Transporte e hidrodinámica
Si consideramos como partículas sedimentarias los restos esqueléticos de los organismos, podremos realizar estudios sobre su comportamiento hidrodinámico (conchas de braquiópodos, bivalvos, gasterópodos, cefalópodos, ostrácodos y crinoideos. En general se conoce poco del comportamiento hidrodinámico de estas partes duras, tan abundantes e importantes ecológicamente en ambientes de aguas poco profunda de medios modernos y del registro fósil. El comportamiento hidrodinámico de las conchas es complejo e imprevisible, principalmente debido a la gran diversidad de formas involucradas.
Fosildiagénesis
La comprensión de los procesos diagenéticos es fundamental para interpretar correctamente la mineralogía original, estructura de esqueletos y conchas, sus afinidades taxonómicas y su paleoecología. Un problema que se plantea muy frecuentemente es deducir cual ha sido la mineralogía original de grupos extintos (corales rugosos, arqueociátidos, estromatopóridos...). La transición hasta el estado de fósil depende mucho de la composición esquelética.
Esqueletos carbonatados
Después del enterramiento el carbonato se altera en mayor o menor magnitud durante la diagénesis temprana.
Esqueletos de aragonito
§ Disolución total: Si las aguas de la zona vadosa no están saturadas en carbonatos se produce la disolución total del esqueleto y el relleno por calcita. El área vacía reproduce un molde de la concha y no se conserva la estructura de la concha. Se pueden formar drusas con cristales hacia el centro. El tiempo que dura el proceso es variable.
§ Calcificación: En este segundo caso los esqueletos de las conchas preservan las estructuras relictas (distintas capas o lamelas de las conchas). Incluso se pueden preservar cristales enteros de aragonito que nos dan una información muy valiosa. El reemplazamiento se produce de forma gradual y respeta la estructura original.
Esqueletos de calcita
En general, los esqueletos fósiles que estaban constituidos por calcita mantienen frecuentemente esta composición original (a menos que se haya silicificado o dolomitizado). El contenido en magnesio tiende a reducirse, de forma que puede haber alteración diagénica con alto o bajo contenido de calcita. Existen técnicas especiales como la catodoluminiscencia que permiten determinar su contenido original a partir de áreas relictas que han conservado su composición original.
Nódulos de carbonato y calizas litográficas
La preservación de partes blandas está asociada en muchas ocasiones con la precipitación de carbonatos en forma de nódulos y estratificados, como es el caso de las calizas litográficas. Los nódulos carbonatados están constituidos por siderita o calcita y asociados a sedimentos arcillosos ricos en microorganismos. Contienen fósiles que a menudo se conservan en tres dimensiones incluyendo a veces partes blandas fosilizadas. Su tamaño varía entre 10 y 30 centímetros aunque se han encontrado de hasta 10 metros (incluyendo un plesiosaurio completo). El contenido en microorganismos y su descomposición son los factores primarios que controlan el grado de anoxia, Eh y pH. En presencia de oxígeno, la respiración microbiana produce CO2 que se acumula en el agua de los poros del sedimento, favoreciendo la disolución de los carbonatos.
En ausencia de oxígeno las bacterias del sedimento utilizan una serie de oxidantes alternativos en el proceso de la respiración (Mn, NO3-, Fe o SO42-) y cuando todos los oxidantes han desaparecido son las reacciones de fermentación las que dominan produciéndose metano. Las calizas litográficas se forman en medios lacustres y marinos, son de grano muy fino y finamente bandeado.
Un ejemplo son las famosas calizas de Solnhofen del Jurásico de Baviera que contienen los fósiles deArchaeopteryx. El carbonato en estos depósitos se puede originar a partir de una fuente piogénica (como algas calcáreas) o como un precipitado químico.
Fósiles piritizados
La pirita sedimentaria se encuentra como un componente menor de sedimentos marinos clásticos tanto actual como antiguo. Los estudios en sedimentos actuales han demostrado que la formación de pirita antigénica se suele dar en la diagénesis muy temprana a tan sólo unos centímetros por debajo de la interfase agua-sedimento. Un aumento de la cantidad de microorganismos y/o la profundidad de enterramiento, impide la difusión de oxígeno en el sedimento y los microorganismos se ven obligados a respirar anaeróbicamente. La mineralización detiene la pérdida de información asociada a la descomposición de macro organismos y la precipitación de pirita en la diagénesis temprana es un importante medio para la preservación de los fósiles. En los tejidos blandos como músculos y también quitina, durante la diagénesis temprana se puede producir la piritización. Cuando la descomposición es más avanzada y por lo tanto más tardía la formación de pirita, se destruirán tejidos blandos y sólo los compuestos biológicos resistentes (denominados refractarios) como celulosa y lignina se conservan. Las partes biogénicas duras como las conchas (carbonato cálcico y magnesio) y los huesos (fosfato de calcio) son algunas de las estructuras biológicas más resistentes a la descomposición. De las dos, el carbonato de calcio es el más inestable y por consiguiente el que con más probabilidad puede ser reemplazado por pirita. La pirita sedimentaria presenta varias morfologías:
§ Framboides: Agregados esféricos de micro cristales en forma de cubos y octágonos en sedimentos arcillosos. Su tamaño varía de unas micras a aproximadamente 1 milímetro de diámetro.
§ Sedimentos piritizados: Son sedimentos infiltrados en cavidades biogénicas que han sido consolidadas por pirita. Pueden llegar a reemplazar a los granos detríticos.
§ Relleno de cavidades: El relleno por pirita euhedral de cavidades es muy común en sedimentos arcillosos. Dichas cavidades constituyen en muchos casos el espacio que ocupaban moluscos, braquiópodos y alvéolos de huesos.
§ Incrustaciones: Son precipitaciones en la superficie exterior de los fósiles.
§ Texturas pseudomórficas: La pirita puede reemplazar tanto minerales detríticos como fósiles, incluyendo también la preservación de estructuras sedimentarias, madrigueras y coprolitos.
La formación de pirita está controlada por la concentración de carbono orgánico, sulfato y minerales detríticos férricos. En un ambiente marino normal los minerales férricos y los sulfatos están presentes en abundancia y la formación de pirita es controlada por el suministro de carbono orgánico. Sin embargo, en ambientes de agua dulce la formación de pirita está muy limitada por la baja concentración de sulfato.
Preservación fósil como fosfato primario
El fósforo es un elemento fundamental en la vida. Se concentra en tejidos duros, como huesos o algunas cutículas, o más a menudo en partes blandas. Por consiguiente no sorprende que esté involucrado en la fosilización. El esqueleto de vertebrados está principalmente compuesto de hidroxiapatito (Ca10(PO4)6(OH)2). Algunos OH pueden ser reemplazados localmente, por iones de F-, sobre todo en dientes, produciendo un hidroxi-fluorapatito menos soluble. Los caparazones fosfáticos de invertebrados tienen composiciones similares con alguna variación. La composición de los huesos fósiles contiene más flúor. El volumen medio del flúor de los huesos de peces marinos y de agua dulce es respectivamente 4.300 ppm y 300 ppm, mientras que los fósiles contienen 22.100 ppm y 19.900 ppm de flúor.
Esqueletos calcáreos
Los esqueletos de carbonato de calcio pueden pasar a apatito sin cambio en la morfología externa. En ambientes naturales, esta alteración diagénica está asociada a depósitos de fosfato. La transformación bacteriana de organismos calcáreos en apatito se ha demostrado en laboratorio. Estas observaciones y experimentos hacen pensar en el siguiente posible mecanismo:
1. El fósforo necesario para reemplazar carbonato por apatito procede de los microorganismos del sedimento.
2. Los microorganismos (bacterias, algas, hongos) promueven la descomposición, liberando ionesfosfato y acidificando el agua intersticial de los sedimentos (esta acidificación que puede ser muy localizada, promueve la disolución de los carbonatos). El fosfato liberado se combina con calcio para formar apatito que se forma preferentemente en la interfase carbono/microorganismo reemplazando al carbonato disuelto. Este reemplazamiento preserva la forma externa de la concha original y al igual que en la fosilización del apatito primario, el flúor juega un papel importante al ser la composición final carbonato-flúor-apatito.
Esqueletos silíceos
La fosfatización de sílice primaria también aparece en algunos esqueletos de radiolarios aunque este proceso todavía no es bien conocido.
El examen microscópico de muestras de fosforitas muestra que numerosos microorganismos sin caparazón mineralizado (algas, hongos, bacterias) mineralizan como apatito, aunque no tuvieran ningún precursor mineral. Un ejemplo bien conocido son los coprolitos fosfatizados donde la propia materia orgánica es reemplazada por apatito que conserva la forma exacta del objeto. Por ejemplo, las estrías de contracción de algunos coprolitos. La fosfatización de partes blandas también es frecuente; se conocen muchos ejemplos en artrópodos (copépodos, ostrácodos) que aparecen en nódulos calcáreos y fosfáticos dentro de calizas nodulares, o en coprolitos de grandes vertebrados.
Estudios en fosforitas y sobre la síntesis experimental del apatito han permitido realizar una estimación de las condiciones probables en la fosilización del apatito. Debido a sus requisitos de estabilidad, el apatito se forma preferentemente en un ambiente deficiente en oxígeno, a veces incluso en condiciones totalmente reductoras, como indica su frecuente asociación con pirita. Este ambiente se consigue fácilmente en medios con abundante materia orgánica, que es a su vez la principal fuente de fósforo.
La sílice puede reemplazar a la calcita y al aragonito de las conchas y per mineralizar la madera. También puede formar nódulos o capas de sílex, reemplazando sedimentos carbonatados o precipitando directamente, envolviendo o rellenando fósiles o incluso restos de bacterias, microfósiles orgánicos y plantas que se preservan excepcionalmente, como en las Rhynie Chert (Escocia).
Hay tres modos comunes de reemplazo mineral de la concha:
§ Como una corteza blanca granular.
§ Como un reemplazo finamente granular.
§ Como anillos concéntricos de sílice.
Fosilización de restos vegetales
Las plantas están compuestas por varias partes (tallo, ramas, raíces, hojas, polen, frutos, semillas) algunas de las cuales se separan durante la vida, mientras otras lo hacen después de la muerte. Una adecuada comprensión de los procesos de dispersión que afectan a estas partes es muy importante en la interpretación correcta de las asociaciones paleo florísticas. Estudios sobre dispersión de hojas por el viento muestran que viene determinada por su peso y forma.
Los restos vegetales se pueden conservar de varias formas:
§ Preservación del material original.
Carbonización.
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