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Formación Besano

La Formación Besano es una formación geológica en los Alpes del sur del noroeste de Italia y el sur de Suiza . Esta formación, una sucesión delgada pero fosilífera de dolomita y pizarra negra , es famosa por su preservación de la vida marina del Triásico Medio ( Anisiano – Ladino ), incluidos peces y reptiles acuáticos. Está expuesta en el área de Monte San Giorgio y Besano . Se encuentra entre las formaciones responsables de que el área sea designada como Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO . En Suiza, también se la conoce como Grenzbitumenzone . [2] [3] [1] [4] [5] [6] [7] [8] El límite Anisiano-Ladino se encuentra en la parte superior de la Formación Besano. [1]

Geología

Geología general

La formación es una banda relativamente delgada de dolomita oscura y pizarra, de aproximadamente 5 a 16 metros (16 a 52 pies) de espesor total. Se extiende unos 10 kilómetros (6,2 millas) de este a oeste a lo largo del borde norte de Monte San Giorgio y a través de la frontera suizo-italiana hacia Besano. [1] [5] En afloramientos individuales, la Grenzbitumenzone se superpone a la parte inferior de la Dolomita de San Salvatore , una formación espesa y extendida rica en carbonato. Las partes posteriores de la Formación San Salvatore, expuestas al norte de Monte San Giorgio, son parcialmente isócronas con la Grenzbitumenzone (formada al mismo tiempo). En su extensión superior, la Grenzbitumenzone se gradúa en la Dolomita de San Giorgio, una formación con menos fósiles y una menor concentración de materia orgánica. La propia Dolomita de San Giorgio es reemplazada por la Caliza Meride rica en fósiles. [2] [6]

Como su nombre lo indica, los sedimentos de la formación son bituminosos , ricos en materia orgánica hasta el punto de que se queman fácilmente. La dolomita gris laminada (finamente estratificada) con alrededor del 20% de materia orgánica comprende la mayor parte de la formación. El ancho de las láminas en estas capas de dolomita varía ampliamente desde escalas submilimétricas a subcentimétricas, en función de la variación del tamaño del mineral o del grano. Los fósiles de invertebrados y los granos de cuarzo aislados son comunes en la dolomita, mientras que los vertebrados y los moldes de radiolarios se conservan con menos frecuencia. La pizarra negra finamente laminada con hasta un 40% de materia orgánica constituye una porción más pequeña. Los radiolarios y los fósiles de vertebrados son comunes en la pizarra. Sin embargo, los invertebrados están prácticamente ausentes y los cristales de dolomita y cuarzo detrítico son raros. Estas principales capas de dolomita o pizarra muestran muy poca evidencia de bioturbación o perturbación. [2] La pirita está presente pero es poco común, probablemente como consecuencia de la baja disponibilidad de hierro . [2] [9] La materia orgánica puede caracterizarse como kerógeno de tipo II , enriquecido en compuestos de hopano y porfirina , aunque fuertemente empobrecido en carbono-13 . Estos biomarcadores , cuando se combinan, indican que la mayor parte del material orgánico se derivó de cianobacterias . [2] [3] [10]

Otros sedimentos y tipos de rocas son poco comunes en la formación. Capas delgadas de dolomita laminada de grano fino con un color blanco se extienden sobre un área amplia. Tienen muy poca materia orgánica y en cambio contienen fragmentos de concha y peloides. Esta dolomita blanca probablemente representa depósitos distales de turbidita , colapsados ​​de fuentes de carbonato cercanas. Se infiere un origen similar para las capas de dolomita masivas (sin estratificar), que tienen una textura porosa y tamaños de grano heterogéneos. Hay alguna evidencia de reelaboración, ya que las capas delgadas de dolomita rara vez muestran capas onduladas o son desgarradas en clastos por corrientes profundas. Las capas de esquisto negro ocasionalmente conservan bandas de sílex , derivadas de floraciones radiolarias. Numerosas capas estrechas de bentonita ( tobas volcánicas ) se encuentran en toda la formación. Están compuestas principalmente de ilita y montmorillonita , con cristales ocasionales de sanidina . A diferencia de la mayoría de las tobas Triásicas de los Alpes del Sur, los cristales de plagioclasa están completamente ausentes. [2]

Paleoambiente

La formación es representativa de una pequeña cuenca intraplataforma, un entorno marino profundo y estable que habría estado posicionado entre arrecifes de aguas poco profundas y plataformas carbonatadas . Las propias plataformas carbonatadas se conservan en secuencias gruesas, como la dolomita de San Salvatore más al norte y al oeste, y la caliza de Esino más al este. La cuenca de Grenzbitumenzone puede tener hasta 20 km de ancho, si la Formación Perledo-Varenna al este del lago de Como también pertenece a la cuenca. [1] Este sistema de plataformas y cuencas carbonatadas se desarrolló a lo largo de una lengua occidental del océano de Tetis , que transgredió hacia el este durante el Triásico Medio.

Las alternancias entre dolomita y esquisto en la Grenzbitumenzone son probablemente una consecuencia de las fluctuaciones del nivel del mar. El aumento del nivel del mar habría sumergido las plataformas carbonatadas, lo que podría haber mejorado la deposición de dolomita en la cuenca. [5] Alternativamente, habría conectado la cuenca con otras áreas ricas en nutrientes, lo que llevó a floraciones de fitoplancton y, por lo tanto, a una mayor deposición de esquisto. [10] Las laminaciones dentro de las capas de dolomita corresponden a niveles fluctuantes de carbonato, posiblemente vinculados a la escorrentía de las plataformas carbonatadas durante las tormentas. [3]

Los sedimentos de la Grenzbitumenzone no están alterados por organismos bentónicos (que viven en el fondo del mar), mientras que predominan los fósiles bien conservados, la materia orgánica y los iones de metales pesados. Esta evidencia apoya la visión tradicional de que el fondo marino de la cuenca era completamente anóxico (estancado, privado de oxígeno y sin vida). [1] Sin embargo, los fósiles abundantes de vida nectónica (nadadora) y planctónica (flotante libre) indican que el oxígeno estaba más concentrado en el agua de mar más cerca de la superficie. Ha habido debate sobre el origen o la intensidad de esta fuerte estratificación en el contenido de oxígeno. La cuenca, aunque relativamente profunda, probablemente era demasiado superficial para la estratificación a través de corrientes salinas profundas o un fuerte gradiente de temperatura. La visión tradicional atribuye la culpa a una concentración de bacterias planctónicas en el nivel medio de la columna de agua, dividiendo una parte superior óxica de la cuenca de la parte inferior anóxica. [2] [3] [1] Hay poca evidencia de actividad microbiana en el lecho marino durante la deposición de la Grenzbitumenzone. [10]

Estudios posteriores han argumentado que el fondo marino podría haber sido disóxico, con bajos niveles de oxígeno, aunque aún mayores que en aguas anóxicas. [11] [5] Entre los fósiles más comunes pertenecen a Daonella , un bivalvo con un fuerte debate sobre sus preferencias de hábitat. Los primeros estudios argumentaron que era pseudoplanctónico (adherido a objetos flotantes) o arrastrado desde áreas menos profundas, congruente con un fondo marino anóxico de Grenzbitumenzone. Sin embargo, ahora se cree que Daonella vivió en el fondo de la cuenca, especializándose en un entorno disóxico inhóspito para la mayoría de los otros animales bentónicos. [5] [12] La desarticulación y reorientación de los fósiles de Grenzbitumenzone han favorecido la presencia de corrientes de fondo débiles y oxigenadas. [13] [11] [14] [15] La evidencia temprana de corrientes de fondo fue controvertida y tal vez basada en una ilustración mal dibujada, [11] [1] [4] pero un muestreo de especímenes adicional respalda la misma conclusión general. [14] [15] [8]

Tafonomía

Los fósiles de Grenzbitumenzone suelen estar bien conservados, pero la mayoría están comprimidos entre capas de sedimentos. La compactación es mucho más pronunciada en las capas delgadas de esquisto que en las capas más gruesas de dolomita. La conservación de tejidos blandos es poco frecuente, pero no inaudita: incluye cartílago de tiburón calcificado, coprolitos fosfatados y contenidos intestinales, y restos orgánicos de escamas de reptiles. En un entorno disóxico, la conservación puede haber sido facilitada por tapetes bacterianos, que se adhieren y sellan un esqueleto sobre el sustrato. [5] [15] Sin embargo, no hay evidencia directa de tapetes bacterianos. [10]

Dos formas de cuantificar la conservación de un esqueleto son la integridad (la proporción de esqueleto presente en un fósil) y la articulación (la proporción de esqueleto preservado en posición de vida). La integridad y la articulación de los fósiles de Serpianosaurus son variables, aunque son bastante altas en promedio. Los dos factores están más claramente vinculados en la cabeza, una parte pesada del esqueleto que es más probable que se hunda primero, separándose del resto de un cuerpo flotante. Aun así, los especímenes sin cabeza y relativamente incompletos son raros, por lo que es poco probable que los cuerpos se deshagan mientras flotan durante un período prolongado. Las vértebras y las costillas tienden a desarticularse, aunque solo en una distancia corta. Los elementos periféricos, como los dedos de los pies, también son propensos a la desarticulación. La desarticulación es probablemente el resultado de sutiles corrientes de aguas profundas, durante un largo período de descomposición lenta en el fondo marino. Las cabezas y las colas tienden a curvarse en la misma dirección, lo que puede ser una consecuencia del flujo de corriente. [13] [14]

Los fósiles de Saurichthys de la Grenzbitumenzone suelen estar bien conservados, aunque los especímenes desarticulados y retorcidos son más comunes que en los estratos de Cassina de la Caliza Meride. Esto puede deberse a la baja tasa de sedimentación de la Grenzbitumenzone en relación con la Caliza Meride, lo que proporciona más tiempo para la influencia de las corrientes del fondo antes del enterramiento. [15] Los estratos de Cassina también tienen evidencia más directa de tapetes microbianos, que podrían haber desempeñado un papel en la estabilización de los cadáveres en descomposición. [10]

Por el contrario, los fósiles de ictiosaurios de la Grenzbitumenzone tienden a tener una mayor completitud que los encontrados en formaciones del Jurásico Temprano en otras partes de Europa. No hay ninguna región específica del cuerpo con una completitud significativamente menor, lo que sugiere que los fósiles no se vieron afectados por la carroña preferencial. La completitud de los fósiles puede haber sido mejorada por la naturaleza relativamente pequeña y aislada de la cuenca de Grenzbitumenzone, protegida de la influencia de corrientes marinas más fuertes. [16]

Paleobiota

Reptiles

Archosauromorpha

Ictiosauria

Sauropterigio

Talattosaurios

Pez

Sarcopterigios (peces con aletas lobuladas)

Actinopterigios (peces con aletas radiadas)

La fauna actinopterigia de la Formación Besano fue descrita en detalle por James Brough (1939) [84] y Toni Bürgin (1992). [85] [86] [87]

Condrictios (peces cartilaginosos)

Cefalópodos

La fauna de cefalópodos de la Formación Besano fue descrita en detalle por Hans Rieber en los años 1960 y 1970. [105] [106] [107] [108] [109] [110] La mayoría de los fósiles se concentran en el Punto 902, ocupando varias zonas bioestratigráficas distintas registradas a través del afloramiento, capa por capa. [107] [111]

Otros moluscos

Algunos de los fósiles más abundantes en la Formación Besano pertenecen al bivalvo Daonella , con múltiples especies evolucionando en secuencia a través de la formación (según las implicaciones estratigráficas del Punto 902). [105] [113] [114] [108] [12] [115]

Otros invertebrados

Plantas

Referencias

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