lunes, 18 de junio de 2012

FOSILES CASEROS (para uso escolar o demostrtivo )

Aqui esta una sencilla forma de hacer fosiles caseros para uso escolar o para uso demostrativo,si no entendiste el procedimiento les dejo un video para que entiendan mejor
FOSILES CASEROS
* 1 kg de yeso 
* 1 barra de plastilina 
* plato u otro recipiente hondo, de preferencia de material plastico 

 1 cuchara 
* Acuarelas o cualquier otro tipo de pintura soluble en agua y que puedas aplicar con un pincel. 
 * Conchas, caracoles, hojas de plantas o cualquiera otra cosa de la que quieras hacer tu fósil


2. PROCEDIMIENTO 

1- Lo primero que necesitas es hacer los moldes. La plastilina te servirá para eso. Puedes usar la barra completa o puedes arrancar algunos trozos para hacer moldes más pequeños. Se trata de dejar marcada, sobre la plastilina, la huella del objeto que deseas reproducir. Un buen molde es aquel en el que se pueden ver los detalles. Si por alguna razón te sale mal, puedes volver a amasar la plastilina e intentarlo de nuevo. 

(Si quieres hacer el fósil de una hoja, es conveniente que pongas la hoja sobre la plastilina con las venitas sobre la plastilina y hagas presión con un objeto plano y duro para que no se deforme. También puedes hacer una prueba piloto con una moneda. 
)
2- Una vez que tienes tus moldes, debes preparar el yeso. Para eso tendrás que calcular unas tres o cuatro cucharadas, si se trata de una concha de mar pequeña o si es un caracol. Si quieres hacer algo más grande, entonces tendrás que aumentar la cantidad de yeso. 

3- Depositas el yeso en el plato o recipiente y vas agregando chorritos de agua. Un poco cada vez. Si falta el agua, de inmediato se formará una piedra; si es mucha quedará como atole. Lo mejor es que vayas mezclando el agua con el yeso hasta que quede con una consistencia más o menos parecida a la que tiene la pasta de dientes.


4- Una vez que tengas tu mezcla, con la ayuda de la cuchara deberás rellenar los moldes hasta dejarlos al ras. Entre más planos queden, mejor presentación tendrán tus fósiles. 

5- El siguiente paso es el peor: esperar hasta que fragüe la mezcla o, como dicen por ahí, hasta que seque. El tiempo depende de la cantidad de yeso que tenga cada molde. El molde de una hoja o de una moneda puede tardar de 15 a 30 minutos. El de un rinoceronte completo podría tomar un par de días. Es importante esperar para que endurezca el yeso y no se rompa al desmoldar. 


6- Una vez que el yeso ha endurecido (eso lo compruebas porque se vuelve más blanco), debes separar cuidadosamente la plastilina. 

7- Claro que un fósil con color de gis no es muy espectacular que digamos, pues tiene apariencia de nuevo. Para eso necesitarás las acuarelas. Haz una mezcla de amarillo con café, o de los colores que quieras, y pinta la superficie. 


8- Vuelve a esperar para que seque y... ¡Voilá! Ya tienes un fósil. 

sábado, 16 de junio de 2012

EL ADN EN LOS FÓSILES

Recientemente ha podido constatarse la posibilidad de extraer restos de ADN de fósiles, y amplificarlos mediante PCR. La evolución de estos conocimientos ha sido muy rápida, ya que si a finales de los 90 existían reticencias sobre la veracidad de los restos fósiles de ADN,  para el año 2000 ya existían publicaciones y se había establecido una metodología. 

 Por aquél entonces ya se habían extraído secuencias cortas de fósiles de Neandertal y de mamut. Años después, también hay multitud de ejemplos en plantas e incluso bacterias.  Así, Golenberg y su equipo obtuvieron una secuencia parcial de DNA de cloroplasto perteneciente a un fósil de Magnolia latahensis. No obstante, se ha mantenido la controversia sobre la fiabilidad de los procedimientos utilizados.

 Este ADN fósil permitiría establecer relaciones filogenéticas entre distintos taxones, además de facilitar una visión global de las ramas evolutivas.  Además, facilita la estimación en la tasa de mutación existente entre taxones relacionados.

 Los métodos propuestos son:
§  Extracción de ámbar: Esta sugerencia, en un principio inviable y ficticia, fue alimentada en la fantasía popular a través del libro (y posterior película) Parque Jurásico. En este libro se sugería que insectos chupadores atrapados en ámbar podían preservar magníficamente ADN de otros animales, como por ejemplo, dinosaurios. De manera sorprendente, se ha constatado que esta técnica da resultado. Incluso se ha extraído ADN conservado en insectos con una antigüedad superior a 100 millones de años.
§  Extracción de cristales en huesos: Se ha observado que en los huesos a veces se forman cristales. Los científicos demostraron que el ADN contenido en estos cristales se conservaba en un relativo buen estado.
§  Extracción directa del fósil: Científicos argentinos aseguran que el ADN se mantiene incluso millones de años, por lo que se encuentran directamente en los restos.


Importancia científica
Los fósiles tienen una importancia considerable para otras disciplinas, como la geología o la Biología evolutiva, son las aplicaciones prácticas de la Paleontología.
Basándose en la sucesión y evolución de las especies en el curso de los tiempos geológicos, la presencia de fósiles permite datar las capas del terreno (Bioestratigrafía y Biocronología), con mayor o menor precisión dependiendo del grupo taxonómico y grado de conservación. Así se han establecido la mayor parte de las divisiones y unidades de las escalas cronológicas que se usan en estratigrafía.
Aportan información de paleoambientes sedimentarios, paleobiogeográficaspaleo climáticas, de la evolución diagenética de las rocas que los contienen, etc.

ESTUDIOS SOBRE SU COMPORTAMIENTO HIDRONÁMICO DE LAS CONCHAS

Transporte e hidrodinámica
Si consideramos como partículas sedimentarias los restos esqueléticos de los organismos, podremos realizar estudios sobre su comportamiento hidrodinámico (conchas de braquiópodos, bivalvos, gasterópodos, cefalópodos, ostrácodos y crinoideos. En general se conoce poco del comportamiento hidrodinámico de estas partes duras, tan abundantes e importantes ecológicamente en ambientes de aguas poco profunda de medios modernos y del registro fósil. El comportamiento hidrodinámico de las conchas es complejo e imprevisible, principalmente debido a la gran diversidad de formas involucradas.
Fosildiagénesis
La comprensión de los procesos diagenéticos es fundamental para interpretar correctamente la mineralogía original, estructura de esqueletos y conchas, sus afinidades taxonómicas y su paleoecología. Un problema que se plantea muy frecuentemente es deducir cual ha sido la mineralogía original de grupos extintos (corales rugosos, arqueociátidosestromatopóridos...). La transición hasta el estado de fósil depende mucho de la composición esquelética.
Esqueletos carbonatados
Después del enterramiento el carbonato se altera en mayor o menor magnitud durante la diagénesis temprana.
Esqueletos de aragonito
El aragonito normalmente se transforma en calcita mediante uno de estos procesos principalmente:
§  Disolución total: Si las aguas de la zona vadosa no están saturadas en carbonatos se produce la disolución total del esqueleto y el relleno por calcita. El área vacía reproduce un molde de la concha y no se conserva la estructura de la concha. Se pueden formar drusas con cristales hacia el centro. El tiempo que dura el proceso es variable.
§  Calcificación: En este segundo caso los esqueletos de las conchas preservan las estructuras relictas (distintas capas o lamelas de las conchas). Incluso se pueden preservar cristales enteros de aragonito que nos dan una información muy valiosa. El reemplazamiento se produce de forma gradual y respeta la estructura original.
Esqueletos de calcita
En general, los esqueletos fósiles que estaban constituidos por calcita mantienen frecuentemente esta composición original (a menos que se haya silicificado o dolomitizado). El contenido en magnesio tiende a reducirse, de forma que puede haber alteración diagénica con alto o bajo contenido de calcita. Existen técnicas especiales como la catodoluminiscencia que permiten determinar su contenido original a partir de áreas relictas que han conservado su composición original.
Nódulos de carbonato y calizas litográficas
La preservación de partes blandas está asociada en muchas ocasiones con la precipitación de carbonatos en forma de nódulos y estratificados, como es el caso de las calizas litográficas. Los nódulos carbonatados están constituidos por siderita o calcita y asociados a sedimentos arcillosos ricos en microorganismos. Contienen fósiles que a menudo se conservan en tres dimensiones incluyendo a veces partes blandas fosilizadas. Su tamaño varía entre 10 y 30 centímetros aunque se han encontrado de hasta 10 metros (incluyendo un plesiosaurio completo). El contenido en microorganismos y su descomposición son los factores primarios que controlan el grado de anoxia, Eh y pH. En presencia de oxígeno, la respiración microbiana produce CO2 que se acumula en el agua de los poros del sedimento, favoreciendo la disolución de los carbonatos.
En ausencia de oxígeno las bacterias del sedimento utilizan una serie de oxidantes alternativos en el proceso de la respiración (MnNO3-Fe o SO42-) y cuando todos los oxidantes han desaparecido son las reacciones de fermentación las que dominan produciéndose metano. Las calizas litográficas se forman en medios lacustres y marinos, son de grano muy fino y finamente bandeado.
 Un ejemplo son las famosas calizas de Solnhofen del Jurásico de Baviera que contienen los fósiles deArchaeopteryx. El carbonato en estos depósitos se puede originar a partir de una fuente piogénica (como algas calcáreas) o como un precipitado químico.
Fósiles piritizados
La pirita sedimentaria se encuentra como un componente menor de sedimentos marinos clásticos tanto actual como antiguo. Los estudios en sedimentos actuales han demostrado que la formación de pirita antigénica se suele dar en la diagénesis muy temprana a tan sólo unos centímetros por debajo de la interfase agua-sedimento. Un aumento de la cantidad de microorganismos y/o la profundidad de enterramiento, impide la difusión de oxígeno en el sedimento y los microorganismos se ven obligados a respirar anaeróbicamente. La mineralización detiene la pérdida de información asociada a la descomposición de macro organismos y la precipitación de pirita en la diagénesis temprana es un importante medio para la preservación de los fósiles. En los tejidos blandos como músculos y también quitina, durante la diagénesis temprana se puede producir la piritización. Cuando la descomposición es más avanzada y por lo tanto más tardía la formación de pirita, se destruirán tejidos blandos y sólo los compuestos biológicos resistentes (denominados refractarios) como celulosa y lignina se conservan. Las partes biogénicas duras como las conchas (carbonato cálcico y magnesio) y los huesos (fosfato de calcio) son algunas de las estructuras biológicas más resistentes a la descomposición. De las dos, el carbonato de calcio es el más inestable y por consiguiente el que con más probabilidad puede ser reemplazado por pirita. La pirita sedimentaria presenta varias morfologías:
§  Framboides: Agregados esféricos de micro cristales en forma de cubos y octágonos en sedimentos arcillosos. Su tamaño varía de unas micras a aproximadamente 1 milímetro de diámetro.
§  Sedimentos piritizados: Son sedimentos infiltrados en cavidades biogénicas que han sido consolidadas por pirita. Pueden llegar a reemplazar a los granos detríticos.
§  Relleno de cavidades: El relleno por pirita euhedral de cavidades es muy común en sedimentos arcillosos. Dichas cavidades constituyen en muchos casos el espacio que ocupaban moluscos, braquiópodos y alvéolos de huesos.
§  Incrustaciones: Son precipitaciones en la superficie exterior de los fósiles.
§  Texturas pseudomórficas: La pirita puede reemplazar tanto minerales detríticos como fósiles, incluyendo también la preservación de estructuras sedimentarias, madrigueras y coprolitos.
La formación de pirita está controlada por la concentración de carbono orgánico, sulfato y minerales detríticos férricos. En un ambiente marino normal los minerales férricos y los sulfatos están presentes en abundancia y la formación de pirita es controlada por el suministro de carbono orgánico. Sin embargo, en ambientes de agua dulce la formación de pirita está muy limitada por la baja concentración de sulfato.
Preservación fósil como fosfato primario
El fósforo es un elemento fundamental en la vida. Se concentra en tejidos duros, como huesos o algunas cutículas, o más a menudo en partes blandas. Por consiguiente no sorprende que esté involucrado en la fosilización. El esqueleto de vertebrados está principalmente compuesto de hidroxiapatito (Ca10(PO4)6(OH)2). Algunos OH pueden ser reemplazados localmente, por iones de F-, sobre todo en dientes, produciendo un hidroxi-fluorapatito menos soluble. Los caparazones fosfáticos de invertebrados tienen composiciones similares con alguna variación. La composición de los huesos fósiles contiene más flúor. El volumen medio del flúor de los huesos de peces marinos y de agua dulce es respectivamente 4.300 ppm y 300 ppm, mientras que los fósiles contienen 22.100 ppm y 19.900 ppm de flúor.
Esqueletos calcáreos
Los esqueletos de carbonato de calcio pueden pasar a apatito sin cambio en la morfología externa. En ambientes naturales, esta alteración diagénica está asociada a depósitos de fosfato. La transformación bacteriana de organismos calcáreos en apatito se ha demostrado en laboratorio. Estas observaciones y experimentos hacen pensar en el siguiente posible mecanismo:
1.   El fósforo necesario para reemplazar carbonato por apatito procede de los microorganismos del sedimento.
2.   Los microorganismos (bacterias, algas, hongos) promueven la descomposición, liberando ionesfosfato y acidificando el agua intersticial de los sedimentos (esta acidificación que puede ser muy localizada, promueve la disolución de los carbonatos). El fosfato liberado se combina con calcio para formar apatito que se forma preferentemente en la interfase carbono/microorganismo reemplazando al carbonato disuelto. Este reemplazamiento preserva la forma externa de la concha original y al igual que en la fosilización del apatito primario, el flúor juega un papel importante al ser la composición final carbonato-flúor-apatito.
Esqueletos silíceos
La fosfatización de sílice primaria también aparece en algunos esqueletos de radiolarios aunque este proceso todavía no es bien conocido.
El examen microscópico de muestras de fosforitas muestra que numerosos microorganismos sin caparazón mineralizado (algas, hongos, bacterias) mineralizan como apatito, aunque no tuvieran ningún precursor mineral. Un ejemplo bien conocido son los coprolitos fosfatizados donde la propia materia orgánica es reemplazada por apatito que conserva la forma exacta del objeto. Por ejemplo, las estrías de contracción de algunos coprolitos. La fosfatización de partes blandas también es frecuente; se conocen muchos ejemplos en artrópodos (copépodos, ostrácodos) que aparecen en nódulos calcáreos y fosfáticos dentro de calizas nodulares, o en coprolitos de grandes vertebrados.
Estudios en fosforitas y sobre la síntesis experimental del apatito han permitido realizar una estimación de las condiciones probables en la fosilización del apatito. Debido a sus requisitos de estabilidad, el apatito se forma preferentemente en un ambiente deficiente en oxígeno, a veces incluso en condiciones totalmente reductoras, como indica su frecuente asociación con pirita. Este ambiente se consigue fácilmente en medios con abundante materia orgánica, que es a su vez la principal fuente de fósforo.
La sílice puede reemplazar a la calcita y al aragonito de las conchas y per mineralizar la madera. También puede formar nódulos o capas de sílex, reemplazando sedimentos carbonatados o precipitando directamente, envolviendo o rellenando fósiles o incluso restos de bacterias, microfósiles orgánicos y plantas que se preservan excepcionalmente, como en las Rhynie Chert (Escocia).
Hay tres modos comunes de reemplazo mineral de la concha:
§  Como una corteza blanca granular.
§  Como un reemplazo finamente granular.
§  Como anillos concéntricos de sílice.

Fosilización de restos vegetales
Las plantas están compuestas por varias partes (talloramas, raíces, hojas, polenfrutossemillas) algunas de las cuales se separan durante la vida, mientras otras lo hacen después de la muerte. Una adecuada comprensión de los procesos de dispersión que afectan a estas partes es muy importante en la interpretación correcta de las asociaciones paleo florísticas. Estudios sobre dispersión de hojas por el viento muestran que viene determinada por su peso y forma.
Los restos vegetales se pueden conservar de varias formas:
§  Preservación del material original.
Carbonización.

PROCESO QUÍMICO-FÍSICO DE UN FÓSIL

Para que un resto corporal o una señal de un organismo merezcan la consideración de fósil es necesario que se haya producido un proceso físico-químico que le afecte, conocido como fosilización. En este proceso se pueden producir transformaciones más o menos profundas que pueden afectar a su composición y estructura. Este proceso va en función del tiempo, por lo que debe haber transcurrido un determinado intervalo a partir del momento de producción del resto para que llegue a la consideración de fósil. La fosilización es un fenómeno excepcionalmente raro, ya que la mayoría de los componentes de los seres vivos tienden a descomponerse rápidamente después de la muerte.

La permineralización ocurre después del enterramiento, cuando los espacios vacíos en un organismo (espacios que en vida estaban llenos de líquido o gas) se llenan con agua subterránea, y los minerales que ésta contiene precipitan, llenando dichos espacios.
En muchos casos los restos originales del organismo han sido completamente disueltos o destruidos.
Procesos de descomposición
Son los principales responsables en el mundo. Su efecto es la rareza con que se conservan partes orgánicas blandas (0.01% de los individuos en una comunidad marina sólo tienen partes blandas). La presencia de partes blandas son indicativas de condiciones sedimentológicas y diagenéticas excepcionales.
Procesos de descomposición aeróbica
Son los más rápidos y eficaces para la biodegradación. Por ello, las condiciones anóxicas son un requisito previo a la preservación de organismos ligeramente mineralizados y de partes blandas. La demanda de oxígeno para la descomposición en un medio aeróbico es muy alta (1 mol de Corg. requiere 106 moles de O2).

Efectos de la descomposición
La descomposición es la principal fuente de pérdida de información en el registro fósil y la mineralización es la única vía de frenarla. Los tejidos pueden conservarse como permineralizaciones, residuos orgánicos alterados o, con el deterioro prolongado, como improntas. Si la descomposición supera a la mineralización, se destruyen los tejidos y sólo se conservan refractarios como la quitina, la lignina o la celulosa.
Caracterización de la descomposición
La descomposición en el registro fósil puede caracterizarse a tres niveles:
1.   Identificación de la descomposición y pérdida de información en la estructura de organismos fósiles.
2.   Reconocimiento de minerales particulares y los marcadores geoquímicos asociados a regímenes particulares de descomposición.
3.   Preservación de microbios fósiles involucrados en el proceso de descomposición.
Origen, acumulación y preservación de la materia orgánica
La mayor parte se recicla (dando lugar a CO2) dentro de la columna de agua, particularmente en la zona eufótica. Una proporción relativamente pequeña de la materia orgánica producida pasa a formar parte de los sedimentos adyacentes, y quedan afectadas por los modificadores del flujo orgánico (bioestratinómicos), que son la foto-oxidación, la actividad microbiana y los organismos de tritívoros.

Procesos fosildiagénicos
La materia orgánica incluye además de lípidos libres, biopolímeros como los hidratos de carbonoproteínas,quitina y lignina, algunos de los cuales serán utilizados para su consumo y modificación por organismosbentónicos y diversos microorganismos. El resto, no utilizado de esta manera, puede sufrir policondensación para formar geopolímeros, y pasa a formar parte del protoquerógeno, precursor del querógeno. Con el entierro del sedimento, la creciente condensación e insolubilización produce la lenta conversión diagenética a querógeno que constituye el volumen de la materia orgánica en antiguos sedimentos.
Marcadores biológicos y sus utilidades
Las moléculas orgánicas (fósiles químicos) son abundantes en muchos sedimentos y rocas sedimentarias, y se denominan marcadores biológicos "biomarker". Su estudio e identificación requieren técnicas sofisticadas de toma de muestra y análisis. Conservan un registro muy detallado de la actividad biológica del pasado y están relacionados con moléculas orgánicas actuales. Las posibles fuentes de marcadores biológicos en muestras geológicas son tantas como moléculas se conocen en los organismos.
Rocas madre en la generación de hidrocarburos
Una roca madre es un volumen rocoso que ha generado o ha estado generando y expeliendo hidrocarburos en cantidades suficientes para formar acumulaciones de petróleo y gas. La mayoría de las rocas madre potenciales contienen entre 0,8 y 2% de carbono orgánico. Se acepta un límite aproximado del 0,4% como el volumen más bajo de carbono orgánico para la generación de hidrocarburos, estando el óptimo por encima del 5-10%. La naturaleza de los hidrocarburos generados depende fundamentalmente de la composición del querógeno, que puede estar constituido por dos tipos de materia orgánica:
§  Proveniente de restos de plantas terrestres, en cuyo caso los sedimentos liberarán gas principalmente.
§  Proveniente de medios acuáticos (marino o lacustre) con bacterias, algasfito y zooplancton, en cuyo caso producirán petróleo con la maduración suficiente.
Procesos destructivos físico-químicos
La durabilidad de los esqueletos es la resistencia relativa de éstos a la fractura y destrucción por agentes físicos, químicos y bióticos. Estos procesos destructivos pueden dividirse en cinco categorías que siguen un orden más o menos secuencial:
1.    Desarticulación: Es la disgregación de esqueletos constituidos por elementos múltiples a lo largo de junturas o articulaciones preexistentes (puede darse incluso antes de la muerte, como en mudas o exuvios de muchos artrópodos). La descomposición destruye los ligamentos que unen los osículos de equinodermos en unas pocas horas o días después de la muerte.   como los de los bivalvos, compuestos por conquiolina, son más resistentes y pueden permanecer intactos durante meses a pesar de la fragmentación de las conchas.
2.    Fragmentación: Se produce por el impacto físico de objetos y por agentes bióticos como predadores (incluso antes de la muerte) y carroñeros. Algunas formas de rotura nos permiten identificar al predador. Las conchas tienden a romperse a lo largo de líneas de debilidad preexistentes como líneas de crecimiento o de ornamentación. La resistencia a la fragmentación está en función de varios factores:
§  Morfología del esqueleto.
§  Composición.
§  Microestructura, espesor y porcentaje de matriz orgánica.
3.    Abrasión: Es el resultado del pulido y molienda de los elementos esqueléticos, produciendo un redondeamiento y una pérdida de los detalles superficiales. Se han realizado estudios semicuantitativos de las proporciones de abrasión, introduciendo conchas en un tambor rotatorio con gravas silíceas.12 Su grado de intensidad está relacionado con diversos factores:
§  La energía del medio.
§  El tiempo de la exposición.
§  El tamaño de la partícula del agente abrasivo.
§  La microestructura de los esqueletos.
4.    Bioerosión: Sólo se puede identificar cuando está asociada a fósiles reconocibles comoesponjas clionas y algas endolíticas. Su acción destructora es muy alta en medios marinos poco profundos, donde se puede observar actualmente una pérdida de peso del 16 al 20% en las conchas de moluscos contemporáneos. No está claro si dichas proporciones se mantenían en el Paleozoico, cuando las esponjas clionas eran menos abundantes.
5.    Corrosión y disolución: Es el resultado de la inestabilidad química de los minerales que forman los esqueletos en la columna de agua o en los poros del sedimento. La disolución puede empezar en la interfase sedimento-agua y puede continuar a profundidades considerables dentro del sedimento. La bioturbación de los sedimentos normalmente favorece la disolución por la introducción de agua marina dentro del sedimento que a la vez favorece la oxidación desulfuros.
6.    Corrasión: En la práctica, los efectos de abrasión mecánica, la mayoría de los de bioerosión y de corrosión son difíciles de distinguir en los fósiles. Algunos autores proponen el término de corrasión para indicar el estado general de las conchas, resultado de cualquier combinación de estos procesos. El grado de corrasión proporciona un índice general del tiempo que los restos han estado expuestos a estos tres procesos.
Los procesos destructivos de desarticulación, fragmentación y corrasión son muy evidentes en el registro fósil. Estos procesos afectan de manera diferente a los distintos tipos de esqueletos. La mayoría de los organismos marinos se puede asignar a una de las cinco categorías arquitectónicas de esqueleto: macizo, arborescente, univalvo, bivalvo o de elementos múltiples.
§  Esqueletos macizos: Resistentes a la rotura y muy resistentes a la destrucción mecánica. Sin embargo, al permanecer en el suelo del mar intervalos prolongados de tiempo, presentan a menudo efectos de corrosión en mayor magnitud que otros esqueletos.
§  Esqueletos arborescentes: Son los indicadores más sensibles de fragmentación; una ausencia de rotura en tales esqueletos es un indicador excelente de mínima perturbación del ambiente sedimentario.
§  Esqueletos bivalvos: Se desarticulan con relativa rapidez después de la muerte, aunque aquellos con ligamentos de conquiolina pueden permanecer articulados durante períodos prolongados.
§  Esqueletos de elementos múltiples: Son los mejores indicadores de un rápido enterramiento.
Cuando se toman en conjunto los distintos tipos de esqueletos y sus sensibilidades a los agentes destructivos, nos encontramos con unos excelentes indicadores de los procesos sedimentarios, lo que puede usarse para definir distintas tafofacies.