La Capa negra de Agost; testigo de un cataclismo mundial.

 

1. Introducción.

El paso del Mesozoico al Cenozoico viene marcado en el registro geológico mundial por la desaparición de grandes grupos faunísticos tanto terrestres como marinos constituyendo una de las cinco grandes extinciones masivas que ha habido en este planeta. Siempre ha llamado la atención de la comunidad científica internacional como pudieron desaparecer, de modo prácticamente instantáneo, grupos con gran éxito evolutivo, una gran diversidad especifica y una posición tan dominante como la que, durante la Era Mesozoica, tenían los dinosaurios en tierra y los reptiles y cefalópodos en el mar. 

Físicamente el límite entre el Mesozoico y el Cenozoico (límite Cretácico-Paleógeno o límite K/Pg) viene marcado, a nivel mundial, por un delgado (cmts) nivel de sedimentos de color oscuro (capa negra), nivel que en su base lleva otro más delgado (mms), de color rojizo, en el que se ha detectado cantidades anómalas de metales raros principalmente del grupo de platino que está formado por los siguientes elementos: rutenio (Ru), rodio (Rh), paladio (Pd), osmio (Os), iridio (Ir) y platino (Pt).

Figura nº 1: Fotografía de detalle de la capa negra de Agost (flecha amarilla)

Para explicar las concentraciones anómalas de estos elementos, especialmente del iridio, se planteó la hipótesis de un impacto extraterrestre (Álvarez), hipótesis que se ha verificado al estudiar la composición química de la arcilla de la capa que marca el límite Cretácico-Terciario(K/T), arcilla que se considera que proviene del polvo estratosférico generado por el impacto del objeto extraterrestre  y que presenta una composición química marcadamente diferente a la de las supra e infrayacentes arcillas del Cretácico y Terciario que, en cambio, sí son químicamente similares entre sí. Se ha estimado que el asteroide tendría un diámetro en el rango de 10 ± 4 kilómetros y el lugar del impacto se ha ubicado en la Península del Yucatán (cráter Chicxulub). 

Figura nº 2: Recreación del impacto 

Otras teorías aluden a un impacto múltiple de al menos 2 meteoritos uno el mencionado en el Golfo de Méjico y otro en Ucrania (cráter Boltysh). La teoría de un desencadenante volcánico de la extinción de finales del Cretácico defendida por Gerta Keller ha quedado olvidada por la cantidad de datos que abalan a la teoría del impacto extraterrestre. En la figura de la derecha se puede ver una recreación artística del momento del impacto del asteroide  o  un  bólido quizás un poco demasiado grande. 

Algunos taxones de organismos marinos se habían degradado al final del Cretácico para eventualmente extinguirse antes o precisamente en el límite KT, pero la mayoría de ellos se extinguieron exactamente en este límite. M.S. Barash (2010) opina que la biota del Cretácico terminal estuvo marcada por cambios ambientales, incluyendo eventos tectónicos, enormes erupciones volcánicas, impactos de grandes asteroides, eventos de anoxia, transgresiones y regresiones marinas, episodios de enfriamiento y calentamiento y cambios en la química de la atmósfera y el agua de mar. La acumulación de todos estos factores, excepto los eventos de impacto, podrían estimular la degradación de algunos grupos de organismos, no su extinción. 

Así pues la acumulación de factores internos puede ocasionar una extinción en masa, pero además el límite Cretácico-Terciario (KTB) estuvo marcado por importantes eventos de impacto, que se reflejan en la aparición de los cráteres de Chicxulub, Shiva, Boltysh, Silverpit y probablemente algunos otros cráteres de impacto aún no encontrados, ocasionados por asteroides que cayeron en ese momento o un poco antes. Además, otros asteroides cayeron al océano y no dejaron rastro.  

CAPA LIMITE CRETACICO- TERCIARIO (KTB).

En la siguiente figura se puede ver la distribución global de ubicaciones conocidas de la capa límite que marca el tránsito Cretácico - Terciario (KTB o límite K/T). En el mapa global de la parte superior de la figura se indica con un asterisco la ubicación del cráter de impacto de Chicxulub (Méjico) y con círculos de colores los sitios donde se ha encontrado la capa límite K/T. Los colores de los puntos indican los cuatro tipos distintos de depósito en el evento del límite K-Pg, tipos de depósito que están relacionados con la distancia desde cada punto al cráter Chicxulub, a saber: muy cercano (hasta 500 km) con color majenta; cercano (hasta 1.000 km) con color rojo; a distancia intermedia (de 1.000 a 5.000 km) con color naranja; y lejano (>5.000 km) en amarillo que corresponde a la de Agost. Los lugares donde se realizaron sondeos en aguas profundas se han denominado mediante los números correspondientes del Proyecto de Perforación en Aguas Profundas (DSDP). 

En la parte inferior de la figura se pueden ver las columnas litológicas tipo de los cuatro grupos de límites. destacando los niveles clásticos gruesos de alta energía en las columnas más próximas al cráter y sin este tipo de depósitos gruesos en otros sitios más lejanos (disitales) del cráter como el caso de Agost.

Figura nº 4: Ubicaciones de la capa limite Cretácico-Terciario y de los sondeos
marinos que la atraviesan. 

En la siguiente figura (J.Smit 2004) se indican los sitios donde se encuentra el limite K/T en Europa Occidental (3 de ellos en España), el tramo negro indica el espesor relativo de la capa límite: 

Figura nº 5: Principales secciones del KTB en Europa.

Como en otros lugares del globo terrestre, el límite del K/T en Agost está marcado por importantes anomalías geoquímicas. El límite se caracteriza por un gran aumento del contenido en Iridio, por ejemplo, Smit (1990) informó de contenidos de 24,6 ppb de Iridio y Martínez-Ruiz et al. (1992) informaron de contenidos de 24,4 ppb. El límite KTB también está marcado por altos contenidos de diferentes elementos químicos (PGE) como Fe, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, As o Sb.

El iridio (S. Tennant 1803) es un metal de transición duro, frágil, denso (21,8 gr/cm³) y pesado, de color plateado metálico es el elemento más resistente a la corrosión a altas temperaturas con un punto de fusión muy alto (2.000ºC). 

Figura nº 7: El metal iridio. 

Se le considera un elemento extraterrestre ya que es prácticamente inexistente en la corteza terrestre (el oro es 40 veces más abundante) y en cambio es más abundante en el resto del cosmos por lo que las altas concentraciones de este metal en los sedimentos del límite K/T, depositados en medios marinos profundos, solo podrían ser debidas a aportes de material extraterrestre. En los depósitos de sedimentos marinos profundos de Italia, Dinamarca y Nueva Zelanda donde aparece la capa negra que marca el límite K/Pg se detectan aumentos respectivos de iridio de aproximadamente 30, 160 y 20 veces por encima del nivel normal, llegando a valores 1.000 veces superiores en rocas de Wyoming (USA). Se calcula que hay 200.000 toneladas de iridio concentrado en la capa del límite K/pg).  

Como se ha mencionado este iridio solo puede tener un origen extraterrestre y concretamente procedería del impacto contra la Tierra de un gran asteroide que eyectaría en la atmósfera terrestre una cantidad de roca pulverizada equivalente a unas 60 veces la masa del asteroide. Una fracción importante de este polvo permanecería en la estratosfera durante varios años y se distribuiría por todo el mundo. Este polvo impediría que la luz del Sol llegara a la superficie terrestre sumiendo al mundo en una oscuridad que impediría la fotosíntesis, generando unas consecuencias biológicas que coinciden bastante con las de las extinciones masivas observadas en el registro paleontológico.

Hipótesis del impacto de un asteroide.

Después de descartarse otras hipótesis como la la explosión de una supernova cercana, la pregunta era: que fuente de dentro del sistema solar podría haber suministrado el iridio encontrado en el KTB y también causar una extinción masiva?. Tras considerar y rechazar una serie de hipótesis se consideró que la hipótesis del impacto del meteorito es la que mejor explica la mayor parte o la totalidad de las evidencias biológicas y físicas. En resumen, la hipótesis que se considera valida por la mayoría de los investigadores, sugiere que un asteroide chocó contra la Tierra y formando un gran cráter de impacto y expulsando parte del material tamaño de polvo del propio bólido y del cráter, material que tras alcanzar la estratosfera y se extendió por todo el mundo. El asteroide entraría en la atmósfera a una velocidad de aproximadamente 25 km/seg, con una energía cinética equivalente a la de 108 megatones de TNT. Se ha estimado (Grieve) que el diámetro del cráter formado por el impacto de un asteroide de 10 km de diámetro sería de unos 200 km. Tras el impacto seguiría una turbulencia atmosférica extrema y un tsumani catastrófico. En el siguiente cuadro se resumen los principales efectos del impacto y su duración.

Según J. Smit (1989) el Maastrichtiense superior fue un período de climas estables con pocos cambios con una lenta tasa de renovación de los foraminíferos planctónicos y otros animales marinos y las mediciones de isótopos estables y oligoelementos no indican cambios ambientales significativos antes del límite K/T. Según este autor a finales del Cretácico se produjeron varios impactos extraterrestres simultáneos; uno en tierra y tal vez varios en el océano, dejando globalmente una delgada capa de eyección con minerales impactados y microtectitas. Estos impactos ocasionaron las extinciones masivas que marcan el final de la era Mesozoica. Las causas de estas extinciones son varias:

-Las nubes de polvo procedentes del impacto, mezcladas con las de cenizas provenientes de grandes incendios forestales, pueden haber suprimido la luz solar durante 1 a 3 meses, reduciendo temporalmente la fotosíntesis a escala global. 

-Un gran aumento del CO2, causado por la descomposición de organismos muertos (entre ellos miles de millones de dinosaurios) y la destrucción de la biomasa vegetal por los grandes incendios forestales. 

-Un efecto invernadero causado por el alto contenido en polvo y gases en la atmósfera provoco un aumento de la temperatura de la superficie del océano en 8°C, efecto que persistió al menos durante 5.000 años. Cuando se redujo el exceso de CO2 atmosférico, se produjo un enfriamiento de las temperaturas superficiales a la vez que la restauración parcial de la fotosíntesis en la capa fótica de los océanos y de la producción de carbonato pelágico. 

A la vuelta a los valores ambientales anteriores al impacto del asteroide, una nueva fauna colonizó rápidamente nichos vacíos en los océanos del mundo. En este período pionero, las especializaciones ocurren con frecuencia, la tasa de renovación de especies planctónicas fue alta y la abundancia de especies fluctúo mucho. Unos 40.000 años después, estas faunas pioneras y oportunistas fueron reemplazadas por faunas planctónicas estables y bien conocidas, caracterizadas una vez más por tasas de renovación lentas.

En el frente de los dinosaurios observamos patrones similares. Smit et al. (1987) demostraron que la extinción gradual de los dinosaurios mucho antes del KTB es cuestionable y que la mayoría de los eventos de especiación de los nuevos mamíferos ocurren justo después del límite K/T. Para nosotros, es importante recordar que el evento de especiación de los primates primitivos ocurre dentro del período pionero inmediatamente posterior a la extinción de los dinosaurios.

Figura nº 9: Recreación dramática del ultimo dinosaurio (imagen de National Geografic). 

En la revista Science correspondiente a Mayo de 2010 un grupo de investigadores critica la hipótesis de que el evento de extinción finicretácica se deba exclusivamente al impacto de un asteroide como proponen muchos investigadores. Estos autores sostienen que los patrones de extinción y supervivencia de los vertebrados y de otros organismos, tanto terrestres como marinos, fueron variados lo que apunta a un evento de extinción debido a múltiples causas a saber: actividad volcánica, regresión marina, cambios climáticos y también un impacto extraterrestre. Se constata que las cinco extinciones masivas del registro geológico ocurren durante o poco después de épocas de regresión marina global (Devónico) y al menos tres ocurren durante intervalos de vulcanismo masivo (Pérmico).

En este artículo se considera revelador que, en todos los demás casos de extinción masiva registrados en los últimos 600 millones de años, nunca se haya detectado de manera confiable, y a pesar de las extensas búsquedas realizadas, ninguna señal de un impacto extraterrestre. Que, además, en el registro geológico hay registrados otros grandes impactos extraterrestres sin extinciones asociadas. 

Tamaño del asteroide.

Mediante diversos métodos se han calculado diámetros de 6,6; 10,0; 7,5 y 14,0 kilómetros, luego el tamaño medio del asteroide se cifra en 10+-4 kilómetros de diámetro, el tamaño de la Isla de Manhattan. Durante los últimos 1.000 millones de años la tierra ha sido bombardeada por un flujo casi constante de asteroides que se cruzan en la órbita terrestre. En una primera aproximación en la actualidad hay alrededor de 700 asteroides de más de 1 kilómetro de diámetro ("objetos Apolo") que cruzan la órbita de la Tierra de los cuales solo unos 7 tendrían diámetros superiores a 10 km. El tiempo medio hasta la colisión con la Tierra de un asteroide que cruza su órbita es de unos 30 millones de años y el tiempo medio hasta la colisión de un asteroide con un diámetro de 10 km o más seria de aproximadamente 200 millones de años, aunque cálculos más sofisticados (Shoemaker) estiman que el tiempo medio de colisión es de 100 millones de años.

En la siguiente figura se puede ver el tamaño del asteroide (10 kms) en comparación con el tamaño de la Tierra (12.800 Kms).

Figura nº 10: Tamaño real del bólido del limite KTB respecto al de La Tierra 

En sedimentos del límite Cretácico/Terciario del Océano Pacífico Norte se ha encontrado meteorito de 2,5 mm de diámetro que se piensa que puede ser un fragmento del bólido responsable del cráter Chicxulub. Los análisis geoquímicos y petrográficos de este fragmento indican que probablemente provino de una condrita carbonosa rica en metales y sulfuros de origen asteroidal y no cometario (F.T. Kyte, 1998). Las condritas constituyen el 85% de los meteoritos que caen en la Tierra y de ellas el 5% son condritas carbonosas o condritas C.

Figura nº 11: un meteorito tipo condrita carbonosa. 

Efectos del impacto:

Cráter de impacto:

El cráter ocasionado por el impacto del bólido alcanzo más de 2,5 km de profundidad y un diámetro superior a los 200 km, siendo éste el cráter conocido, hasta hoy en día, más grande y mejor preservado en todo el planeta. Su centro se localiza unos kilómetros al este de Puerto Progreso, cerca del poblado de Chicxulub, en el estado de Yucatán (Méjico), de donde el meteorito toma su nombre.

Figura nº 12: Recreación artística el Crater de Chicxulud (Méjico). 

El meteorito impactó a una velocidad de 72.000 km por hora y la energía del movimiento del meteorito al llegar a la Tierra y ser liberada generó temperaturas de hasta 18.000°C.  La energía liberada por el impacto del meteorito, fue la equivalente a 100 millones de megatoneladas de TNT (5.000 bombas atómicas como la de Hiroshima), la cual bastó para poder vaporizar el meteorito en un segundo y hacer un agujero que alcanzó una profundidad de 20 kms; esto pudo ocurrir al generarse dos ondas de choque una en el momento que el meteorito hizo contacto con la atmósfera y otra cuando llego a la superficie de la Tierra: la primera onda aplastó las rocas, rompiéndolas y formando grietas; la segunda afectó al meteorito deformándolo y rompiéndolo un segundo después de haber ocurrido el impacto. 

Salvo el fragmento (Figura nº 11) antes descrito, no se conservan restos del meteorito ya que las altas temperaturas y la fricción vaporizaron todo el material (Álvarez, W., 2009).

En la siguiente figura se puede ver el mapa de anomalías de la gravedad del cráter de Chicxulub. Los puntos negros representan el anillo de cenotes alrededor del mismo.

Figura nº 13: Anomalías gravitatorias en el Yucatan y situación de los cenotes. 

Emisiones de polvo y gases. 

Para poder hacernos una idea sobre las eyecciones de polvo a la atmosfera se tiene el dato de la erupción del Krakatoa (Agosto de 1883) que expulso aproximadamente 18 km³ de material a la atmósfera, de los cuales unos 4 km³ terminaron en la estratosfera, donde permaneció entre 2,0 a 2,5 años. El polvo de la explosión de baja densidad (2 g/cm³) rodeó el globo, dando rápidamente lugar a brillantes puestas de sol, vistas en todo el mundo, y aunque esta capa de polvo no absorbió toda la radiación incidente, lo más probable es que la luz del sol se atenuara en un alto grado. Se calcula que la explosión causada por el impacto del asteroide de Yucatán fue unas 1.000 veces superior a la del Krakatoa.

Según la experiencia del Krakatoa el material del impacto del asteroide en la estratosfera se asentó en unos pocos años. Sin embargo, hace 65 millones de años, el día podría haber se ha convertido en noche durante un período de varios años, después de lo cual la atmósfera volvería relativamente rápido a su estado transparente normal.

El impacto de un gran asteroide (+- 10 km de diámetro) sobre este planeta produciría efectos devastadores en cientos o miles de kilómetros a la redonda, las perturbaciones más severas para la biosfera serían las derivadas de la emisión súbita de cerca de 50 gigatoneladas de SO₂ a la atmosfera junto a grandes cantidades de material fundido resultante del impacto de en forma de gotitas (microtectitas) junto a una enorme cantidad de polvo. 

Figura nº 14: Microtectitas del limite KTB
en la Isla de Gorgonillade (Caribe).

La lluvia de microtectitas, incandescentes por su fricción con la atmósfera (Kring, 2007) provoco y la ignición espontánea de muchos bosques liberándose, además, grandes cantidades de pirotóxinas y partículas de hollín. La concentración de este hollín, junto con el polvo generado por el impacto, oscureció la atmósfera durante varios meses, causando un brusco enfriamiento global. Aparte del polvo y del hollín también se produjo una lluvia ácida de NO₂, formado a partir del N₂ y O₂ atmosféricos. Por los datos paleogeográficos se sabe que el impacto del asteroide tuvo lugar sobre un mar somero con abundantes calizas y anhidritas. la vaporización instantánea de estos materiales y de los del propio bólido liberaría metales pesados e inyectaría a la atmósfera un gran volumen de CO₂ y de aerosoles de ácido sulfúrico lo que incrementaría la lluvia ácida. Además de contribuir al enfriamiento, la liberación de todos estos gases provocaría un rápido evento de acidificación de la parte más superficial de los océanos, que afectaría severamente al plancton calcáreo (Alegret et al., 2012). 

Figura nº 15: Recreación artística de la eyección de microtectitas y fragmentos del bólido tras el impacto.

Tsunami global.

El impacto del bólido en el mar tendría dos efectos, la formación de una ola de borde con el agua desplazado por el impacto y posteriormente de una ola de colapso al rellenar el agua del mar el enorme cráter producido por el impacto. La primera ola tendría 1,5 kilómetros de altura (la mayor ola medida hasta el momento es una de 30,5 metros generada por un deslizamiento en Alaska) y una velocidad de 144 kilómetros por hora, que se amortiguaría al alejarse el punto del impacto, y a esta le seguirían más de menor altura. Aproximadamente 1 hora después del impacto el tsunami llego al Atlántico y 4 horas después las olas llegan al Pacífico alcanzando el Océano Índico por ambos lados. En 48 horas el tsunami alcanza la mayoría de las costas del mundo. Cualquier tsunami históricamente documentado palidece en comparación con tal impacto global. El maremoto global provocado por el impacto seria 30.000 veces más destructivo que el que en 2004 asolo las costas de Asia provocando 230.000 muertos y mucho más destructivo que el provocado por la erupción del Krakatoa que provoco olas de 40 metros de altura que mataron a 30.000 personas.

En la siguiente figura se puede ver una simulación global por ordenador de la altura máxima de la ola provocada por el impacto (M.M. Rango et al. 2022). 

Figura nº 16: Simulación del tsunami generado por el impacto del bólido en Yucatan.

Megaterremoto.

La colisión provocaría un terremoto de magnitud 12 en la escala de Ritchter que se sentiría a cientos de kilómetros del punto de impacto y de propagar ondas de choque por toda la corteza terrestre capaces de modificar la orografía del planeta. El terremoto más grande registrado fue el de Valdivia (Chile) en 1960 y esta considerado de magnitud 9,5. Este terremoto ocasiono un acercamiento de 40 metros entre las placas de Nazca y Chiloé y una variación de 3 cm en la inclinación del eje de del planeta.

Figura nº 17; Magnitudes de terremotos.

Este terremoto ocasiono un Tsumani que genero varias olas de  8 a 10 metros de altura con una velocidad de 150 km/hora tardando 15 horas en llegar a Hawai y llegando a Japón con olas de 6 m de altura.

Onda expansiva.

El impacto generaría vientos que pudieron alcanzar velocidades de 1.000 km/h a miles de kilómetros del punto de impacto. A esa velocidad y con grandes temperaturas se formaría una nube piroclástica que devastaría el planeta entero. Esta onda enviaría a la estratosfera fragmentos de hasta decenas de toneladas de peso que volverían a caer sobre la Tierra en forma de lluvia de meteoritos incandescentes que ocasionarían incendios y calentarían las aguas de zonas no afectadas directamente por el impacto.

Figura nº 18: Nube ardiente procedente del Volcán Pinatubo (Fotografía de A. Garcia)

Edad del impacto.

Varios han sido los investigadores que han estudiado la edad del impacto extraterrestre en el siguiente cuadro se resumen varias de estas dataciones:

Comisión Internacional de Estratigrafía (2004)	65.5+-0.3 M.a.
Kuiper et al (2008)	65.95 M.a.
Relación 40Ar/39Ar	65.54+-0.16 y 65.98+-0.10 M.a.
Brecha de impacto cráter de Chicxulub	65.81+-0.14 M.a.
Husson et al. (2011)	65.59+-0.07 y 66+-0,07 M.a.

 

Teniendo en cuenta estas dataciones el momento del impacto estaría situado en el lapso comprendido entre los 65,50-66,00 millones de años entre el Maastrichtiense y el Daniense. 

G. Keller et al. (2002) han encontrado, en varias localidades de México, Guatemala, Belice y en sedimentos del límite Maastrichtiense tardío a Daniense temprano varios niveles con indicios de impactos extraterrestres. Estas evidencias consisten en varios niveles con vidrios de impactos (microtectitas, microkristitas), anomalías de Iridio, PGE, actividad volcánica y cambio climático por lo que estos investigadores han planteado un escenario de impacto extraterrestre múltiple, concretamente tres eventos de impacto durante un período de aproximadamente 400.000 años.  

-El primer impacto: viene marcado por el depósito más antiguo de vidrios de impacto (MM). Este depósito se produjo aproximadamente a 65,27 +-0,03 Ma, casi coincidiendo con el importante vulcanismo del Deccan, y probablemente contribuyó al rápido calentamiento global acaecido entre los 65,4 y 65,2 Ma y dio comienzo a la extinción de las poblaciones cretácicas de foraminíferos plantónicos. 

-El segundo impacto, coincide con el conocido evento límite K/T datado en 65,0 Ma e indicado globalmente por una anomalía de iridio y otras señales cósmicas, aunque este evento no está bien representado en el Caribe y Centroamérica debido a la erosión como resultado de las corrientes y actividad tectónica. El impacto del límite K/T coincide con la desaparición de todas las especies de foraminíferos planctónicos tropicales y subtropicales y una caída en la productividad primaria de los océanos. 

-El tercer impacto, se identifica por una anomalía Iridio en cinco localidades de Haití, Guatemala y México localizadas en la subzona de Parbularogoglobigerina eugubina del Daniense temprano, aproximadamente 100.000 años después del límite K/T. Este evento puede haber sido responsable de la desaparición de las especies supervivientes del Cretácico y del retraso en la recuperación de otras después del evento de impacto K/T. Es necesario investigar las secuencias del Maastrichtiente tardío y del Daniense temprano en busca de señales de impacto fuera del área estudiada para determinar los efectos físicos y bióticos globales de estos eventos cósmicos.

Como se vera en apartados posteriores el limite K-T en Agost y Caravaca esta bien datado mediante sus faunas de foraminíferos y también mediante su magnetoestratigrafia segun la cual el evento de impacto acaeció durante el Cron 29r la base del Daniense (el Daniense abarca los crones de polaridad geomagnética C29, C28 y C 27)  

Efectos sobre el registro fósil.

De los cinco grandes eventos de extinción masiva el evento del límite Cretácico – Terciario ha sido el más estudiado por ser el último y presentar un buen registro estratigráfico. El grupo faunístico más emblemático desaparecido en este evento de extinción fue el de los dinosaurios, pero también se extinguieron casi totalmente los ammonites, belemnites y rudistas entre otros. El impacto entre los microorganismos marinos planctónicos y bentónicos  también fue muy acusado.

Figura nº 19: Las grandes extinciones en masa en el Fanerozoico.  

En la siguiente tabla se resumen las tasas de extinción en las 5 extinciones masivas mayores:

	Porcentajes de extinción (%)
Evento Extinción	Familias	Géneros	Especies
Final Ordovícico	12	60	85
Final Devónico	14	57	83
Final Pérmico	52	82	95
Final Triásico	12	53	80
Final Cretácico	11	47	76

 

Como puede ver la mayor extinción masiva de todas las del registro geológico fue la del Pérmico, siendo la del Cretácico/Terciario (KTB) la menos intensa de todas ellas en numero de géneros y especies afectadas.

La colisión de Chicxulub tuvo un efecto catastrófico e instantáneo (meses o algunos años) sobre el conjunto de la biota terrestre y marina siendo los dinosaurios los protagonistas de este evento de extinción finicretácica. Algunos autores defienden que los dinosaurios estaban en franca decadencia a finales del Cretácico, pero estudios recientes basados en las evidencias (huesos, huevos, coprolitos y huellas) de dinosaurios en los cinco continentes, concluyen que en los últimos 18 M.a. del Cretácico y especialmente durante los 2 millones de años antes del límite K/T, los dinosaurios alcanzaron su máxima diversidad genérica. 

En el siguiente gráficos (F. L. Condamine 2021) se puede ver la diversificación de 6 familias de dinosaurios antes de su extinción.

Figura nº 20: número de especies de dinosaurios durante el Cretacico Superior.

Por ejemplo, Wang y Dodson (2006) comprueban un ligero aumento de diversidad de los dinosaurios en los dos últimos pisos del Cretácico pasando de 209 géneros en el Campaniense y 213 en el Maastrichtiense. Por otro lado, Schulte et al. (2012), encuentran en el NE de México restos (huesos y dientes) de dinosaurios y reptiles marinos en sedimentos con microtectitas, lo que demostraría que los dinosaurios habitaban esa zona en el momento del impacto extraterrestre. 

El registro de la extinción de los dinosaurios en España (muy estudiado en los Pirineos sur-centrales (N. López - Martínez, 2001) es uno de los mejores del mundo por la cantidad y calidad de sus numerosos yacimientos de fósiles (huesos, huevos, nidos y huellas) en una sucesión cronológica que abarca desde el Campaniense superior hasta el Daniense (Terciario basal) con una duración de unos 9 millones de años. En total se han encontrado de 8 a 9 taxones de terópodos, saurópodos y hadrosaurios en cada periodo temporal, hasta las proximidades del KTB, demostrando que no es cierta la teoría de la supuesta extinción de todos los dinosaurios en Europa dos millones de años antes que en Norteamérica, o la de los dinosaurios saurópodos cuatro millones de años antes del KTB. Si que se detectan dos periodos de cambios en la sucesión de faunas de dinosaurios con anterioridad al KTB; el primero es la desaparición de los abundantes yacimientos de huevos con cáscaras de tipo Megaloolithus y de nidos de dinosaurios que se detecta aproximadamente en el límite Campaniense-Maastrichtiense. 

Figura nº 21: Nido de dinosaurio con huevos del tipo Megaloolithus (Cretácico Superior).

El segundo cambio detectado es la extinción aparente del ornitópodo Rhabdodon y de los anquilosaurios en la base del Maastrichtiense superior, y su reemplazamiento por nuevos hadrosaurios. 

Figura nº 22: el dinosaurio ornistiquio rahbdodontido, Rahbdodon del Cretacico Superior
(86-66 Ma) 

En las secciones pirenaicas se detecta un gap de un metro como mínimo entre los fósiles de dinosaurios más recientes (varios yacimientos de huellas) y el primer nivel del Terciario, asociado a una anomalía isotópica del C13 y a dos yacimientos ricos en peces y carentes de dinosaurios. Este registro es compatible con una extinción catastrófica precedida de importantes cambios en las faunas de dinosaurios que no pueden considerarse precursores de su desaparición.

Pero el hecho de que el registro fósil de los dinosaurios sea bastante incompleto y discontinuo (solo se conocen un 30% de sus especies) hace que no sean los indicadores idóneos para caracterizar el límite K/T en detalle. Además, la experiencia nos dice que es mucho más habitual encontrar fósiles de seres marinos que de animales terrestres y que dentro de estos los que tienen más probabilidades de fosilizar son los invertebrados (ammonites, belemnites, corales, bivalvos…) con conchas duras, fosilizando mejor los de menor tamaño (microfauna). Por todo ello se ha considerado que lo más útil para el estudio paleontológico del límite K/T es utilizar los fósiles de organismos marinos. Dentro de estos fósiles los grupos que tienen un mejor y más abundante registro fósil son los microorganismos marinos y, por tanto, son los mejores para definir las características y los ritmos de una extinción. Además en Calasparra y Agost el límite K/T se encuentra dentro de sedimentos margosos hemipelágicos con escasos macrofósiles (bivalvos, equínidos,…) pero con muy abundantes microfósiles de foraminíferos bentónicos y planctónicos lo que obliga a la utilización de estas microfaunas para su estudio paleontológico.

Foraminíferos en el limite JK/T:

Durante el Cretácico Superior disminuyo la abundancia de las especies de foraminíferos de ambientes profundos e intermedios, en cambio sobrevivieron las especies que habitaban cerca de la superficie. Se considera que la causa de este declive fue una regresión del nivel del mar durante el Cretácico Tardío justo antes del límite K/T. Otras extinciones de especies en el límite K/T y posteriores se han atribuido a la importante reducción en la productividad de la superficie y a la ruptura en la estratificación de la masa de agua que se asoció a una rápida transgresión marina. Pero también se ha comprobado como el impacto de un bólido extraterrestre acelero la desaparición de los foraminíferos planctónicos cretácicos.

En el caso de los foraminíferos planctónicos esta extinción podría haber causado la desaparición de alrededor del 90% de sus especies, todo lo contrario de lo que les paso a los foraminíferos bentónicos que no sufrieron ninguna extinción masiva, lo que es indicativo de que el ambiente bentónico fue menos afectado que el planctónico. Sin embargo, las asociaciones bentónicas sí que muestran que, en coincidencia con el limite K/T, hubo una disminución drástica en suministro de nutrientes al fondo del mar, seguido de inestabilidad ambiental y/ o baja oxigenación durante el Daniense más bajo y una lenta recuperación durante el Daniense Inferior. Los cambios en los foraminíferos bentónicos y los cambios paleoambientales inferidos son compatibles con el efecto catastrófico causado por un asteroide de gran tamaño como el que se piensa que impactó contra la Tierra en el límite K/T. 

El análisis de las asociaciones de microfósiles indica, de una manera clara, que la extinción del límite K/T fue muy brusca, concentrada en un nivel de grosor milimétrico y que los más afectados por la misma fueron los microorganismos de conchas carbonatadas que vivían flotando en la superficie de mares y océanos (foraminíferos planctónicos) con la desaparición de más del 70 % de especies de estos organismos.

En la siguiente figura se puede ver el patrón de extinción de los foraminíferos planctónicos en el estratotipo del límite K/T de El Kef (Túnez). A la izquierda del grafico se observa que solo unas pocas especies cretácicas desaparecen antes del límite K/T y como la mayoría desaparece en este límite. En esta parte del grafico también se observa que ninguna especie paleógena está presente antes del límite K/T y como experimentan una evolución explosiva concentrada en unos pocos miles de años. En la parte derecha del gráficos se pueden ver que solo unas pocas especies sobreviven al límite K/T pues muchas de las que aparecen por encima del límite corresponden a fósiles reelaborados (líneas discontinuas).

Figura nº 23: Extinción masiva de foraminíferos planctónicos en el KTB de El Kef (Túñez).

En la siguiente figura se puede ver una composición fotográfica (J.A. Arz et al. 2012) con el nivel con acumulación de microtectitas y minerales de choque que marca el límite K/T en Caravaca (Murcia) y la comparación entre las asociaciones de foraminíferos planctónicos del Cretácico y del Paleógeno con una marcada diferencia en el tamaño y complejidad de las conchas. En Caravaca y Agost las extinciones de especies fueron selectivas desapareciendo primero las especies de gran tamaño con formas complejas muy ornamentadas y geográficamente restringidas y sobreviviendo las especies más simples, morfológicamente más pequeñas y cosmopolitas . Este patrón de extinción y supervivencia de especies también se ha observado en EI Kef y el río Brazos.

Figura nº 24: El KTB en Caravaca (izquierda) y cambios en la fauna de foraminíferos
planctónicos en el limite Cretácico-Terciario (derecha).

Se consideraba que después de la extinción masiva causada por el impacto la recuperación del ecosistema marino global seria geográficamente heterogénea según la distancia al punto de impacto del asteroide. Si hubiera una relación entre la distancia desde el impacto y la recuperación de la vida marina, ocurriría que las tasas de recuperación serían más lentas en el cráter mismo. Sin embargo, el estudio del registro de foraminíferos, nanoplancton calcáreo, rastros de fósiles y otros datos obtenidos por un sondeo realizado  conjuntamente por International Ocean Discovery Program y Programa Internacional de Perforación Continental en el interior del cráter Chicxulub, indican que la vida reapareció en pocos años después del impacto y que se estableció un ecosistema de alta productividad dentro de los 30.000 años siguientes, lo que indica que la proximidad al impacto no retrasó la recuperación y que, por lo tanto, no hubo un control ambiental relacionado con el impacto en la recuperación. 

LA SECCION DE AGOST (ALICANTE).

La sección Agost, descrita por primera vez por Leclerc en 1971, es una de las más relevantes y conocidas secciones del límite K/Pg (Cretácico/Paleógeno) en España y es, junto la de Caravaca, una de las principales localidades mundiales donde estudiar las evidencias del impacto y la consiguiente extinción masiva. La sección ha sido estudiada por numerosos investigadores de variadas disciplinas geológicas (estratigrafía, paleontología, geofísica, etc…). La sección de Agost se encuentra a aproximadamente 100 km al este de la mencionada sección de Caravaca; como ambas secciones tienen una parecida litología son consideradas como unas de las secciones más continuas del límite K/T del mundo. 

Ubicación y estratigrafía.

Agost está situado en la Provincia de Alicante, en el SE de España y el afloramiento se sitúa aproximadamente a 1 km al norte del casco urbano. La transición Cretácico -Terciario y el KTB aparece parcialmente expuesta en el talud izquierdo de carretera Agost-Castalla (CV-827), cerca del PK 9 de esta vía de comunicación:

Figura nº 25: Carretera Agost- Castalla, al fondo el Maigmó. 

En el talud de la carretera CV-827 hay dos sitios donde se puede ver la capa negra que marca el KTB, el mas visible se localiza en el punto de coordenadas:

X= 706275

Y= 4258963.

 

Figura nº 26: Talud de la carretera donde hay una buena exposición del KTB.

Geológicamente Agost se sitúa en las zonas externas de la Cordillera Bética tal como se puede ver en la siguiente figura:

 

Figura nº 27: Esquema geológico de la Provincia de Alicante.

Mas concretamente estaríamos en la Zona de Aspe-Jijona-Alicante del Prebético Interno, salvo los afloramientos triásicos situados al sur de Agost que podrían considerarse Subbéticos.

Figura nº 28: Zonación del Prebético de Alicante.

La estructura geológica regional esta muy tapada por extensos depósitos cuaternarios, observándose como al sur de Agost se encuentra un anticlinorio o transversal triásica de dirección aproximada E-W en la que afloran las dolomías del Muschelkalk y las evaporitas del Keuper. Al norte de esta transversal afloran terrenos del Cretácico superior, con buzamientos suaves y afectados por fallas directas , de dirección N-S, que se disponen  a modo de teclas de piano y que se sitúan discordantemente sobre el Keuper. Al Sur de esta transversal triásica también aparecen terrenos del Cretácico inferior discordantes sobre el Triásico. El emplazamiento de este Triásico debido de tener un carácter diapírico con una primera intrusión prealbiense y otra en el Mioceno Medio, con formación de depósitos “ryn-sincline”, diapirismo que continua en la actualidad. En el siguiente perfil (IGME) se puede ver un corte de esta estructura diapírica.

Figura nº 29: Corte geológico del MAGNA.

En este Keuper se distinguen las cinco formaciones que constituyen el Grupo Valencia (F. Orti, 1974): Arcillas y Yesos de Jafafuel (K1), Areniscas de Manuel (K2), Arcillas de Cofrentes (K3), Arcillas yesíferas de Quesa (K4) y Yesos de Ayora (K5):

Figura nº 30: Afloramiento de arcillas rojas en facies Keuper en el Barranco del
Montnegre (Jijona; Alicante).  

Debido a su naturaleza evaporítica estos depósitos triásicos se encuentran extruidos de modo diapírico perforando materiales más modernos. Debido a su naturaleza blanda y fácilmente erosionable (evaporitas) normalmente constituyen relieves negativos.

Figura nº 31: Estructura diapírica en la Vía verde del Maigmó.  

Los depósitos del Cretácico superior y del Paleógeno inferior en Agost incluyen desde la parte superior del Cenomaniense hasta la Formación Quipar-Jorquera del Eoceno (Vera, 1983), que fue descrita originalmente por Van Veen (1969). Los depósitos del Maastrichtiense consisten en margas masivas pelágicas grises, intercaladas con calizas margosas más escasas en la parte superior. 

Desde el punto de vista paleogeográfico, a finales del Maastrichtiense, Agost se encontraba en el borde meridional de la Placa Ibérica que a su vez estaba unida a la Placa Europea. Agost y Caravaca se situaban en el mar en este caso en la conexión entre el Océano Atlántico y el Tethys como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 32: Situación de los afloramientos del KTB en el esquema paleogeográfico de la Península Ibérica a finales del Cretácico Superior.

All final del Maastrichtiense, Agost estaría situado entre la parte más externa de la plataforma continental y la parte más somera del talud a profundidades que oscilarían entre los 200 a 500 mts de profundidad. Inmediatamente por debajo del límite K-T la sedimentación se hace más profunda, depositándose en las partes medias del talud entre los 600 y 1.000 mts de profundidad, sin sufrir ninguna variación durante el Daniense basal. La estimación de las tasas medias de sedimentación en Agost es de 1,98 cm/ka para el Cretácico final y de 0,83 cm/ka para el Terciario basal y no hay señales de discontinuidades estratigráficas lo que hace a esta sección una de las mejores de todo el mundo del límite K-T

En la siguiente figura se puede ver el mapa geológico 1/50.000 de la serie MAGNA correspondiente a la Hoja 871 (ELDA)

Figura nº 33: Mapa geológico de la zona de Agost con indicación de la situación del KTB.
Compuesto a partir de la Hoja 871 (ELDA) del IGME. 

En esta Hoja aparecen, dispersos, varios afloramientos de Paleoceno, pero que este apoyado directamente sobre el Cretácico Superior solo están los de la Loma de Beata en Agost y la Buitrera en Monovar  y en este ultimo no esta descrito el KTB.

Localmente nos situamos inmediatamente al norte del Casco urbano de Agost en la zona conocida como Loma de la Beata donde aflora buzando suavemente (10-20º) una secuencia Paleocena dispuesta sobre el Cretácico Superior:

 

Figura nº 34: Mapa geológico de detalle de La Loma de la Beata al norte
de Agost donde se cartografían las diferentes unidades litoestratigráficas
definidas en la zona. (Tomado de Geolodia de Agost)

Estratigrafía;

En el sur de España, el intervalo KTB está formado por margas y calizas hemipelágicas del Maastrichtiense superior y Paleoceno Inferior (Daniense) con una microfauna diversa y abundante. Las margas con un 20% de detríticos finos (arcilla y limo), presentan gran cantidad de organismos calcáreos pelágicos. Las margas/calizas pelágicas maastrictienses tienen más de 100 metros de espesor y presentan  un ritmo de deposición de 40 mm/kyr, sin observarse cambios litológicos significativos hasta el KTB. En la siguiente figura e puede ver la tabla cronoestratigráfica del Cretácico-Paleoceno.

Figura nº 35: Tabla cronológica de Cretacico Superior - Paleógeno.

Las margas del Maastrichtiense superior están recubiertas por una capa o lámina de arcilla pura, de apenas 2 mm de espesor. Esta lámina contiene restos de meteoritos y escombros de impacto y que probablemente representa la precipitación distal de un gran impacto extraterrestre. Tanto el límite inferior como el superior de la lámina son nítidos, lo que indica que se depositó en un solo evento.

Figura nº 36: Detalle de la capa limite de Agost donde se aprecia su grosor (2-3 mm).

El límite superior de la arcilla límite es gradual a partir de la misma aparece una flora nanofósil y una fauna de foraminíferos planctónica, completamente nueva. La lámina con restos del impacto está recubierta por una capa de arcilla oscura, en realidad una marga arcillosa. con aproximadamente un 25% de carbonato que también se caracteriza con nuevas faunas de foraminíferos y nanofósiles planctónicos. 

Figura nº 37: La capa negra de limite K/T en Agost con un grosor de 5 cmts.`

El espesor de la capa de arcilla límite se correlaciona con las tasas de sedimentación normales en el Maastrichtiense superior y el Paleoceno inferior, y varía de 3 cm en la sección de Relleu a 6,5 en las secciones de Caravaca y Agost y de hasta 20 cm, en la sección de Kef en Túnez. 

Geoquímica e isotópicamente, los sedimentos del Paleoceno inferior son casi indistinguibles de las margas del Maastrichtiense superior, aunque las tasas de sedimentación solo corresponden a la mitad (20 mm/kyr) de la tasa del Maastrichtiense.

En 1989, el grupo de trabajo sobre el Límite Cretácico-Paleógeno de la Comisión Internacional de Estratigrafía han considerado que el límite Cretácico-Terciario esté en la base de la arcilla límite en la sección de Kef (Túnez). 

Según el IGME (Hoja 871 del MAGNA) en la zona afloran los siguientes materiales:

Senoniense: Son calizas, margas y calizas margosas blancas, rosadas o verdes y amarillentas con facies pelágicas de Globotruncanas. En el Senoniense se incluyen materiales datados como Coniaciense, Santoniense, Campaniense y Maastrichtiense, que no han sido individualizados en la cartografía del MAGNA. 

Serie de arcillas verdes:   Esta Unidad se halla en perfecta continuidad con los materiales senonienses y está constituida por una secuencia de materiales arcillosos de color verde. No es raro encontrar entre ellos algunas intercalaciones de areniscas calcáreas o bien pasadas de arcillas de color salmón, sobre todo en la base. Su potencia se puede establecer en unos 80 a 100 metros. Es frecuente encontrar entre ellas algunas pasadas con numerosos Nummulites.  La microfauna que contienen permite datarlas como Luteciense Medio. 

Figura nº 38: Margas verdes con algún nivel rojizo. Paleoceno de Agost.

Por su parte B. Chacón y J. Martín-Chivelet propusieron la siguiente subdivisión litoestratigráfica compuesta por siete unidades con el rango de formación: la Fm Naveta, la Fm Aspe, Fm Carche, Fm Raspay, Fm Alberquilla, la Fm Agost y la Fm Pinoso. 

Figura nº 39: Disposición estratigráfica de las distintas unidades litoestratigraficas del
transito Cretácico-Terciario en el Prebético Interno de Alicante.

Formación La Naveta:

Con un espesor de 13 metros está constituida por una sucesión de aspecto rítmico de calizas poco margosas de color blanco a beige y de aspecto algo lajoso, estratificadas en bancos de espesor decimétrico a centimétrico, entre las que suelen intercalarse finos niveles de margas y margocalizas beige-gris. Se trata de biomicritas wackestone a packstone, de tamaño de grano fino, afectadas por bioturbación moderada de tipo Zoophycos, contienen abundantes foraminíferos planctónicos, ostrácodos, algunas calciesferas y escasos foraminíferos bentónicos, junto con fragmentos de equínidos y de bivalvos. Se apoya sobre una discontinuidad situada a techo de las calizas micríticas del Turoniense inferior-medio. En su techo, los depósitos de la Formación Naveta dan paso de forma gradual y rápida a las calizas y calizas margosas de la Formación Aspe. Su edad sería Coniaciense superior (Santoniense inferior)-Santoniense superior alto (Campaniense basal).

La Unidad se depositaria en un ambiente marino hemipelágico con profundidades superiores a los 150 metros (por debajo de la zona eufótica), la sedimentación seria fundamentalmente carbonatada aunque recibe pequeñas cantidades de terrígenos de grano muy fino. 

Formación Calizas del Carche: 

Con un grosor de 95 metros está constituida por calizas y calizas margosas de tonos beige claro a blanco, con intercalaciones de tonos más rojizos, de aspecto ligeramente lajoso, estratificadas en bancos de espesor decimétrico, entre las que se reconocen tramos poco potentes de margocalizas y finas intercalaciones de calizas calcareníticas beige a ocre que muestran laminación interna. El conjunto de la unidad está afectado por estructuras de tipo slump que revelan cierta inestabilidad en el fondo marino. Las microfaunas incluyen abundantes foraminíferos planctónicos, algunos foraminíferos bentónicos, calciesferas, ostrácodos y espículas de esponja, así como numerosos fragmentos de inocerámidos y de equínidos. La bioturbación en estos materiales es variable predominando los Zoophycos que son madrigueras con una estructura tridimensional, helicoidal o en forma de lengua que son el resultado de la superposición de madrigueras en forma de U. Es una estructura de alimentación sistemática (fodinichnia) creada por gusanos no identificados que se alimentan por depósitos profundos de etológia controvertida lo que probablemente se deba a la asignación a "zoophycus" de diversas estructuras generadas por diferentes trazadores que emplean diferentes comportamientos, o incluso un solo trazador que emplea diversos comportamientos.

Figura nº 40.: Icnofauna de Agost 

En Agost se han reconocido abundantes zoophycus de orientación horizontal y oblicua cuyos planos horizontales pertenecen a lóbulos aislados de morfología variable. La vista transversal permite apreciar la típica estructura espiral interna, así como reconocer varios casos en los que diferentes lóbulos pertenecen a la misma estructura. El zoophycus más completo registrado está compuesto por cinco lóbulos, espaciados verticalmente entre 2 y 7 cm, aumentando el tamaño hacia abajo desde unos 4 cm de largo hasta una longitud máxima mayor. Las estructuras tienen un espesor de 0,1 a 0,3 cm. Ocasionalmente, se ha reconocido a zoophycus en asociación con condrites. En la figura de la derecha se puede ver una asociación de icnofauna reconocida en el perfil de Agost.

Tanto la base como el techo de la unidad están definidos por sendas discontinuidades, las cuales tienen asociados niveles conglomeráticos matriz soportados (de tipo debris flow) de espesor decimétrico.

Su edad seria Campaniense basal (Santoniense terminal)-Maastrichtiense inferior. La sedimentación tuvo lugar en medios marinos abiertos comprendidos entre una plataforma externa carbonatada, con profundidades superiores al nivel de base del oleaje y a la zona fótica y en ambientes hemipelágicos carbonatados a mixtos bien oxigenados, también por debajo de la zona fótica, afectados por la actuación de corrientes de fondo y que esporádicamente recibían aportes desde la plataforma somera. En las zonas más profundas se localizan las estructuras de deslizamiento por gravedad, tipo slump. 

Formación Aspe: 

Con un espesor 80 metros presenta un marcado carácter rítmico, marcado por la alternancia decimétrica de calizas a calizas margosas y margas a margocalizas, todas ellas de tonos que oscilan entre rojizos, salmón y blanco-beige. Las primeras son biomicritas wackestone a packstone, de grano fino a muy fino, con una asociación fósil formada por abundantes foraminíferos planctónicos, calciesferas y ostrácodos, algunos foraminíferos bentónicos de pequeño tamaño, restos de inocerámidos y de equínidos, y, en menor cantidad, de pequeños dientes de peces. Las señales de bioturbación (tubos de escasos milímetros de diámetro y Zoophycos) son frecuentes. Se han reconocido niveles decimétricos de calizas calcareníticas algo arenosas y finamente laminadas con gran continuidad lateral y límites muy netos.

La Formación Aspe descansa sobre la Formación Naveta, existiendo entre ambas un tránsito gradual marcado por un ligero incremento en el contenido en terrígenos hacia techo. El techo de la formación viene definido por una discontinuidad muy llamativa definida por cambio brusco en el tipo de depósito (que pasa a ser margoso) y por la presencia de fallas inversas sinsedimentarias, pequeños niveles turbidíticos, slumps y prominentes olistolitos de dimensiones métricas.

La Formación Aspe se depositó en un medio marino abierto hemipelágico, carbonatado a mixto, bien oxigenado y localizado por debajo de la zona fótica, en el que imperaba la decantación de fino material pelágico y que podía estar ocasionalmente bajo la influencia de corrientes de fondo que retocaban y lavaban el sedimento y daban lugar a depósitos de calcarenitas finas.

Figura nº 41: Alternancia de calizas y margas grises claras con tonos rojizos. Carretera de Castalla.

Formación Margas de Raspay: 

Con un espesor de 55 metros está constituida por margas de color verde e intercalaciones de niveles margocalizos o calcareníticos, de color beige a ocre claro. Toda la unidad se encuentra afectada por deformaciones de tipo slump, con un aspecto muy caótico. Las margas son masivas y contienen abundantes foraminíferos planctónicos y bentónicos. Los niveles más ricos en carbonato son de composición biomicrítica, de textura wackestone y tamaño de grano fino. Su contenido fósil incluye equínidos irregulares, restos de inocerámidos y algunos gasterópodos, junto con abundantes microfósiles, entre los que destacan ricas asociaciones de foraminíferos planctónicos y bentónicos de pequeño tamaño, junto con calciesferas. Las intercalaciones calcareníticas son bio-litocalcarenitas de grano muy grueso a medio y texturas packstone a grainstone, que incluyen una asociación fósil caracterizada por una mezcla de fósiles de diferentes ambientes y batimetrías (fragmentos de equínidos, de inocerámidos y de otros bivalvos, de briozoos y de algas rojas, así como numerosos foraminíferos bentónicos de gran tamaño y aguas muy someras, algunas calciesferas y escasos foraminíferos planctónicos) de edad Maastrichtiense superior alto. La Formación Raspay descansa sobre la discontinuidad del techo de la Formación Aspe. En cuanto a su límite superior, se ha reconocido la existencia de una discontinuidad de carácter erosivo que la separa de los materiales de la Formación Pinoso. 

Figura nº 42: Formación Margas de Raspay en Agost.

Los depósitos de la Formación Raspay se formaron en medios marinos abiertos con importantes aportes de terrígenos en suspensión, comprendidos entre la plataforma externa (con profundidades superiores a los 100 m) y la zona batial superior (más de 200 m). Estos medios más profundos tenían fondos inestables, con desarrollo de abundantes slumps. Esporádicamente llegaban flujos turbidíticos procedentes de áreas someras.

Formación Alberquilla: 

Presenta un espesor de 31 metros y está constituida por calizas y/o calizas margosas de color blanco a beige, estratificadas en bancos centimétricos a decimétricos en su parte inferior, que dan paso hacia techo a calizas calcareníticas bioclásticas beige con laminación cruzada y calizas bioconstruidas blancas de aspecto masivo con algunas intercalaciones de margas blanquecinas. Las microfacies de los primeros metros de la unidad son biomicritas wackestone a packstone de grano muy fino, ricas en foraminíferos planctónicos, junto con escasos foraminíferos bentónicos de pequeño tamaño, algunos ostrácodos y numerosos restos de equinoideos. El resto de la unidad está formado por calcarenitas bioclásticas packstone a grainstone con laminación de riples, que incluyen abundantes foraminíferos macrobentónicos, restos de algas rojas, de equínidos, de briozoos y de bivalvos, junto con algunos ostrácodos, y por biolititas framestone de corales coloniales. La Formación Alberquilla se apoya sobre el hardground desarrollado sobre la Formación Raspay y queda limitada a techo por una discontinuidad que la separa de los materiales de la Formación Pinoso.

Figura nº 43: Calcarenita con laminaciones paralelas y de ripples. Paleoceno de Agost.

La edad de esta unidad, basada en los foraminíferos macrobentónicos, es Daniense inferior a Thanetiense superior. Está que incluyen su parte media y superior. Los primeros metros de la unidad, con abundantes foraminíferos planctónicos de muy pequeño tamaño, se incluyen en el Daniense inferior, probablemente no basal. 

La formación se depositó en un ambiente marino carbonatado, que abarcaba desde la plataforma externa proximal, con desarrollo de facies abiertas ricas en organismos planctónicos, al complejo arrecifal, con depósitos bioclásticos y bioconstruidos que delimitaban áreas algo más protegidas hacia la costa.

Formación Agost: 

En su estratotipo la unidad tiene un espesor de 16 metros. Está formada por margas y lutitas margosas de color verde a rojo, que suelen mostrar finas intercalaciones más carbonáticas de margocalizas a calizas margosas gris-verdosas hacia la parte inferior y la parte superior de la unidad y de calizas calcareníticas finamente laminadas, de color beige a ocre en su parte inferior. 

Figura nº 44: Margas verdes y rojizas Paleógenas con niveles de calcarenitas. Agost.

Las margocalizas y calizas margosas muestran una bioturbación de Zoophycos ligera a moderada y están constituidas por biomicritas de grano fino a muy fino con texturas wackestone y packstone. Incluyen restos de equínidos, abundantes foraminíferos planctónicos, junto con algunos ostrácodos y una rica asociación de foraminíferos microbentónicos. 

Figura nº 45: Alternancia de calizas arcillosas y margas grises. Paleógeno de Agost. 

La edad de la Formación, basada en foraminíferos planctónicos, es Daniense basal a Selandiense inferior (Paleoceno basal a Paleoceno medio bajo). En la base se reconoce el Paleoceno basal mientras que a los tramos más altos se les asigna una edad Paleoceno medio bajo.

La sedimentación de la Formación Agost tuvo lugar en un medio hemipelágico mixto, bien oxigenado, situado por debajo de la zona eufótica y a profundidades batiales superiores a los 200 m en las áreas más proximales y a más de 500 m en las zonas más abiertas. A estos medios marinos abiertos, en los que predominaba la decantación, llegaban importantes aportes de terrígenos de grano fino en suspensión. Recibían esporádicos aportes turbidíticos y podían estar afectados ocasionalmente por corrientes de fondo que retocaban sus depósitos. Los materiales de esta unidad, especialmente hacia su parte superior e inferior, están afectados a menudo por slumps, lo que indicaría una cierta inestabilidad en el medio.

Figura nº 46: Columna litoestratigrafica de la Formacion Agost

En la sección de Agost, el paso del Maastrichtiense al Daniense tiene lugar mediante un fino nivel arcilloso oscuro de color verde-gris y de escasos centímetros de espesor (8-10 cm), que separa los depósitos margocalizos de la infrayacente Formación Raspay de los materiales margosos de la Formación Agost. A techo, la Formación Agost queda separada de la suprayacente Formación Pinoso mediante una discontinuidad que representa un abrupto cambio en las condiciones de depósito.

Figura nº 47: Composición fotográfica de la capa negra que marca el limite Cretacico-Terciario en
Agost (Alicante). En el recuadro inferior izquierdo un detalle de esta capa. 

La edad de la Formación, basada en foraminíferos planctónicos, es Daniense basal a Selandiense inferior (Paleoceno basal a Paleoceno medio bajo). En la base se reconoce el Paleoceno basal mientras que a los tramos más altos se les asigna una edad Paleoceno medio bajo.

La sedimentación de la Formación Agost tuvo lugar en un medio hemipelágico mixto, bien oxigenado, situado por debajo de la zona eufótica y a profundidades batiales superiores a los 200 m en las áreas más proximales y a más de 500 m en las zonas más abiertas. A estos medios marinos abiertos, en los que predominaba la decantación, llegaban importantes aportes de terrígenos de grano fino en suspensión. Recibían esporádicos aportes turbidíticos y podían estar afectados ocasionalmente por corrientes de fondo que retocaban sus depósitos. Los materiales de esta unidad, especialmente hacia su parte superior e inferior, están afectados a menudo por slumps, lo que indicaría una cierta inestabilidad en el medio.

La Formación Agost se apoya sobre la Formación Raspay y el tránsito de una a otra unidad tiene lugar generalmente de un modo gradual y en aparente continuidad sedimentaria, quedando marcado por un fino nivel arcilloso de escasos centímetros de espesor correspondiente al límite Cretácico/Terciario (KTB).

Figura nº 48; La capa negra que marca el limite Cretácico-Terciario en Agost.

Formación Pinoso:

Unidad de aspecto bastante rítmico y bien estratificada, constituida por niveles alternantes de margas ocre-verdes y de calizas calcareníticas limosoarenosas de color beige a ocre. Hacia techo de la unidad, los niveles más carbonáticos aumentan en número y adquieren mayor potencia frente a los tramos margosos. Estos niveles más carbonáticos son packstone a grainstone arenosos, de tamaño de grano fino a grueso, y muestran una importante mezcla de faunas de aguas someras y más profundas, e incluso, en algunos casos de faunas reelaboradas y no reelaboradas. Entre su contenido fósil destacan abundantes restos de equínidos, algas rojas, briozoos y Distichoplax biserialis (incertae sedis), junto con numerosos foraminíferos macrobentónicos y algunos microbentónicos, ostrácodos y foraminíferos planctónicos. Las margas incluyen abundantes foraminíferos planctónicos y microbentónicos y algunos ostrácodos, así como abundantes restos de equínidos. Se apoya sobre la discontinuidad regional reconocida a techo de las calizas de la Formación Alberquilla. A techo, la unidad queda cubierta discordantemente por margas verdes de edad eocena.

Figura nº49: Margas y calizas

En su estratotipo, la edad de la Formacion Pinoso es Thanetiense superior alto a Ilerdiense medio (Paleoceno terminal a Eoceno inferior). Sin embargo, en el área de Aspe, según Serra-Kiel et al. (1998) y Hardenbol et al. (1998), al techo de la unidad le asigna una edad Ilerdiense medio o Ypresiense inferior.

La sedimentación de la Formación Pinoso tuvo lugar en un ambiente de plataforma externa mixta que excepcionalmente pasaba a medios hemipelágicos carbonáticos, por debajo de la zona fótica y a profundidades marinas batiales. Estas plataformas externas, caracterizadas por una turbidez relativamente alta debido a los elevados aportes de terrígenos en suspensión, recibían aportes procedentes de áreas más someras, caracterizados por una importante mezcla de fauna y con una cierta orientación de sus componentes, que se interpretan como depósitos de naturaleza turbidítica.

Descripción de la capa limite K/T (K/Pg) en Agost.

En Agost el límite K/Pg o KTB viene marcado en los sedimentos margosos del transito Cretacico - Terciario por una capa de arcillas negras de 12 cm de espesor, con un nivel ferruginoso de color rojo de 2-3 mm de espesor en su base. El nivel ferruginoso contiene clastos de minerales de Fe como goethita, hematita, glauconítica, foraminíferos escasos y está enriquecido en Iridio, níquel, cobalto, cromo, espinelas y esférulas de sanidina que se ha considerado (Smit 1982, 1990) como microtectitas alteradas. Este nivel oxidado se ha denominado "capa de caída", que marca el límite KTB a escala mundial. 

Figura nº 50: Capa roja o de caída en el KTB de Agost.

Un análisis magnetoestratigráfico detallado realizado a través del límite K/Pg de la sección de Agost (Groot et al. 1989) identificaron las zonas de polaridad C30n, C29r y C29n. El límite K/Pg se sitúa a los dos tercios desde la base del cron C29r.

El nivel más bajo de arcilla oscura del Daniense está cubierto por una capa de arcillas grises masivas de 10 cm de espesor. Por encima en la sección se reconocen dos cuerpos tabulares de calizas margosas de un decímetro de espesor, con una capa intercalada de margas de un decímetro de espesor. La parte superior del tramo está formada principalmente por margas grises masivas, con un espesor de 10 cm y un nivel de calizas margosas intercaladas 230 cm por encima el límite K/Pg. 

Los rastros de fósiles son frecuentes en todo el Límite K/Pg. El enfoque paleoicnológico ha sido realizado analizando icnotaxas, abundancia relativa, la distribución horizontal y vertical de rastros de fósiles.

Figura nº 51: Distribución vertical de las principales trazas fósiles en Agost (según F.J Rodriguez-Tovar). 

Esferulas.

Una de las características de la lámina de impacto de Agost y de otros lugares donde esta presente es la presencia de abundantes microesférulas o microkrystitas de feldespato potásico con concentraciones de 100-200 esférulas por cm3 y más abundantes de óxidos de hierro (goetita) con concentraciones de 200 a 300 cm3. Estas últimas se presentan con formas de gotas o lagrimas o como agregados de otras más pequeñas que las anteriores, con texturas framboidales y ambos tipos recubiertos de cristales de pirita oxidada.

En el siguiente grafico (J.Smit) se observa la relación entre el diámetro de esférulas similares a microtectitas del límite Cretácico – Paleógeno, más pequeñas cuanto más alejadas del punto de impacto, así las esférulas no cristalinas de Norteamérica y las recuperadas en los sondeos realizados en la costa este de América del Norte son claramente más grandes que las esférulas cristalinas (máficas) encontradas en otros lugares con KTB como en Agost y Caravaca (España).

Figura nº 52: Diámetro de las esferulas del KTB en varias localizaciones del mundo.

En Agost, las esférulas de óxido de Fe son más abundantes que las de feldespato potásico, con una distribución de 100-300/cm³. Se presentan con diferentes morfologías, desde formas de esfera hasta formas de gota con texturas fibroradiales y dendríticas similares a las de las esférulas de feldespato potásico (Martínez-Ruiz et al.,1997).

Figura nº 53: Esferulas de goethita de Agost. (Mártinez-Ruiz et al. 1997))

En este mismo límite K/T son abundantes las esférulas de feldespato potásico, con una distribución de 100-200/cm³, su tamaño suele ser de 100 a 500 µm y, mayoritariamente, se presentan en forma de esferas, aunque también son comunes otras morfologías en forma de gotas, similares a las de la sección de Caravaca y como estas también presentan una estructura porosa en la que se mezclan cristales de feldespato potásico con texturas fibroradiales y dendríticas.

En la siguiente imagen (IGME) se pueden ver algunas de estas esférulas de goetita de 0.5 mm de diámetro de la capa roja del límite K/T de Agost.

Figura nº 54: Microfotografia con esferulas de Agots (Fuente: IGME)

El potasio y los óxidos de Fe han reemplazado al material precursor original de la esférula. El hecho de que las esférulas de feldespato potásico y de óxido de Fe, que presentan texturas y morfologías similares, sean a su vez similares a las de las esférulas de clinopiroxeno inalteradas encontradas por Smit et al. (1992) sugiriere que el clinopiroxeno podría haber sido el mineral precursor.

Según Martínez-Ruiz (1994, 1997) la composición de los núcleos de entre 5 y 30 µm de diámetro de las esférulas, ricos en carbono, en iridio y otros PGE y en níquel corresponderían a material meteorítico original lo que sería coherente con la teoría de que el cuerpo responsable del impacto del límite K-T fue un condrito carbonáceo. Por su parte Wdowiak et al. (2001) al analizar una muestra de la lámina de impacto de Agost detectaron abundante goethita superparamagnética que interpretaron como una fase meteorítica originalmente depositada a partir de la pluma de impacto y depositada en todo el globo. 

Figura nº 55: Microfotografía con algunas microesferulas de formas variadas de Agost
(Alicante) (imagen de V. Villasante 2015). 

Mineralogía y geoquímica de la Capa Limite en Agost.

La capa límite K/Pg en Agost se caracteriza por una fuerte disminución en el contenido de carbonatos y un posterior aumento de la proporción de arcillas. Esméctita y esférulas alteradas diageneticamente compuestas de feldespato potásico y óxidos de hierro son los principales componentes de la capa límite. En la capa límite y también en las arcillas margosas oscuras depositadas sobre esta capa se observan otros minerales traza como celestita, barita, rutilo, óxidos de Cr, clorito y paligorskita.

Como en otros sitios donde se encuentra el límite K/T en el mundo, el límite en Agost está marcado por importantes anomalías geoquímicas caracterizadas por un gran aumento de Iridio y otros elementos del grupo del platino. El límite también hay un alto contenido de diferentes elementos químicos como Fe, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, As o Sb y significativos cambios en δ13C y δ18O. La composición geoquímica de la capa límite en Agost y su enriquecimiento en elementos típicamente extraterrestres apoyan la teoría de un impacto extraterrestre al final del Cretácico. Además, los oligoelementos de la capa de arcilla oscura en la base del Daniense se produjeron condiciones de anóxica a hipóxica en el fondo, estas últimas parecen haber sido algo más extremas en Agost que en Caravaca.

Figura nº 56: Fotografía del limite Cretacico-Terciario en Caravaca (Murcia). Se puede apreciar con nitidez ls capa roja o de caída debajo de la capa negra. (Fotografía del LIG del IGME).

En el siguiente grafico (J.Smit,1989) se ven los patrones de algunos oligoelementos importantes en el KTB en la sección de Agost (carbonatos en %, Sc-La en µg/g, Ir en ng/g). La distribución del escandio (Sc) y la del lantano (La), están inversamente relacionadas con el contenido de carbonato. 

Figura nº 57: Anomalía en el contenido de distintos elementos químicos en el KTB de Agost.

Isotopos del carbono.

El Carbono 12 se genera en la superficie del océano mediante fotosíntesis a partir del CO₂ y se incorpora al tejido inorgánico de los organismos. Como consecuencia las aguas superficiales se enriquecen sistemáticamente en carbono 13 frente a las aguas más profundas por lo que la composición isotópica de carbono refleja la productividad de los océanos. Por tanto, en el océano se produce un gradiente de abajo hacia arriba que se refleja en las mediciones isotópicas de organismos planctónicos y bentónicos, como los foraminíferos. Zachos et al. (1985) han demostrado que este gradiente no existe justo después del KTB y el océano está homogeneizado en carbono 13. Esto implica que la fotosíntesis en la zona fótica fue casi nula justo después del impacto y también que todos los organismos fotosintéticos pelágicos se vieron gravemente afectados por las extinciones masivas. 

Figura nº 58: Anomalia en los isótopos estables del oxigeno y del carbono en Zumaya.

Estas condiciones de “océano muerto” persistieron más adelante en el Paleoceno, y se observa un regreso a un océano productivo normal en dos momentos diferentes. En la mayoría de las secciones del KTB está documentado el retorno a las condiciones completas previas del Cretácico superior, en un lapso de 0,5 a 2 millones de años, dependiendo probablemente de las condiciones locales. La menor productividad a más largo plazo se refleja en las tasas de acumulación de carbonato pelágico en los tramos de Caravaca y Agost donde estas tasas permanecen bajas durante aproximadamente 2 millones de años. La siguiente fisura muestra una disminución repentina de hasta 2,5 por mil en carbono 13 en el primer sedimento de la lámina roja. Un primer aumento de carbono 13 se produce entre 0,5 y 1 año después del KTB, pero durante la mayor parte de la sedimentación de la arcilla límite (-+ 5000 años) los niveles de carbono 13 (productividad) siguen siendo bajos. Un segundo aumento ocurre cerca de la parte superior de la arcilla límite y coincide con un aumento en la producción de carbonatos, sin embargo, los niveles de carbono 13 previos a la extinción aún no se han recuperado.

Figura nº 59: Anomalia en los isótopos estables del oxigeno y del carbono en Agost.

Impacto en la vida.

En los perfiles clásicos de Gubbio y Caravaca las rocas son de origen marino profundo (hemipelágicas) y por lo tanto carecen de restos de vertebrados terrestres, incluidos los dinosaurios, y son muy escasos los de invertebrados. Por eso los estudios bioestratigráficos se han basado en microrganismos concretamente los foraminíferos y especialmente los planctónicos que por su abundancia y buena conservación han permitido demostrar la coincidencia entre la extinción masiva y el nivel de impacto (KTB).

El amplio y bien expuesto limite K/Pg de la sección clásica de Agost ha sido estudiado, principalmente, desde el punto de vista micropaleontológico. La secuencia del Cretácico superior al Paleógeno inferior contiene asociaciones de foraminíferos bentónicos y planctónicos bien conservados, lo que permitió realizar estudios muy detallados y análisis bioestratigráficos, paleobatimétricos y paleoambientales.

Figura nº 60: Biozonación con foraminíferos del transito Cretacico- Terciario. 

Foraminíferos planctónicos.

El límite K/Pg (KTB) marca una de las mayores masas extinciones del Fanerozoico (figura nº 46), con variaciones en las tasas de supervivencia de diferentes grupos de organismos marinos (Peryt et al., 2002). Los foraminíferos planctónicos sufrieron una extinción masiva catastrófica. 

La bioestratigrafía de foraminíferos planctónicos del Cretácico Terminal y del Paleógeno inferior de Agost fue estudiada, entre otros, por Molina et al. (1996; 1998), quienes observaron que la estratigráfica es muy parecida a la del tramo de Caravaca en España y a la del tramo de El Kef en Túnez. Estos autores utilizaron el sistema clásico de biozonación para identificar seis biozonas en el intervalo K/Pg. en Agost, concretamente las biozonas Abathomphalus mayaroensis, Plummerita hantkeninoides, Guembelitria cretacea, Parvularugoglobigerina eugubina, Parasubbotina pseudobulloides y Globanomalina compressa. 

Recientemente se ha establecido una nueva zonificación y subzonificación de alta resolución en base a foraminíferos planctónicos para el Daniense inferior con base en base a algunas de las secciones pelágicas más completas y continuos que incluyen a Agost (Arenillas et al., 2004).

En la sección de Agost se han definido las siguientes zonas y subzonas de foraminíferos:

-Zona Abathomphalus mayaroensis: Abarca los 3,45 metros superiores del Maastrichtiense.

-Zona Guembelitria cretacea: Abarca 14 cm. dentro del nivel de arcillas negras que contiene una fauna autóctona bien conservada. En la parte baja de esta biozona se encuentran las primeras especies de foraminíferos planctónicos del Terciario.

-Zona Parvularugoglobigerina eugubina:  Tiene un espesor de 45 cm. 

- Zona Parasubbotina pseudobulloides:  Tiene un grosor de 3,70 metros. 

- Zona Globanomalina compressa:  Abarca 6,00 metros de espesor.

Figura nº 61.

La sección de Agost ha sido muy importante para resolver la controversia generada la extinción masiva de foraminíferos planctónicos en el límite K/Pg. Esta controversia se originó en 1981, cuando J. Smit afirmo que todas las especies de foraminíferos planctónicos del Cretácico, menos una, se extinguieron repentinamente en el límite K/Pg como se puede ver en la siguiente figura:

Figura nº 62

Este investigador interpretó este dramático cambio faunístico como resultado de un gran impacto de asteroide. Posteriormente, estos datos fueron cuestionados por G. Keller, quien argumentó que aproximadamente un tercio de especies de foraminíferos plantónicos pasaron el límite K/Pg, sobreviviendo hasta bien entrado el Terciario. Sin embargo, los estudios más recientes concluyeron que hubo una repentina y catastrófica extinción, también compatible con el impacto de un gran asteroide, tal como lo propusieron inicialmente Smit y Hertogen (1980) y Álvarez et al. (1980).

Figura nº 63.

Para aclarar esta controversia, Molina et al. (1996) estudiaron el límite K/Pg en la sección de Agost donde hay un amplio, continuo y bien expuesto afloramiento. Se recogieron un total de 68 muestras en intervalos de un centímetro en el intervalo del límite K/Pg y en intervalos métricos por debajo y por encima de este límite. En Agost, los foraminíferos planctónicos están bien conservados y sus asociaciones son ricas y diversas, sin evidencias de reelaboración y se constata que un total de 46 especies, aproximadamente un 70%, desaparecen coincidiendo con la capa roja oxidada que marca el límite K/Pg junto debajo de la capa negra. Los datos bioestratigráficos de Agost indican que nuevas especies oportunistas y cosmopolitas evolucionaron en el Daniense temprano. Este patrón de extinción es similar al que se ha encontrado en Túnez y otras secciones del límite K/Pg.

A nivel global alrededor del 72% de las especies de foraminíferos planctónicos se extinguieron coincidiendo con el límite K/Pg, lo que constituye el evento de extinción más importante en la historia de los foraminíferos planctónicos. La mayoría de taxones extintos son formas adaptadas a ambientes profundos. 

Las pocas especies que parecen desaparecer en el Maastrichtiense superior pueden considerarse que constituye patrón de extinción de fondo, o también se puede interpretar como remanentes del efecto Signor-Lipps. Las especies que parecen desaparecer en el Daniense más bajo puede ser el resultado del efecto a largo plazo del impacto del asteroide, o pueden ser reelaborados (Kaiho y Lamolda, 1999). En el Paleógeno inferior se identificaron un total de 14 especies del Cretácico que pueden ser consideradas como posibles supervivientes o bien como especímenes reelaborados (Kaiho y Lamolda, 1999). Las especies Guembelitria cretacea, Guembelitria trifolia, probablemente Hedbergella monmouthensis, Hedbergella holmdelensis y posiblemente Heterohelix globulosa y Heterohelix navarroensis deben ser considerados como  supervivientes de la extinción.

Figura nº 65: Diferencias entre foraminiferos antes (abajo) y después (arriba) del
limite Cretacico-Terciario.

En resumen, cerca del 90% de los foraminíferos planctónicos que se extinguieron súbitamente en el momento impacto meteorítico siendo difícil encontrar ejemplares en la arcilla de la capa limite. En Agost desaparecieron aproximadamente sesenta especies, la mayor parte de ellas adaptadas a medios profundos de latitudes cálidas y 16 de los 19 géneros existentes, lo que supone una tasa de extinción del 81%, y cuatro de las siete familias de foraminíferos planctónicos cretácicos, se extinguieron el 57% de las familias. 

Sólo dos especies de foraminíferos planctónicos: Guembelitria cretacea y Guembelitria trifolia, sobrevivieron al evento KTB y otras cuatro especies de sobrevivieron temporalmente a la extinción gracias a su carácter oportunista: Hedbergella monmouthensis, Hedbergella holmdelensis, Heterohelix navarroensis y Heterohelix globulosa. Las especies que aparecieron en la base del Paleógeno son cosmopolitas y algunas de ellas se extinguieron antes de completarse la recuperación tras el evento KTB.

La etapa de extinción se limita al nivel rojo-amarillento y seria del orden de años, la etapa de supervivencia abarca el intervalo temporal de la arcilla oscura (Biozona de Guembelitria cretácea) que representa unos 10.000 años basándose en el contenido de Helio-3 de esta capa. La etapa de recuperación tras el evento de extinción fue más larga y duraría unos 100.000 años, produciéndose una gran diversificación en las asociaciones de foraminíferos planctónicos, aunque sin alcanzar nunca la diversidad previa al impacto.

En la siguiente figura se observa un fotomontaje con foraminíferos planctónicos del Maastrictiense superior(especímenes de 24 a 56) y del Daniense Inferior (especímenes 1 a 19). Así como microtectitas (20, 21, 22 y 23) del límite KTB en Zumaya.  

Figura nº 66: Foraminiferos cretácicos abajo y foraminíferos
terciarios arriba. En medio de la imagen esferulas de la capa de caída.   

Especies de foraminíferos planctónicos del Daniense inferior de Zumaia con interés bioestratigráfico: (1-3) Subbotina triloculinoides (Plummer, 1926); (4-6) Parasubbotina pseudobulloides (Plummer, 1926); (7-9) Globanomalina compressa (Plummer, 1926); (10-11) Palaeoglobigerina luterbacheri Arenillas y Arz, 2007; (12-13) Parvularugoglobigerina eugubina (Luterbacher y Premoli Silva 1964); (14-15) Woodrigina hornerstownensis Olsson, 1960; (16-17) Guembelitria cretacea Cushman, 1933; (18-19) Paleoglobigerina alticonusa (Li, McGowran y Boersma, 1995).

Algunas especies de foraminíferos planctónicos representativas del Maastrichtiense superior de Zumaia: (24-25) Pseudotextularia elegans (Rzehak, 1891); (26-27) Pseudoguembelina kempensis Esker, 1968; (28-29) Heterohelix planata (Cushman, 1938); (30-31) Pseudoguembelina hariaensis Nederbragt, 1991; (32-33) Pseudoguembelina excolata (Cushman, 1926); (34-35) Globigerinelloides yaucoensis (Pessagno, 1960); (36-37) Racemiguembelina powelli (Smith y Pessagno, 1973); (38-40) Globotruncanella havanensis (Voorwijk, 1937); (41-43) Globotruncana rosetta (Carsey, 1926); (44-46) Contusotruncana contusa (Cushman, 1926); (47-48) Heterohelix globulosa (Ehrenberg, 1840); (49-50) Planoglobulina multicamerata (de Klasz, 1953); (51-53) Abathomphalus mayaroensis (Bolli, 1951) y (54-56) Globotruncanita stuartiformis (Dalbiez, 1955). 

Foraminíferos bentónicos.

Los foraminíferos bentónicos son una importante fuente de información sobre las condiciones paleoambientales del mar.  Hasta ahora, los estudios sobre os foraminíferos bentónicos del Maastrichtiense superior al Daniense inferior son escasos, con la excepción de los realizados en Caravaca y Agost.

Las paleoprofundidades de la asociación de foraminíferos bentónicos del Cretácico superior y Paleógeno inferior en Agost fluctuaban entre el batial superior y el nerítico exterior (Pardo et al. 1996). La composición de las asociaciones permitió a Alegret et al. (2003) indicar que las paleoprofundidades aumentaron hasta el batial medio durante la parte media de la biozona P. hantkeninoides, y se mantuvo sin cambios durante el resto de la sección. Estos autores no informaron ningún cambio batimétrico perceptible en el límite K/Pg. Alegret et al. (2003) interpretaron un ambiente eutrófico, con un flujo de alimentos hacia el fondo del mar.

En la siguiente figura (Molina et al. 2005) se pueden ver los taxones dominantes de foraminíferos bentónicos en el transito Maastrichtiense- Daniense (KTB).

Figura nº 67: Foraminíferos bentónicos en el limite KTB en Agost.

Pardo et al (1996) no observaron ningún patrón de extinción masiva en las faunas de foraminíferos bentónicos del Cretácico Superior y Paleógeno inferior en Agost donde solo se constata la desaparición de un exiguo 5% de los mismos, y los cambios que observaron en pudieron ser debidos a cambios climáticos y variaciones en el nivel del mar. Así hay una marcada diferencia entre el contenido en foraminíferos bentónicos entre el Cretácico y el Terciario (268 especímenes en el techo del Cretácico contra 46 especímenes en la primera muestra del Paleógeno) pero esta diferencia puede ser explicada por aumento temporal de la lysoclina puede haber ocasionado la disolución de las conchas y ocasionado la abundancia relativamente alta (hasta 48%) de taxones aglutinados.

En el intervalo de arcilla negra del Daniense más bajo, coincidiendo con el límite K/Pg, se han identificado varios momentos con una mayor la abundancia relativa de taxones con especies oportunistas que toleran la ambiente inestabilidad y/o baja oxigenación, que prosperan siempre que otros taxones no pueden competir con ellos.

La fuerte variabilidad en la fauna bentónica, así como la baja diversidad y escasa abundancia de foraminíferos bentónicos durante los primeros 10-15 años del Daniense refleja no sólo un colapso del suministro de alimentos debido a que su flujo hacia el bentos disminuyó drásticamente como resultado de la extinción masiva de fitoplancton y la escasa materia orgánica era consumida en, o cerca, de la superficie del sedimento antes de que pudiera quedar enterrado en el sedimento, de modo que no quedara comida para faunas profunda, y a que también hubo un importante cambio en la composición de dicho suministro.

En Agost, al final de la biozona G. cretácea se experimentó un aumento de la riqueza de géneros y de la diversidad de las asociaciones (Alegret, 2003), así como una disminución del porcentaje de taxones oportunistas lo que indica una ligera estabilización de los ecosistemas, pero la productividad no recupero los niveles previos a la extinción, al menos hasta la biozona Ps. pseudobulloides.

RESUMEN Y CONCLUSIONES.

El lugar geológicamente mas importante de la Comunidad Valenciana es sin duda el afloramiento de la capa limite Cretácico-Terciario en Agost (Alicante). El lugar concreto donde se puede ver este limite se localiza en el perfil que aflora en el talud de la carretera de Agost a Castalla (PK 9). Este punto unido al que aflora en Caravaca (Murcia) constituyen la mejor sección del límite K-T del mundo.

Figura nº 69: Fotografía resumen del lugar de interés geológico de Agost: la capa negra que
marca la situación del limite entre el Cretacico superior (Maastrichtiense) y el Terciario  
inferior (Daniense) en en talud de la carretera de Agost a Castalla (P.K. 9). en la Loma
de La Beata (Agost; Alicante).

Debido a sus características estratigráficas el afloramiento es muy poco espectacular pues la capa limite se encuentra entre dos unidades litoestratigráficas de carácter margoso muy deleznables por lo que la capa limite no llega a aflorar de una manera continua.

La capa limite es visible a mitad del talud y está formada por un nivel de arcillas grises verdosas de 5 centímetros de grosor que a muro lleva un nivel de color rojizo y 3 milímetros de grosor que se corresponde con la llamada capa de caída con material extraterrestre como el iridio y material eyectado como consecuencia del impacto y vuelto a caer a la superficie como esferulas o tectitas.

Figura nº 70: Muestra de mano del limite K/T de Agots (Alicante). Debajo la capa roja
limite a capa de caída de 2 a 3 mm. de grosor que contiene materiales procedente del
bólido extraterrestre que ocasiono una de las grandes extinciones masivas y encima la
capa negra con cenizas procedentes del hollin de los grandes incendios ocasionados 
por el cataclismo producido por el impacto del bólido.

La visita al KTB de Agost lleva poco tiempo y pese a su enorme interés científico es, desde un punto de vista geológico muy poco espectacular por lo que se propone complementarla con un recorrido por la vía verde del Maigmo donde hay unas muy buenas exposiciones de las margas y evaporitas abigarradas del Triásico en facies Keuper donde se pueden ver sus principales facies y algunas estructuras geológicas muy interesantes como diapiros, fallas y pliegues. 

Figura nº 71: Falla entre las margas rojas del Keuper y las margas blancas terciarias en la
via verde de Agost.

La zona que se recomienda visitar es la que aparece en la siguiente ortofoto en el Alto de Las Canteras (Agost) en el PK 3 de la carretera CV 827 la misma en la que se encuentra el KTB de Agost. En este tramo la antigua via del FFCC discurre por un terreno Triásico formado por margas abigarradas con yesos y por margas blancas terciarias (Eocenas y Miocenas) con espectaculares abarrancamientos.

Figura nº 72: Tramo de la Via Verde del Maigmo visitable en Agost

  

Otros zonas geológicamente muy interesantes y relativamente próximas a Agost son el Barranco del Montnegre y el embalse de Tibi de gran interés geológico y arqueológico

Figura nº : La imponente pared de piedra de la  presa del embalse de Tibi, el más antiguo de Europa (+-1540 ) aun en funcionamiento, emplazado en un espectacular tajo del Rio  Montnegre en una cerrada en calizas terciarias muy interesantes geológicamente.  

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