El Westfaliano es una etapa o edad regional en la estratigrafía regional del noroeste de Europa, con una edad entre aproximadamente 315 [1] [2] y 307 [1] [3] Ma (hace millones de años) . Es una subdivisión del Sistema o Periodo Carbonífero y la Serie Silesiana regional . El Westfaliano recibe su nombre de la región de Westfalia ( en alemán : Westfalen ) en Alemania occidental donde se encuentran estratos de esta edad. Las medidas de carbón de Inglaterra y Gales también son en gran parte de la edad westfaliana, aunque también se extienden hasta el siguiente Estefaniano .
La Westfalia es precedida por la Etapa/Era Namuriana (que corresponde a la Serie de Granos de Muela de Gran Bretaña) y sucedida por la Etapa/Era Estefaniana (que corresponde a la parte más alta de las Medidas de Carbón de Gran Bretaña).
En la escala de tiempo geológico oficial de la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS [1] ), el Westfaliano se ubica dentro del Subsistema/Subperíodo Pensilvánico (323-299 Ma) del Sistema/Período Carbonífero. Como etapa definida regionalmente, el Westfaliano se superpone con las etapas oficiales de la ICS que se utilizan a nivel internacional. El Westfaliano se extiende desde aproximadamente la mitad superior de la Etapa Bashkiria hasta la Etapa Moscoviana , [4] y posiblemente incluye una pequeña porción de la Etapa Kasimoviana . [5] Muchas fuentes científicas más antiguas se refieren al Westfaliano como una época o serie, que son rangos geológicos más altos que su estado actual.
Desde 1935, el Westfaliano se ha dividido en cuatro subestadios, del más antiguo al más reciente: Langsetiano (Westfaliano A), Duckmantiense (Westfaliano B), Bolsoviense (Westfaliano C) y "Asturiano" (Westfaliano D). Estos subestadios están definidos por fósiles guía, o "fósiles índice ", en particular macrofósiles de plantas , miosporas y ammonoides . [6] [7] [4] El Westfaliano exhibe cambios distintivos en la diversidad de plantas, y se han definido muchas zonas de ensamblaje de macrofósiles de plantas en un área que abarca Europa, Turquía y las provincias marítimas de Canadá. [8]
El Langsettiense , anteriormente conocido como Westfaliano A , recibe su nombre del pueblo de Langsett en el sur de Yorkshire , Inglaterra. Marca la base de la etapa regional de Westfalia, definida por el ammonoideo Gastrioceras subcrenatum . [6] La base del Langsettiense (y del Westfaliano en su conjunto) se ha datado en torno a 319,9 [9] o 319,2 [2] Ma.
El Langsettiano corresponde a la zona de ensamblaje de Calymmotheca ("Lyginopteris") hoeninghausii . [8] Muchas especies de plantas ampliamente distribuidas aparecen por primera vez cerca de la base del Langsettiano, lo que indica un pico de diversificación en los hábitats de pantanos de carbón tropicales . [8] [10] La diversidad de plantas aumenta de manera constante a lo largo de todo el Langsettiano, aunque esto puede ser el resultado de factores ecológicos como el retroceso de la línea costera. [8]
El Duckmantiense , anteriormente conocido como Westfaliano B , recibe su nombre del pueblo de Duckmanton en Derbyshire , Inglaterra. La base del Duckmantiense está definida por el ammonoideo Anthracoceratites vaderbeckei . [6] El límite entre las etapas globales Bashkiriense y Moscoviense (~315,2 Ma) [4] corresponde a la parte media-tardía del Duckmantiense. [9] [4]
La parte media-baja del Duckmantiense corresponde a la zona de ensamblaje de Lonchopteris rugosa , la biozona vegetal más diversa de las cuencas carboníferas de Europa. La tendencia al alza de la diversidad del Langsettiense continúa en esta biozona, con pocos cambios notables en la composición de especies. En la mayoría de las cuencas carboníferas europeas, la diversidad vegetal alcanzó una meseta aproximadamente a mitad del Duckmantiense. Los pantanos de carbón se volvieron cada vez más inestables en la zona de ensamblaje de Paripteris linguaefolia , que comienza en la parte superior del Duckmantiense. [8] [10]
El Bolsoviense , anteriormente conocido como Westfaliano C , recibe su nombre de la ciudad de Bolsover en Derbyshire. La base del Bolsoviense está definida por el ammonoideo Donetzoceras aegiranum , [6] y tiene una edad estimada de alrededor de 313,8 [9] o 313,7 [5] Ma.
La zona de ensamblaje de Paripteris linguaefolia continúa en el Bolsoviense, y se observa una disminución en la diversidad de plantas en toda Europa. [8] En algunas cuencas mineras, como la cuenca Nord-Pas-des-Calais en el norte de Francia, la disminución se retrasa hasta mediados del Bolsoviense, mientras que en otras áreas puede comenzar tan temprano como a fines del Duckmantiense. La tendencia general a la disminución de la diversidad es leve, pero varias especies notables de licopsidos y esfenopsidos desaparecen de los pantanos de carbón europeos en esta época. [10]
El Westfaliano D se conoce a menudo como el Asturiano , llamado así por la región de Asturias en el noroeste de España . [11] En la mayor parte de Europa, el Westfaliano D se distingue por los fósiles de plantas. Asturias es una de las pocas regiones europeas con suficientes fósiles marinos del Westfaliano tardío como para permitir correlaciones precisas con otros estratos marinos. La propuesta de implementar plenamente el nombre "Asturiano" aún debe ser ratificada, ya que algunas dificultades estratigráficas en España no están completamente resueltas. [4] [3]
La parte inferior del Asturiense pertenece a la zona de ensamblaje de Linopteris obliqua [8] (a veces denominada zona de Linopteris bunburii ). [5] Esta biozona es notablemente menor en diversidad que las biozonas westfalianas anteriores. Los fósiles de plantas aún son comunes en gran parte de Europa, con Neuropteris ovata como una especie particularmente abundante. [8] Un importante recambio ecológico ocurre aproximadamente a la mitad del Asturiense (~309 Ma), [5] con la llegada de la zona de ensamblaje de Crenulopteris acadica [12] [5] [8] [10] (anteriormente conocida como la zona de Lobatopteris vestita ). [ 7] Los fósiles de licopsidos se vuelven muy raros, mientras que los helechos marattiales se vuelven abundantes en los depósitos de los pantanos de carbón. [8] Muchos yacimientos de carbón europeos estaban ubicados en una cuenca de antepaís al norte de la orogenia varisca . A medida que continuaba la formación de montañas, se aceleró el levantamiento en la cuenca, poniendo en peligro la supervivencia de los entornos de pantanos de carbón. [8] [10]
Los fósiles de plantas (y los depósitos de carbón en su conjunto) son poco comunes en la subetapa "Cantábrica" posterior del Stephaniense. [3] El final del Asturiense es un tema de intenso debate; la mayoría de las estimaciones sitúan el límite Westfaliano-Stephaniense antes del inicio de la etapa global Kasimoviense (~307 Ma), [6] [4] [3] mientras que unas pocas sitúan el límite dentro del Kasimoviense. [5] La datación radiométrica U-Pb de los estratos de tonstein en España estima que el Asturiense duró desde 310,7 a 307,5 Ma, terminando justo antes del Kasimoviense. [3]
El intervalo de Westfalia es ampliamente reconocido por sus depósitos de carbón, rocas que se depositaron ampliamente en regiones que se encontraban en paleolatitudes bajas. Estos depósitos, de los llamados "pantanos de carbón", han producido ricos conjuntos de fósiles que incluyen plantas portadoras de esporas y semillas, peces y tetrápodos. [13] [14] [15] Los anfibios eran diversos y dominaban algunas comunidades. El colapso de la ecología de la selva tropical entre el Moscoviense y el Kasimoviense eliminó muchas especies de anfibios que no sobrevivieron tan bien en las condiciones más frías y secas. Los reptiles, sin embargo, prosperaron debido a adaptaciones clave específicas y experimentaron una importante radiación evolutiva, en respuesta al clima más seco que llevó al colapso de la selva tropical. [16] [17]
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