Un microfósil es un fósil que generalmente tiene un tamaño entre 0,001 mm y 1 mm, [2] cuyo estudio visual requiere el uso de microscopía óptica o electrónica . Un fósil que puede estudiarse a simple vista o con un aumento de baja potencia, como una lupa, se denomina macrofósil .
Los microfósiles son una característica común del registro geológico , desde el Precámbrico hasta el Holoceno . Son más comunes en depósitos de ambientes marinos , pero también se presentan en aguas salobres, agua dulce y depósitos sedimentarios terrestres . Si bien todos los reinos de la vida están representados en el registro de microfósiles, las formas más abundantes son esqueletos de protistas o quistes microbianos de Chrysophyta , Pyrrhophyta , Sarcodina , acritarcos y quitinozoos , junto con polen y esporas de plantas vasculares .
Un microfósil es un término descriptivo que se aplica a plantas y animales fosilizados cuyo tamaño está justo al nivel o por debajo del nivel en el que el fósil puede analizarse a simple vista. Un punto de corte comúnmente aplicado entre fósiles "micro" y "macro" es 1 mm. Los microfósiles pueden ser organismos completos (o casi completos) en sí mismos (como los foraminíferos y cocolitóforos de los plankters marinos ) o partes componentes (como dientes pequeños o esporas ) de animales o plantas más grandes. Los microfósiles son de importancia crítica como reservorio de información paleoclimática y los bioestratígrafos también los utilizan comúnmente para ayudar en la correlación de unidades de roca.
Los microfósiles se encuentran en rocas y sedimentos como restos microscópicos de lo que alguna vez fueron formas de vida, como plantas, animales, hongos, protistas, bacterias y arqueas. Los microfósiles terrestres incluyen polen y esporas . Los microfósiles marinos que se encuentran en los sedimentos marinos son los microfósiles más comunes. En todos los océanos, los organismos protistas microscópicos se multiplican prolíficamente y a muchos les crecen pequeños esqueletos que se fosilizan fácilmente. Estos incluyen foraminíferos , dinoflagelados y radiolarios . Los paleontólogos (geólogos que estudian los fósiles) están interesados en estos microfósiles porque pueden utilizarlos para determinar cómo han cambiado los entornos y el clima en el pasado, y dónde se puede encontrar petróleo y gas en la actualidad. [3]
Algunos microfósiles están formados por organismos coloniales como los Bryozoa (especialmente los Cheilostomata ), que tienen colonias relativamente grandes pero se clasifican por finos detalles esqueléticos de los pequeños individuos de la colonia. Como otro ejemplo, muchos géneros fósiles de foraminíferos , que son protistas, se conocen a partir de conchas (llamadas pruebas ) que eran tan grandes como monedas, como el género Nummulites .
En 2017, se descubrieron microorganismos fosilizados, o microfósiles, en precipitados de respiraderos hidrotermales en el cinturón Nuvvuagittuq de Quebec, Canadá, que pueden tener hasta 4.280 millones de años, el registro más antiguo de vida en la Tierra , lo que sugiere "un surgimiento casi instantáneo de vida". " (en una escala de tiempo geológica), después de la formación de los océanos hace 4,41 mil millones de años , y poco después de la formación de la Tierra hace 4,54 mil millones de años. [4] [5] [6] [7] Sin embargo, la vida puede haber comenzado incluso antes, hace casi 4.500 millones de años, como afirman algunos investigadores. [8] [9]
Los fósiles índice , también conocidos como fósiles guía, fósiles indicadores o fósiles de datación, son restos fosilizados o rastros de plantas o animales particulares que son característicos de un lapso de tiempo geológico o ambiente particular, y pueden usarse para identificar y datar las rocas que los contienen. . Para ser prácticos, los fósiles índice deben tener un rango temporal vertical limitado, una amplia distribución geográfica y tendencias evolutivas rápidas. Se sabe que las formaciones rocosas separadas por grandes distancias pero que contienen la misma especie fósil índice se formaron durante el tiempo limitado que vivió la especie.
Los fósiles índice se utilizaron originalmente para definir e identificar unidades geológicas, luego se convirtieron en una base para definir períodos geológicos y luego etapas y zonas de fauna.
Especies de microfósiles como acritarcos , quitinozoos , conodontos , quistes de dinoflagelados , ostrácodos , polen , esporas y foraminíferos se encuentran entre las muchas especies que se han identificado como fósiles índice que se utilizan ampliamente en bioestratigrafía . Diferentes fósiles funcionan bien para sedimentos de diferentes edades. Para que funcione bien, los fósiles utilizados deben estar distribuidos geográficamente, de modo que puedan encontrarse en muchos lugares diferentes. También deben tener una vida corta como especie, de modo que el período de tiempo durante el cual podrían incorporarse al sedimento sea relativamente estrecho. Cuanto más viva la especie, peor será la precisión estratigráfica, por lo que los fósiles evolucionan rápidamente.
A menudo, las correlaciones bioestratigráficas se basan en un conjunto de fauna , en lugar de en una especie individual; esto permite una mayor precisión ya que el tiempo de desove en el que todas las especies del conjunto existieron juntas es más estrecho que los períodos de tiempo de cualquiera de los miembros. Además, si sólo hay una especie presente en una muestra, puede significar que (1) los estratos se formaron en el rango fósil conocido de ese organismo; o (2) que el rango fósil del organismo se conocía de manera incompleta y los estratos extienden el rango fósil conocido. Si el fósil es fácil de preservar y de identificar, es posible realizar una estimación temporal más precisa de las capas estratigráficas .
Los microfósiles se pueden clasificar por su composición en: (a) silíceos , como en las diatomeas y radiolarios , (b) calcáreos , como en los cocolitos y foraminíferos , (c) fosfáticos , como en el estudio de algunos vertebrados , u (d) orgánicos , como en el polen y esporas estudiados en palinología . Esta división se centra en las diferencias en la composición mineralógica y química de los restos microfósiles más que en distinciones taxonómicas o ecológicas .
El polen tiene una vaina exterior, llamada esporopolenina , que le confiere cierta resistencia a los rigores del proceso de fosilización que destruye los objetos más débiles. Se produce en grandes cantidades. Existe un extenso registro fósil de granos de polen, a menudo disociados de su planta madre. La disciplina de la palinología se dedica al estudio del polen, que puede utilizarse tanto para la bioestratigrafía como para obtener información sobre la abundancia y variedad de plantas vivas, lo que a su vez puede proporcionar información importante sobre los paleoclimas. Además, el análisis del polen se ha utilizado ampliamente para reconstruir cambios pasados en la vegetación y sus factores asociados. [11] El polen se encuentra por primera vez en el registro fósil a finales del período Devónico , [12] [13] pero en ese momento es indistinguible de las esporas. [12] Aumenta en abundancia hasta el día de hoy.
Una espora es una unidad de reproducción sexual o asexual que puede adaptarse para la dispersión y la supervivencia, a menudo durante largos períodos de tiempo, en condiciones desfavorables. Las esporas forman parte del ciclo vital de muchas plantas , algas , hongos y protozoos . [14] Las esporas bacterianas no forman parte de un ciclo sexual, sino que son estructuras resistentes que se utilizan para sobrevivir en condiciones desfavorables.
Los quitinozoos son un taxón de microfósiles marinos con paredes orgánicas y forma de matraz producidos por un organismo aún desconocido. [15]
Comunes desde el período Ordovícico hasta el Devónico (es decir, el Paleozoico medio), los organismos de escala milimétrica son abundantes en casi todos los tipos de sedimentos marinos en todo el mundo. [16] Esta amplia distribución y su rápido ritmo de evolución los convierte en valiosos marcadores bioestratigráficos .
Su extraña forma ha dificultado la clasificación y la reconstrucción ecológica. Desde su descubrimiento en 1931, se han considerado todas las sugerencias de afinidades con protistas , plantas y hongos . Los organismos se han comprendido mejor gracias a que las mejoras en la microscopía facilitaron el estudio de su estructura fina, y se ha sugerido que representan los huevos o la etapa juvenil de un animal marino. [17] Sin embargo, investigaciones recientes han sugerido que representan la prueba de un grupo de protistas con afinidades inciertas. [18]
La ecología de los quitinozoos también está abierta a especulaciones; algunos pueden haber flotado en la columna de agua, donde otros pueden haberse adherido a otros organismos. La mayoría de las especies eran particulares en cuanto a sus condiciones de vida y tienden a ser más comunes en paleoambientes específicos. Su abundancia también variaba según las estaciones.
Los acritarcos , de origen confuso en griego , [20] son microfósiles de paredes orgánicas, conocidos desde hace unos 2.000 millones de años hasta el presente. Los acritarcos no son un taxón biológico específico, sino más bien un grupo con afinidades inciertas o desconocidas. [21] [22] [23] Lo más común es que estén compuestos de compuestos de carbono insolubles en ácido alterados térmicamente ( kerógeno ). Si bien la clasificación de los acritarcos en géneros de formas es completamente artificial, no carece de mérito, ya que los taxones de formas muestran rasgos similares a los de los taxones genuinos (por ejemplo, la " explosión " en el Cámbrico y la extinción masiva al final del Pérmico). .
La diversidad de acritarcas refleja importantes eventos ecológicos como la aparición de depredación y la explosión del Cámbrico . La diversidad marina precámbrica estuvo dominada por los acritarcos. Sufrieron un auge hace alrededor de 1.000 millones de años , aumentando en abundancia, diversidad, tamaño, complejidad de las formas y, sobre todo, tamaño y número de espinas. Sus formas cada vez más espinosas en los últimos mil millones de años pueden indicar una mayor necesidad de defensa contra la depredación. [24]
Los acritarcas pueden incluir restos de una amplia gama de tipos muy diferentes de organismos, desde cajas de huevos de pequeños metazoos hasta quistes en reposo de muchos tipos de clorofita (algas verdes). Es probable que la mayoría de las especies de acritarcos del Paleozoico representen varias etapas del ciclo de vida de las algas que fueron ancestrales de los dinoflagelados . [25] La naturaleza de los organismos asociados con los acritarcos más antiguos generalmente no se comprende bien, aunque muchos probablemente estén relacionados con algas marinas unicelulares . En teoría, cuando se conoce la fuente biológica (taxón) de un acritarco, ese microfósil en particular se elimina de los acritarcos y se clasifica en su grupo adecuado.
Lo más probable es que los acritarcas fueran eucariotas . Mientras que las arqueas, bacterias y cianobacterias ( procariotas ) suelen producir fósiles simples de tamaño muy pequeño, los fósiles unicelulares eucariotas suelen ser más grandes y complejos, con proyecciones morfológicas externas y ornamentación como espinas y pelos que sólo los eucariotas pueden producir; como la mayoría de los acritarcos tienen proyecciones externas (p. ej., pelo, espinas, membranas celulares gruesas, etc.), son predominantemente eucariotas, aunque también existen acritarcos eucariotas simples. [26]
Los acritarcos se encuentran en rocas sedimentarias desde el presente hasta el Arcaico . [27] Por lo general, se aíslan de rocas sedimentarias siliciclásticas utilizando ácido fluorhídrico, pero ocasionalmente se extraen de rocas ricas en carbonatos. Son excelentes candidatos para fósiles índice utilizados para datar formaciones rocosas en la Era Paleozoica y cuando no hay otros fósiles disponibles. Debido a que se cree que la mayoría de los acritarcos son marinos (pre-Triásico), también son útiles para la interpretación paleoambiental. Los microfósiles del Arcaico y del Proterozoico más antiguo , denominados "acritarcas", en realidad pueden ser procariotas. Los primeros acritarcos eucariotas conocidos (a partir de 2020) datan de hace entre 1950 y 2150 millones de años. [28]
Aplicación reciente de microscopía de fuerza atómica , microscopía confocal , espectroscopia Raman y otras técnicas analíticas al estudio de la ultraestructura, la historia de vida y las afinidades sistemáticas de microfósiles mineralizados, pero originalmente con paredes orgánicas, [29] [30] [31] [ 32] [33] han demostrado que algunos acritarcos son microalgas fosilizadas . Al final, bien podría serlo, como señalan Moczydłowska et al. sugirió en 2011 que muchos acritarcos, de hecho, resultarán ser algas. [34] [35]
Las células pueden conservarse en el registro de roca porque sus paredes celulares están hechas de proteínas que se convierten en material orgánico querógeno a medida que la célula se descompone después de la muerte. El kerógeno es insoluble en ácidos minerales , bases y disolventes orgánicos . [36] Con el tiempo, se mineraliza en grafito o carbono similar al grafito , o se degrada en hidrocarburos de petróleo y gas. [37] Hay tres tipos principales de morfologías celulares. Aunque no existe un rango establecido de tamaños para cada tipo, los microfósiles esferoides pueden ser tan pequeños como aproximadamente 8 micrómetros , los microfósiles filamentosos tienen diámetros típicamente inferiores a 5 micrómetros y tienen una longitud que puede variar desde decenas de micrómetros hasta 100 micrómetros, y los fusiformes. como los microfósiles pueden medir hasta 50 micrómetros. [38] [39]
El exudado silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico situado en el fondo del océano profundo . Los exudados silíceos son los sedimentos menos comunes de las profundidades marinas y constituyen aproximadamente el 15% del fondo del océano. [40] Los exudados se definen como sedimentos que contienen al menos un 30% de restos esqueléticos de microorganismos pelágicos. [41] Los exudados silíceos están compuestos en gran parte por esqueletos a base de sílice de organismos marinos microscópicos como diatomeas y radiolarios . Otros componentes de los exudados silíceos cerca de los márgenes continentales pueden incluir partículas de sílice de origen terrestre y espículas de esponja. Los exudados silíceos están compuestos de esqueletos hechos de sílice opalina Si(O 2 ) , a diferencia de los exudados calcáreos , que están hechos de esqueletos de organismos de carbonato de calcio (es decir, cocolitóforos ). La sílice (Si) es un elemento bioesencial y se recicla eficientemente en el medio marino a través del ciclo de la sílice . [42] La distancia de las masas terrestres, la profundidad del agua y la fertilidad del océano son factores que afectan el contenido de sílice ópalo en el agua de mar y la presencia de exudados silíceos.
Los fitolitos (del griego, piedras vegetales ) son estructuras microscópicas rígidas hechas de sílice , que se encuentran en algunos tejidos vegetales y que persisten después de la descomposición de la planta. Estas plantas absorben sílice del suelo, tras lo cual se deposita dentro de diferentes estructuras intracelulares y extracelulares de la planta. Los fitolitos vienen en diferentes formas y tamaños. El término "fitolito" se utiliza a veces para referirse a todas las secreciones minerales de las plantas, pero más comúnmente se refiere a restos vegetales silíceos. [45]
El término calcáreo puede aplicarse a un fósil, sedimento o roca sedimentaria que se forma a partir de, o contiene una alta proporción de, carbonato de calcio en forma de calcita o aragonita . Los sedimentos calcáreos ( piedra caliza ) suelen depositarse en aguas poco profundas cerca de la tierra, ya que el carbonato es precipitado por organismos marinos que necesitan nutrientes de origen terrestre. En general, cuanto más lejos de la tierra caen los sedimentos, menos calcáreos son. Algunas áreas pueden tener sedimentos calcáreos intercalados debido a tormentas o cambios en las corrientes oceánicas. El exudado calcáreo es una forma de carbonato de calcio derivado de organismos planctónicos que se acumula en el fondo del mar . Esto sólo puede ocurrir si el océano es menos profundo que la profundidad de compensación de carbonatos . Por debajo de esta profundidad, el carbonato de calcio comienza a disolverse en el océano, y sólo los sedimentos no calcáreos son estables, como el cieno silíceo o la arcilla roja pelágica .
Los ostrácodos son crustáceos muy extendidos, generalmente pequeños, a veces conocidos como camarones de semilla . Están aplanados de lado a lado y protegidos con una concha calcárea o quitinosa parecida a un bivalvo . Hay alrededor de 70.000 especies conocidas, 13.000 de las cuales existen . [51] Los ostrácodos suelen tener un tamaño de aproximadamente 1 mm (0,039 pulgadas), aunque pueden oscilar entre 0,2 y 30 mm (0,008 a 1,181 pulgadas), siendo algunas especies como Gigantocypris demasiado grandes para ser consideradas microfósiles.
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Los conodontos ( diente cónico en griego) son peces diminutos y extintos sin mandíbulas que se parecen a las anguilas. Durante muchos años, se los conoció únicamente a partir de microfósiles parecidos a dientes encontrados de forma aislada y ahora llamados elementos conodontes. La evolución de los tejidos mineralizados ha sido un enigma durante más de un siglo. Se ha planteado la hipótesis de que el primer mecanismo de mineralización del tejido cordado comenzó en el esqueleto oral del conodonte o en el esqueleto dérmico de los primeros agnatanos . [52] Los elementos conodontes están hechos de un mineral fosfatado, hidroxiapatita . [53]
El conjunto de elementos constituía un aparato de alimentación radicalmente diferente de las mandíbulas de los animales modernos. Ahora se les denomina "elementos conodontos" para evitar confusiones. Las tres formas de dientes (es decir, conos coniformes, barras ramiformes y plataformas pectiniformes) probablemente desempeñaban funciones diferentes. Durante muchos años, los conodontes se conocieron únicamente a partir de enigmáticos microfósiles parecidos a dientes (de 200 micrómetros a 5 milímetros de longitud), que se encuentran comúnmente, pero no siempre de forma aislada, y no estaban asociados con ningún otro fósil. [54]
Los conodontos están distribuidos globalmente en los sedimentos. Sus muchas formas se consideran fósiles índice , fósiles utilizados para definir e identificar períodos geológicos y estratos de fechas. Los elementos conodontos se pueden utilizar para estimar las temperaturas a las que han estado expuestas las rocas, lo que permite determinar los niveles de maduración térmica de las rocas sedimentarias, lo cual es importante para la exploración de hidrocarburos . [55] [56] Los dientes de conodonte son los dientes de vertebrados más antiguos encontrados en el registro fósil, [52] y algunos dientes de conodonte son los más afilados que jamás se hayan registrado. [57] [58]
Los escolecodontos ( mandíbulas de gusano en latín) son pequeñas mandíbulas de anélidos poliquetos del orden Eunicida , un grupo diverso y abundante de gusanos que ha habitado diferentes ambientes marinos en los últimos 500 millones de años. Compuestos de sustancia orgánica altamente resistente, los escolecodontos se encuentran frecuentemente como fósiles en rocas tan antiguas como el Cámbrico tardío . Dado que los propios gusanos eran de cuerpo blando y, por lo tanto, rara vez se conservan en el registro fósil, sus mandíbulas constituyen la principal evidencia de poliquetos en el pasado geológico y la única forma de restaurar la evolución de este importante grupo de animales. El pequeño tamaño de los escolecodontos, normalmente menos de 1 mm, los sitúa en la categoría de microfósiles. Son un subproducto común de muestras de conodontes, quitinozoos y acritarcos , pero a veces se encuentran en los sedimentos donde otros fósiles son muy raros o están ausentes. [59]
Los cloudínidos fueron una de las primeras familias de metazoos que vivieron a finales del período Ediacárico hace unos 550 millones de años, [60] [61] y se extinguieron en la base del Cámbrico . [62] Formaron fósiles cónicos de pequeño tamaño milimétrico que consistían en conos calcáreos anidados uno dentro del otro; la apariencia del organismo en sí sigue siendo desconocida. El nombre Cloudina honra a Preston Cloud . [63] Los fósiles consisten en una serie de tubos de calcita apilados en forma de jarrón , cuya composición mineral original se desconoce, [64] Los cloudínidos comprenden dos géneros: Cloudina en sí está mineralizado, mientras que Conotubus está, en el mejor de los casos, débilmente mineralizado, aunque comparte el mismo "embudo". construcción "en embudo". [sesenta y cinco]
Los cloudínidos tenían un amplio rango geográfico, lo que se refleja en la distribución actual de las localidades en las que se encuentran sus fósiles, y son un componente abundante de algunos depósitos. La cloudina generalmente se encuentra asociada con estromatolitos microbianos , que se limitan a aguas poco profundas, y se ha sugerido que los cloudínidos vivían incrustados en las esteras microbianas , generando nuevos conos para evitar ser enterrados por el limo. Sin embargo, no se han encontrado ejemplares incrustados en esteras y su modo de vida sigue siendo una cuestión sin resolver.
La clasificación de los cloudínidos ha resultado difícil: inicialmente fueron considerados gusanos poliquetos y luego cnidarios parecidos a los corales, basándose en lo que parecen brotes en algunos ejemplares. La opinión científica actual está dividida entre clasificarlos como poliquetos y considerar inseguro clasificarlos como miembros de cualquier grupo más amplio. En 2020, un nuevo estudio mostró la presencia de tripas de tipo nefrozoario , las más antiguas registradas, apoyando la interpretación bilateral . [61]
Los cloudínidos son importantes en la historia de la evolución animal por dos razones. Se encuentran entre los pequeños fósiles de conchas con esqueletos mineralizados más antiguos y abundantes y, por lo tanto, aparecen en el debate sobre por qué tales esqueletos aparecieron por primera vez a finales de Ediacara. La respuesta más respaldada es que sus caparazones son una defensa contra los depredadores, ya que algunos especímenes de Cloudina de China tienen marcas de múltiples ataques, lo que sugiere que sobrevivieron al menos a algunos de ellos. Los agujeros hechos por los depredadores son aproximadamente proporcionales al tamaño de los especímenes de Cloudina , y los fósiles de Sinotubulites , que se encuentran a menudo en los mismos lechos, hasta ahora no han mostrado tales agujeros. Estos dos puntos sugieren que los depredadores atacaron de manera selectiva, y la carrera armamentista evolutiva que esto indica se cita comúnmente como una causa de la explosión cámbrica de diversidad y complejidad animal .
Algunos dinoflagelados producen etapas de reposo , llamadas quistes de dinoflagelados o dinoquistes , como parte de sus ciclos de vida. Los dinoflagelados están representados principalmente en el registro fósil por estos dinoquistes, típicamente de 15 a 100 micrómetros de diámetro, que se acumulan en los sedimentos como microfósiles. Los dinoquistes de paredes orgánicas tienen paredes celulares resistentes hechas de dinosporina . También existen quistes de dinoflagelados calcáreos y quistes de dinoflagelados silíceos .
Los dinoquistes son producidos por una proporción de dinoflagelados como una etapa cigótica latente de su ciclo de vida . Se sabe que estas etapas de dinoquistes ocurren en 84 de las 350 especies de dinoflagelados de agua dulce descritas, y en aproximadamente el 10% de las especies marinas conocidas. [66] [67] Los dinoquistes tienen un largo registro geológico con marcadores geoquímicos que sugieren una presencia que se remonta al Cámbrico temprano . [68]
Las espículas son elementos estructurales que se encuentran en la mayoría de las esponjas . Proporcionan soporte estructural y disuaden a los depredadores . [69] La malla de muchas espículas sirve como esqueleto de la esponja , proporcionando soporte estructural y defensa contra los depredadores.
Las espículas microscópicas más pequeñas pueden convertirse en microfósiles y se denominan microescleras . Las espículas más grandes visibles a simple vista se denominan megaescleras . La espícula puede ser calcárea , silícea o compuesta de espongina . Se encuentran en una variedad de tipos de simetría.
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Los sedimentos del fondo del océano tienen dos orígenes principales, terrígenos y biógenos.
Los sedimentos terrígenos representan alrededor del 45% del total de sedimentos marinos y se originan en la erosión de las rocas terrestres, transportadas por ríos y escorrentías terrestres, polvo transportado por el viento, volcanes o trituración de glaciares.
Los sedimentos biógenos representan el otro 55% del sedimento total y se originan en los restos esqueléticos de protistas marinos (plancton unicelular y microorganismos bentos). También pueden estar presentes cantidades mucho más pequeñas de minerales precipitados y polvo meteórico. Exudado , en el contexto de un sedimento marino, no se refiere a la consistencia del sedimento sino a su origen biológico. El término exudado fue utilizado originalmente por John Murray , el "padre de la oceanografía moderna", quien propuso el término exudado radiolario para los depósitos de sílice de las conchas de radiolarios traídos a la superficie durante la expedición Challenger . [70] Un exudado biogénico es un sedimento pelágico que contiene al menos un 30 por ciento de restos esqueléticos de organismos marinos.
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El estudio de los microfósiles se llama micropaleontología . En micropaleontología, lo que de otro modo serían categorías distintas se agrupan basándose únicamente en su tamaño, incluidos organismos microscópicos y partes diminutas de organismos más grandes. Numerosos sedimentos tienen microfósiles, que sirven como importantes marcadores bioestratigráficos , paleoambientales y paleoceanográficos. [73] Su presencia generalizada en todo el mundo y su dureza física hacen que los microfósiles sean importantes para la bioestratigrafía, mientras que la forma en que han reaccionado a los cambios ambientales los hace útiles a la hora de reconstruir entornos pasados. [74]
El material fue copiado de esta fuente, que está disponible bajo una licencia internacional Creative Commons Attribution 4.0.El material fue copiado de esta fuente, que está disponible bajo una licencia internacional Creative Commons Attribution 4.0.
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![El ópalo puede incluir diatomeas microfósiles, radiolarios, silicoflagelados y ebridianos[71]](http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/d/d9/Coober_Pedy_Opal_Doublet.jpg/1280px-Coober_Pedy_Opal_Doublet.jpg)
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