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Introducción
En la segunda mitad del siglo XX, el paleontólogo alemán A. H. Müller (1951 y 1963) diferenció dos grandes campos de estudio: la bioestratinonomía, orientada a generar conocimiento acerca de los procesos que ocurren entre la muerte de un organismo y el entierro o la incorporación a la litosfera de sus restos, y la diagénesis (Fossildiagenese en el original en alemán), dedicada a la comprensión de los procesos que ocurren después del entierro de los restos orgánicos1. Posteriormente, ambos campos se integraron en uno más amplio, la tafonomía (Lawrence 1968), entendida como el estudio de los procesos de conservación o destrucción de los restos orgánicos y de cómo dichos procesos afectan la información contenida en el registro fósil (Behrensmeyer y Kidwell 1985, 105; cf. Efremov 1940).
A partir de la década de 1970, la tafonomía comenzó a incorporarse activamente en las investigaciones zooarqueológicas, mediante estudios enfocados en procesos tanto bioestratinómicos como diagenéticos (Behrensmeyer y Kidwell 1985; Gifford 1981; Lyman 1994). La razón de ello es que se reconoció su importancia para distinguir los rastros de la acción humana de la de otros organismos y también para identificar los procesos naturales que pueden afectar la conservación, a largo plazo, de los tejidos animales (Gifford-Gonzalez 2018). En el caso de la diagénesis, entendida como el conjunto de los cambios físicos y químicos que experimentan los huesos2 de los vertebrados en su contexto de enterramiento (Hedges 2002; Hedges et al. 1995; Kendall et al. 2018; Marden et al. 2013; Trueman y Tuross 2002), los estudios zooarqueológicos han abordado principalmente el análisis de marcas, grabados, tinciones, fisuras, descamaciones o fracturas observables a ojo desnudo o con bajos aumentos (v. g., Fisher 1995). El análisis de las modificaciones que se manifiestan en los niveles más bajos dentro de la jerarquía estructural del hueso (micro, submicro, nano y subnano) es aún minoritario dentro del campo. Esto es así a pesar de que se ha demostrado que son los cambios en esos niveles los responsables de la capacidad de respuesta del hueso a los diferentes factores ambientales y, por tanto, los que determinan su probabilidad de supervivencia a mediano y largo plazo (Kendall et al. 2018; Smith 2002), así como la conservación de sus propiedades físicas -v. g. mecánicas (Turner-Walker y Parry 1995) y químicas, v. g. relaciones isotópicas y minerales biogénicos (Trueman et al. 2008)-.
Aunque las observaciones y los estudios de interés diagenético tienen una larga historia, que se remonta por lo menos a la segunda mitad del siglo XIX (v. g. Roux 1887; Schaffer 1895; Wedl 1864), fue recién a partir de la década de 1990 que se llevaron a cabo investigaciones sistemáticas destinadas a establecer las causas, los modos y la secuencia de destrucción de los huesos en ambientes sedimentarios (v. g. Child 1995a; Collins et al. 2002; Hedges 2002; Hedges y Millard 1995; Hedges et al. 1995; Jans et al. 2004; Kars y Kars 2002; Nielsen-Marsh y Hedges 2000). En este marco, se han estudiado las condiciones que promueven o inhiben los diferentes mecanismos de alteración diagenética y modulan su tasa de progresión, como la historia bioestratinómica -v. g., prácticas antrópicas, como el hervido de los huesos-, las propiedades texturales, químicas e hidrológicas de los suelos, y la actividad microbiana (v. g. Gallo et al. 2021; Kendall et al. 2018; Roberts et al. 2002), al tiempo que se han desarrollado y probado diferentes indicadores o parámetros diagenéticos que miden los efectos de uno o más de estos mecanismos (v. g. DeNiro 1985; Hedges et al. 1995; Smith et al. 2007; Weiner y Bar-Yosef 1990). Algunas de estas contribuciones han conducido a la definición de un nuevo campo de estudio, la histotafonomía, i. e. tafonomía a escala microestructural o inferior (cf. Bell 2012), que hace uso, entre otras, de técnicas de análisis por imágenes, como micrografías obtenidas con microscopía óptica y electrónica, microtomografías computarizadas (v. g. Brönnimann et al. 2018; Duffett Carlson et al. 2022), espectrometría de energía dispersiva (EDX, por su sigla en inglés) (v. g. Hollund et al. 2018) y análisis proteómico (v. g. Procopio et al. 2021).
Sin embargo, por razones que aún son difíciles de dilucidar, estos avances no han tenido hasta el presente un impacto significativo en la práctica zooarqueológica a escala global3. América Latina comparte esta tendencia, a pesar de que existen antecedentes relevantes de estudios sobre diagénesis en los niveles más bajos de organización del hueso, algunos de los cuales se remontan a la segunda mitad de la década de 1990 (v. g. Barrientos et al. 2018; Forancelli Pacheco et al. 2012; Galligani 2020; Galligani et al. 2019; Gutiérrez 1998, 2001 y 2007; Gutiérrez et al. 2001; Legoupil 2009; Morales et al. 2018; Morales et al. 2021; Rodríguez 2023; Rodríguez et al. 2024; Rodríguez Suárez 1995 y 2010; Urquiza 2016; Yrarrázaval et al. 2023).
Ante la situación descrita anteriormente, consideramos importante y apropiado presentar una síntesis del estado actual de los estudios sobre diagénesis ósea en ambientes terrestres que discuta, particularmente, aquellos aspectos que son más críticos para la mejora de las interpretaciones zooarqueológicas. Para ello, se explicarán los fundamentos de la diagénesis ósea y se describirán las vías que conducen a modos diagenéticos bien diferenciados, así como las alteraciones que se producen en las fracciones orgánica (principalmente colágeno) e inorgánica (bioapatita) del hueso. En cada caso se detallarán los parámetros que los describen y también las técnicas que se implementan para abordar su estudio. Por último, sobre la base de nuestra experiencia con muestras óseas de ungulados procedentes de la región pampeana argentina, se formulará una serie de recomendaciones orientadas a promover e incentivar la práctica de la investigación diagenética en contextos de acceso limitado a recursos, como son los de la mayor parte de los países de América Latina y de otras regiones semiperiféricas y periféricas del mundo.
Fundamentos de diagénesis en los niveles de organización más bajos del hueso
El hueso es un material compuesto, heterogéneo y poroso, que consta, en orden decreciente, de a) una fracción mineral, la hidroxiapatita o bioapatita (fosfato de calcio) -un biocristal análogo a la “hidroxiapatita” de origen geológico (presente en rocas sedimentarias y metamórficas)-, formada por átomos de calcio, fósforo e hidrógeno de acuerdo con la fórmula [Ca10(PO4)6(OH)2] (García-Garduño y Reyes-Gasga 2006); y b) una fracción orgánica que en peso tiene un ~90 % de colágeno tipo I, un ~5 % de proteínas no colágenas (PNC) y un ~2 % de lípidos y agua (Boskey 2013). En términos estructurales, se distingue entre la estructura macroscópica (macroestructura) y la estructura microscópica, que se resuelve en diferentes niveles escalares: micro, submicro, nano y subnano (Rho et al. 1998). En cada nivel es posible reconocer diferentes rasgos estructurales característicos, tal como se describe en la figura 1.
Fuente: elaborado por los autores a partir de Morales (2022).
Figura 1 Niveles estructurales del hueso y estructuras características observables en cada nivel
El hueso esponjoso o trabecular posee una porosidad que varía entre el 50 % y el 90 % de su volumen, mientras que, en el hueso compacto o cortical, esta es menor al 10 % (Zhang et al. 2018). Una mayor porosidad cortical puede ser consecuencia de un mayor número de canales, un mayor tamaño del canal o de ambas cosas a la vez (Cai et al. 2019). Cowin (1999) clasifica la porosidad del hueso en cuatro categorías, de mayor a menor: a) porosidad intertrabecular (PIT), b) porosidad vascular (PV), c) porosidad lagunar-canalicular (PLC) y d) porosidad colágeno-apatita (PCA). La PIT comprende los espacios entre trabéculas (radio > 1 mm); la PV es el conjunto de los canales de Havers y Volkmann (radio ~20 µm); la PLC está compuesta por lagunas osteocíticas y canalículos (radio ~0,1 µm), y la PCA, finalmente, está constituida por espacios vacíos situados entre las fibras de colágeno y los cristales de apatita (radio < 0,01 µm) (Cardoso et al. 2016).
Los “huesos” de sitios arqueológicos son el resultado de una serie de transformaciones que cambian su apariencia y sus propiedades. Por ello, en un sentido técnico basado en sus características físicas y químicas, el material recuperado en contextos arqueológicos no es propiamente hueso. Es un objeto compuesto que se encuentra en algún lugar del espectro desde el hueso conservado en el permafrost, muy similar al hueso “fresco”, hasta un compuesto mineralizado y profundamente modificado, o uno ausente debido a la pérdida de su integridad como objeto macroscópico y microscópico reconocible (Smith 2002). Para facilitar tanto el discurso como la lectura, a lo largo de este trabajo nos referiremos al hueso arqueológico simplemente como hueso, evitando las comillas, pero siempre teniendo en cuenta la atinada advertencia de Smith (2002) antes referida.
Diagénesis de la fracción orgánica del hueso
De todos los componentes de la fracción orgánica del hueso arriba mencionados, el colágeno es el mejor conocido en cuanto a sus patrones de alteración diagenética. Las PNC, por el contrario, han sido menos estudiadas desde una perspectiva diagenética, principalmente debido a su escasez, lo que hace poco práctico su uso como blanco de análisis químicos de importancia arqueológica (Smith 2002); por este motivo no serán abordadas en este trabajo -para un tratamiento actualizado de este tema, remitimos al lector a Procopio et al. (2021) y a Wadsworth et al. (2017)-.
Colágeno
A medida que el hueso se degrada, la cantidad de colágeno se reduce (Hedges y Law 1989), pero el propio colágeno también se degrada, de modo que ya no se encuentra bien definido desde un punto de vista químico (Hedges et al. 1995). El colágeno se puede degradar a través de dos mecanismos principales: a) hidrólisis enzimática a partir de las colagenasas y proteasas bacterianas, y b) hidrólisis química de los enlaces peptídicos (Child 1995a). Los principales factores que controlan la tasa de hidrólisis del colágeno son la temperatura de la reacción, la disponibilidad de agua y el pH de la solución (Smith 2002).
La degradación por hidrólisis del colágeno normalmente es lenta (Dobberstein et al. 2009). Esto es particularmente cierto en el colágeno mineralizado, ya que el mineral mantiene unidos los componentes de la matriz (complejo colágeno-apatita), dándole estabilidad y previniendo la expansión de la triple hélice del colágeno, que es un requisito previo para el colapso de las fibrillas (Buckley et al. 2008). Sin embargo, la tasa de degradación puede aumentar mediante incrementos de temperatura o mediante catálisis ácida o alcalina (Rudakova y Zaikov 1987). La velocidad de hidrólisis del colágeno también puede ser catalizada por actividad enzimática. Se estima que la hidrólisis producida por este mecanismo, a temperatura ambiente, es mucho más rápida que la hidrólisis química de los enlaces peptídicos (Smith 2002). Se ha propuesto que, mientras la asociación colágeno-apatita esté intacta, las colagenasas y proteasas específicas con actividad colagenasa producidas por microorganismos no pueden funcionar adecuadamente, es decir, solo lo harían una vez que el hueso esté parcialmente desmineralizado (Child 1995a y 1995b). Debido al gran tamaño de las bacterias y de las colagenasas en relación con la porosidad existente entre el colágeno y la apatita, primero debería eliminarse el mineral para exponer la triple hélice del colágeno (Hedges 2002; Nielsen-Marsh et al. 2000), tal cual ocurre durante la reabsorción ósea (Kendall et al. 2018).
El resultado de la hidrólisis, tanto enzimática como química, es la transformación de la estructura rígida e insoluble del colágeno en una gelatina amorfa soluble en agua que posteriormente se lixivia del hueso (Pfretzschner 2006; Smith et al. 2002). Esto provoca una reducción del contenido de colágeno, un aumento de la porosidad (Nielsen-Marsh y Hedges 1999) y una pérdida de resistencia mecánica del hueso (Turner-Walker y Parry 1995). Las condiciones del suelo, como la acidez o alcalinidad extrema, pueden exacerbar los efectos de la hidrólisis, lo que provoca que el colágeno se pierda mucho más rápida y eficazmente (Collins et al. 1995; Smith et al. 2002).
Pfretzschner (2006) sostiene que la cantidad de proteína eliminada por la actividad microbiana durante la fase inicial de la diagénesis ósea (véanse Jans et al. 2004; Kendall et al. 2018, y Turner-Walker 2012) es sorprendentemente baja en los huesos largos grandes, ya que equivale al 5 %-10 % del contenido total de colágeno de un hueso fresco. Esto significaría que la mayor parte del colágeno óseo se elimina mediante degradación química y lixiviación (Pfretzschner 2006). La destrucción química del colágeno, por otra parte, está influenciada por aumentos repentinos de la temperatura media (Von Endt y Ortner 1984), como se infiere en el caso de los huesos de la localidad italiana de Apigliano, emblemáticos de la vía diagenética denominada hidrólisis acelerada del colágeno (Smith et al. 2002)4. Lo mismo ocurre en huesos sometidos a procesos de cocción, en los que las altas temperaturas producen una pérdida importante de colágeno (Roberts et al. 2002; Solari et al. 2013)5. Otro factor es el daño a la estructura ósea a nivel macroscópico. En este sentido, se ha demostrado que las áreas alrededor de las superficies óseas agrietadas, ya sea por el mascado o roído o por meteorización subaérea, pierden colágeno mucho más rápidamente que las regiones no agrietadas (Boaks et al. 2014; Trueman et al. 2004).
Los parámetros diseñados para medir la diagénesis del colágeno óseo en muestras arqueológicas evalúan la cantidad remanente en el hueso y su calidad. En cuanto a la cantidad, se mide en términos porcentuales respecto al contenido original (en peso). Una muestra se considera aceptable para datación por radiocarbono o análisis isotópico siempre que tenga una cantidad de colágeno mayor que ~2 %-5 % de la cantidad original (Ambrose 1990; Hedges y Van Klinken 1992). Sin embargo, la mayoría de los laboratorios de análisis isotópicos establecen un límite de rechazo inferior al 1 % (Vitale et al. 2019). En cuanto a la calidad del colágeno, el parámetro más utilizado (aunque no el único, ya que también se utilizan el %C y el %N) es la relación atómica C/N (C/Natómica), que es útil como indicador de contaminación y/o degradación de la proteína.
DeNiro (1985) encontró que, en hueso fresco, la C/Natómica variaba entre 2,9 y 3,6. A partir de entonces, se adoptó este rango como el adecuado para considerar una muestra de colágeno como aceptable para datación radiocarbónica y, sobre todo, estudios paleodietarios. Sin embargo, Van Klinken (1999) considera que este rango es demasiado amplio y propone -también sobre bases empíricas, pero con un número mucho mayor de casos- uno más restringido, situado entre 3,1 y 3,5. Más recientemente, Guiry y Szpak (2021) plantearon, basándose en modelos de simulación, un límite superior de aceptabilidad variable, dependiendo del taxón y del valor de d13C medido en la muestra de colágeno. Finalmente, un estudio teórico de Schwarcz y Nahal (2021) sostiene que 3,243 sería el valor de la C/Natómica genéticamente determinada (calculada a partir de la suma de la C/Natómica de cada uno de los aminoácidos que componen cada una de las tres cadenas polipeptídicas que forman la triple hélice del colágeno). Valores por debajo del límite inferior establecido por DeNiro (1985) se deberían a una pérdida selectiva de aminoácidos distintos de la glicina (que ocupa una posición más interna dentro de la estructura tridimensional de la proteína y, por tanto, está menos expuesta a los factores del suelo), mientras que valores por encima del límite superior indicado por DeNiro (1985) se deberían a contaminación con sustancias húmicas, que generalmente tienen un bajo contenido de N (Schwarcz y Nahal 2021) (figura 2).
Fuente: elaboración propia.
Figura 2 Criterios e interpretaciones de la relación atómica C/N (C/Natómica)
Las alternativas a los análisis de abundancia elemental para evaluar la calidad del colágeno en huesos arqueológicos y paleontológicos se basan en el uso de técnicas de espectroscopia vibratoria. Estas consisten en el análisis de propiedades moleculares a partir de la captura de vibraciones a nivel molecular. La espectroscopia infrarroja por transformada de Fourier (FTIR, por su sigla en inglés) y la espectroscopia Raman son los dos tipos de espectroscopia vibratoria adecuados para caracterizar la composición del tejido óseo. Ambas técnicas miden, para generar espectros, cambios en las energías vibratorias de los enlaces intramoleculares excitados por la luz incidente. Son técnicas complementarias, en el sentido de que excitan diferentes vibraciones de una misma molécula (Taylor y Donnelly 2020). Se ha planteado su uso como herramientas mínimamente invasivas, rápidas y eficientes para hacer un filtrado o selección a relativamente bajo costo de las muestras, antes de la realización de procedimientos de extracción de colágeno (Hollund 2013; Vitale et al. 2019).
Diagénesis de la fracción mineral del hueso
Los cristales de bioapatita son termodinámicamente inestables y se mantienen mediante el proceso homeostático del cuerpo; una vez que este cesa, los cristales pueden cambiar. Su pequeño tamaño (16-50 nm × 8-20 nm × 2 nm [Glimcher 2006]) implica que tienen una superficie muy grande en relación con su volumen, propiedad que los hace muy reactivos, lo que determina el tipo de modificaciones diagenéticas que pueden experimentar en entornos de depositación o enterramiento (Kendall et al. 2018; Smith 2002).
En el individuo vivo, el tamaño, la forma y la composición de los cristales de bioapatita se ven afectados por varios factores intrínsecos y extrínsecos, incluidas las propiedades del colágeno y la distribución de PNC (v. g., la osteocalcina) -que intervienen en el nucleamiento y en el crecimiento de los cristales-, la dieta, las enfermedades, la viabilidad celular y el recambio óseo (Boskey 2007). En los huesos arqueológicos, los cambios más significativos en el mineral son tres: a) disolución preferencial de las fases más inestables, b) aumento de la cristalinidad a través de la recristalización de las fases inestables y/o el crecimiento de nuevas fases autigénicas (modificadas químicamente), y c) absorción de iones exógenos (cationes metálicos) (Smith 2002; Trueman 2013). Estos cambios se producen como consecuencia de su interacción con factores ambientales, principalmente el agua. Los efectos del agua sobre el hueso dependen de su química (pH, iones disueltos) y del régimen hidrológico que prevalece en el sitio (Hedges y Millard 1995). De hecho, los cambios minerales requieren una hidrología activa (recarga con aguas meteóricas) o una reducción del pH (Hedges 2002; Hedges y Millard 1995; Nielsen-Marsh et al. 2000). La hidroxiapatita tiende a ser más estable bajo valores de pH de ~7,5-8; en ambientes ligeramente alcalinos o casi neutros, tiene baja solubilidad, y se disuelve o se recristaliza en entornos con un pH inferior a 6 o superior a 9 (Berna et al. 2004; Keenan y Engel 2017).
La recristalización ósea aumenta la cristalinidad, es decir, el tamaño del cristal y la perfección de la red cristalina, y promueve la formación de una fase mineral más estable y autigénica, caracterizada por un menor contenido de carbonato, ya que los cristales iniciales -más desordenados- son menos estables energéticamente (Nielsen-Marsh y Hedges 2000; Stathopoulou et al. 2008; Trueman 2013). Un factor que altera la cristalinidad, además de producir la disolución y recristalización de los minerales, es la bioerosión microbiana, principalmente bacteriana (Turner-Walker et al. 2002). Para acceder al colágeno, las bacterias primero deben alterar el mineral óseo (Nielsen-Marsh et al. 2000), por lo que su actividad puede conducir a la disolución del mineral, seguida de una redistribución del fosfato, necesaria para el crecimiento de nuevos cristales (Trueman et al. 2004). La pérdida de proteínas debido a los procesos mencionados en el apartado anterior también puede influir en la cristalinidad (Nielsen-Marsh y Hedges 2000; Smith et al. 2007), ya que la pérdida de matriz orgánica en los tejidos mineralizados puede exponer algunas fracciones minerales poco cristalinas al agua que fluye por el hueso. Esto permite la lixiviación y reprecipitación sobre los cristales preexistentes y dentro de los poros. Esta interacción del agua subterránea con la capa hidratada de cristales de bioapatita permite la incorporación de diversos iones lábiles y reactivos -v. g., HPO4 2ˉ, PO4 3ˉ, CO3 2ˉ, Ca2+, Mg2+- (Stathopoulou et al. 2008; White y Hannus 1983).
Los cambios en la cristalinidad se han analizado, en muestras de hueso en polvo, mediante el estudio del patrón de difracción de rayos X (DRX), ya sea a través de difractogramas (v. g. Urquiza 2016) o del cálculo de un índice de cristalinidad (IC) (v. g. Hedges et al. 1995). Asimismo, se ha utilizado espectroscopia Raman (v. g. Colonese et al. 2014). Sin embargo, la técnica más empleada es el cálculo del factor de desdoblamiento infrarrojo (IRSF, por su sigla en inglés), una medida indirecta del largo medio de los cristales. Este factor se deriva de espectros FTIR (Weiner y Bar-Yosef 1990). La ventaja de esta técnica es que permite la identificación de otras fases minerales, como la calcita diagenética, y también la evaluación semicuantitativa de la relación carbonato/fosfato (Smith 2002); además, es rápida y se puede implementar en el terreno utilizando pequeños tamaños de muestra (Trueman et al. 2008). Aunque en general los espectros FTIR proporcionan una buena indicación del contenido orgánico y de la recristalización de la apatita del hueso, existen evidencias de que no son indicadores confiables del grado de conservación de elementos traza biogénicos o de las relaciones de isótopos estables originales, sobre todo en huesos muy antiguos (Trueman et al. 2008).
Porosidad ósea y diagénesis
Después de la muerte de un organismo, la porosidad del hueso puede aumentar o disminuir. Si disminuye, la probabilidad de supervivencia del hueso se incrementa con la permineralización (i. e. precipitación de minerales -sulfatos, sulfuros, silicatos, óxidos de hierro, fosfatos y carbonatos- en los poros y oquedades del hueso [Fernández López 2000]), que conduce gradualmente a la fosilización y conservación del espécimen en un depósito arqueológico. Si, por el contrario, la porosidad aumenta, las perspectivas de supervivencia del espécimen disminuyen sensiblemente a medida que el agua fluye cada vez más libremente a través del hueso, de modo que puede hacerlo desaparecer por completo (Kendall et al. 2019; Smith 2002; Smith et al. 2007). La modulación de la tasa de destrucción del hueso a través del aumento de la porosidad depende de factores ambientales, tanto físicos (v. g., nivel de aireación del suelo, temperatura, pH, hidrología local) como biológicos (v. g., actividad microbiana).
Diversos estudios comparativos efectuados sobre huesos arqueológicos y modernos han demostrado que las variaciones en el tamaño de los poros pueden asociarse con procesos diagenéticos específicos6. De este modo, se han definido tres tipos de porosidad: a) porosidad grande o macroporosidad (> 8,5 µm), vinculada con una pérdida considerable de mineral óseo; b) porosidad media o mesoporosidad (entre 0,1 µm y 8,5 µm), relacionada con el ataque microbiano, y c) porosidad pequeña o microporosidad (< 0,1 µm), atribuida a la degradación química de las fibrillas de colágeno a través de mecanismos como la hidrólisis acelerada del colágeno inducida, ya sea por el calor ambiental (Smith et al. 2007; Turner-Walker et al. 2002) o por el hervido de los huesos previo a su depositación (Roberts et al. 2002) (figura 3). Por este motivo, la distribución por tamaño de la porosidad, medida mediante la técnica denominada porosimetría por intrusión de mercurio, se considera el mejor indicador del estado general de preservación del hueso (Nielsen-Marsh 1997; Nielsen-Marsh et al. 2000) y, por ello, un adecuado predictor de su capacidad de supervivencia en su respectivo ambiente de enterramiento. Antes de que esta técnica fuera utilizada, la distribución por tamaño de la porosidad se medía mediante porosimetría por adsorción de vapor de agua, una metodología similar a la que se emplea para medir la porosidad en suelos (Marshall y Holmes 1988)7. Esta técnica no permite evaluar la porosidad mediana o mesoporosidad (Nielsen-Marsh y Hedges 1999), por lo que ha sido prácticamente abandonada en estudios sobre diagénesis ósea, aunque existen ejemplos de aplicación reciente (v. g. Rodríguez et al. 2024).
Fuente: modificado por los autores a partir de Galligani (2020). * Como referencia, se indica la distribución de la porosidad en un hueso in vivo: PV, PLC y PCA (Cardoso et al. 2016).
Figura 3 Distribución por tamaño de la porosidad ósea en relación con cada una de las cuatro vías diagenéticas identificadas por Smith et al. (2007)*
Vías diagenéticas
Estudios realizados en Europa indican que la cantidad de vías diagenéticas es notoriamente reducida, no específica de ningún sitio en particular, y solo cuatro de ellas pueden identificarse claramente: a) buena conservación: huesos tipo 1; b) hidrólisis acelerada del colágeno: huesos tipo 2; c) ataque microbiano: huesos tipo 3, y d) disolución catastrófica: huesos tipo 4 (Hedges et al. 1995, 208; Smith et al. 2007, 1489) (figura 4).
Fuente: esquema elaborado por los autores.
Figura 4 Vías diagenéticas y tipos de hueso resultantes definidos por Smith et al. (2007)
Con la excepción de la hidrólisis acelerada del colágeno, que se debe a circunstancias muy particulares -i. e. eventos de alta temperatura, suelos alcalinos y ciclos extremos de humectación y secado de los huesos- (Smith et al. 2002), la disolución catastrófica y el ataque microbiano son fenómenos relativamente frecuentes que, de manera eventual, pueden vincularse entre sí (Smith et al. 2007). El principal aspecto en común entre estas dos formas de diagénesis es el aumento de la mesoporosidad (Turner-Walker et al. 2002). En el caso de los huesos atacados por microorganismos en ambientes terrestres -particularmente bacterias (Turner-Waker 2012 y 2019; Turner-Walker et al. 2023)8-, este aumento de la porosidad intermedia permite una mayor interacción con el agua del suelo -principalmente bajo regímenes hidrológicos de recarga y flujo (sensuHedges y Millard 1995)- y, por tanto, una aceleración de la disolución mineral. A su vez, la disolución aumenta la porosidad del hueso y, cuanto mayor es esta, mayor es la velocidad de disolución, lo que lleva a una pérdida catastrófica del mineral (Pike et al. 2001).
La química del suelo, por su parte, afectaría de manera significativa solo a la pérdida mineral o disolución mineral catastrófica (Nielsen-Marsh et al. 2007), mientras que su textura y permeabilidad afectarían los niveles de actividad de la microflora bacteriana aeróbica, que es mayor en suelos bien drenados y aireados y menor, o inexistente, en condiciones de encharcamiento permanente o semipermanente -con alta probabilidad, las bacterias capaces de producir bioerosión en el hueso, bajo condiciones naturales, son solo aeróbicas (Kendall et al. 2018; Schotsmans et al. 2024; Turner-Walker 2012 y 2019; Turner-Walker et al. 2023)-. Las interacciones entre los diferentes factores mencionados, así como los tipos de hueso resultantes, se pueden visualizar en la figura 5.
Fuente: elaborado por los autores a partir de Galligani (2020) y Morales (2022).
Figura 5 Factores y efectos diagenéticos conducentes a los cuatro tipos de huesos definidos por Smith et al. (2007)
La evaluación diagenética en la práctica zooarqueológica: estrategia de abordaje
Lo presentado en los apartados anteriores muestra la gran complejidad del problema de la diagénesis que opera en los niveles más bajos de organización del hueso, así como la multiplicidad de las vías analíticas actualmente disponibles para su estudio. Ante esto y dada la importancia del conocimiento acerca del tipo y grado de alteración diagenética de cada conjunto arqueofaunístico para diferentes aspectos de la inferencia zooarqueológica (v. g. causas de la representación diferencial de partes esqueléticas, retención de la señal isotópica biogénica, confiabilidad de las dataciones radiocarbónicas, grado de conservación del ADN), resulta relevante preguntarse cuál es el indicador más apropiado y asequible a la mayoría de los equipos de investigación.
Como ya lo mencionamos, la distribución por tamaño de la porosidad, medida por intrusión de mercurio, es quizás el mejor indicador del estado general de conservación del hueso (Hedges 2002; Kendall et al. 2018; Nielsen-Marsh 1997; Nielsen-Marsh et al. 2000). Sin embargo, la aplicación de esta técnica difícilmente está al alcance de la mayoría de los/as zooarqueólogos/as, tanto por los costos que implica como por la disponibilidad de las facilidades requeridas. Una alternativa viable es centrarse, al menos en una primera instancia, en un único parámetro diagenético cuya implementación sea relativamente sencilla y, a la vez, altamente informativa. Sobre la base de nuestra experiencia en el estudio de la diagénesis ósea en muestras de ungulados (camélidos y cérvidos) de la región pampeana argentina (Galligani et al. 2025) y de la correlación entre parámetros diagenéticos documentada en la literatura (v. g. Hedges 2002; Hedges et al. 1995), el indicador que reúne las condiciones antedichas es el índice histológico de Oxford (IHO) (Hedges et al. 1995) o su versión modificada (Millard 2001). Este parámetro mide el impacto de la bioerosión microbiana sobre la base de una progresión de estadios (de 5 a 0) de daño microestructural. El IHO describe, en términos porcentuales, la cantidad de hueso bien conservado que no se encuentra afectado por la bioerosión (Millard 2001). Su uso puede ser complementado con el registro de otras alteraciones diagenéticas microestructurales que también pueden dañar la microestructura ósea -v. g. fisuración, tinción, grado de integridad de los bordes de los canales de Havers, presencia de porosidad espongiforme submicrónica con borde hipermineralizado, etc. (Hollund et al. 2012; Jans 2005; Morales et al. 2018; Pfretzschner y Tütken 2011; Turner-Walker et al. 2002)- (figura 6). Hollund et al. (2012) integran algunas de estas variables en un único índice, el índice histológico general (IHG).
Fuente: elaboración propia.
Figura 6 Preservación histológica en huesos de guanaco (Lama guanicoe) de la región pampeana argentina*
* Evaluada mediante imágenes obtenidas con MEB: a) buena preservación en hueso haversiano denso (IHO = 5); b) buena preservación en hueso plexiforme (IHO = 5); c) mala preservación en hueso haversiano denso (IHO = 0), y d) detalle de la imagen anterior (rectángulo rojo), en la que se aprecia un canal de Havers rodeado de zonas con porosidad espongiforme submicrónica enmarcadas por un anillo hipermineralizado (una de ellas ampliada en el ángulo inferior derecho), un rasgo diagnóstico de ataque bacteriano (Turner-Walker 2012 y 2019).
La bioerosión bacteriana es la causa de deterioro óseo más rápida y destructiva en ambientes terrestres (Turner-Walker et al. 2023). Se ha demostrado que ella a) provoca la pérdida de colágeno óseo y la alteración de la cristalinidad mineral (Child 1995a y 1995b; Collins et al. 2002; Dobberstein et al. 2009; Hedges 2002), y b) aumenta la porosidad ósea, lo que conduce a i) una tasa acelerada de descomposición del tejido (Hedges 2002; Hedges y Millard 1995; Hedges et al. 1995; Nielsen-Marsh y Hedges 2000), ii) un incremento en la vulnerabilidad del hueso a otros procesos diagenéticos (Jans et al. 2004; Smith et al. 2007), iii) una reducción de la resistencia ósea (Turner-Walker y Parry 1995), y iv) un aumento en la susceptibilidad del hueso a contaminarse con materiales extraños (v. g. ácidos húmicos, ADN exógeno) que pueden causar problemas en la extracción de colágeno y ADN (Alaeddini et al. 2010; Colson et al. 1997; Gilbert et al. 2005; Van Klinken y Hedges 1995).
Teniendo en cuenta la importancia de una adecuada y rápida evaluación de la bioerosión bacteriana, Barrientos et al. (2016) y Morales et al. (2018) han elaborado un protocolo de extracción, preparación y análisis -con microscopía electrónica de barrido o MEB- de muestras óseas de bajo costo y alta efectividad (figura 6), especialmente diseñado para ser implementado por cualquier equipo de investigación arqueológica con una mínima inversión de tiempo, dinero e infraestructura. Aplicaciones de este protocolo pueden consultarse en Galligani et al. (2019), Morales et al. (2017) y Morales et al. (2021).
En la medida en que la bioerosión bacteriana aumenta la mesoporosidad del hueso (Jans et al. 2004; Smith et al. 2007) e incrementa la cristalinidad de la fase mineral a través de la disolución y recristalización de minerales (Turner-Walker et al. 2002), el IHO tiende a correlacionarse con otros indicadores diagenéticos, como el IRSF o la distribución por tamaño de la porosidad (Hedges 2002; Hedges et al. 1995), por lo que la información aportada por ellos resulta, en cierta medida, redundante. La figura 7 ejemplifica esta asociación entre parámetros. En el panel superior se observa la distribución por tamaño de la porosidad de dos muestras óseas de guanaco (Lama guanicoe) de la región pampeana argentina (Galligani et al. 2025). La muestra 1, que presenta una severa bioerosión (IHO = 1), exhibe un marcado pico de la variable volumétrica dV/dlog(D) en la zona de mesoporosidad típica del ataque microbiano (bacteriano) (Smith et al. 2007), que no se observa en la muestra 2, sin signos histológicos de dicho ataque (IHO = 5). En el panel inferior se muestran los difractogramas (DRX) de otras dos muestras de guanaco. Se observa que la muestra 3, con una muy severa bioerosión (IHO = 0), carece de los picos de intensidad difractada característicos de las muestras no alteradas diagenéticamente, i. e. no presenta señal de difracción, probablemente por ser muy amorfa, mientras que la muestra 4, con escasa bioerosión (IHO = 4), difracta razonablemente bien la región 2θ = 26, lo que indica una cristalinidad conservada. Estos resultados apoyan la idea de que la bioerosión, medida por el IHO, constituye un indicador poderoso y, a la vez, muy asequible del estado general de alteración diagenética del hueso. Esto lo convierte en una excelente opción que debería ser explorada por los/as zooarqueólogos/as interesados/as en conocer, con mayor profundidad, el estado de preservación de sus muestras, información importante para la toma de decisiones acerca de diferentes aspectos de la investigación y de la conservación patrimonial.
Fuente: elaboración propia.
Figura 7 Parámetros diagenéticos correlacionados con el índice histológico de Oxford (IHO)*
* Ejemplos de muestras procedentes de la región pampeana argentina (Galligani et al. 2025): a) distribución por tamaño de la porosidad medida por intrusión de mercurio y b) cristalinidad evaluada por el patrón de difracción de rayos X (DRX). En cada caso, se indica el valor del IHO de las muestras analizadas.
Consideraciones finales
La apretada síntesis de problemas y de aproximaciones metodológicas aplicadas a la evaluación de la diagénesis en los niveles más bajos de organización ósea presentada en este trabajo, aunque comprehensiva, dista de ser exhaustiva. Sin embargo, basta para exponer la complejidad de la cuestión y su importancia para un desarrollo más equilibrado de los estudios tafonómicos y zooarqueológicos. En este sentido, se espera que la presente contribución sirva de estímulo para un mayor número de investigaciones orientadas a generar conocimiento acerca de los procesos diagenéticos incidentes sobre las arqueofaunas de diversas regiones de Latinoamérica y del mundo.
