Estudio de las propiedades magnéticas de los sedimentos del límite Cretácico-Terciario

Resumen   Abstract   Índice   Conclusiones


Villasante Marcos, Víctor

2016-A
Mención Especial
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Resumen

 RESUMEN

 

MOTIVACIÓN Y OBJETIVOS

 

Las preguntas principales que motivan este trabajo de investigación son las siguientes: ¿existe una huella o firma magnética distintiva asociada a las fases minerales generadas durante un impacto meteorítico de gran magnitud contra la superficie terrestre y preservadas en el registro sedimentario? De existir, ¿puede utilizarse esa huella para la detección de dichas fases minerales en nuevos horizontes de impacto? Para empezar a abordar estas preguntas, este trabajo se centra en el caso mejor estudiado de lámina de impacto: el horizonte de impacto meteorítico del límite Cretácico-Terciario (K-T) hace 66 Ma (Glass y Simonson, 2013). El objetivo de este trabajo es realizar una caracterización completa y detallada del magnetismo de rocas de los sedimentos del límite K-T, especialmente de la lámina de impacto, en un conjunto de secciones sedimentarias los más diversas posible y que cubran un amplio rango de distancias al punto de impacto (la estructura de impacto de Chicxulub en Yucatán, México). Los resultados se han correlacionado con toda la información mineralógica y geoquímica previamente publicada para obtener una imagen lo más clara posible de los minerales responsables de la señal magnética, de su origen y del uso potencial de sus propiedades magnéticas como trazador de su presencia y concentración. Además, el estudio del límite K-T conduce a cuestiones interesantes de por sí: ¿qué nos puede decir el magnetismo de rocas sobre los mecanismos de emplazamiento de las fases meteoríticas? ¿Qué información se puede obtener sobre la alteración diagenética de los materiales de impacto? ¿Hay alguna señal paleoambiental recogida en las propiedades magnéticas de estos sedimentos? 

 

METODOLOGÍA

 

Se han recogido 600 muestras de sedimentos del Cretácico final (Maastrichtiense terminal), del límite K-T y del Terciario temprano (Daniense basal) con una resolución estratigráfica centimétrica-decimétrica en 21 secciones sedimentarias diferentes, previamente bien conocidas, del límite K-T alrededor del mundo. La mayoría de las secciones corresponden a paleoambientes hemipelágicos, aunque dos son neríticas, dos son continentales (ambiente lacustre de turbera) y una es pelágica. Sus distancias a Chicxulub varían de relativamente cercanas (~1000 km, NE México), intermedias (~2000 km, Blake Nose, Atlántico Norte), lejanas (~7000 km, España, Dinamarca y Túnez) a muy lejanas (~11000 km, Nueva Zelanda). Las secciones estudiadas son: Agost y Caravaca (SE España); Zumaya y Sopelana (N España); Stevns Klint (Dinamarca); El Kef (Túnez); Woodside Creek, Flaxbourne River, Branch Stream, Mead Stream, Mid-Waipara River, Moody Creek Mine y Compressor Creek (Isla Sur, Nueva Zelanda); El Mimbral, La Lajilla, El Mulato, El Peñón, Rancho Nuevo, Los Ramones y El Tecolote (NE México); y Blake Nose (Ocean Drilling Program Leg 171B, Hole 1049A, Atlántico Norte). 

 

Los experimentos de magnetismo de rocas se han realizado mayoritariamente en el Laboratorio de Paleomagnetismo de la Universidad Complutense de Madrid, aunque algunos se han llevado a cabo en el Laboratory for Natural Magnetism, ETH-Zürich (Suiza), en la Unidad de Magnetometría SQUID (Centro de Apoyo a la Investigación de Técnicas Físicas, Universidad Complutense de Madrid) y en el Laboratorio de Caracterización de Materiales del Departamento de Ciencias de la Tierra y Física de la Materia Condensada de la Universidad de Cantabria. 

 

Se han utilizado los siguientes parámetros, experimentos y equipos de magnetismo de rocas para caracterizar los sedimentos estudiados

 

-Susceptibilidad magnética total (KLY-3, Agico).

-Ciclos de histéresis y de imanación remanente isotérmica hasta 500 mT a temperatura ambiente (Coercivity Spectrometer).

-Curvas de adquisición de imanación remanente isotérmica a campos altos de hasta 4.92 T (Impulse Magnetizer IM-10-30 ASC Scientific y magnetómetro spinner JR-5A Agico).

-Desimanación térmica de una imanación remanente isotérmica en 3 ejes ortogonales (test de Lowrie,; Lowrie, 1990) (Impulse Magnetizer IM-10-30 ASC Scientific, magnetómetro spinner JR-5A Agico, horno Schonstedt TSD-1, bobinas de Helmholtz autocompensadas). Se prepararon muestras fácilmente orientables para el tratamiento a alta temperatura con silicato sódico (waterglass).

-Curvas termomagnéticas de alta temperatura, hasta 700/800º C, en atmósfera normal, 40 K/min, 170 mT-1 T (VFTB Variable Field Translation Balance, Petersen Instruments).

-Medidas termomagnéticas a baja temperatura (PPMS Physical Properties Measurement System, Quantum Design, y MPMS Magnetic Properties Measurement System, Quantum Design).

-Análisis de espectros de coercitividades (MAG-MIX Software; Egli, 2004a, b, 2005).

 

Además de estos experimentos de magnetismo de rocas, se han realizado las siguientes medidas en muestras seleccionadas:

 

-Difracción de rayos-X, tanto en muestras totales en polvo como en agregados orientados (Siemens Kristalloflex 810, Departamento de Mineralogía y Cristalografía, Universidad Complutense de Madrid).

-Abundancia de elementos del grupo del platino, PGE (Nickel-sulphide fire assay con acabado ICP-MS, GeoLabs, Sudbury, Canada).

-Análisis geoquímico de elementos mayores y traza (AAS y ICP-MS, respectivamente, Centro de Instrumentación Científica, Universidad de Granada).

 

Se ha realizado separación magnética sobre algunas muestras seleccionadas, tanto manualmente (moviendo una bolsa con imanes de neodimio en una mezcla de muestra y agua) como usando un equipo de separación magnética construido especialmente para ello (circuito cerrado de agua+muestra disuelta, bomba peristáltica y trampa magnética con imanes de neodimio). También se ha llevado a cabo una extracción manual de microesférulas de impacto de óxidos de hierro en la lámina de impacto de Agost, usando una lente binocular, un pincel de un solo pelo impregnado en alcohol y unas pinzas entomológicas de precisión.

 

RESULTADOS Y CONCLUSIONES

 

Los resultados y conclusiones más importantes del presente trabajo son los siguientes:

 

1)Cuando se encuentra en buen estado de preservación, la lámina de impacto de las secciones lejanas al cráter de Chicxulub presenta una huella o firma magnética distintiva debida a la presencia de abundantes espinelas ricas en Mg y Ni y elevados estados de oxidación de origen meteorítico. Esta firma consiste en valores elevados de susceptibilidad magnética e imanación (tanto Mrs como Ms) y en valores bajos de coercitividad de la remanencia (del orden de 15 mT). Del conjunto de secciones analizadas en este trabajo, las que muestran claramente esta firma magnética son Agost, Caravaca, Zumaya y El Kef. En ésta última sección las espinelas coexisten con fases de alta coercitividad muy abundantes (goethita y hematites), lo que hace que su coercitividad de la remanencia macroscópica sea muy alta. Para revelar la presencia de las espinelas de baja coercitividad en El Kef es necesario medir curvas de IRM y analizar su espectro de coercitividades.

 

2)En las secciones más cercanas al cráter de Chicxulub (Blake Nose y el noreste de México) no se detecta ninguna evidencia magnética de la presencia de espinelas meteoríticas, incluso en las dos secciones donde previamente ha sido reportada su presencia en bajas cantidades (El Mimbral y La Lajilla). Esto se debe a su muy baja concentración, que hace que su señal magnética sea oscurecida por la señal del resto de minerales presentes en el sedimento. Esta diferencia entre secciones en función de su distancia al cráter de Chicxulub es coherente con un modelo de emplazamiento de los eyecta basado en dos procesos superpuestos: el emplazamiento balístico de los eyecta fundamentalmente terrestres en la región cercana al cráter; y el emplazamiento de los eyecta enriquecidos en la fracción meteorítica a partir de la dispersión de una pluma de impacto de alta energía que alcanza preferentemente las secciones más distales.

 

3)La mejor aproximación al comportamiento magnético de las espinelas meteoríticas puras se basa en el extracto magnético de la lámina de impacto de Caravaca. Este extracto presenta curvas termomagnéticas sólo ligeramente irreversibles, con temperaturas de Curie en el rango 430-460º C. Las propiedades de las espinelas detectadas en el límite K-T se pueden aproximar bastante bien con las de una magnesioferrita pura.

 

4)Las propiedades magnéticas de las espinelas meteoríticas pueden usarse como trazador de su presencia y concentración, así como herramienta de apoyo a la localización y caracterización de láminas de impacto bien desarrolladas y preservadas.

 

5)El límite K-T está sistemáticamente asociado a la presencia de fases ferromagnéticas de alta coercitividad, principalmente goethita y en algunas secciones también hematites, una fracción importante de las cuales se encuentra en estado superparamagnético.

 

6)En las secciones completas cercanas al cráter de Chicxulub, las fases ferromagnéticas de alta coercitividad aparecen concentradas en capas limoníticas rojizas situadas o bien encima de la capa esferulítica de eyecta terrestres (Blake Nose), o bien por encima del paquete de areniscas de alta energía (El Mimbral y La Lajilla). En los tres casos estas capas están muy cerca de los máximos de abundancia de iridio, aunque ligeramente desacopladas de ellos. Su presencia confiere a estas capas una firma magnética clara que las diferencia del resto de materiales, consistente en valores elevados de susceptibilidad e IRM500mT, valores muy elevados de Hcr y valores muy bajos de S100mT.

 

7)En las secciones lejanas al cráter con una lámina de impacto bien preservada también se detectan estas fases de alta coercitividad (goethita y hematites). Son especialmente abundantes en El Kef, donde su importancia, en términos de señal magnética, es equiparable o incluso superior a la de las espinelas meteoríticas de baja coercitividad. Son relativamente abundantes en Agost, especialmente en las microesférulas de óxidos de hierro, y más escasas, aunque detectables, en Caravaca y Zumaya. En la lámina de impacto de estas cuatros secciones se detectan también pirita y yeso, y en El Kef se detectan además oxi-hidróxidos de hierro amorfos/nanocristalinos.

 

8)En las secciones marinas más alejadas del cráter, en Nueva Zelanda, donde no se ha encontrado una lámina de impacto bien preservada, no se detecta una firma magnética clara asociada al límite K-T, sino simplemente variaciones de concentración de una mineralogía magnética bastante uniforme. No obstante, en la base de la arcilla del límite K-T de estas secciones se detectan goethita, oxi-hidróxidos de hierro amorfos o nanocristalinos y pirita. Estos minerales se detectan también en otros horizontes de estas secciones, aunque su abundancia es mayor en la base de la arcilla del límite K-T.

 

9)No existen pruebas concluyentes que discriminen si el origen de las fases de alta coercitividad es meteorítico, habiéndose alterado después diagenéticamente, o bien si es diagenético puro. Estas fases no siempre están acopladas con marcadores de impacto como la abundancia de iridio o la presencia de espinelas.

 

10)También se ha demostrado que las fases de alta coercitividad, dominadas por goethita, no son las portadoras del iridio meteorítico del límite K-T, al menos en las secciones donde se encuentran claramente desacopladas del pico de iridio (Blake Nose, El Mimbral, La Lajilla), en contra de lo que han propuesto algunos autores anteriores. 

 

11)Las propiedades magnéticas de la goethita encontrada en el límite K-T no se diferencian de las de otras goethitas formadas en distintos ambientes geológicos.

 

12)Hay evidencias que apuntan a un origen diagenético o de alteración postdeposicional para estas fases de alta coercitividad y sus minerales asociados (oxi-hidróxidos de hierro amorfos/nanocristalinos, pirita, etc.).

 

13)De acuerdo con toda la información disponible hay que concluir que las fases de alta coercitividad no pueden utilizarse como diagnósticas de la presencia de material meteorítico, aunque sí del límite K-T. 

 

14)Las evidencias sugieren que pueden utilizarse como indicadores de que se ha producido una removilización de elementos importante durante la diagénesis temprana y/o una precipitación de oxi-hidróxidos de hierro en etapas más tardías de alteración de los materiales. 

 

15)En las secciones cercanas al cráter de Chicxulub del noreste de México (La Lajilla, El Mulato, El Peñón, Rancho Nuevo y El Tecolote) la capa esferulítica, formada por material terrestre eyectado por el impacto, presenta también fases de alta coercitividad, fundamentalmente goethita y algo de hematites. Parte de estas fases se encuentra en estado superparamagnético, indicando tamaños de grano muy finos. La presencia de esta goethita (y hematites) se debe probablemente a procesos de alteración postdeposicional y su distribución es irregular, con tendencia a ser más abundante en los contactos de la capa esferulítica con las margas inferiores y con las areniscas superiores. No obstante, su presencia no es del todo general: en la sección de El Mimbral no se detectan estas fases en la capa esferulítica, ni tampoco en la capa esferulítica de Blake Nose.

 

16)Las diferentes vías para estimar la cantidad de hierro meteorítico potencialmente inyectado en el sistema terrestre por el impacto del límite K-T coinciden en señalar que hay varias secciones donde las cantidades observadas de hierro total y de hierro contenido en las fases ferromagnéticas de alta coercitividad del límite K-T son sensiblemente mayores que las explicables por un aporte meteorítico, lo que sugiere que al menos en esas secciones (Blake Nose, El Mimbral, Zumaya, Woodside Creek, Mead Stream) es necesario contar con aportes de hierro no meteoríticos para explicar las observaciones. Este resultado refuerza la necesidad de incluir los escenarios de removilización diagenética como un elemento fundamental para explicar las fases minerales de hierro observadas en el límite K-T.

 

17)La información paleoambiental deducida de la variación estratigráfica de los parámetros magnéticos indica que el periodo de baja producción de carbonatos que siguió al impacto del límite K-T, marcado por valores relativamente elevados de susceptibilidad magnética, duró del orden de 40-100 ka en el Tethys occidental y en la Cuenca Vasco-Cantábrica. Estos intervalos son significativamente más cortos que los propuestos por autores anteriores para secciones pelágicas, lo que sugiere que los ecosistemas hemipelágicos se recuperaron más rápidamente.

 

18)Después de la recuperación post-límite K-T, los sedimentos de las secciones españolas presentan sistemáticamente susceptibilidades menores que durante el Maastrichtiense terminal, debido a un porcentaje mayor de carbonatos en el Daniense basal. Este exceso de carbonatos sugiere la posibilidad de que los ecosistemas marinos, tras recuperarse de la perturbación ocasionada por el impacto del límite K-T, desarrollaran una producción de carbonatos en la zona fótica del océano superior a la del Maastrichtiense terminal.

 


 
Abstract

 ABSTRACT

 

OBJECTIVES

 

There are two main questions behind this work: does it exist a distinct magnetic signature of the mineral phases generated during a high-magnitude meteoritic impact against the Earth’s surface and preserved in the sedimentary record? If it is so, is it possible to use this magnetic signature to detect and characterize these mineral phases in new impact ejecta layers? To begin assessing these questions, this work focuses on the best studied case of an impact ejecta layer: the Cretaceous-Tertiary (K-T) boundary impact horizon 66 My ago (Glass and Simonson, 2013). The aim of this work is to obtain a complete and detailed rock magnetic characterization of the K-T boundary sediments, especially of the thin impact layer, in a set of sedimentary sections as diverse as possible and covering a wide range of distances to the impact point (Chicxulub impact structure in Yucatan, Mexico). The results will be correlated with all the previously published mineralogical and geochemical information in order to provide a clear picture of the minerals responsible of the rock magnetic signal, their origin and the potential use of their rock magnetic properties as a proxy for their presence and concentration. In addition, the study of the K-T boundary drives itself to several specific questions interesting in their own: what can rock magnetism tell us about the emplacement mechanisms of the impact phases? What information can we retrieve about the diagenetic alteration of the impact materials? Is there any paleoenvironmental signal recorded in the rock magnetic properties of the sediments?

 

INTRODUCTION

 

      The events at the Cretaceous-Tertiary (K-T) boundary have received great attention because of the widespread biotic extinctions that mark the end of the Cretaceous, which represent the last of the five mass extinctions documented in the Phanerozoic record (Raup&Sepkoski, 1982; Jablonski, 1994; Sepkoski, 1996; MacLeod et al., 1997; Kiessling&Claeys, 2001; Sepkoski, 2002). Although several classic authors speculated as early as in the 18th century about the possible biotic effects of the impact of extraterrestrial objects against the Earth’s surface (Maupertuis, 1750; Laplace, 1796), it was not until the paper of Laubenfels (1956) that a specific proposal of a meteoritic impact as the main cause of the K-T extinctions was made in a modern context. The first geochemical evidences of meteoritic impact at the K-T boundary, consisting of anomalously high abundances of iridium at a clay layer separating Maastrichtian from Danian sediments in a variety of sedimentary sections around the world, were presented by Alvarez et al. (1980) and slightly later by Smit&Hertogen (1980). Since then, much information about this meteoritic impact, its magnitude and its traces in the sedimentary record has been recovered.

      

      Several geochemical, mineralogical and physical globally distributed markers are now recognized as solid proof of a meteoritic impact of great magnitude at the K-T boundary (Glass and Simonson, 2013): geochemical anomalies, mainly high abundance of iridium and other Platinum Group Elements (PGE) (Alvarez et al. 1980; Smit&Hertogen 1980; Kyte et al. 1980; Ganapathy 1980; Kyte 2002; Claeys et al. 2002); presence of minerals with features corresponding to ultra-high pressure shock deformation (Bohor et al. 1984, 1987; Claeys et al. 2002; Morgan et al., 2006a); Os- and Cr-isotopic anomalies (Turekian 1982; Luck&Turekian 1983; Shukolyukov&Lugmair 1998; Quitté et al., 2003, 2007; Trinquier et al., 2006); tektites, microtektites and microkrystites with varying degrees of post-depositional alteration (Smit&Klaver 1981; Montanari et al. 1983; Smit&Kyte 1984; Sigurdsson et al. 1991; Smit et al. 1992; Kyte 2002); and presence of magnesium and nickel-rich spinels with varying compositions and high oxidation states, also reported in the literature as magnesioferrites (Smit&Kyte 1984; Kyte&Smit 1986; Robin et al. 1991, 1992; Kyte&Bostwick 1995; Robin&Rocchia, 1998). Indeed, the International Commission on Stratigraphy decided to place the base of the Danian (and hence the K-T boundary) at the very base of the thin reddish layer containing several of these impact markers in El Kef section, Tunissia (Molina et al., 2006).

      

      In addition to these sedimentary markers, the sediment-covered, ?180 km-wide impact structure of Chicxulub (Yucatan Peninsula, Mexico; Penfield&Camargo, 1981) has been recognized as the most probable source for the K-T boundary impact ejecta layer. The simultaneity of the K-T boundary with the Chicxulub impact event has been well established by radiometric dating of impact glasses recovered from various K-T boundary sections and of Chicxulub impact melt samples (Swisher III et al. 1992; Sharpton et al. 1992). Detailed geochemical studies indicate that both materials come from the same source (Hildebrand et al., 1991; Sigurdsson et al., 1991; Sharpton et al., 1992; Kring&Boynton, 1992) and consistent radiometric ages of zircons in the K-T boundary impact layer and in the Chicxulub impact breccias correspond to the pan-African impact excavated continental basement of Yucatan (Krogh et al., 1993). The biostratigraphic dating of Chicxulub structure is consistent with the detailed biostratigraphy of the proximal ejecta deposits, indicating a K-T boundary age (Arz et al., 2004; Arenillas et al., 2006). Finally, the magnetostratigraphic data obtained from Chicxulub drilled materials are consistent with a K-T boundary age (Sharpton et al., 1992; Urrutia-Fucugauchi et al., 1994; Rebolledo-Vieyra&Urrutia-Fucugauchi, 2006), which is placed in the upper half of magnetochron C29R (Cande&Kent, 1995). Although it is thus well established that an extraterrestrial object of ~10 km in diameter impacted Earth’s surface at the K-T boundary with global consequences, its environmental and biotic effects and its role in the end-Cretaceous mass extinction are still controversial.

 

      A few works have focused on the rock-magnetic properties of K-T boundary material, with different scopes and different degrees of detail. Worm and Banerjee (1987) measured several magnetic parameters in bulk sample and in magnetic microspherules from the impact layer of Petriccio section (Italy), and surface magnetic susceptibility in Pacific and Indian Oceans DSDP sedimentary cores. Similarly, Cisowski (1988; 1990) determined rock magnetic properties of five magnetic microspherules from Petriccio and of bulk samples from a variety of continental and marine sections. Although there are some differences between these works, they agree pointing to the impact-generated magnetite/magnesioferrite or Mg, Ni-rich spinels as the main magnetic phase within the K-T boundary microspherules. Morden (1993) conducted rock magnetic experiments in the K-T boundary Fish Clay of Stevns Klint (Denmark), both in bulk sample and in a magnetic extraction. The Curie curves of the magnetic extraction showed the presence of some Fe particles, with low Ni-content, interpreted by the author as low-Ni iron spherules originated from the vaporized K-T impactor. Schulte and Kontny (2005) investigated the rock magnetic properties and the petrography of K-T boundary materials in northeastern Mexico, finding goethite and hematite of secondary origin within the spherule-rich layer composed of terrestrial target material excavated and ejected by the Chicxulub impact. In other studies bulk magnetic susceptibility has been used as a proxy for CaCO3 content and climatic cyclicity in marine sediments of Zumaya section in northern Spain (Ten Kate&Sprenger, 1993), four DSDP K-T boundary sections in the southern Atlantic Ocean (D’Hondt et al., 1996), and several other sections around the world (Ellwood et al., 2003a), detecting increases in the magnetic susceptibility of the K-T boundary clay layer.

 

      Other techniques apart from rock magnetism have been used to specifically address the characterization of iron-rich phases in the K-T boundary. Griscom et al. (1999) applied electron spin resonance to K-T boundary material and reported anomalous increases of ferromagnetic resonance intensity in Caravaca (Spain), Sopelana (Spain) and Gubbio (Italy). The results were interpreted as indicating the presence of spherical fine-grained (~ 4-5 nm) magnetite particles, suggested to come from weathered glass spherules produced by the Chicxulub impact. After distribution and deposition, this glass would transform to clay, but the proposed magnetite particles pervading it would survive. Brooks et al. (1985) used X-ray diffraction and Mössbauer spectroscopy to analyze bulk samples and iron-oxide spheroids from the K-T boundary at Woodside Creek (New Zealand). They identified microcrystalline goethite (10-20 nm) in the matrix and crystalline goethite (> 200 nm) and some haematite in the spheroids. Based on geochemical data, the authors interpreted these magnetic phases as authigenic products, probably formed from pyrite clumps originated in the very reducing post-impact environment. Wdowiak et al. (2001) have used Mössbauer spectroscopy in several K-T boundary sections, identifying widespread superparamagnetic phases reported to be goethite with various particle-sizes up to few tens of nanometres, except in some sections where they are reported as haematite. The authors speculated with the possibility that this nanophase could be the iridium K-T boundary carrier and that it originated from condensation of a chondritic vaporized impactor inside a vapour impact plume. Mössbauer spectroscopy has been applied also by Verma et al. (2001; 2002), Bhandari et al. (2002), Ferrow et al. (2011a, b) and Vajda et al. (2015), who again identified superparamagnetic phases reported as iron oxides/oxyhydroxides like haematite and goethite. These authors support a meteoritic origin of this Fe-nanophase in the form of either iron or marcasite/pyrite nanoparticles condensed from the impact vapour cloud, deposited globally and subsequently weathered to oxides/oxyhydroxides. Neither these authors, nor Wdowiak et al. (2001), provided any conclusive data in support of their assertions about a meteoritic, primary origin of the superparamagnetic phases. 

 

METHODOLOGY

 

      In order to investigate their rock magnetic properties, sediments from the latest Cretaceous (upper Maastrichtian), the K-T boundary and the earliest Tertiary (lower Danian) have been sampled at centimetric/metric scale across different well-known K-T boundary sedimentary sections around the world. Samples were taken from cleaned outcrop exposures or from naturally exposed fresh rock surfaces, in order to minimize weathering disturbing effects. When necessary and in order to separate material from the thin impact layer, block samples spanning the last Maastrichtian and the first Danian centimetres and sandwiching the impact layer were taken and brought to the laboratory. There, impact layer material was mechanically separated with non-magnetic tools, as well as material directly below and above the impact layer. The rock magnetic experiments have been conducted mainly in the Paleomagnetism Laboratory of the Complutense University of Madrid (Spain), although some experiments were performed in the Laboratory for Natural Magnetism, ETH-Zürich (Switzerland), the SQUID Magnetometry Unit (Centro de Apoyo a la Investigación de Técnicas Físicas, Complutense University of Madrid) and the Laboratory for Material Characterization of the Department of Earth Sciences and Condensed-Matter Physics (Cantabria University, Spain).

      

      The following rock magnetic parameters, experiments and equipment have been used to characterize the studied sediments:

      

- Bulk magnetic susceptibility (KLY-3, Agico).

- Hysteretic and isothermal remanent magnetization cycles up to 500 mT at room temperature (Coercivity Spectrometer).

- High-field isothermal remanent magnetization acquisition curves up to 4.92 T (Impulse Magnetizer IM-10-30 ASC Scientific and JR-5A Agico Spinner Magnetometer).

- Thermal demagnetization of a three-axis orthogonal isothermal remanent magnetization (Lowrie test; Lowrie, 1990) (Impulse Magnetizer IM-10-30 ASC Scientific, JR-5A Agico Spinner Magnetometer, Schonstedt TSD-1 Furnace, Helmholtz Self-compensating Coils). Easily-orientable samples were prepared for high-temperature treatment with sodium silicate (waterglass).

- High temperature thermomagnetic cycles up to 700/800º C, normal atmosphere, 40 K/min, 170 mT-1 T (VFTB Variable Field Translation Balance, Petersen Instruments).

- Low temperature thermomagnetic measurements (PPMS Physical Properties Measurement System, Quantum Design and MPMS Magnetic Properties Measurement System, Quantum Design).

- Coercivity distribution/spectra analysis (MAG-MIX Software; Egli, 2004a, b, 2005).

 

      In addition to the rock magnetic experiments, the following measurements have been performed in selected samples:

      

- X-ray diffraction, bulk dust samples and oriented-aggregates (Siemens Kristalloflex 810, Department of Mineralogy and Crystallography, Complutense University of Madrid).

- Platinum Group Elements abundance (Nickel-sulphide fire assay with ICP-MS finish, GeoLabs, Sudbury, Canada).

- Major and trace element geochemical analysis (AAS and ICP-MS, respectively, Scientific Instrumentation Center, Granada University).

 

      Some selected samples have been subjected to magnetic extraction, either manually (moving strong neodymium magnets in a plastic bag inside a mixture of water and sample) or using a magnetic separation equipment constructed especially for the task (closed water circuit, peristaltic pump and neodymium magnetic trap). A hand-picked, binocular lens-assisted extraction of iron-oxide microspherules was also performed in Agost impact layer.

 

STUDIED SECTIONS

 

This work includes results from 600 samples recovered from 21 different sedimentary sections. Most of them correspond to hemipelagic settings, although two neritic, two continental (lacustrine-peat forming environments) and one open-marine (pelagic) sections have also been studied. They vary in distance to the Chicxulub impact structure from relatively close (~1000 km, NE Mexico), intermediate (~2000 km, Blake Nose, north Atlantic), distant (~7000 km, Spain, Denmark and Tunissia) to very distant (~11000 km, New Zealand). The studied sections are: Agost and Caravaca (southeastern Spain); Zumaya and Sopelana (northern Spain); Stevns Klint (Denmark); El Kef (Tunissia); Woodside Creek, Flaxbourne River, Branch Stream, Mead Stream, Mid-Waipara River, Moody Creek Mine and Compressor Creek (South Island, New Zealand); El Mimbral, La Lajilla, El Mulato, El Peñón, Rancho Nuevo, Los Ramones and El Tecolote (northeastern Mexico); and Blake Nose (Ocean Drilling Program Leg 171B, Hole 1049A, North Atlantic).

 

RESULTS AND CONCLUSIONS

 

The main results and conclusions of this work are the following:

 

1) Several of the studied sections are characterized by the presence of a well preserved impact layer 2-3 mm thick: Agost, Caravaca, Zumaya and El Kef. This layer is systematically associated with a distinct magnetic signature consisting of high values of magnetic susceptibility and IRM500mT (one order of magnitude higher than surrounding sedimentary materials), very low coercivity of remanence (~15 mT) and S100mT values close to 1.  Strong evidence points to meteoritic Mg, Ni-rich spinels with high-oxidation states as the mineral responsible of these magnetic characteristics. The magnetic signal at Caravaca, Agost and Zumaya impact layer is dominated by this phase, although some high coercivity material (mainly goethite) is also present. In El Kef, high-coercivity minerals (goethite and hematite) are present in high abundances, strongly controlling the magnetic signal, although the low coercivity meteoritic spinels can still be detected. 

 

2) No magnetic signal indicative of the presence of meteoritic spinels is detected in NE Mexico sections nor in Blake Nose (north Atlantic, in front of the Florida-Georgia shoreline), which are the closest sections to Chicxulub. In two of these sections (El Mimbral and La Lajilla), meteoritic spinels have been previously detected in very low numbers. The absence of this magnetic signature is explained by their low concentration: the total magnetic signal of the matrix sedimentary materials is higher than the signal coming from the spinels. This fact agrees with a model of the dispersion of Chicxulub impact products based on two different processes or strewn-fields: a ballistic emplacement of target material relatively close to the impact point; and an efficient, high-energy transportation of vaporized projectile material and entrained target material by an expanding impact plume, which would be responsible of the deposition of the global impact layer enriched in meteoritic components. 

 

3) The magnetic behavior of the meteoritic spinels can be approximated by the magnetic extract of Caravaca impact layer. This extract shows almost reversible thermomagnetic curves with Curie temperatures of 430-460º C. Alternatively, it is shown that most of the magnetic properties of the meteoritic spinels can be approximately equaled to those of a pure magnesioferrite. 

 

4) The magnetic signature of the Mg, Ni-rich meteoritic spinels can be used as a proxy for their presence and concentration. This can serve as an additional tool to precisely locate and characterize well preserved distal impact ejecta layers.

 

5) The K-T boundary is systematically associated with the presence of high-coercivity ferromagnetic phases, mainly goethite but also hematite in some sections. A significant fraction of these phases shows superparamagnetic behavior at room temperature, indicating fine-grain sizes (several tens of nanometers at the most). 

 

6) In the complete sections that are close to Chicxulub impact structure, these high coercivity phases are concentrated in thin reddish limonitic layers located over the spherulitic layer made of target material (Blake Nose) or over the high-energy sandstone layers (El Mimbral and La Lajilla). In the three cases these thin limonitic layers are very close to the stratigraphic position of the maximum iridium anomaly, but slightly uncoupled with it. The magnetic signature of these limonitic layers is clear and consists of high susceptibility and IRM500mT, very high coercivity of remanence and very low values of S100mT.

 

7) These high coercivity phases (goethite and hematite) are also detected in the impact layer of well-preserved distant sections. They are especially abundant in El Kef, where their magnetic signal is comparable or even stronger than that of the meteoritic, low coercivity spinels. They are relatively abundant in Agost, where they seem to concentrate in the iron oxide microspherules, and are scarcer, but still detectable, in Zumaya and Caravaca. Pyrite and gypsum are detected also in the impact layer of these four sections; in addition, amorphous/nanocrystalline iron oxy-hydroxides are found in El Kef.

 

8) In the most distant marine sections of New Zealand, where a well-preserved impact layer is not observed, there is not a clear magnetic signature of the K-T boundary. The magnetic properties of the base of the K-T boundary clay layer are explained by variations in the concentration of an approximately homogeneous mineralogy. Nevertheless, goethite, amorphous/nanocrystalline iron oxy-hydroxides and pyrite are detected in the base of the K-T boundary clay of these sections. These same minerals are observed also in other stratigraphic horizons, but are more abundant in the base of the K-T boundary clay. 

 

9) Two models are considered to explain the origin of these high-coercivity ferromagnetic phases and their associated minerals: a meteoritic/impact plus diagenesis model; and a pure diagenetic model. The first model proposes that either iron-nickel or marcasite/pyrite nanoparticles condensed from the impact vapor cloud and were deposited globally within the impact layer (Verma et al., 2001, 2002; Bhandari et al., 2002; Ferrow et al., 2011a, b). Afterwards, these nanoparticles would oxidize during the diagenesis or weathering of the materials, giving way to goethite, hematite, jarosite, etc. The second model (pure diagenesis) proposes instead that these high-coercivity phases are purely secondary products precipitated during early diagenesis or during later alteration processes (late diagenesis, fluid circulation during tectonization, weathering). According to this model (Brooks et al., 1985; Lowrie et al., 1990), the biotic extinction at the K-T boundary resulted in a sudden pulse of organic dead matter delivery to the sediments, which promoted hypoxic/anoxic and reducing conditions in the sedimentary column, with the subsequent dissolution of iron oxides and oxy-hydroxides and precipitation of pyrite in the anoxic zone and possibly precipitation also of oxy-hydroxides at the very top of the column. Later, oxic diagenesis would be reestablished and the pyrite would oxidize to amorphous/nanocrystalline iron oxy-hydroxides, goethite, hematite and possibly other phases like jarosite and gypsum. There are no definitive proofs allowing to discriminate these models, but the high coercivity phases are not always stratigraphically coupled with impact markers like iridium anomalies or meteoritic spinels.

 

10) It has also been demonstrated that the high-coercivity phases, dominated by goethite, are not the K-T boundary iridium carrier, at least in the sections where both are not stratigraphycally coupled (Blake Nose, El Mimbral, La Lajilla). This contrasts with previous proposals (Wdowiak et al., 2001).

 

11) The magnetic properties of the goethite associated to the K-T boundary are not distinct from those of other goethites commonly found in other geologic settings.

 

12) There are evidences pointing to a diagenetic or post-depositional origin of the high-coercivity phases and their associated minerals (amorphous/nanocrystalline iron oxy-hydorxides, pyrite, etc.).

 

13) Taking into account all the available evidence it is concluded that the high coercivity phases can not be used as diagnostic evidence for the presence of meteoritic material, although they still mark the position of the K-T boundary.

 

14) The available evidence points, instead, to their use as proxies for diagenetic remobilization of elements and/or precipitation of iron oxy-hydroxides during later alteration processes.

 

15) In most of NE Mexico sections (La Lajilla, El Mulato, El Peñón, Rancho Nuevo y El Tecolote) the spherulitic layer made of target material is rich in high-coercivity phases, mainly goethite but also some hematite. Part of these phases are in superparamagnetic state at room temperature, pointing to very fine grain/crystal sizes. The presence of this goethite is probably due to post-depositional alteration processes and it shows a highly irregular spatial distribution, concentrating preferentially in the contacts between the spherule bed and the over and underlying materials. Its presence, nevertheless, is not totally general: it is not detected in the spherulitic layer at El Mimbral neither at Blake Nose.

 

16) Different ways to estimate the quantity of meteoritic iron injected in the Earth System by the Chicxulub impact agree pointing to the need to include a significative terrestrial iron contribution in several sections (Blake Nose, El Mimbral, Zumaya, Woodside Creek, Mead Stream). In these sections both the total iron content measured at the K-T boundary sediments and the iron contained by the high coercivity ferromagnetic phases (goethite and hematite) clearly exceeds the expected meteoritic contribution. This result supports diagenetic/alteration processes as fundamental ingredients to explain the iron mineral phases observed at the K-T boundary.

 

17) The paleoenvironmental interpretation of the stratigraphic variation of the rock magnetic parameters reveals a period of very low carbonate production, characterized by high magnetic susceptibility, lasting around 40-100 ky after the K-T boundary impact in the western Tethys and the Basque-Cantabrian Basin. This is significantly shorter that the low-carbonate production period reported by previous authors in open-marine, pelagic sections (D’Hondt, 2005), suggesting that hemipelagic ecosystems recovered much more quickly after the extinction and environmental collapse. 

 

18) In the Spanish sections, after the low-carbonate, high magnetic susceptibility K-T boundary period, susceptibility and carbonate content progressively recover new background values in the lower Danian. These new values are lower (magnetic susceptibility) and higher (carbonate content) that background values during the latest Maastrichtian. This “carbonate excess” suggests an increased carbonate production capacity of marine photic-zone ecosystems after recovering from the K-T boundary event.

 


 
Índice

 ÍNDICE

 

 

-Agradecimientosvii

 

-Summaryxiii

 

-Capítulo 1: Introducción1

1.1 Plan y objetivos de la tesis3

1.2 El límite K-T: gradualismo vs. catastrofismo5

1.3 Extinciones biológicas en el límite K-T7

1.4 Cambios medioambientales, climáticos y en los ecosistemas en el límite K-T13

1.5 Causa de las extinciones del límite K-T15

1.6 El impacto meteorítico del límite K-T18

 

-Capítulo 2: Antecedentes: Fases magnéticas en el límite K-T27

2.1 Microesférulas y espinelas ricas en magnesio y níquel29

2.2 Magnetismo de rocas en el límite K-T34

2.3 Otras técnicas de caracterización magnética en el límite K-T43

 

-Capítulo 3: Metodología47

3.1 Trabajo de campo49

3.2 Trabajo de laboratorio49

3.2.1 Susceptibilidad magnética50

3.2.2 Ciclos de histéresis e imanación remanente isoterma52

3.2.3 Imanación remanente isoterma a alto campo: imanador de pulsos62

3.2.4 Test de Lowrie63

3.2.5 Ciclos termomagnéticos64

3.2.6 Medidas a bajas temperaturas67

3.2.7 Separación magnética68

3.2.8 Separación de microesférulas70

3.2.9 Espectros de coercitividades70

3.3 Otros experimentos no magnéticos realizados73

3.3.1 Difracción de rayos X73

3.3.2 Abundancia de elementos del grupo del platino (PGE)74

3.3.1 Geoquímica de elementos mayoritarios y traza74

 

 

-Capítulo 4: Secciones estudiadas75

4.1 Geografía, paleogeografía y estratigrafía general77

4.2 Descripción de las secciones81

4.2.1 Agost81

4.2.2 Caravaca85

4.2.3 Zumaya89

4.2.4 Sopelana92

4.2.5 El Kef93

4.2.6 Stevns Klint98

4.2.7 Woodside Creek104

4.2.8 Flaxbourne River109

4.2.9 Branch Stream111

4.2.10 Mead Stream114

4.2.11 Mid-Waipara River117

4.2.12 Moody Creek Mine120

4.2.13 Compressor Creek122

4.2.14 Blake Nose124

4.2.15 El Mimbral127

4.2.16 La Lajilla132

4.2.17 El Mulato133

4.2.18 El Peñón, Rancho Nuevo, Los Ramones y El Tecolote134

 

-Capítulo 5: Resultados139

5.1 Península Ibérica141

5.1.1 Agost141

5.1.2 Caravaca176

5.1.3 Zumaya199

5.1.4 Sopelana213

5.2 El Kef223

5.3 Stevns Klint258

5.4 Nueva Zelanda270

5.4.1 Woodside Creek270

5.4.2 Flaxbourne River283

5.4.3 Branch Stream292

5.4.4 Mead Stream302

5.4.5 Mid-Waipara River313

5.4.6 Moody Creek Mine324

5.4.7 Compressor Creek334

5.5 Blake Nose345

5.6 México353

5.6.1 El Mimbral353

5.6.2 La Lajilla372

5.6.3 El Mulato385

5.6.4 El Peñón, Rancho Nuevo, Los Ramones y El Tecolote393

 

-Capítulo 6: Discusión405

6.1 Comparación general entre secciones: firma magnética del límite K-T407

6.2 Fase de baja coercitividad en la lámina de impacto: espinelas meteoríticas420

6.3 Fases de alta coercitividad en el límite K-T429

6.4 Origen del hierro449

6.5 El magnetismo de rocas como herramienta de estudio de horizontes de impacto: potencial y problemática457

6.6 Implicaciones paleoambientales del magnetismo de rocas a través del límite K-T459

6.7 Desarrollos futuros y posibles aplicaciones465

 

-Capítulo 7: Conclusiones469

 

-Referencias475

 

-ApéndicesA-1

A.1. Tablas de datosA-3

A.2. Compendio de muestras diversasA-25

A.2.1. PropósitoA-25

A.2.2. HematitesA-25

A.2.3. GoethitaA-31

A.2.4. LimonitaA-37

A.2.5. LepidocrocitaA-39

A.2.6. PiritaA-41

A.2.7. PirrotinaA-45

A.2.8. GreigitaA-47

A.2.9. SideritaA-48

A.2.10. MagnesioferritaA-50

A.2.11. CromitaA-52

A.2.12. Esmectitas ricas en hierroA-53

A.3. Congresos y artículosA-56

 

 


 
Conclusiones

 CONCLUSIONES
 
Las conclusiones más importantes del presente trabajo son las siguientes:
 
1)Cuando se encuentra en buen estado de preservación, la lámina de impacto de las secciones lejanas al cráter de Chicxulub presenta una huella o firma magnética distintiva debida a la presencia de abundantes espinelas ricas en Mg y Ni y elevados estados de oxidación de origen meteorítico. Esta firma consiste en valores elevados de susceptibilidad magnética e imanación (tanto Mrs como Ms) y en valores bajos de coercitividad de la remanencia (del orden de 15 mT). Del conjunto de secciones analizadas en este trabajo, las que muestran claramente esta firma magnética son Agost, Caravaca, Zumaya y El Kef. En ésta última sección las espinelas coexisten con fases de alta coercitividad muy abundantes (goethita y hematites), lo que hace que su coercitividad de la remanencia macroscópica sea muy alta. Para revelar la presencia de las espinelas de baja coercitividad en El Kef es necesario medir curvas de IRM y analizar su espectro de coercitividades.
 
2)En las secciones más cercanas al cráter de Chicxulub (Blake Nose y el noreste de México) no se detecta ninguna evidencia magnética de la presencia de espinelas meteoríticas, incluso en las dos secciones donde previamente ha sido reportada su presencia en bajas cantidades (El Mimbral y La Lajilla). Esto se debe a su muy baja concentración, que hace que su señal magnética sea oscurecida por la señal del resto de minerales presentes en el sedimento. Esta diferencia entre secciones en función de su distancia al cráter de Chicxulub es coherente con un modelo de emplazamiento de los eyecta basado en dos procesos superpuestos: el emplazamiento balístico de los eyecta fundamentalmente terrestres en la región cercana al cráter; y el emplazamiento de los eyecta enriquecidos en la fracción meteorítica a partir de la dispersión de una pluma de impacto de alta energía que alcanza preferentemente las secciones más distales.
 
3)La mejor aproximación al comportamiento magnético de las espinelas meteoríticas puras se basa en el extracto magnético de la lámina de impacto de Caravaca. Este extracto presenta curvas termomagnéticas sólo ligeramente irreversibles, con temperaturas de Curie en el rango 430-460º C. Las propiedades de las espinelas detectadas en el límite K-T se pueden aproximar bastante bien con las de una magnesioferrita pura.
 
4)Las propiedades magnéticas de las espinelas meteoríticas pueden usarse como trazador de su presencia y concentración, así como herramienta de apoyo a la localización y caracterización de láminas de impacto bien desarrolladas y preservadas.
 
5)El límite K-T está sistemáticamente asociado a la presencia de fases ferromagnéticas de alta coercitividad, principalmente goethita y en algunas secciones también hematites, una fracción importante de las cuales se encuentra en estado superparamagnético.
 
6)En las secciones completas cercanas al cráter de Chicxulub, las fases ferromagnéticas de alta coercitividad aparecen concentradas en capas limoníticas rojizas situadas o bien encima de la capa esferulítica de eyecta terrestres (Blake Nose), o bien por encima del paquete de areniscas de alta energía (El Mimbral y La Lajilla). En los tres casos estas capas están muy cerca de los máximos de abundancia de iridio, aunque ligeramente desacopladas de ellos. Su presencia confiere a estas capas una firma magnética clara que las diferencia del resto de materiales, consistente en valores elevados de susceptibilidad e IRM500mT, valores muy elevados de Hcr y valores muy bajos de S100mT.
 
7)En las secciones lejanas al cráter con una lámina de impacto bien preservada también se detectan estas fases de alta coercitividad (goethita y hematites). Son especialmente abundantes en El Kef, donde su importancia, en términos de señal magnética, es equiparable o incluso superior a la de las espinelas meteoríticas de baja coercitividad. Son relativamente abundantes en Agost, especialmente en las microesférulas de óxidos de hierro, y más escasas, aunque detectables, en Caravaca y Zumaya. En la lámina de impacto de estas cuatros secciones se detectan también pirita y yeso, y en El Kef se detectan además oxi-hidróxidos de hierro amorfos/nanocristalinos.
 
8)En las secciones marinas más alejadas del cráter, en Nueva Zelanda, donde no se ha encontrado una lámina de impacto bien preservada, no se detecta una firma magnética clara asociada al límite K-T, sino simplemente variaciones de concentración de una mineralogía magnética bastante uniforme. No obstante, en la base de la arcilla del límite K-T de estas secciones se detectan goethita, oxi-hidróxidos de hierro amorfos o nanocristalinos y pirita. Estos minerales se detectan también en otros horizontes de estas secciones, aunque su abundancia es mayor en la base de la arcilla del límite K-T.
 
9)No existen pruebas concluyentes que discriminen si el origen de las fases de alta coercitividad es meteorítico, habiéndose alterado después diagenéticamente, o bien si es diagenético puro. Estas fases no siempre están acopladas con marcadores de impacto como la abundancia de iridio o la presencia de espinelas.
 
10)También se ha demostrado que las fases de alta coercitividad, dominadas por goethita, no son las portadoras del iridio meteorítico del límite K-T, al menos en las secciones donde se encuentran claramente desacopladas del pico de iridio (Blake Nose, El Mimbral, La Lajilla), en contra de lo que han propuesto algunos autores anteriores. 
 
11)Las propiedades magnéticas de la goethita encontrada en el límite K-T no se diferencian de las de otras goethitas formadas en distintos ambientes geológicos.
 
12)Hay evidencias que apuntan a un origen diagenético o de alteración postdeposicional para estas fases de alta coercitividad y sus minerales asociados (oxi-hidróxidos de hierro amorfos/nanocristalinos, pirita, etc.).
 
13)De acuerdo con toda la información disponible hay que concluir que las fases de alta coercitividad no pueden utilizarse como diagnósticas de la presencia de material meteorítico, aunque sí del límite K-T. 
 
14)Las evidencias sugieren que pueden utilizarse como indicadores de que se ha producido una removilización de elementos importante durante la diagénesis temprana y/o una precipitación de oxi-hidróxidos de hierro en etapas más tardías de alteración de los materiales. 
 
15)En las secciones cercanas al cráter de Chicxulub del noreste de México (La Lajilla, El Mulato, El Peñón, Rancho Nuevo y El Tecolote) la capa esferulítica, formada por material terrestre eyectado por el impacto, presenta también fases de alta coercitividad, fundamentalmente goethita y algo de hematites. Parte de estas fases se encuentra en estado superparamagnético, indicando tamaños de grano muy finos. La presencia de esta goethita (y hematites) se debe probablemente a procesos de alteración postdeposicional y su distribución es irregular, con tendencia a ser más abundante en los contactos de la capa esferulítica con las margas inferiores y con las areniscas superiores. No obstante, su presencia no es del todo general: en la sección de El Mimbral no se detectan estas fases en la capa esferulítica, ni tampoco en la capa esferulítica de Blake Nose.
 
16)Las diferentes vías para estimar la cantidad de hierro meteorítico potencialmente inyectado en el sistema terrestre por el impacto del límite K-T coinciden en señalar que hay varias secciones donde las cantidades observadas de hierro total y de hierro contenido en las fases ferromagnéticas de alta coercitividad del límite K-T son sensiblemente mayores que las explicables por un aporte meteorítico, lo que sugiere que al menos en esas secciones (Blake Nose, El Mimbral, Zumaya, Woodside Creek, Mead Stream) es necesario contar con aportes de hierro no meteoríticos para explicar las observaciones. Este resultado refuerza la necesidad de incluir los escenarios de removilización diagenética como un elemento fundamental para explicar las fases minerales de hierro observadas en el límite K-T.
 
17)La información paleoambiental deducida de la variación estratigráfica de los parámetros magnéticos indica que el periodo de baja producción de carbonatos que siguió al impacto del límite K-T, marcado por valores relativamente elevados de susceptibilidad magnética, duró del orden de 40-100 ka en el Tethys occidental y en la Cuenca Vasco-Cantábrica. Estos intervalos son significativamente más cortos que los propuestos por autores anteriores para secciones pelágicas, lo que sugiere que los ecosistemas hemipelágicos se recuperaron más rápidamente.
 
18)Después de la recuperación post-límite K-T, los sedimentos de las secciones españolas presentan sistemáticamente susceptibilidades menores que durante el Maastrichtiense terminal, debido a un porcentaje mayor de carbonatos en el Daniense basal. Este exceso de carbonatos sugiere la posibilidad de que los ecosistemas marinos, tras recuperarse de la perturbación ocasionada por el impacto del límite K-T, desarrollaran una producción de carbonatos en la zona fótica del océano superior a la del Maastrichtiense terminal.