravas muestran, por su constitución, su origen en las montañas, y en algunos casos se han desplazado repetidamente (p. 181), siempre alejándose de las montañas y hacia niveles inferiores (Fig. 555), lo que resulta en que ahora constituyen una serie de depósitos de edades algo diferentes, en lugar de una única formación asignable a una época definida.
En la cuenca del Misisipi, lejos de las montañas, existen parches de grava en diversas colinas y crestas, que se interpretan como los restos de un manto de detritos fluviales que alguna vez fue más o menos continuo. Actualmente no es posible establecer una correlación definitiva entre estas gravas, y es posible que no todas tengan la misma edad. No son más antiguas que el Cretácico, ni que la deriva glacial. Su similitud con las gravas de Lafayette (Plioceno) más al sur sugiere su correlación con dicha formación. El material de estas gravas, compuesto casi en su totalidad por cuarzo, cuarcita y sílex, es en parte local y en parte procedente del norte. Las principales características topográficas de la cuenca del Misisipi se han desarrollado desde su sedimentación, ya que sus restos se encuentran en las crestas de las tierras más altas de la zona donde se encuentran.
En las costas del Atlántico y del Golfo, una deposición similar dio origen a la formación Lafayette (Arena Anaranjada). Esta formación ha recibido interpretaciones tan diversas que merece una consideración especial, y la interpretación que aquí se le da no es indiscutible.
La Formación Lafayette[1]
Esta formación tiene una extensa distribución: (1) entre la meseta del Piamonte y el Atlántico, (2) en la parte interior de la llanura costera del Golfo de México, y (3) en la parte sur de la cuenca del Misisipi, y está representada, si nuestra interpretación es correcta, (4) en los valles al oeste de los Apalaches. En la llanura costera de Texas, la formación está conectada con depósitos análogos en las Grandes Llanuras y, a través de ellos, con los depósitos intermontanos del oeste, ya mencionados. El término Lafayette se ha aplicado habitualmente solo a la formación en la ladera entre los Apalaches y el Atlántico, cerca del Golfo, y en la cuenca del Misisipi, al sur del río Ohio. Por su limitación, se ha estimado que la formación tiene una superficie de unas 250.000 millas cuadradas. Se encuentra sobre los bordes erosionados de todas las formaciones más antiguas de la región, desde el Precámbrico hasta el Mioceno. Se extiende tierra adentro desde la costa hasta altitudes de 300 metros cerca del Río Grande, 240 metros en Tennessee y de 90 a 150 metros en la vertiente atlántica.
Fig. 554. — Mapa que muestra la distribución de las partes mejor conocidas del sistema Plioceno. El área de Lafayette, a lo largo de las costas atlántica y jul, está marcada con trazos verticales. Esta formación es sin duda más extensa de lo que muestra el mapa, como se indica en el texto. Relativamente poco del Plioceno expuesto es marino.
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En su borde montañoso, cinturones irregulares de la formación Lafayette siguen los valles hacia las montañas y, a menos que nuestras identificaciones sean erróneas, se extienden, con interrupciones locales, hasta los valles intermontanos. En su margen marítimo, está prácticamente completamente oculta por estratos más recientes, y no cabe duda de que se extiende hacia el mar por debajo de ellos. Ninguna parte de la formación conocida actualmente en tierra firme es demostrablemente marina.
No debe entenderse que la formación Lafayette se encuentre en todas partes dentro de su área de distribución general. En áreas considerables, cubre las divisorias, pero está ausente en los valles entre ellas, obviamente como resultado de la erosión fluvial. La base sobre la que reposa la formación presenta poco relieve y una suave inclinación hacia el mar. Parece haber estado en una etapa avanzada de erosión cuando se depositó la formación Lafayette, o bien, demasiado baja como para haberse vuelto notablemente accidentada como resultado de la erosión.
Espesor. En general, la formación se engrosa hacia el mar; pero a cualquier distancia del mar, es más gruesa en los valles que afectaron la superficie donde se depositó, y más delgada en las divisorias entre ellos. El espesor conocido varía de 0 a 200 pies o más. Son comunes las secciones de 20 o 30 pies, y raras las de más de 50 pies.
Constitución. El río Lafayette se compone de grava (y ocasionalmente cantos rodados), arena, limo y arcilla, con diversas relaciones entre sí. Puede decirse que es tanto heterogéneo como homogéneo; es decir, presenta una variación considerable en su composición en distancias cortas, y muy poco mayor en distancias largas. En el valle bajo del Misisipi, de donde deriva su nombre (condado de Lafayette, Misisipi), se compone principalmente de arena y grava; las fases más gruesas se encuentran a lo largo de las líneas de drenaje, donde presentan las características distintivas de la arena y la grava fluviales. En una amplia extensión de las tierras altas al este del Misisipi, y generalmente lejos de los valles, se compone principalmente de limo y arcilla. Sus constituyentes son, en gran parte, residuos insolubles de formaciones más antiguas situadas más arriba en la ladera donde se encuentra la formación: guijarros de sílex y cuarzo que conforman las gravas, y otras materias insolubles que constituyen los componentes finos.[2] Estos constituyentes se reemplazan entre sí a intervalos cortos y de diversas maneras, y no se observa una sucesión sistemática. Las masas lenticulares son frecuentes. La estratificación irregular es la regla, pero algunas porciones no están estratificadas ni laminadas. Ciertas lentes de arena sugieren un origen eólico. Es común una singular tierra de guijarros que encuentra su análogo en depósitos subaéreos y de llanuras de inundación.
El color de la formación varía desde el rojo ladrillo, pasando por diversos tonos rosas, púrpuras, naranjas y amarillos, hasta el blanco. El color es más irregular que la composición, con bandas, manchas y moteados que diversifican las unidades estructurales.
Fósiles. Los fósiles son raros. En sus partes indiscutibles y representativas, todos pertenecen a plantas y animales terrestres (excepto, por supuesto, los fósiles derivados de formaciones anteriores). La formación está tan diseccionada que es fácil de observar, y la rareza de los fósiles conocidos no se debe a la falta de una búsqueda adecuada.
Origen. La interpretación preferida de la formación Lafayette es la siguiente: Tras la nivelación de la base de la región antes del período Comanche,[3] la zona de los Apalaches se arqueó, iniciando una nueva etapa de degradación. Durante los primeros tramos del Terciario, se produjo una penillanura parcial de las zonas menos resistentes, acompañada de un hundimiento relativo a lo largo de la costa. [ p. 833 ] Al inicio del Plioceno, se supone que la zona de los Apalaches se vio afectada por valles intermontanos amplios y planos, cubiertos por un profundo suelo residual y subsuelo. Se supone que la zona del Piamonte, al este, fue una penillanura cercana al nivel del mar. Se supone que la inclinación ascendente se sintió primero en una franja relativamente estrecha a lo largo del eje del sistema montañoso, que la elevación fue gradual y que el arco ascendente aumentó en anchura con el paso del tiempo. El primer arqueamiento rejuveneció las cabeceras de los arroyos provenientes de la zona montañosa, y la superficie, con su denso manto de tierra residual, alimentó fácilmente los arroyos. Cuando los arroyos alcanzaron la parte de la penillanura aún no afectada, o menos afectada, por el arqueamiento, liberaron parte de su carga (Fig. 555). Con el ascenso continuo, se supone que la zona de sedimentación se desplazó hacia el mar, erosionando los depósitos ya formados y redepositándose este material más lejos de las montañas y más cerca del mar. Así, se presume que el proceso continuó hasta que el límite de la zona elevada sobrepasó la costa actual; después de lo cual, todo el depósito dentro del área del terreno actual quedó sujeto a la erosión, que había alcanzado un grado notable de avance antes de que se depositaran los primeros depósitos glaciofluviales conocidos. Una erosión similar de los depósitos ya formados, con redeposición de los materiales más cerca del mar, habría tenido lugar sin la ampliación hacia el mar del tramo arqueado hacia arriba.Fig. 149 muestra la secuencia de erosión y deposición en este último caso.
Fig. 555. — Ilustra las etapas progresivas de arqueamiento descritas en el texto y las zonas de sedimentación móviles correspondientes; ss, nivel del mar; a, superficie original peniplanada con pendiente gradual hacia la costa; a', a", a'", etapas sucesivas de arqueamiento; b, b', b", b'", sitios sucesivos de sedimentación correspondientes a las etapas de arqueamiento a', a", a'". En la etapa de arqueamiento representada por a", la porción derecha del sitio de sedimentación anterior se eleva y se convierte en parte del área de erosión. El mismo proceso continúa en la siguiente etapa representada por a'".
La hipótesis anterior de la formación Lafayette postula que la agradación en cada zona deposicional desarrolló un plexo de
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Las líneas de drenaje, capaces de rellenar los valles poco profundos, se extendían de forma bastante generalizada sobre las divisorias bajas de la penillanura costera. En la región de valles más profundos, como el del Tennessee, estos se rellenaron solo parcialmente. Generalmente se ha asumido que la formación fue continua al este de las montañas, donde ahora solo quedan parches; pero es posible que las divisorias más altas, especialmente hacia la fuente de suministro de sedimentos, nunca estuvieran cubiertas por la formación.
La remoción y redeposición de material, como se describe anteriormente, se considera un aspecto importante de la interpretación de la formación y la fuente de graves dificultades para correlacionarla con sus derivados. La erosión y redeposición del material no cesó con la época de Lafayette, sino que ha continuado desde entonces, y los derivados se asemejan tanto a la formación original en estructura y material que su interpretación resulta excepcionalmente difícil.
Si finalmente se demuestra que las partes marinas del río Lafayette, ahora ocultas o sin estudiar, son marinas, la hipótesis anterior solo tendría que modificarse suponiendo que, al arquearse la zona de alimentación de los arroyos, el límite costero de la llanura quedó sumergido. En este caso, debería haber formaciones estuarinas en los valles marinos.
La principal perspectiva alternativa sobre el origen de esta formación la considera marina[4], depositada durante una etapa de inmersión esencialmente coextensiva con el área de la formación. Esta hipótesis ha sido aplicada fielmente por geólogos con amplio conocimiento del fenómeno y abandonada por insostenible incluso donde las condiciones parecen más favorables. Sin embargo, otros la mantienen. Las dificultades que experimentan quienes la han abandonado son (1) la ausencia de fósiles marinos; (2) la presencia de características estructurales no indicativas de depósitos marinos típicos; (3) la condición química, en particular la alta y muy variable oxidación, y la escasa hidratación; (4) las relaciones topográficas de las formaciones, especialmente la falta de aproximación a la horizontalidad de su límite superior; y (5) la ausencia de fenómenos costeros. Las terrazas y acantilados a los que se ha recurrido en este sentido, [ p. 835 ] son locales, dudosamente consistentes entre sí y se explican mejor de alguna otra manera que no sea mediante el funcionamiento de las ondas.
Lechos marinos del Plioceno
La costa atlántica. Si los fósiles son la prueba, los yacimientos pliocénicos de origen marino presentan poco desarrollo en la costa este del continente. Solo en Florida (yacimientos de Caloosahatchie)[5] se encuentran yacimientos con fósiles marinos en una extensión considerable en la superficie, aunque se conocen pequeñas áreas más al norte.[6] Podrían ser partes de una formación continua, mayormente oculta. La relación temporal de estos yacimientos marinos del Plioceno con el Lafayette es indeterminada. No se han identificado con certeza yacimientos pliocénicos de origen marino entre Florida y Texas, pero cubren áreas considerables más al sur, como en Yucatán.
La costa del Pacífico.[7] La sedimentación se encontraba en curso en áreas menos extensas a lo largo de esta costa que durante el Mioceno. El área de deposición marina, en particular, estaba muy restringida (Fig. 556. Compárese con la Fig. 543). Los depósitos marinos están compuestos principalmente por sedimentos clásticos finos, mientras que los depósitos no marinos contienen material más grueso. El espesor máximo conocido del Plioceno marino se encuentra al sur de San Francisco, donde se exponen unos 1214 metros de estratos (serie Merced).[8] La parte no marina del sistema (formación Paso Robles) tiene aproximadamente tres cuartas partes del espesor en el valle de San Joaquín.
Movimientos de la corteza del Plioceno[9]
Fig. 556. — Mapa que muestra la supuesta distribución de tierra y agua en la costa del Pacífico de Estados Unidos durante el Plioceno. (Ralph Arnold).
La tendencia a los movimientos de la corteza, tanto de deformación como de fallas, que había caracterizado la parte occidental del continente desde el final del Mesozoico, parece haber continuado al menos de manera intermitente [ p. 836 ] durante el Plioceno, aunque los movimientos que se producen durante el período no siempre son distinguibles de los
De épocas anteriores y posteriores. Los movimientos deformantes suelen extenderse durante largos períodos, y los movimientos del Plioceno, en muchos lugares, probablemente no fueron más que continuaciones de los que comenzaron antes.
Hacia el final del período, los movimientos fueron extensos y grandes, lo que resultó en un aumento de la altura del terreno. El intervalo de erosión activa que siguió se conoce a veces como la época Ozarkiana o Sierra.[10] La región cubierta por la formación Lafayette era algo más alta que la actual, y al alcanzar esta posición, quizás sufrió cierta deformación. La línea costera probablemente se encontraba más al este que ahora, quizás al este de la plataforma continental, por la que pudieron haber discurrido corrientes. A esta época se suelen atribuir las prolongaciones sumergidas del San Lorenzo, el Hudson, el Delaware, el Susquehanna y el Misisipi. Algunos de estos valles sumergidos son muy profundos, y se ha asumido que su profundidad era una medida de la elevación del terreno cuando fueron excavados. Pero si las consideraciones expuestas en el Capítulo XXXI tienen validez, no es necesario postular cambios de nivel extraordinarios por elevación y depresión. Continental [ p. 837 ] El deslizamiento a lo largo de la pendiente entre las plataformas continentales y las cuencas oceánicas podría haber rebajado considerablemente los valles al desplazarlos hacia el mar. La suposición inicial de que el terreno a lo largo de la costa atlántica debía estar entre 600 y 900 metros, o quizás incluso entre 2100 y 3600 metros[11] por encima de su nivel actual para permitir la excavación de estos valles, podría ser completamente innecesaria, incluso si los valles en cuestión son simplemente valles fluviales sumergidos. (Véase p. 294, y el capítulo XXXI).
En la cuenca del Misisipi también se observó una elevación notable en esa época, aunque probablemente menor de lo que a veces se ha estimado. Parece posible, o incluso probable, que la evolución de las principales características fisiográficas del interior, en lo que respecta a la erosión, comenzara con el Ozarkiano, aunque el estudio de la evolución topográfica de esta región no ha avanzado lo suficiente como para confirmar esta conclusión.
En el oeste también se produjeron notables movimientos de cierre del Terciario. La región de la meseta experimentó un proceso de elevación periódico a lo largo del Terciario, durante el cual se estima que experimentó una elevación de 20.000 pies (Dutton) y una degradación de 12.000, dejándola a 8.000 pies sobre el nivel del mar. No se sabe con certeza cuánto de esto se puede atribuir a la época serrana. Dutton opinaba que la meseta del Colorado estaba tan elevada en ese momento que rejuveneció el río Colorado, y que la excavación de su garganta interior, unos 3.000 pies (máximo) por debajo de la exterior (p. 137), fue obra de épocas posteriores. Estudios más recientes indican que incluso la parte exterior y más ancha del valle es más joven de lo que se creía, quizás post-Sierran, y plantean la pregunta de si la garganta interior no es el resultado de la estructura rocosa, en lugar de un levantamiento distinto y posterior.[12] Si todo el cañón es post-Sierran, la elevación de la región en la época de la Sierra (y posteriores) debió haber sido de varios miles de pies. Las elevaciones posteriores, principalmente por bloques, fueron tan recientes que los escarpes de falla son casi siempre distintos e independientes de la estratigrafía y el drenaje.[13]
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En la región de la cuenca, el fallamiento y la deformación[14] dieron lugar a depresiones entre la Sierra Nevada y las Montañas Wasatch, allanando el camino para dos grandes lagos del Pleistoceno (Bonneville y Lahontan). Es probable que muchas otras fallas entre las Rocosas y las Sierras se desarrollaran simultáneamente, y en muchos casos el movimiento parece haber ocurrido a lo largo de planos de falla establecidos con anterioridad.
En la región de la Sierra, el levantamiento post-Terciario (¿o Terciario tardío?) fue aún más marcado.[15] No solo los profundos cañones de estas montañas, sino todo el paisaje de las altas Sierras es post-Terciario. «Su imponente, agreste y salvaje grandeza se debe a su extrema juventud. La juventud salvaje no ha sido templada ni suavizada por la edad».[16] El inicio de la reelevación de las Sierras, tras la penillanura, suele situarse a finales del Mioceno.
Aún más cerca del Pacífico, cambios notables marcaron la transición al Pleistoceno. En algunas partes del sur de California (Condado de Los Ángeles) se dice que existen lechos marinos del Plioceno hasta altitudes de 6000 pies,[17] y en otras (San Luis Obispo), hubo plegamiento (Fig. 545) y fallamiento, mientras que la línea de costa fue empujada hacia el borde de la plataforma continental.[18] Hay valles sumergidos[19] a lo largo de la costa del Pacífico, al igual que a lo largo del Atlántico, pero su excavación, en lugar de seguir el levantamiento del Ozarkiano, se ha referido a una época algo anterior. Algunos de estos valles difieren de los de la costa atlántica en que no son la continuación de valles terrestres existentes. Se cree que los movimientos y flujos de lava del Plioceno tardío, estos últimos llenando muchos de los valles, perturbaron tanto el drenaje que los arroyos ya no llegaban al mar por sus antiguos cauces.
En Washington, el conocimiento actual apunta al Plioceno temprano como una época de erosión prolongada. Las crestas de las Montañas Cascade parecen representar restos de una penillanura deformada que, desplazada hacia el este y el sur, se continúa con una llanura de erosión [ p. 839 ] que atraviesa estratos (formación Ellensburg) del Mioceno tardío[19:1]. Por lo tanto, la planicie debió ser posterior a la parte del Mioceno representada por la formación Ellensburg. Al menos la primera parte del Plioceno, si no la mayor parte, parece haber sido necesaria para la formación de esta gran planicie, por lo que difícilmente se puede pensar que la penillanura sea anterior al Plioceno tardío. De ser esto correcto, las principales características de la topografía actual de esta accidentada región son resultado principalmente de la erosión del Pleistoceno en la penillanura, levantada y deformada durante o después del Plioceno tardío, y secundariamente del vulcanismo, que ha formado las grandes pilas volcánicas (Rainier y otras) que afectan a la región. En Columbia Británica, también se cree que el Plioceno fue principalmente una época de erosión.
Los movimientos deformativos de tipo orogénico parecen no haber sido comunes al final del Plioceno, pero dichos movimientos afectaron a las montañas de Santa Cruz de California, donde los estratos del Mioceno (Monterey) y del Plioceno (Merced) se deformaron juntos.[20]
En general, el final del Plioceno debe considerarse una época de gran deformación, un período crítico en la historia de Norteamérica. Se formaron nuevas tierras por la emergencia del mar, y las tierras antiguas se deformaron y se hicieron más altas; se formaron nuevas montañas y las antiguas se rejuvenecieron; los ríos se desviaron de sus cauces en algunos lugares, y casi en todas partes comenzaron ciclos de mayor actividad. El hecho de que cambios tan notables, con una mayor elevación del terreno, ocurrieran durante la época inmediatamente anterior al período glacial, es una de las consideraciones que llevaron a la creencia, antes generalizada, de que la elevación fue la causa del clima de este último período. Si bien puede existir una conexión entre ambos factores, probablemente no se trató de una conexión simple y comúnmente aceptada.
La actividad volcánica de períodos anteriores continuó hasta el Plioceno y se acentuó hacia el final del período en diferentes partes de la Cordillera occidental. Algunas de las formaciones ígneas tardías de las Sierras, y quizás del norte de California, pertenecen a esta época, y probablemente algunas de las de casi todos los demás estados al oeste de las Montañas Rocosas. Muchos de los picos volcánicos prominentes del oeste datan de esta época o de una época posterior, y representan las últimas fases del prolongado período de actividad volcánica, al igual que los grandes flujos de lava e intrusiones representan las anteriores. Muchos conos menores pertenecen al mismo período.
Extranjero
De considerables áreas de Europa cubiertas por agua durante el Mioceno, las aguas se retiraron a finales del período o al final de este; sin embargo, el mar cubrió el sur y sureste de Inglaterra, Bélgica y partes de Francia durante al menos una parte del Plioceno, y áreas aún más extensas del continente actual en torno al Mediterráneo. Más allá de los márgenes interiores del Plioceno marino, existen lechos contemporáneos de origen terrestre. En el sureste de Europa, surgieron lagos salobres y salados, como lo demuestran los fósiles y los depósitos locales de sal y yeso. En algunos lugares, como en la cuenca de Viena, los lechos de agua salobre de la parte inferior se transforman en lechos fluviales de la parte superior.
Solo en Italia los estratos del Plioceno alcanzan un desarrollo masivo. A lo largo de los Apeninos, su espesor se ha estimado de forma diversa entre 580 y 914 metros, y en Sicilia, hasta 614 metros. Tanto la caliza como los estratos clásticos entran en el sistema, alcanzando alturas de hasta 914 metros.
El Plioceno marino se conoce en Egipto, donde se cree que el mar se extendió por el Nilo hasta Asuán. La formación de las rifts del Mar Rojo y el Golfo de Suez se ha asignado a este período, aunque el origen de estas depresiones no ha sido aceptado universalmente.
¶ La vida en el Plioceno
Las plantas terrestres. Durante el Plioceno se produjo una mayor dispersión de la flora mixta de períodos anteriores, y continuó la migración hacia el sur de lo que hoy son plantas tropicales y subtropicales. En el sur de Francia se encontraron especies idénticas a las que ahora habitan en Canarias. En Europa, en general, aún existía una gran mezcla de especies ahora separadas geográficamente. Parte de esta separación posterior se debe a la longitud y no implica una indicación climática. En general, la evidencia apunta a un movimiento general en latitud, anticipando la distribución y las adaptaciones actuales de las plantas.
Los animales terrestres. La historia de los mamíferos continuó siendo el gran centro de interés. Tres rasgos importantes la caracterizaron: (1) Una notable intermigración de las faunas continentales, incluyendo las de América del Norte y del Sur; (2) el inicio de la divergencia actual entre los tipos del Viejo y el Nuevo Mundo; y (3) la culminación y quizás el declive inicial de los placentarios, dejando de lado a las especies humanas y domésticas.
La intermigración de la primera parte del período fue consecuencia de las conexiones terrestres, aún no descifradas en detalle, provocadas por movimientos deformativos. El alcance de la conexión de Norteamérica con Eurasia al noroeste y noreste, respectivamente, es incierto, pero la evidencia de buenas rutas migratorias para los mamíferos terrestres durante una parte del período puede considerarse concluyente. También existen fuertes indicios de la existencia de una conexión que permitió el paso a algunas especies, pero no a otras. La prohibición fue quizás el aumento del frío en las últimas etapas del período, que condujo al período glacial posterior. El aumento del frío, con su efecto sobre la intermigración, fue quizás el factor principal en el desarrollo de la diferencia entre los mamíferos del Viejo Mundo y del Nuevo.
La conexión entre América del Norte y del Sur introdujo un movimiento biológico de gran interés. Parece que no hubo una vía istmiana efectiva para los animales terrestres entre el Eoceno temprano y el Plioceno, cuando se abrió una vía. Durante la conexión eocena, algunos mamíferos norteamericanos parecen haber enviado representantes a América del Sur, y estos evolucionaron siguiendo líneas distintivas en el intervalo. Un grupo notable de perezosos, armadillos y osos hormigueros se desarrolló a partir de un tronco desdentado; extraños animales ungulados de órdenes desconocidos en otros lugares (Typotheria, Toxodontia, Litopterna) surgieron de una forma ungulada muy primitiva; los monos del tipo sudamericano [ p. 842 ] probablemente evolucionaron a partir de un lemuroideo del Eoceno norteamericano, mientras que los roedores del tipo puercoespín derivaron de algún inmigrante desconocido. Que la conexión de los continentes en el Eoceno fue solo parcial o temporal, parece estar implícito en la ausencia en Sudamérica de la mayoría de los grandes grupos norteamericanos (creodontos, carnívoros, condilartos, artiodáctilos, peridáctilos e insectívoros). La ausencia de proboscidios implica una falta de conexión entre Sudamérica y África, donde estas formas se desarrollaron durante el Eoceno y el Mioceno. Muchos marsupiales carnívoros y herbívoros, similares a los de Australia, vivieron en este momento en Sudamérica, lo que implica una conexión en esa dirección o una sorprendente evolución paralela. La notable fauna de mamíferos sudamericanos es un ejemplo sorprendente de evolución a gran escala en relativo aislamiento y en relativa libertad del severo estímulo de la competencia efectiva, los poderosos carnívoros y las relaciones geográficas cambiantes.[21]
Fig. 557. — Dientes de mastodonte (Mastodon longirostris), con tubérculos ligeramente desgastados a la derecha y muy desgastados a la izquierda. (De Gaudry, según Kaup).
Cuando se estableció la conexión entre las dos Américas en el Plioceno, la fauna de cada continente invadió al otro. Caballos, mastodontes, ciervos, carnívoros, llamas y tapires del norte se trasladaron a Sudamérica, mientras que perezosos gigantes del sur llegaron a nuestro continente, pero no se mantuvieron por mucho tiempo.
Los herbívoros continuaron ocupando el primer lugar entre los mamíferos. Tanto los ungulados de dedos impares como los de dedos pares completaron [ p. 843 ] su desarrollo en los órdenes actuales y, en general, en los géneros actuales. También estuvieron representados por numerosos géneros y especies hoy extintos. Una lista de familias del Plioceno sería poco más que un catálogo de las actuales. La evolución del caballo se adelantó hasta el género actual Equus. Las jirafas y animales similares, algunos de gran tamaño, invadieron el sur de Europa y Asia, probablemente procedentes de África.
Los gigantes de este período fueron las proboscidias. El extinto Dinotherium se distribuyó ampliamente en Europa y se ha encontrado en la India, pero no se sabe si llegó a América. Los mastodontes parecen haber ocupado todos los continentes, pero es dudoso que el elefante llegara a América antes del Pleistoceno. Parecen haber prosperado en Europa y, junto con los rinocerontes e hipopótamos asociados, dieron a la fauna europea un aspecto africano.
Fig. 558. — Dientes de elefante (Elephas primigenius), con las crestas transversales desgastadas de forma diferencial, mostrando dentina en el centro y el esmalte, que forma las asas crenuladas, sostenido por dentina en el interior y cemento en el exterior. (Owen y Metcalfe).
Los carnívoros de ambos continentes prosperaron y quizás superaron a los herbívoros; en cualquier caso, impusieron una severa carga a estos últimos, obligándolos a progresar en alerta, sagacidad, velocidad y defensa, y adquiriendo cualidades similares. Los roedores parecen haberse mantenido relativamente en su posición actual.
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El desarrollo de los primates despierta gran interés, pero es probable que los datos sobre este punto sean limitados hasta que se estudien con mayor profundidad las regiones tropicales del Viejo Mundo, pues la principal evolución de este grupo parece haber tenido lugar allí. No se han encontrado restos de lemuroides ni de sus descendientes en el Plioceno de Norteamérica. Los de Europa proceden de las regiones central y meridional del continente, una limitación que probablemente implica que el norte de Europa ya era demasiado frío para estos animales.
Fig. 559. — Perfil del cráneo del Pithecanthropus erectus (línea Pe) comparado con los perfiles de los hombres más bajos y los simios más altos; Spy I y Spy II, los hombres de Spy; Nt, el hombre de Neandertal; H1, un gibón (Hylobal leuciscus); Sm, un simio indio (Semnopithecus maurus); y At, un chimpancé (Anthropopithecus troglodytes). (Según Marsh).
El descubrimiento más interesante de fecha reciente es el de los restos de un esqueleto similar al de un hombre en Java, denominado Pithecanthropus erectus. Las reliquias incluyen el techo de un cráneo, dos molares y un fémur. La forma del fémur indica que su poseedor caminaba erguido. La frente era baja y la cresta frontal prominente, [ p. 845 ] y, en general, los rasgos característicos eran intermedios entre los de los hombres más inferiores y los de los simios más avanzados, como se muestra en la Fig. 559. El tamaño del cerebro era aproximadamente dos tercios del de un hombre promedio. La interpretación de este hallazgo ha suscitado mucha discrepancia. Algunos creen que los huesos pertenecen a un hombre anormal; otros, a un tipo ancestral entre el hombre y su ascendencia más remota.
La vida marina. El registro de vida marina en la costa atlántica de América es extremadamente escaso. Las pocas formas que se han encontrado en el sur de Nueva Inglaterra (Gay Head, Sankoty Head) muestran que las especies que entonces se extendían desde el mar de Bering hasta el Atlántico norte, ahora están confinadas a latitudes templadas.[22] En la costa de California, las faunas del Plioceno temprano indican una temperatura inferior a la del Mioceno, mientras que las faunas del Plioceno tardío apuntan a condiciones subboreales.[23] Por otro lado, los fósiles del Plioceno de Alaska (cerca de Nome) indican para esta localidad, cuando se depositaron los yacimientos que contienen estos fósiles, un clima similar al del norte de Japón y las Islas Aleutianas, donde el mar permanece sin congelar, aunque Nome tiene ahora un clima subártico. De manera similar, los fósiles del Plioceno del noroeste de Goast, en Islandia, indican una temperatura no inferior a 42° (media) donde las condiciones actuales son árticas.[24] La aparente falta de armonía entre los fenómenos de California y latitudes más altas tal vez se deba a los diferentes horizontes de los que proceden los fósiles.
Ciertos fósiles de Japón y California indican intermigración, o migración desde un centro común, en algún momento durante el período.
Trabajo cartográfico. Muchos de los folios mencionados en las págs. 726 y 771 ofrecen buenas secciones de las formaciones terciarias. Además, se pueden mencionar los siguientes folios: Arizona, Montaña Bradshaw; Colorado, Ouray; Georgia, Rome; Idaho, Boise, Silver City; Kentucky, Richmond; Maryland, Patuxent; Nebraska, Camp Clarke, Scott’s Bluff; Washington, Tacoma, Ellensburg, Monte Stuart, Snoqualmie; Virginia Occidental, Huntington.
¶ Notas
El esbozo más completo de esta formación en su conjunto es el de McGee en el Duodécimo Informe Anual del Servicio Geológico de Estados Unidos. Algunas referencias a otros relatos de la formación en localidades especiales, a menudo bajo otros nombres, son las siguientes: Safford, Am. Jour. Sci., vol. XXXVII, 1864; Hilgard, Agric. and Geol. of Miss., 1860, y Am. Jour. Sci., vol. XLI, 1866, y vol. IV, 1872; Salisbury, Geol. Surv. of Ark., Informe sobre Crowley’s Ridge, 1889; Durable, Jour. Geol., vol. II, 1894, pág. 560; Smith, EA, y Johnson, L. C., Geol. Surv. of Ala., 1894. ↩︎
Hilgard, Am. Diario. Ciencia, vol. IV. pag. 266, Ld72. ↩︎
Ríos de Pensilvania y desarrollo geográfico del norte de Nueva Jersey, Nat. Geo. Mae., vol. I y vol. II, respectivamente. Hayes, capítulo sobre los Apalaches del sur, en Fisiografía de los Estados Unidos. ↩︎
McGee, 12.º Informe Anual, Supervisión Geológica de EE. UU. ↩︎
Dall, Am. Jour. Sci., vol. XXXIV, 1887, pág. 161, Wagner Free Inst. of Science, vol. XIV, pt. VI, pág. 1604, Bull. 74, US Geol. Surv. ↩︎
Dall, Trad. Wagner, Free Inst. of Sci., vol. III, parte II, págs. 201-217, 1892. ↩︎
Arnold, Ralph, Jour. Geol., Vol. XVII. ↩︎
Lawson, Science, Vol. XV, 1902, pág. 410, y Hershey, Am. Geol., XXIX, pág. 359, dan al Plioceno de California mayores espesores. ↩︎
LeConte, Am. Jour. Sci., vol. XXXII, pág. 167, 1886, Bull. Geol. Soc. Am., vol. II, pág. 329, Jour. Geol., vol. VII, pág. 546, 1899; Hershey, Science, vol. III, pág. 620, 1896; McGee, 12.º Informe Anual, US Geol. Surv. y Science, vol. III, pág. 796; también King, op. cit., y Dutton, Mono. I, US Geol. Surv. ↩︎
Hershey, Science, Vol. III, pág. 620, 1896, y LeConte, Jour. < VII, pág. 529. ↩︎
LeConte, op. cit., y Spencer, Am. Jour. Sci., Vol. XIX, 1905. ↩︎
Huntington y Goldthwaite, Bull. Mus. Comp. Zool. Geol. Ser., vol. VI, pág. 252; y Davis, ibíd., vol. XXXVIII. ↩︎
Huntington y Goldthwaite, op. cit., pág. 248. ↩︎
King, US Geol. Expl. del paralelo 40, vol. I, pág. 542. ↩︎
LeConte, op. cit., y Diller, 14.º Informe Anual, US Geol. Surv. ↩︎
LeConte, Jour. Geol., Vol. VII, págs. 529-530. * Hershey, Am. Geol., Vol. XXIX, pág. 364. ↩︎
Fairbanks, folio de San Luis, US Geol. Surv. ↩︎
LeConte, Bull. Geol. Soc. de Am., Vol. II, pág. 325. ↩︎
Smith, Ellensburg, Wash., folio, US Geol. Surv.; y Willistand Smith, Documento profesional 19, US Geol. Surv. ↩︎ ↩︎
Ashley, Jour. Geol., Vol. III, pág. 434. ↩︎
Informes de la expedición de la Universidad de Princeton a la Patagonia 1896-99. ↩︎
Dall, Jour. Geol., vol. XVII. ↩︎
Arnold, Ralph, Jour. Geol., Vol. XVII. ↩︎
Dall, lugar citado. ↩︎