El Cretácico fue un período con un clima relativamente cálido , lo que resultó en altos niveles eustáticos del mar que crearon numerosos mares interiores poco profundos . Estos océanos y mares estaban poblados por reptiles marinos , amonitas y rudistas ahora extintos , mientras que los dinosaurios continuaron dominando en la tierra. El mundo estaba en gran parte libre de hielo, aunque hay alguna evidencia de breves períodos de glaciación durante la primera mitad más fría, y los bosques se extendieron hasta los polos. Durante este tiempo, aparecieron nuevos grupos de mamíferos y aves . Durante el Cretácico Inferior, aparecieron plantas con flores y comenzaron a diversificarse rápidamente, convirtiéndose en el grupo dominante de plantas en toda la Tierra a fines del Cretácico, coincidiendo con el declive y la extinción de los grupos de gimnospermas previamente extendidos .
El Cretácico como un período separado fue definido por primera vez por el geólogo belga Jean d'Omalius d'Halloy en 1822 como Terrain Crétacé , [3] utilizando estratos en la Cuenca de París [4] y nombrado por los extensos lechos de tiza ( carbonato de calcio depositado por las conchas de invertebrados marinos , principalmente cocolitos ), encontrados en el Cretácico superior de Europa occidental . El nombre Cretácico se deriva del latín creta , que significa tiza . [5] La doble división del Cretácico fue implementada por Conybeare y Phillips en 1822. Alcide d'Orbigny en 1840 dividió el Cretácico francés en cinco étages (etapas): el Neocomiano , el Aptiano, el Albiano, el Turoniano y el Senoniano, agregando más tarde el Urgoniano entre el Neocomiano y el Aptiano y el Cenomaniano entre el Albiano y el Turoniano. [6]
Geología
Subdivisiones
El Cretácico se divide en las épocas del Cretácico Temprano y Tardío , o series del Cretácico Inferior y Superior . En la literatura más antigua, el Cretácico a veces se divide en tres series: Neocomiano (inferior/temprano), Galiano (medio) y Senoniano (superior/tardío). En la actualidad se utiliza en todo el mundo una subdivisión en 12 etapas , todas ellas originadas en la estratigrafía europea. En muchas partes del mundo, todavía se utilizan subdivisiones locales alternativas.
De la más joven a la más antigua, las subdivisiones del período Cretácico son:
El límite inferior del Cretácico no está definido actualmente, y el límite Jurásico-Cretácico es actualmente el único límite del sistema que carece de una Sección y Punto Estratotípico Límite Global (GSSP) definidos. Colocar un GSSP para este límite ha sido difícil debido a la fuerte regionalidad de la mayoría de los marcadores bioestratigráficos y la falta de eventos quimioestratigráficos , como excursiones isotópicas (grandes cambios repentinos en las proporciones de isótopos ) que podrían usarse para definir o correlacionar un límite. Los calpionélidos , un grupo enigmático de protistos planctónicos con pruebas calcíticas en forma de urna brevemente abundantes durante el Jurásico tardío hasta el Cretácico temprano, han sido sugeridos como los candidatos más prometedores para fijar el límite Jurásico-Cretácico. [7] En particular, la primera aparición de Calpionella alpina , coincidiendo con la base de la subzona epónima Alpina, se ha propuesto como la definición de la base del Cretácico. [8] La definición de trabajo para el límite a menudo se ha situado como la primera aparición de la amonita Strambergella jacobi , anteriormente ubicada en el género Berriasella , pero su uso como indicador estratigráfico ha sido cuestionado, ya que su primera aparición no se correlaciona con la de C. alpina . [9] La Comisión Internacional de Estratigrafía considera oficialmente que el límite fue hace aproximadamente 145 millones de años, [10] pero se han propuesto otras estimaciones basadas en la geocronología U-Pb, que van tan jóvenes como 140 millones de años atrás. [11] [12]
El límite superior del Cretácico está claramente definido, ya que se ubica en una capa rica en iridio que se encuentra en todo el mundo y que se cree que está asociada con el cráter de impacto de Chicxulub , con sus límites que circunscriben partes de la península de Yucatán y se extienden hasta el golfo de México . Esta capa ha sido datada en 66.043 millones de años. [13]
A finales del Cretácico, el impacto de un gran cuerpo con la Tierra puede haber sido el punto y final de una progresiva disminución de la biodiversidad durante el Maastrichtiano. El resultado fue la extinción de tres cuartas partes de las especies vegetales y animales de la Tierra. El impacto creó la abrupta ruptura conocida como el límite K-Pg (antes conocido como el límite K-T). La biodiversidad de la Tierra necesitó un tiempo considerable para recuperarse de este evento, a pesar de la probable existencia de una gran cantidad de nichos ecológicos vacantes . [14]
A pesar de la gravedad del evento de extinción K-Pg, hubo variaciones significativas en la tasa de extinción entre y dentro de diferentes clados . Las especies que dependían de la fotosíntesis disminuyeron o se extinguieron a medida que las partículas atmosféricas bloquearon la energía solar . Como es el caso hoy, los organismos fotosintetizadores, como el fitoplancton y las plantas terrestres , formaron la parte principal de la cadena alimentaria en el Cretácico tardío, y todo lo demás que dependía de ellos también sufrió. Los animales herbívoros , que dependían de las plantas y el plancton como alimento, se extinguieron a medida que sus fuentes de alimento escasearon; en consecuencia, los principales depredadores , como el Tyrannosaurus rex , también perecieron. [15] Sin embargo, solo tres grupos principales de tetrápodos desaparecieron por completo: los dinosaurios no aviares , los plesiosaurios y los pterosaurios . Los otros grupos del Cretácico que no sobrevivieron hasta la Era Cenozoica —los ictiosaurios , los últimos temnospóndilos restantes ( Koolasuchus ) y los cinodontos no mamíferos ( Tritylodontidae ) — ya estaban extintos millones de años antes de que ocurriera el evento. [ cita requerida ]
Los omnívoros , insectívoros y carroñeros sobrevivieron a la extinción, tal vez debido a la mayor disponibilidad de sus fuentes de alimento. Al final del Cretácico, no parece haber habido mamíferos puramente herbívoros o carnívoros . Los mamíferos y las aves que sobrevivieron a la extinción se alimentaron de insectos , larvas , gusanos y caracoles, que a su vez se alimentaron de materia vegetal y animal muerta. Los científicos teorizan que estos organismos sobrevivieron al colapso de las cadenas alimentarias basadas en plantas porque se alimentaban de detritos . [17] [14] [18]
En las comunidades fluviales , pocos grupos de animales se extinguieron. Las comunidades fluviales dependen menos del alimento de las plantas vivas y más de los detritos que llegan desde la tierra. Este nicho ecológico particular las protegió de la extinción. [19] Se han encontrado patrones similares, pero más complejos, en los océanos. La extinción fue más grave entre los animales que vivían en la columna de agua que entre los animales que vivían en el fondo marino. Los animales de la columna de agua dependen casi por completo de la producción primaria del fitoplancton vivo, mientras que los animales que viven en el fondo del océano se alimentan de detritos o pueden pasar a alimentarse de detritos. [14]
Los mayores supervivientes del evento que respiraban aire, los crocodilianos y los champsosaurios , eran semiacuáticos y tenían acceso a los detritos. Los crocodilianos modernos pueden vivir como carroñeros y pueden sobrevivir durante meses sin comida y entrar en hibernación cuando las condiciones son desfavorables, y sus crías son pequeñas, crecen lentamente y se alimentan principalmente de invertebrados y organismos muertos o fragmentos de organismos durante sus primeros años. Estas características se han relacionado con la supervivencia de los crocodilianos al final del Cretácico. [17]
El alto nivel del mar y el clima cálido del Cretácico hicieron que grandes áreas de los continentes estuvieran cubiertas por mares cálidos y poco profundos, lo que proporcionó hábitat para muchos organismos marinos. El Cretácico recibió su nombre por los extensos depósitos de tiza de esta era en Europa, pero en muchas partes del mundo, los depósitos del Cretácico son de caliza marina , un tipo de roca que se forma en condiciones marinas cálidas y poco profundas. Debido al alto nivel del mar, había un amplio espacio para dicha sedimentación . Debido a la edad relativamente joven y al gran espesor del sistema, las rocas del Cretácico son evidentes en muchas áreas del mundo.
La tiza es un tipo de roca característico del Cretácico (pero no exclusivo de él). Está formada por cocolitos , esqueletos de calcita microscópicamente pequeños de cocolitóforos , un tipo de alga que prosperó en los mares del Cretácico.
El estancamiento de las corrientes marinas profundas en el Cretácico medio provocó condiciones anóxicas en el agua del mar, lo que dejó la materia orgánica depositada sin descomponerse. La mitad de las reservas de petróleo del mundo se depositaron en esta época en las condiciones anóxicas de lo que se convertiría en el Golfo Pérsico y el Golfo de México. En muchos lugares del mundo, se formaron esquistos anóxicos oscuros durante este intervalo, [20] como el esquisto Mancos en el oeste de América del Norte. [21] Estos esquistos son una roca fuente importante de petróleo y gas , por ejemplo en el subsuelo del Mar del Norte.
En el sur de Europa, el Cretácico es generalmente un sistema marino formado por capas de caliza competentes o margas incompetentes . Como las cadenas montañosas alpinas aún no existían en el Cretácico, estos depósitos se formaron en el borde sur de la plataforma continental europea , en el margen del océano Tetis .
América del norte
Mapa de América del Norte durante el Cretácico Superior
Durante el Cretácico, el actual continente norteamericano estaba aislado de los demás continentes. En el Jurásico, el Atlántico Norte ya se había abierto, dejando un protoocéano entre Europa y Norteamérica. De norte a sur, a lo largo del continente, comenzó a formarse el Mar Interior Occidental . Este mar interior separaba las áreas elevadas de Laramidia en el oeste y los Apalaches en el este. Tres clados de dinosaurios encontrados en Laramidia (troodóntidos, terizinosáuridos y oviraptorosaurios) están ausentes en los Apalaches desde el Coniaciense hasta el Maastrichtiano. [22]
Gondwana había comenzado a fragmentarse durante el Período Jurásico, pero su fragmentación se aceleró durante el Cretácico y se completó en gran medida al final del período. América del Sur , la Antártida y Australia se separaron de África (aunque India y Madagascar permanecieron unidas entre sí hasta hace unos 80 millones de años); por lo tanto, se formaron nuevamente los océanos Atlántico Sur e Índico . Esta ruptura activa levantó grandes cadenas montañosas submarinas a lo largo de las crestas, lo que elevó los niveles eustáticos del mar en todo el mundo. Al norte de África, el mar de Tetis continuó estrechándose. Durante la mayor parte del Cretácico Superior, América del Norte estaría dividida en dos por la Vía Marítima Interior Occidental , un gran mar interior que separaba Laramidia al oeste y Appalachia al este, luego retrocedió a fines del período, dejando gruesos depósitos marinos intercalados entre lechos de carbón . La paleobiogeografía de los bivalvos también indica que África estaba dividida en dos por un mar poco profundo durante el Coniaciense y el Santoniano, conectando el Tetis con el Atlántico Sur a través del Sahara central y África Central, que entonces estaban bajo el agua. [23] Otra vía marítima poco profunda corría entre lo que hoy es Noruega y Groenlandia, conectando el Tetis con el Océano Ártico y permitiendo el intercambio biótico entre los dos océanos. [24] En el pico de la transgresión del Cretácico , un tercio de la superficie terrestre actual de la Tierra estaba sumergida. [25]
El Cretácico es justamente famoso por su tiza ; de hecho, se formó más tiza en el Cretácico que en cualquier otro período del Fanerozoico . [26] La actividad de las dorsales oceánicas (o más bien, la circulación del agua de mar a través de las dorsales agrandadas) enriqueció los océanos con calcio ; esto hizo que los océanos estuvieran más saturados, así como aumentó la biodisponibilidad del elemento para el nanoplancton calcáreo . [27] Estos carbonatos generalizados y otros depósitos sedimentarios hacen que el registro de rocas del Cretácico sea especialmente fino. Entre las formaciones famosas de América del Norte se incluyen los ricos fósiles marinos del miembro de tiza Smoky Hill de Kansas y la fauna terrestre de la Formación Hell Creek del Cretácico tardío . Otras exposiciones importantes del Cretácico se producen en Europa (por ejemplo, Weald ) y China (la Formación Yixian ). En el área que ahora es la India, enormes lechos de lava llamados las Trampas del Decán entraron en erupción en el Cretácico tardío y el Paleoceno temprano.
Clima
La evidencia palinológica indica que el clima cretácico tuvo tres grandes fases: una fase cálida-seca del Berriasiano-Barremiano, una fase cálida-húmeda del Aptiense-Santoniano y una fase fría-seca del Campaniense-Maastrichtiano. [28] Al igual que en el Cenozoico, el ciclo de excentricidad de 400.000 años fue el ciclo orbital dominante que regía el flujo de carbono entre diferentes reservorios e influía en el clima global. [29] La ubicación de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT) era aproximadamente la misma que en la actualidad. [30]
La tendencia al enfriamiento de la última época del Jurásico, el Titoniano, continuó durante el Berriasiano, la primera era del Cretácico. [31] La vía marítima del Atlántico Norte se abrió y permitió el flujo de agua fría desde el océano Boreal hacia el Tetis. [32] Hay evidencia de que las nevadas eran comunes en las latitudes más altas durante esta era, y los trópicos se volvieron más húmedos que durante el Triásico y el Jurásico. La glaciación se limitó a las montañas de alta latitud , aunque la nieve estacional puede haber existido más lejos de los polos. [31] Sin embargo, después del final de la primera era, las temperaturas comenzaron a aumentar nuevamente, con una serie de excursiones térmicas, como la Excursión Térmica Weissert (WTX) del Valanginiano medio, [33] que fue causada por la actividad de la Gran Provincia Ígnea Paraná-Etendeka. [34] Fue seguido por la Excursión Térmica de Faraoni (FTX) del Hauteriviano medio y el Evento Térmico Hauptblatterton (HTE) del Barremiano temprano. El HTE marcó el final definitivo del Intervalo Frío del Titoniano-Barremiano temprano (TEBCI). [33] Durante este intervalo, la precesión fue el impulsor orbital dominante de los cambios ambientales en la Cuenca Vocontiana. [35] Durante gran parte del TEBCI, el norte de Gondwana experimentó un clima monzónico. [36] Existió una termoclina poco profunda en la latitud media de Tetis. [37] El TEBCI fue seguido por el Intervalo Cálido del Barremiano-Aptiense (BAWI). [33] Este intervalo climático cálido coincide con el vulcanismo de la Meseta de Java de Manihiki y Ontong y con el Evento Selli . [38] Las temperaturas superficiales del mar tropical (TSM) del Aptiense temprano fueron de 27 a 32 °C, según las mediciones del TEX 86 del Pacífico ecuatorial. [39] Durante el Aptiense, los ciclos de Milankovitch gobernaron la ocurrencia de eventos anóxicos al modular la intensidad del ciclo hidrológico y la escorrentía terrestre. [40] El Aptiense temprano también fue notable por sus eventos hiperáridos a escala milenaria en las latitudes medias de Asia. [41] El BAWI en sí fue seguido por la Ola de Frío Aptiense-Albiano (AACS) que comenzó alrededor de 118 Ma. [33] Una corta y relativamente menor edad de hielo puede haber ocurrido durante esta llamada "ola de frío", como lo evidencian las gotas de agua glaciales en las partes occidentales del océano Tetis [42] y la expansión de nanofósiles calcáreos que habitaban en agua fría en latitudes más bajas. [43]La AACS está asociada a un periodo árido en la Península Ibérica . [44]
Las temperaturas aumentaron drásticamente después del final del AACS, [45] que terminó alrededor de 111 Ma con el Máximo Térmico Paquier/Urbino, dando paso al Invernadero del Cretácico Medio (MKH), que duró desde el Albiano temprano hasta el Campaniano temprano. [33] Se cree que las tasas más rápidas de expansión del fondo marino y la entrada de dióxido de carbono a la atmósfera iniciaron este período de calor extremo, [46] junto con una alta actividad de basalto de inundación. [47] El MKH estuvo marcado por múltiples máximos térmicos de calor extremo. El Evento Térmico Leenhardt (LTE) ocurrió alrededor de 110 Ma, seguido poco después por el Evento Térmico l'Arboudeyesse (ATE) un millón de años después. Después de estos dos hipertermales se produjo el Máximo Térmico Amadeus alrededor de 106 Ma, durante el Albiano medio. Luego, alrededor de un millón de años después, se produjo el Evento Térmico Petite Verol (PVTE). Después, alrededor de 102,5 Ma, tuvo lugar el Evento Térmico 6 (EV6); este evento fue seguido por el Máximo Térmico de Breistroffer alrededor de 101 Ma, durante el último Albiano. Aproximadamente 94 Ma, ocurrió el Máximo Térmico Cenomaniano-Turoniano, [33] siendo este hipertermal el intervalo de invernadero más extremo del Cretácico [48] [49] [50] y estando asociado con un punto alto del nivel del mar. [51] Las temperaturas se enfriaron ligeramente durante los siguientes millones de años, pero luego ocurrió otro máximo térmico, el Máximo Térmico Coniaciano, con este evento térmico datado alrededor de 87 Ma. [33] Los niveles atmosféricos de CO 2 pueden haber variado en miles de ppm a lo largo del MKH. [52] Las temperaturas medias anuales en los polos durante el MKH superaron los 14 °C. [53] Estas temperaturas altas durante el MKH resultaron en un gradiente de temperatura muy suave desde el ecuador hasta los polos; El gradiente de temperatura latitudinal durante el Máximo Térmico Cenomaniano-Turoniano fue de 0,54 °C por ° de latitud para el hemisferio sur y de 0,49 °C por ° de latitud para el hemisferio norte, en contraste con los valores actuales de 1,07 y 0,69 °C por ° de latitud para los hemisferios sur y norte, respectivamente. [54] Esto significó vientos globales más débiles, que impulsan las corrientes oceánicas, y resultó en menos afloramientos y océanos más estancados que hoy. [55] Esto se evidencia por la deposición generalizada de esquisto negro y los frecuentes eventos anóxicos . [20]Las temperaturas de la superficie del mar tropicales durante el Albiano tardío probablemente promediaron alrededor de 30 °C. A pesar de esta alta temperatura de la superficie del mar, el agua del mar no era hipersalina en ese momento, ya que esto habría requerido temperaturas significativamente más altas todavía. [56] En tierra, las zonas áridas en el Albiano se expandieron regularmente hacia el norte en tándem con las expansiones de los cinturones de alta presión subtropicales. [57] La flora Soap Wash de la Formación Cedar Mountain indica una temperatura media anual de entre 19 y 26 °C en Utah en el límite Albiano-Cenomaniano. [58] Las temperaturas de la superficie del mar tropicales durante el máximo térmico Cenomaniano-Turoniano fueron de al menos 30 °C, [59] aunque un estudio las estimó tan altas como entre 33 y 42 °C. [60] También se ha dado una estimación intermedia de ~33-34 °C. [61] Mientras tanto, las temperaturas del océano profundo fueron hasta 15 a 20 °C (27 a 36 °F) más cálidas que las actuales; [62] Un estudio estimó que las temperaturas de las profundidades oceánicas estaban entre 12 y 20 °C durante el MKH. [63] Los polos eran tan cálidos que los reptiles ectotérmicos pudieron habitarlos. [64]
A partir del Santoniano, cerca del final del MKH, el clima global comenzó a enfriarse, y esta tendencia de enfriamiento continuó durante el Campaniano. [65] Este período de enfriamiento, impulsado por la caída de los niveles de dióxido de carbono atmosférico, [63] provocó el final del MKH y la transición a un intervalo climático más frío, conocido formalmente como el Intervalo Frío del Cretácico Tardío-Paleógeno Temprano (LKEPCI). [33] Las temperaturas de la superficie del mar tropicales disminuyeron de alrededor de 35 °C en el Campaniano temprano a alrededor de 28 °C en el Maastrichtiano. [66] Las temperaturas de los océanos profundos disminuyeron a entre 9 y 12 °C, [63] aunque se mantuvo el gradiente de temperatura superficial entre los mares tropicales y polares. [67] Las condiciones regionales en la vía marítima interior occidental cambiaron poco entre el MKH y el LKEPCI. [68] Durante este período de temperaturas relativamente frías, la ZCIT se hizo más estrecha, [69] mientras que la fuerza de los monzones de verano e invierno en el este de Asia se correlacionó directamente con las concentraciones atmosféricas de CO 2 . [70] Laramidia también tuvo un clima monzónico estacional. [71] El Maastrichtiano fue una época de clima caótico y altamente variable. [72] Se sabe que ocurrieron dos aumentos en las temperaturas globales durante el Maastrichtiano, en contra de la tendencia de temperaturas generales más frías durante el LKEPCI. Entre 70 y 69 Ma y 66-65 Ma, las proporciones isotópicas indican presiones atmosféricas elevadas de CO 2 con niveles de 1000-1400 ppmV y temperaturas medias anuales en el oeste de Texas entre 21 y 23 °C (70 y 73 °F). Las relaciones atmosféricas de CO 2 y temperatura indican que una duplicación de pCO 2 estuvo acompañada por un aumento de ~0,6 °C en la temperatura. [73] El último intervalo de calentamiento, que ocurrió al final del Cretácico, fue provocado por la actividad de las Trampas del Decán. [74] El LKEPCI duró hasta el Paleoceno tardío , cuando dio paso a otro intervalo de superinvernadero. [33]
Un modelo simulado por computadora de las condiciones de la superficie en el Cretácico medio, hace 100 millones de años, que muestra la línea de costa aproximada y las isotermas calculadas.
La producción de grandes cantidades de magma, atribuida de diversas formas a las plumas del manto o a la tectónica extensional , [75] empujó aún más los niveles del mar hacia arriba, de modo que grandes áreas de la corteza continental se cubrieron con mares poco profundos. El mar de Tetis que conecta los océanos tropicales de este a oeste también ayudó a calentar el clima global. Se conocen fósiles de plantas adaptadas al calor en localidades tan al norte como Alaska y Groenlandia , mientras que se han encontrado fósiles de dinosaurios a 15 grados del polo sur del Cretácico . [76] Se sugirió que hubo glaciación marina antártica en la Era Turoniana , basándose en evidencia isotópica. [77] Sin embargo, posteriormente se ha sugerido que esto es el resultado de indicadores isotópicos inconsistentes, [78] con evidencia de selvas polares durante este intervalo de tiempo a 82° S. [79] El arrastre de piedras por el hielo hacia ambientes marinos ocurrió durante gran parte del Cretácico, pero la evidencia de deposición directamente de los glaciares se limita al Cretácico Temprano de la Cuenca de Eromanga en el sur de Australia . [80] [81]
Las plantas con flores (angiospermas) constituyen alrededor del 90% de las especies de plantas vivas en la actualidad. Antes del surgimiento de las angiospermas, durante el Jurásico y el Cretácico Inferior, la flora superior estaba dominada por grupos de gimnospermas , incluidas las cícadas , las coníferas , las ginkgófitas , las gnetofitas y sus parientes cercanos, así como las extintas Bennettitales . Otros grupos de plantas incluían las pteridospermas o "helechos con semillas", un término colectivo que se refiere a grupos dispares de plantas con semillas extintas con follaje similar al de los helechos, incluidos grupos como Corystospermaceae y Caytoniales . Los orígenes exactos de las angiospermas son inciertos, aunque la evidencia molecular sugiere que no están estrechamente relacionadas con ningún grupo vivo de gimnospermas. [82]
La evidencia más antigua y ampliamente aceptada de plantas con flores son los granos de polen monosulcados (con un solo surco) del Valanginiano tardío (hace unos 134 millones de años) encontrados en Israel [83] e Italia [84] , inicialmente en baja abundancia. Las estimaciones del reloj molecular entran en conflicto con las estimaciones fósiles, lo que sugiere la diversificación de las angiospermas del grupo corona durante el Triásico tardío o el Jurásico, pero dichas estimaciones son difíciles de conciliar con el registro de polen ampliamente muestreado y el polen distintivo tricolpado a tricolporoidado (con triple surco) de las angiospermas eudicotiledóneas . [82] Entre los registros más antiguos de macrofósiles de angiospermas se encuentran Montsechia de los estratos Las Hoyas de la edad Barremiana de España y Archaefructus de la Formación Yixiana del límite Barremiano-Aptiano en China. El polen tricolpado característico de las eudicotiledóneas aparece por primera vez a finales del Barremiense, mientras que los restos más antiguos de las monocotiledóneas se conocen del Aptiense. [82] Las plantas con flores experimentaron una rápida radiación a partir del Cretácico medio, convirtiéndose en el grupo dominante de plantas terrestres hacia el final del período, coincidiendo con el declive de grupos previamente dominantes como las coníferas. [85] Los fósiles de gramíneas más antiguos conocidos son del Albiano , [86] y la familia se diversificó en grupos modernos hacia finales del Cretácico. [87] Los árboles angiospermas grandes más antiguos se conocen del Turoniano (c. 90 millones de años) de Nueva Jersey, con un tronco que tiene un diámetro preservado de 1,8 metros (5,9 pies) y una altura estimada de 50 metros (160 pies). [88]
Durante el Cretácico, los helechos del orden Polypodiales , que constituyen el 80% de las especies de helechos actuales, también comenzarían a diversificarse. [89]
Fauna terrestre
En tierra, los mamíferos eran generalmente de tamaño pequeño, pero un componente muy relevante de la fauna , con multituberculados cimolodontes superando en número a los dinosaurios en algunos sitios. [90] Ni los verdaderos marsupiales ni los placentarios existieron hasta el final, [91] pero una variedad de metaterios no marsupiales y euterios no placentarios ya habían comenzado a diversificarse en gran medida, variando como carnívoros ( Deltatheroida ), recolectores acuáticos ( Stagodontidae ) y herbívoros ( Schowalteria , Zhelestidae ). Varios grupos "arcaicos" como los eutriconodontes fueron comunes en el Cretácico Inferior, pero en el Cretácico Superior las faunas de mamíferos del norte estaban dominadas por multituberculados y terios , con los dryolestoideos dominando Sudamérica .
Los depredadores del ápice fueron los reptiles arcosaurios , especialmente los dinosaurios , que estaban en su etapa más diversa. Las aves, como los ancestros de las aves modernas , también se diversificaron. Habitaron todos los continentes e incluso se encontraron en latitudes polares frías. Los pterosaurios fueron comunes en el Cretácico temprano y medio, pero a medida que avanzaba el Cretácico disminuyeron por razones poco entendidas (alguna vez se pensó que se debía a la competencia con las aves primitivas , pero ahora se entiende que la radiación adaptativa aviar no es consistente con el declive de los pterosaurios [92] ). Al final del período solo quedaban tres familias altamente especializadas: Pteranodontidae , Nyctosauridae y Azhdarchidae . [93]
Esqueleto de Prosphenodon avelasi, un gran rincocéfalo herbívoro conocido del Cretácico medio de América del Sur.
Los rincocéfalos (que hoy en día solo incluyen al tuátara ) desaparecieron de América del Norte y Europa después del Cretácico Inferior , [95] y estaban ausentes del norte de África [96] y del norte de América del Sur [97] a principios del Cretácico Superior . La causa de la disminución de Rhynchocephalia sigue sin estar clara, pero a menudo se ha sugerido que se debe a la competencia con lagartos y mamíferos avanzados. [98] Parecen haber seguido siendo diversos en las altas latitudes del sur de América del Sur durante el Cretácico Superior, donde los lagartos siguieron siendo raros, con sus restos superando en número a los lagartos terrestres 200:1. [96]
Coristodera
Philydrosaurus , un coristodero del Cretácico Inferior de China
Los choristoderos , un grupo de reptiles acuáticos de agua dulce que aparecieron por primera vez durante el Jurásico anterior, experimentaron una importante radiación evolutiva en Asia durante el Cretácico Inferior, que representa el punto más alto de la diversidad de coristoderos, incluidas las formas de cuello largo como Hyphalosaurus y los primeros registros de Neochoristodera , similar al gavial , que parecen haber evolucionado en la ausencia regional de crocodiliformes neosuquios acuáticos . Durante el Cretácico Superior, el neochoristodero Champsosaurus se distribuyó ampliamente por el oeste de América del Norte. [99] Debido al calor climático extremo en el Ártico, los coristoderos también pudieron colonizarlo durante el Cretácico Superior. [64]
Baculites , un género de amonites con una concha recta, floreció en los mares junto con las almejas rudistas constructoras de arrecifes. Las inocerámidas también fueron particularmente notables entre los bivalvos del Cretácico, [101] y se han utilizado para identificar recambios bióticos importantes como en el límite Turoniano-Coniaciano. [102] [103] Los gasterópodos depredadores con hábitos de perforación estaban muy extendidos. [104] Los foraminíferos globotruncánidosy los equinodermos como los erizos de mar y las estrellas de mar prosperaron. Los ostrácodos eran abundantes en los entornos marinos del Cretácico; las especies de ostrácodos caracterizadas por una alta inversión sexual masculina tuvieron las tasas más altas de extinción y recambio. [105] Thylacocephala , una clase de crustáceos, se extinguió en el Cretácico Superior. La primera radiación de las diatomeas (generalmente de concha silícea , en lugar de calcáreas ) en los océanos ocurrió durante el Cretácico; las diatomeas de agua dulce no aparecieron hasta el Mioceno . [94] El nanoplancton calcáreo fue un componente importante de la microbiota marina y fue importante como marcador bioestratigráfico y registrador del cambio ambiental. [106]
El Cretácico también fue un intervalo importante en la evolución de la bioerosión , la producción de perforaciones y raspaduras en rocas, suelos duros y conchas.
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