Microorganismos formadores de rocas
Cianobacterias y estromatolitos
La búsqueda de las trazas de los
primeros restos de vida en nuestro planeta no es sencilla, para ello se utiliza
el registro de señales geoquímicas (isótopos y biomarcadores), microfósiles y
estromatolitos.
Los estromatolitos adquieren gran
importancia en este marco ya que constituyen una de las primeras pruebas del
origen de la vida. ¿Pero qué son exactamente y por qué despiertan tanto interés
estas singulares rocas dentro de la comunidad científica?, ¿Cómo podemos saber
si una roca es un estromatolito? ¿Qué microorganismos forman los
estromatolitos? ¿Cómo se transforman los biofilms en estromatolitos? ¿Dónde se
desarrollan hoy los estromatolitos?
Cuando sucedió
El primer registro conocido tiene una edad de 3.700 Ma, son los primeros estromatolitos
que aparecen en el cinturón de Isua (Groenlandia) según Nutman et al. (2016) anteriores al Paleoarcaico. Tras el deshielo de parte del casquete glaciar de Groenlandia, se han encontrado pequeñas estructuras estromatolíticas (cono y domos). Este hallazgo adelanta 200 Ma el registro de los estromatolitos como los fósiles más antiguos de la Tierra y valida a los fósiles químicos (100 Ma más antiguos) también hallados en el cinturón de Isua (Figura. 1).Durante el Paleoarcaico los microbios sulfatorreductores están relacionados con el proceso de fotosíntesis anoxigénica y las proteobacterias y cianobacterias
primitivas evolucionan para utilizar el hierro ferroso como reductor antes de los 3.000 Ma, originando las formaciones de hierro bandeado (Kappler et al., 2005).En el Mesoarcaico (hacia los 3.000 Ma) se produce una diversificación de las bacterias y ya en el Neoarcaico aparecen los estromatolitos oxigénicos datados de 2.700 Ma en el cratón de Pilbara (Noroeste de Australia) que hasta hace muy poco eran considerados los fósiles más antiguos de la Tierra. Como consecuencia de la evolución de estos microorganismos fotosintéticos, la oxigenación de los océanos y la atmósfera de la Tierra primitiva va a desencadenar el cambio evolutivo con mayor transcendencia en nuestro planeta, la aparición de los eucariotas.
Ya en el Paleoproterozoico se produce la diversificación de las cianobacterias y la aparición de los primeros registros de eucariotas, representados por Grypania spiralis datado con 2.100 Ma y procedente de Michigan (USA) (Han y Runnegar, 1992). En Canadá (Formación Gunflint Iron) se hallan grandes estromatolitos silicificados que aportan un registro con una buena preservación (Schelble et al., 2004), en los que se distinguen los microfósiles de procariotas con una amplia diversidad morfológica.
Otro registro excepcional lo constituye los estromatolitos de Bitter Springs (Australia) en el Mesoproterozoico y datado en 1.100 Ma, en el que se preservan formas cocoides y filamentosas de las comunidades de cianobacterias que forman estos estromatolitos (Schopf, 1968).
A finales del Proterozoico los estromatolitos presentan un declive acentuado con la aparición de los metazoos. Debido tanto a la actividad de los organismos pastadores, como a los procesos de bioturbación que destruyen su integridad funcional y estructural. Sin embargo, existen algunas excepciones como en el Suroeste de Australia (Haslett, 1976), donde las bioconstrucciones de estromatolitos del Cámbrico inferior presentan un importante desarrollo.
Figura 1. Distribución del registro de los estromatolitos a lo largo del tiempo geológico, junto con algunos de los principales hitos registrados (basado en Rodríguez et al., 2010).
Qué sucedió
El crecimiento de los estromatolitos responde a un proceso de litificación y acreción repetida de biofilms o biopelículas microbianas (Figura 3), que son ecosistemas muy complejos formados por microorganismos que viven embebidos en una matriz de consistencia mucilaginosa que ellos mismos producen (llamada EPS “Extracellular Polymeric Substances”), y que es rica en polisacáridos, aminoácidos y otros compuestos.
La diversidad microbiana de estos biofilms comprende los tres dominios de la Vida (Archaea, Bacteria y Eucaria), no sólo Cianobacterias como se tiende a generalizar en el caso concreto de los estromatolitos. Además, no todos los biofilms producen estromatolitos, los tapices microbianos tienen una estructura muy organizada formada por Cianobacterias, Bacterias heterótrofas y quimilitotróficas.
¿CÓMO SE TRANSFORMAN LOS BIOFILMS EN ESTROMATOLITOS?
Los tapices microbianos están formados por 6 grupos funcionales de microbios (Rodríguez et al., 2010):
1) Fotótrofos oxigénicos (Cianobacterias) que son los productores primarios, utilizando la energía solar para fijar el CO2 y a veces el N2.
2) Fotótrofos anoxigénicos (Bacterias Púrpura y Verde) que usan HS- como donante de electrones para realizar la fotosíntesis.
3) Bacterias heterotróficas aeróbicas que obtienen energía de la respiración de O2 y carbono orgánico.
4) Fermentadores que usan el carbono orgánico y compuestos de azufre como receptores o donantes de electrones.
5) Heterótrofos anaeróbicos (principalmente Bacterias Sulfatorreductoras) que respiran carbono orgánico con SO42- mientras producen HS.
6) Quimiolitoautótrofos (Bacterias Sulfuroxidantes) que oxidan los compuestos reducidos de azufre con O2 o nitrato mientras fijan CO2.
Los cambios entre la noche y el día producen variaciones significativas en los procesos de fotosíntesis y respiración de los microorganismos, que se traducen en modificaciones de pH, lo que produce o no ciertas reacciones químicas, como la precipitación o disolución de las diferentes fases minerales. En esta línea, la litificación repetida de los tapices estromatolíticos se origina mediante dos mecanismos: mineralización in situ o atrape y fijación de sedimento (Figura 3). Los distintos metabolismos de los microorganismos (fotosíntesis y respiración), favorecen la mineralización o precipitación de varios minerales (calcita de alto y bajo contenido en magnesio, aragonito, dolomita, óxidos e hidróxidos de manganeso y hierro, silicatos, sulfatos, etc.). Además, los propios microorganismos y las substancias que producen (EPS, Extracellular Polymeric Substances) pueden atrapar y fijar partículas de sedimento (Figura 3).
La diversidad de las especies que podemos encontrar en los tapices estromatolíticos actuales es muy elevada, como, por ejemplo, dentro de las Cianobacterias se identifican géneros tales como: Calothrix, Rivularia, Gloeotrichia, Homeothrix, Leptolyngbya, Plectonema, Phormidium, Microcoleus y Scynotema. Son también frecuentes otras bacterias como Chloroflexus o bacterias heterotróficas como Myxococcus xanthus. En ambientes hipersalinos como en la Bahía de Shark (Australia) existen ejemplos de archaea halófilas como Halococcus hamelinensis.
Cabe recordar que las algas eucariotas son muy importantes en muchos de estos tapices estromatolíticos, como por ejemplo las diatomeas (Mastoglia, Navicula, Achnanthidium, Amphora, Fistulifera, Gomphonema, Surirella, Diatoma, Staurosisa y Ulrania), las algas verdes (Chlorophyceae; Trebouxiophyceae, Ulvophyceae y Klebosormidiophyceae) o también algas rojas y marrones.
Sabías que ...
Desde el punto de vista geobiológico los estromatolitos constituyen, sin duda, un registro inigualable para estudiar las interacciones entre la biosfera y la geosfera durante los últimos 3.500 millones de años y por ello son también importantes objetos de estudio dentro del campo de la Astrobiología, en la búsqueda de vida en otros planetas.
Figura 3. Filamentos de cianobacterias y estromatolitos actuales.
Por qué sucedió
El registro geológico pre-Paleozoico presenta vestigios de actividad orgánica bien conservados que nos permite interpretar como evoluciona la vida durante el Arcaico a través de los estromatolitos formados por comunidades microbianas. Los estromatolitos no tenían competidores ni presión por otros organismos que los pudiesen utilizar como alimento y se fueron desarrollando con una gran diversidad morfológica a lo largo del Arcaico y Proterozoico.
A partir del Fanerozoico se evidencia el declive de los estromatolitos. En el pasado se pensó que este declive fuera una consecuencia de los cambios en la química del agua del mar o derivase de la exclusión ambiental por competencia entre las algas y los metazoos, pero hoy en día estas hipótesis no están sido aceptadas por la comunidad científica. La opinión mayoritaria coincide con Grotzinger (1990): el declive de los estromatolitos se corresponde con un descenso en la saturación de CaCO3 en el agua del mar durante el Proterozoico. En el Paleoproterozoico la saturación de CaCO3, la tasa de sedimentación (formación de carbonato) y la ratio de crecimiento de los estromatolitos fueron los más altos. Todos estos factores decrecen durante la segunda mitad del Proterozoico reflejándose en el descenso de la diversidad y abundancia de los estromatolitos que alcanzan niveles extremos durante el Fanerozoico.
Cómo lo sabemos
Los estromatolitos (Figura. 4) son estructuras estratificadas de formas variadas (planas, hemiesféricas o columnares), muy diversificados durante el Precámbrico.
Las cianobacterias (Figura. 4) durante la fotosíntesis liberan oxígeno, adquieren grandes cantidades de CO2 de la atmósfera y favorecen la precipitación de carbonatos. Estos fijan las partículas capturadas por las cianobacterias dando lugar a la formación de las láminas de los estromatolitos.
Los estromatolitos actuales están restringidos a mares poco profundos con ambientes hipersalinos o salobres donde no pueden vivir sus depredadores como por ejemplo en “Bahía del Tiburón” Australia.
Existen cuatro escalas para el estudio de las morfologías de crecimiento de los estromatolitos (Figura 7):
1) La geometría externa (megaestructura y macroestructura).
2) La presencia y forma de su laminación interna (mesoestructura).
3) La textura.
4) La fábrica de los minerales que lo componen (microestructura).
Los tipos de clasificaciones de los estromatolitos pueden ser: morfológicas, genéticas y taxonómicas binomiales (Rodríguez et al., 2010). Este último tipo (taxonomía binomial) tuvo una amplia difusión y uso en estudios de correlación bioestratigráfica en sucesiones proterozoicas. En base a que los tapices o biopelículas microbianas que construyen los estromatolitos actuales están formados por ecosistemas con numerosas especies de microorganismos está clasificación binomial no se suele utilizar.
La clasificación morfológica hacer referencia a términos como biostromo o biohermo a escala de megaestructura, formas dómicas, columnares, hemiesféricas y estratiformes o tabulares, para definir la macroestructura (Figura 7). La laminación interna puede variar de horizontal crenulada a coniforme (Figura 7), que es característica de los estromatolitos del Arcaico.
Los estromatolitos coniformes son fósiles muy abundantes en rocas precámbricas pero también en algunos ecosistemas fanerozoicos tales como las llanuras mareales o actualmente en fuentes hidrotermales (Yellowstone y Nueva Zelanda) o en lagos de la Antártida.
Citamos a continuación algunos de los estromatolitos actuales más conocidos.
1.- Bahía de Shark, Australia (Patrimonio de la humanidad por la UNESCO). El lagoon de Hamelin, en el Golfo sureste de la Bahía de Shark, es uno de los mejores sitios del mundo para observar estromatolitos. Más información en las páginas web:
http://www.sharkbay.org/default.aspx?WebPageID=129
http://strata.geol.sc.edu/SharkBayGallery/SharkBayGallery.html
2.-Lago Thetis (Australia). En la costa suroeste de Australia, unos kilómetros al norte de Perth, se encuentra una población denominada Cervantes, que se ha hecho famosa por la presencia en unos de sus lagos, el lago Thetis, de estromatolitos. Más información en las páginas web:
http://stromatolites.blogspot.com/
http://www.creativespirits.info/ozwest/pinnacles/lakethetis.html
3.- Lagoa Salgada (Brasil). En la costa norte de la provincia de Río de Janeiro se encuentra esta laguna que alberga estromatolitos en sus orillas que, en condiciones de sequía, pueden aparecer expuestos. Son frecuentes los estromatolitos columnares de morfología dómica y subesférica (entre 10 y 20 cm de diámetro). Más información:
http://vsites.unb.br/ig/sigep/sitio041/sitio041english.htm
4.- Cayos de Exuma (Bahamas). Los estromatolitos de los Cayos de Exuma son los únicos estromatolitos actuales que se forman en un ambiente marino abierto y de salinidad normal. Mas información en las páginas web:
http://stromatolites.info/
http://strata.geol.sc.edu/Bahamas/BahamasGalleryIndex.html
5.- Fuentes hidrotermales de Yellowstone (USA). Cómo consecuencia de la actividad volcánica del Parque Nacional de Yellowstone se desarrollan géiseres y fuentes hidrotermales o fuentes de agua caliente. En torno a ellos viven bacterias termófilas y cianobacterias que desarrollan tapices de biofilms y estromatolitos con morfologías coniformes. Más información en la página web:
http://www.nps.gov/yell/naturescience/index.htm
Existen otros lugares menos conocidos donde podemos encontrar estromatolitos que, como los que hemos citado anteriormente, se desarrollan en condiciones extremas:
6.- Cuatrociénagas (Coahuila de Zaragoza, México): http://www.desertfishes.org/cuatroc/organisms/stromatolites.html
7.- Salar de Llamara (Chile): http://www.youtube.com/watch?v=AuyoWl2-E9c
8.- Laguna de Socompa (Argentina): http://www.clarin.com/diario/2009/09/04/um/m-01992252.htm
9.- Solar lake, Sinaí (Israel): http://www.microbelibrary.org/Bacteria/details.asp?id=361&Lang=Spanish
Figura 4:Cianobacterias filamentosas procedentes de rocas pizarrosas del Proterozoico de Siberia, entre 850 y 950 Ma. A: Primorivularia; B: Trachythrichoides; C: Partitiofilum; D: Heliconema; E,F: Calyptothrix. Las barras representan 10 micras (tomado de Schopf, 1999). Cianobacterias esféricas actuales.
Figura 5: Escalas de observación y estudio de los estromatolitos (mega-, macro- y mesoestructura) con las principales morfologías de crecimiento y de laminación interna (1: horizontal crenulada; 2: convexa; 3: rectangular; 4: ondulada; 5: parabólica; 6: coniforme). Modificada de varios autores.
Figura 6: Distribución mundial de ejemplos actuales de estromatolitos (Rodríguez et al., 2010). (1) Bahía de Shark y Lago Thetis (2) en Australia. (3) Lagoa Salgada en Brasil. (4) Cayos de Exuma en Bahamas. (5) Parque Natural de Yellowstone en Estados Unidos. (6) Cuatrociénagas en México. (7) Salar de Llamará en Chile. (8) Laguna Socompa en Argentina. (9) Solar Lake en Israel.
