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El término fósil, que proviene del latín fossile (aquello que es excavado), se refiere a restos de organismos que vivieron hace tiempo y que se conservan petrificados en rocas sedimentarias de la corteza terrestre. El conjunto de todos los fósiles del planeta, incluyendo los no descubiertos, se conoce como registro fósil y es estudiado por la Paleontología.

Los fósiles se pueden dividir en dos grandes grupos:

  1. Fósiles corpóreos: formados por el cuerpo del organismo, por fragmentos o por moldes que el cuerpo haya dejado en la roca sedimentaria.
  2. Icnofósiles: formados por señales de la actividad del organismo. Por ejemplo huellas, nidos, heces, etc.

El proceso de formación de fósiles, o fosilización, es estudiado por la rama de la Paleontología llamada tafonomía. Es un fenómeno raro en la naturaleza, lo normal es que los restos de seres vivos desaparezcan completamente tras su muerte. Sin embargo, si se dan las condiciones adecuadas, pueden conservarse durante millones de años y llegar hasta nuestros días convertiéndose en una increíble fuente de información para conocer la historia de la vida.

La fosilización

En términos muy generales, la fosilización consiste en una serie de transformaciones físicas, químicas y biológicas que ocurren en el organismo muerto, sus restos o señales en el medio, hasta que queda petrificado e integrado en roca sedimentaria de la corteza terrestre.

Todo el proceso de fosilización se puede dividir en dos grandes fases tafonómicas, la fase bioestratinómica, que abarca todo lo ocurre desde que un resto susceptible de convertirse en fósil es generado hasta que es enterrado, y la fase fosildiagenética, que abarca los procesos desde que el resto es enterrado hasta que es encontrado (no sólo hasta que se convierte en fósil).

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Bioestratinomía

La bioestratinomía es la rama de la tafonomía especializada en el estudio de los procesos que ocurren desde que cualquier resto susceptible de convertirse en un fósil es generado hasta su acumulación tafonómica, esto es, hasta que pasa a formar parte de la litosfera por enterramiento. Esta fase puede estar ausente en organismos que vivan enterrados durante alguna parte de su ciclo vital.

El resto susceptible de convertirse en fósil puede ser un organismo muerto o algún resto orgánico de él, por ejemplo las heces, así como cualquier marca en el medio externo que haya dejado, por ejemplo una huella.

En el caso de organismos muertos, algunos autores incorporan a la fase bioestratinómica la necrobiosis, que son los procesos de agonía que producen la muerte del organismo y que serían previos a la generación del resto pro-fósil en sí mismo.

Los cambios más destacados durante la fase bioestratinómica son:

  • cambios físicos: por el ejemplo fragmentación, desarticulación, necrocinesis (transporte post-mortem por medios naturales como el viento o corrientes de agua). También se consideran cambios físicos la congelación, la encapsulación en resinas, etc.
  • cambios químicos: incluye cambios tempranos a nivel químico. La oxidación y disolución son de los más destacados.
  • cambios biológicos: incluye cambios en el propio resto, como putrefacción y descomposición, pero también cambios en el medio externo como la bioerosión o la bioturbación. La autolitificación, un proceso de mineralización y sellado por actividad microbiana, parece haber sido muy importante en algunos fósiles muy bien conservados y probablemente sea más común en la fase bioestratinómica, aunque también podría darse en la fase fosildiagenética.

La mayoría de restos orgánicos blandos son destruidos completamente durante la fase bioestratinómica y sólo quedan partes duras y mineralizadas, como los esqueletos y conchas, que finalmente quedan enterredos e integrados en el sustrato, lo que se conoce como acumulación tafonómica.

Es importante aclarar que la acumulación tafonómica no implica amontonamiento ni aporte de materia sino que se refiere específicamente a la transferencia de información a la litosfera. Uno de los ejemplos más claros de acumulación tafonómica sin acumulación de materia sería en la formación de huellas fósiles.

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Fosildiagénesis

Una vez que se ha producido la acumulación tafonómica se entra en la fase fosildiagenética. Los primeros procesos que se dan en esta fase son compartidos con la fase bioestratinómica, por ejemplo la descomposición o la disolución. Pero otros nuevos procesos comienzan y, si se dan las condiciones adecuadas, pueden hacer que el resto susceptible de convertirse en fósil finalmente se convierta en uno y quede petrificado e integrado en la litosfera.

Estos cambios se producen junto a la diagénesis, que el proceso de formación de roca sedimentaria, de ahí que esta fase se conozca como fosildiagénesis. Los cambios, alteraciones y procesos fosildiagenéticos son muy variados, desde compactación y mineralización hasta deformaciones por acción tectónica. Entre los más comunes están los siguientes:

Permineralización

La permineralización, o petrificación, es uno de los métodos de formación de fósiles más comunes. Ocurre cuándo espacios previamente rellenos de líquido o gas son inundados por agua subterránea rica en minerales. Posteriormente los minerales precipitan y ocupan estos espacios.

Para que la permineralización ocurra, el organismo ha de quedar enterrado rápidamente tras la muerte o en las primeras fases de descomposición. El grado de descomposición determina el grado de permineralización posterior

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La permineralización puede ocurrir en espacios muy pequeños, por ejemplo en las paredes de células vegetales. Esta pequeña escala permite que se produzcan fósiles vegetales muy detallados. Algunos fósiles conservan sólo partes duras como dientes y huesos mientras que otros pueden conservar piel, plumas e incluso tejidos blandos.

Carbonización

Las altas presiones y temperatura a las que se puede ver sometido un resto orgánico enterrado, puede hacer que se libere hidrógeno y oxígeno del tejido dejando un resto de carbón. La carbonización puede dejar impresiones muy detalladas del organismo en la roca sedimentaria que se forme posteriormente.

Moldes

En algunos casos, los restos del organismo son completamente destruidos, generalmente por disolución, pero su forma permanece en la roca formando lo que se conoce como molde externo. Si el hueco que deja el organismo es ocupado por otros minerales, se forma un contramolde, conocido como cast. Si los minerales rellenan una cavidad propia del organismo, por ejemplo un cráneo, se forma un molde interno, más conocido como endocast.

En ocasiones, el propio organismo o sus restos actúan como núcleo de precipitación de minerales. Alrededor del cuerpo se va formando una fina capa mineral y cuándo el cuerpo desaparece queda un molde externo que puede preservar pequeños detalles morfológicos si se produce poco después de la muerte. Este fenómeno se conoce como mineralización autigénica o cementación.

Reemplazo y recristalización

El reemplazo ocurre cuándo las moléculas de conchas, huesos u otros tejidos minerales son reemplazados por un mineral diferente. El reemplazo puede ser tan gradual y lento que se conserven características microestructurales a pesar de que la composición original se haya perdido.

Por su parte, la recristalización tiene lugar cuándo la composición de los tejidos permanece constante pero los minerales cristalizan en una forma diferente a como lo hacen en la estructura original; por ejemplo, el carbonato cálcico cristaliza en forma de aragonita en las conchas de moluscos y en el esqueleto de los corales y puede recristalizar como calcita, más habitual en las rocas sedimentarias.

Fósiles de compresión-impresión

Los fósiles de compresión se producen cuándo el fósil se deposita cobre sedimentos blandos, por ejemplo arena, y luego queda recubierto por otra capa de sedimentos y se forma una roca por compresión. Los fósiles de compresión de vegetales son mucho más comunes que los de animales y generalmente aparecen deformados por la compresión.

Los fósiles de impresión son similares a los de compresión pero se producen cuándo el organismo se deposita o deja una marca sobre lodo o fango que luego formará una roca.

Ambos tipos son habituales en lugares dónde hay agua y deposición de sedimentos finos, como deltas de ríos y lagos.

Inclusión

Los fósiles de inclusión son los conservados incluidos dentro de alguna sustancia. El ejemplo más conocido es la conservación fósil en ámbar y los conservados en hielo (criofosilización).

Bioinmaduración

La bioinmaduración es un tipo de fosilización en el que un organismo, generalmente blando, es cubierto por otro organismo duro. En el fósil del organismo duro se conservan una especie de moldes externos dejados por los organismos blandos. Lo más común es que este tipo de fosilización se de en esclerobiontes u organismos incrustantes.

La conservación de material orgánico

Además de minerales, existen fósiles que contienen material orgánico. Por ejemplo, se han encontrado fósiles de dinosaurios de millones de años de antigüedad con tejido blando conservado, incluyendo vasos sanguíneos.

Se desconoce exactamente como es posible que se conserve la materia orgánica durante tanto tiempo en un fósil petrificado. Uno de los posibles mecanismos es la quelación del hierro en condiciones reductoras (de poco oxígeno), que ayudaría a la formación de enlaces cruzados entre proteínas u otras macromoléculas como el ADN. Estos enlaces cruzados harían que las bacterias que se alimentan de estas sustancias no puedan reconocerlas.

Otro posible mecanismo es la autolitificación bacteriana. En este caso las propias bacterias que inicialmente se alimentan del organismo muerto secretan minerales como producto de desecho y estos minerales sellan herméticamente el resto del organismo.

En cualquier caso, la excepcional conservación de restos orgánicos en fósiles son una fuente de incalculable valor para conocer la historia de la vida.

Galería

Referencias

  1. Antón, Mauricio (2006). El secreto de los fósiles. Aguilar. ISBN 978-84-03-09762-9.
  2. Behrensmeyer, A. K.; Kidwell, S. M.; Gastaldo, R. A. (2000). Taphonomy and Paleobiology. Paleobiology 26(4):103–147. doi: 10.1666/0094-8373(2000)26[103:TAP]2.0.CO;2.
  3. Schweitzer, M.H., W. Zheng, T.P. Cleland, M.B. Goodwin E. Boatman, E. Theil, M.A. Marcus, and S.C. Fakra (2013). A role for iron and oxygen chemistry in preserving soft tissues, cells and molecules from deep time. Proceedings of the Royal Society 281 (1774): 20132741. doi: 10.1098/rspb.2013.2741

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