Componentes petrográficos y paleontológicos de las rocas carbonatadas

Resumen

Las rocas carbonatadas son aquellas formadas por la litificación de sedimentos ricos en carbonatos (>80%), los cuales han sido depositados a partir de la precipitación química dentro de una solución acuosa. Estas rocas, son producto de   procesos biológicos e  inorgánicos. Los principales componentes de las rocas carbonatadas se pueden dividir en dos grandes grupos: ortoquímicos y aloquímicos. Los componentes ortoquímicos: son producto de la precipitación química directa en el agua, ya sea marina o meteórica, al momento de la sedimentación o durante de la diagénesis. Los principales productos ortoquímicos son la matriz y el cementante, constituidos por calcita microcristalina o micrita y calcita espárica o esparita. Los principales minerales carbonatados son aragonita, calcita y dolomita. Los aloquímicos: son todas aquellas partículas formadas dentro de la cuenca de sedimentación, pero que no son producto de la precipitación química en el agua, sino que son, principalmente, fragmentos de organismos que vivieron durante la sedimentación o partículas producidas mecánicamente.

Introducción

Las rocas carbonatadas son aquellas formadas por la litificación de sedimentos ricos en carbonatos (>80%), los cuales han sido depositados a partir de la precipitación química dentro de una solución acuosa. Aunque el porcentaje actual de afloramientos es muy similar al de las areniscas, son rocas sedimentarias cuyo estudio es muy importante a partir de tres consideraciones: (1) contienen la mayor parte del registro fósil, un elemento importante para asignar la edad relativa de las rocas; (2) es una herramienta muy útil en la interpretación de ambientes sedimentarios; y (3) representan yacimientos minerales no metálicos, principalmente en la industria de la construcción. Son el grupo más complejo y menos comprendido de todas las rocas sedimentarias. Por su origen genético (acumulación de fragmentos biológicos), el estudio de las rocas carbonatadas ofrece una ocasión excepcional para el estudio de los organismos marinos.

También pueden ser rocas que posean fragmentos de caliza (por ejemplo conglomerados carbonatados) o cemento carbonatado (por ejemplo areniscas carbonatadas). Son llamadas también rocas calcáreas. Un tipo especial son las dolomitas cuyo carbonato es de calcio y manganeso. También se rayan con la navaja pero no reaccionan con el ácido en frío sino en caliente. El origen de estas rocas puede ser: (1) Rocas carbonatadas detríticas, formadas por fragmentos procedentes de la erosión de rocas carbonatadas preexistentes. Genéticamente son similares a un sedimento terrígeno (siliciclástico), pero con los granos de naturaleza carbonatada. (2) Calizas autóctonas o sensu estricto: constituidas por componentes carbonáticos originados primariamente, por procesos químicos o bioquímicos, en un determinado ambiente de sedimentación (continental o marino). Estas constituyen la mayor parte de las rocas carbonatadas dentro del registro estratigráfico.

El ambiente marino somero carbonatado presenta una distribución global actual restringida comparada con los períodos geológicos de la historia  de la Tierra (Figura 1). Mares carbonatados tan extensos como los que existieron durante el Ordovícico, Devónico, Mississíppico y Cretácico no existen actualmente. Existen diferencias fundamentales entre los depósitos carbonatados terrígenos y marinos. Mientras que los terrígenos son producto del intemperismo químico y físico de las rocas preexistentes que han sido transportados a la cuenca de depósito, los sedimentos carbonatados marinos se derivan de una precipitación "in situ" dentro de la misma cuenca. En el ambiente marino hay una producción considerable de carbonato permaneciendo la mayor parte en el lugar donde se precipitó, debido a la presencia de organismos que no solo secretan el CaCO3, sino que también lo utilizan para la construcción de sus conchas o esqueletos. Sin embargo, es importante considerar que parte del sedimento carbonatado producido en el ambiente marino, puede llegar a sufrir un cierto transporte por la acción del viento, oleaje, corrientes, etc., ya sea a áreas continentales, al borde de la plataforma o a las profundidades marinas.

Fig. 6. Distribución general de los ambientes marinos someros en el Golfo de México y el Mar Caribe. Figura del Autor.

Componente ortoquímicos de las rocas carbonatas

La calcita microcristalina (micrita o matriz) (Figura 2), se presenta en cristales del tamaño de la arcilla (1–5 micras de diámetro), afanítica y oscura en muestra de mano y ligeramente opaca en sección delgada. El color puede variar de blanco a pardo oscuro dependiendo de la cantidad de impurezas, principalmente de materia orgánica. La micrita se considera un precipitado químico normal, ésta puede formarse inorgánicamente por calentamiento, evaporación o ligera turbulencia, pero principalmente por precipitación de algas, bacterias u otro tipo de organismos.

Las algas calcáreas actuales como Penicillus y Halimeda muestran una estructura interna de agujas de aragonita de algunas micras de largo; cuando el organismo muere, el tejido orgánico se desintegra liberando las agujas en las zonas de intermarea o en el piso marino. Posteriormente estas agujas recristalizan llegando a formar parte de las calizas de grano fino (mudstone). Es importante mencionar que la micrita es un material primario en la formación de la roca. La micrita se forma en ambientes protegidos, de baja energía, en caso contrario los pequeños cristales serían dispersados por las aguas cuando hay agitación. (lagoons continentales, lagoons, plataforma profunda, fondos abisales).

Figura 2. Calcita microcristalina (micrita o matriz). Caliza micrítica (mudstone) de la Formación Vega, Cuba central. Foto microscópica. Foto del Autor

Figura 3. Cemento de calcita espática (esparita). Caliza esparítica (grainstone) de la formación vega, Cuba central. Foto microscópica. Foto del Autor

El cemento de calcita espática (esparita) (Figura 3), se presenta como granos o cristales de 10 micras o más de diámetro y se distingue de la micrita, además por su tamaño, por su transparencia en muestra de mano, ya que se tiene como si se observaran cristales claros de cuarzo. La esparita generalmente se presenta rellenando poros como cementante precipitado "in situ"; algunas veces la esparita se precipita en cuestión de años. En algunas áreas en la zona de intermarea las arenas carbonatadas son cementadas como roca de playa; sin embargo, la esparita también se origina mucho después del enterramiento o por recristalización a partir de los cristales más finos de calcita. El cementante de calcita de los aloquímicos antes mencionados tiene el mismo origen que el cemento en las areniscas. Éste es precipitado a partir de una solución supersaturada de carbonato de calcio, de tal forma que los iones de calcio y carbonato son liberados de la solución como un gradiente hidráulico para transportar grandes volúmenes de fluido a través del sedimento. Término usado genéricamente para los cementos carbonatados. El cemento esparítico es un agregado de cristales de carbonato (aragonito o calcita) de tamaños mayores a las 4 micras que precipitan en los espacios existentes entre los granos de un sedimento carbonatado, o en los espacios internos de estas partículas. Una variedad de la esparita es la pseudoesparita, la cual se forma por procesos neomórficos de recristalización (a diferencia del cemento esparítico).

Componentes aloquímicos de los carbonatos

Aloquemas (aloquímicos) o granos carbonatados: Cualquier tipo de partícula carbonatada de origen bioquímico o químico, que denota un alto grado de organización y complejidad y que normalmente ha sufrido algún grado de transporte.

Componentes no esquelétales de las rocas carbonatadas.

Los Pellets (Figura 4) son estructuras pequeñas esféricas o elípticas sin estructura interna. Son agregados homogéneos de calcita microcristalina, los cuales pueden presentarse equidimensionalmente dentro de la roca. Su tamaño varía de 0.03 a 0.15 milímetros. Se considera que representan productos fecales de organismos acuáticos (Fig. 22). Los términos peloides, pseudopeloides o peletoides se utilizan cuando se tienen estructuras del tipo de granos redondeados micríticos o de microesparita de origen incierto. Cuando son de origen algáceo se les llama peloides algáceos.

Figura 4. Pellets fecales aglutinados por cemento esparítico fino, España. (Tomado de Altas de Petrología de la Universidad Complutense de Madrid, http://www.ucm.es/info/petrosed/rc). Foto microscópica.

Los Peloides (Figura 5) son granos no equeléticos, de forma ovoidal, compuestos por micrita con una estructura interna masiva. Tamaños variables, aunque generalmente entre 0,1 y 0,5 mm de diámetro. Figura 33. El origen de los peloides es producto de la actividad fecal de organismos (pellets fecales), por destrucción y homogeneización de la estructura interna de partículas previas por abrasión mecánica o erosión biológica, retrabajo y redondeamiento de barros calcáreos (intraclastos finos). El ambiente de formación es de llanuras mareales, en cavidades dentro de arrecifes.

Figura 5. Peloides, cuyo origen puede estar ligado a la degradación y micritización de restos esqueléticos. Foto microscópica. Foto del Autor

Los oolitos u ooides (Figura 6, 7 y 8), son pequeñas esferas calcáreas de origen sedimentario, poseen diámetros con dimensiones inferiores a 2 mm. Si son de dimensiones superiores a 2 mm se habla de pisolitos. Los oolitos son corpúsculos esféricos u ovales dentro de cuya sección se distingue un núcleo que puede estar formado de cualquier corpúsculo detrítico sobre el cual han acrecido gránulos de concentrados de calcita(CaCO3) microcristalina. En general los oolitos tienen origen sedimentario; se forman por precipitaciones de calcita o aragonita en torno a un núcleo de cuarzo o de carbonato en aguas limpias, cálidas y agitadas, esto es; rotando sobre el fondo de mar poco profundo durante la acreción de estas formaciones. Se mantienen luego en suspensión hasta que -cuando se ha formado el córtex- son lo bastante pesados como para depositarse y hacer sedimentación en el fondo marino.

Figura 6. Estructura de un oolito (Tomado de Tucker, 2003).

Figura 7. Foto microscópica de una caliza oolítica esparítica de Argentina. Foto microscópica.

Figura 8. Oolitos originados por la acción del oleaje y corrientes continuas, en la Bahamas.

Los oolitos están caracterizados por una típica estructura interna concéntrica a veces radiada, visible observándole en secciones sutiles (muy delgadas). El núcleo sobre el cual se forma el oolito puede ser: (1) un bioclasto (es decir un resto de origen orgánico); (2) un litoclasto (pequeño fragemento de roca); o (3) de un grano de carbonato micrítico (se disuelven en el medio en los momentos iniciales de la formación del oolito). En torno al núcleo se desarrollan las "láminas", en finas capas concéntricas superpuestas concéntricamente, frecuentemente calcáreas y en ocasiones ferruginosas. El origen puramente mineral de los oolitos ha sido objeto de debate en la comunidad de científicos. Los oolitos suelen poseer un microbiofilm bacteriano en su superficie que podría ayudar a la precipitación del carbonato, si es así se trataría de una sedimentación inducida (por oposición a la sedimentación controlada) semejante a la de los estromatolitos, pero a diferencia de éstos sobre una estructura no fijada al terreno.

Los Pisolitos (Figura 9) son estructuras semejantes a las oolitas en estructura interna; sin embargo, son de forma más irregular y con diámetros mayores a los 2.00 milímetros. Aunque la diferencia entre los pisolitos y las oolitas es el tamaño y la forma irregular, el origen de los primeros es controvertido. Dunham (1969) considera que los pisolitos son parte de la corteza de caliche en la zona vadosa de un suelo; se forman también por precipitación inorgánica de salmueras. Sin embargo, estos constituyentes no se han observado en ambientes carbonatados recientes ya sea en cáliches o cuerpos de agua hipersalinos.

Figura 9. Pisolitos de sistema cavernario Constantino, cueva Perla, Pinar del Río, Cuba occidental. Foto microscópica. Foto del Autor

Los Intraclastos (Figura 10) son fragmentos retrabajados de sedimento débilmente consolidado dentro de una cuenca de sedimentación por la acción de corrientes, oleaje, deslizamientos, etc. La morfología típica es de fragmentos generalmente angulosos, de tamaños variables compuestos de barro micrítico y/o fragmentos de bioclastos u otros granos. Su ambiente de formación es cualquier zona de plataforma, talud o llanura abisal, con aumentos bruscos de energía que retrabaja sedimentos previamente depositados. Áreas intermareales o supramareales, canales mareales, taludes marinos, etc. Debido a su modo de formación, los depósitos de intraclastos muestran una fuerte homogeneidad en cuanto a las características externas e internas de estos fragmentos.

Figura 10. Intraclastos, en una brecha intraclástica esparítica de la Formación Vega (Paleoceno – Eoceno Medio), Cuba central. Foto microscópica. Foto del Autor

Los Extraclastos (Figura 11) son fragmentos redondeados o angulosos procedentes de la erosión de rocas carbonatadas más antiguas y externas al ambiente de sedimentación (fuera de la cuenca).La estructura interna corresponde a la de la roca carbonatada que ha sufrido procesos de diagénesis más o menos intensos. Para la distinción entre intraclastos y extraclastos, un extraclasto posee: (1) Fósiles más antiguos al contenido fosilífero de la roca; (2) Partículas truncadas en el borde del clasto; (3) Evidencias de cementación bien desarrollada; (4) Presencia de vetillas rellenas por cementos o compactación interna y (5) Bordes desgastados.

Figura 11. Extraclastos con radiolarios del Cretácico, en las brechas carbonatadas de la Formación Vega (Paleoceno – Eoceno Medio), Cuba central. Foto microscópica. Foto del Autor

Componentes esqueletales de origen algal

Las algas calcáreas (Figura 12), exceptuando los cocolitofóridos que son de tamaño pequeño y de ambiente planctónico son plantas acuáticas marinas y no marinas que poseen una calcificación interna y/o externa.

Tabla 1. Distintos tipos de algas.

Figura 12. Perfil batimétrico que muestra la distribución de algunos de los grupos de algas. Gráfico del Autor

Las algas azul-verdes se caracterizan por estar formadas de capas paralelas concéntricas. Las algas azul-verdes se pueden dividir en 3 grupos: 1) En forma de alfombras (mats), que viven en ambiente de supramarea; 2)  En forma de columnas (estromatolitos),que viven en ambiente de intermarea o en profundidades de 3 a 10 metros; 3)  En forma de bolas, como los oncolitos, que viven en ambiente de intermarea (entre mareas altas y bajas). La apariencia de las algas azul-verde se caracteriza por láminas o capas constituidas por líneas blancas (partículas de lodo calcáreo) y negras (alga). Los estromatolitos (Figura 13 y 14) son, por definición, estructuras órgano-sedimentarias laminadas (típicamente de CaCO3) que crecen adheridas al sustrato y emergen verticalmente del mismo, produciendo estructuras de gran variedad morfológica, volumétrica y biogeográfica. Su inicial formación y desarrollo a lo largo del tiempo, se debe a la actividad de poblaciones microbianas (típicamente dominadas por cianobacterias), que pasivamente facilitan la precipitación de carbonatos (Monty, 1981).

Además de las cianobacterias, en estromatolitos actuales la microflora puede incluir algas (especialmente verdes y diatomeas), hongos, crustáceos, insectos, esporas, polen, rodofitas y fragmentos y sedimentos de todo tipo, que pueden llegar a calcificar dentro de la estructura. La variedad biológica de cada comunidad estromatolítica dependerá de condiciones ambientales e hidrológicas: hipersalino, dulceacuícola, intermareales, submareales, fuertes corrientes, moderadas, nulas, cálido, templado, altitud (afecta a la exposición de luz UV), etc. (Beraldi-Campesi, 2000). En la superficie, que es generalmente rugosa, porosa y cubierta por mucílago, filamentos, etc. partículas de carbonato (y a veces también terrígenos) van quedando atrapadas, hasta que la cementación por crecimiento de cristales forma una capa más. De esta manera la estructura aumenta en tamaño. Por su naturaleza rocosa, los estromatolitos tienen mucho potencial para perdurar como un fósil (Beraldi-Campesi, 2000).

Figura 13. Estromatolitos actuales (estructuras algales), Shark Bay, Australia (Tomado de http://es.wikipedia.org/wiki/Estromatolito, fotografía tomada por Paul Harrison en 2005).

Figura 14. Esquema de los tipos de estromatolitos.

Los estromatolitos están representados por una gran variedad de morfologías macroscópicas: columnares, domales hemiesféricos, en forma de cabezal u hongo, en forma de "cama" o de twinky wonder, en forma de cono o en forma de arbusto, pueden ser cónicos, alveolados, y en ocasiones con combinaciones de forma. Pueden aparecer en parches o grandes extensiones (Monty, 1981). Igual que con los microfósiles, los estromatolitos existen en todas las eras geológicas. Incluso actualmente crecen en muchos lugares del mundo. Hay algunos más históricos que otros (por ejemplo los de Shark Bay, Australia; Andros Island, Bahamas; y el Golfo Pérsico) pero todos son importantes. Particularmente los de Shark Bay destacan por ser un análogo perfecto para describir algunos de los más antiguos ejemplares de estromatolitos, que por cierto también están en Australia. El crecimiento estromatolítico (Figura 15) está inevitablemente ligado a cuerpos de agua (salinos, salobres y dulceacuícolas) donde la precipitación de CaCO3 pueda ocurrir. Debido a que los estromatolitos se forman bajo condiciones específicas de luz, salinidad, pH, profundidad, temperatura, nutrientes, etc., es posible relacionar condiciones ambientales con parámetros litológicos, mineralógicos, o de facies en estromatolitos fósiles de cualquier era geológica. Como mínimo indican la presencia de cuerpos de agua, pero, como siempre, la cantidad de información que pueda extraerse de un fósil, dependerá de su grado de preservación (Beraldi-Campesi, 2000).

Figura 15. Estromatolitos actuales (estructuras algales), Shark Bay, Australia (Tomado de http://es.wikipedia.org/wiki/Estromatolito, fotografía tomada por Paul Harrison en 2005).

Son los primeros formadores de zonas arrecífales, el crecimiento óptimo observado en estromatolitos marinos actuales se da en zonas someras (15 m), pero pueden crecer en aguas más profundas y más someras. Al crecer en masa, forman arrecifes, que ofrecen un ecosistema distinto para miles de especies. Ofrecen alimento, refugio, aguas tranquilas (ideal para la reproducción de peces, moluscos, crustáceos, etc.), sustrato para organismos rastreros y otros microorganismos, evitan el arrastre del sustrato por embate de las olas. Al crear nuevos ecosistemas, es probable que promovieran la especiación de muchos grupos taxonómicos a través de millones de años (Beraldi-Campesi, 2000).

Desde el comienzo de la construcción del estromatolito, los microorganismos se estratifican en micro-nichos ecológicos, según sus necesidades. Por ejemplo, bacterias anaerobias suelen vivir debajo de la superficie, donde hay condiciones anóxicas y no llega mucha luz; las cianobacterias suelen situarse en la superficie, donde llega más luz y hay más espacio para crecer. Los microbios van creciendo junto al sedimento que va solidificando. Muchos restos orgánicos como vainas filamentosas, colonias completas, fragmentos de plantas, frústulas, polen, esporas, etc., van quedando sepultados como parte de la laminación. Al ser sepultados, las cianobacterias liberan individuos que recolonizan la superficie. La materia orgánica sepultada se descompone con el tiempo, dando lugar a huecos que serán rellenados con sedimento, lo que puede conferirle al estromatolito una textura porosa. La laminación depende de las estaciones climáticas, frecuencia de importe de terrígenos en suspensión, situación batimétrica, condiciones evaporíticas, tipo de bacterias constructoras, velocidad de sedimentación y cementación. La laminación es una característica diagnóstica (entre otras) y ha sido usada para distinguir facies particulares de los estromatolitos más antiguos de la Tierra (Beraldi-Campesi, 2000).

Los oncolitos (Figura 16) son estructuras sedimentarias esféricas u ovoides de origen orgánico, formadas por capas concéntricas de carbonato cálcico. La formación de los oncolitos es muy similar a la de los estromatolitos, pero sin fijarse al sustrato (Corsetti et al., 2003). La estructura se forma a menudo a partir de un núcleo, que puede ser una partícula sedimentaria o un fragmento de concha (Gutschick y Perry, 1959), sobre el que se establece un tapiz microbiano que induce la precipitación y fijación del carbonato. Los oncolitos pueden producirse en ambientes marinos, donde son indicadores de aguas cálidas en la zona fótica, o en ambientes continentales, en zonas con aguas muy carbonatadas (Riding, 1991). Normalmente son de pequeño tamaño, de 2 a 3 cm de diámetro, pero ocasionalmente pueden alcanzar dimensiones decimétricas.

Figura 16. Oncolito «gigante». Mioceno inferior continental. Proximidades de Priego (Cuenca, España). Sección y ejemplar (cortado por la mitad). 13 x 7 x 8 cm. Núcleo hueco, probablemente de origen orgánico. (Tomado de http://es.wikipedia.org/wiki/Oncolito)

Las algas rojas no tienen cavidades y están formadas por reticulaciones y septas, al microscopio se caracterizan por anillos de crecimiento que atraviesan los septas. Las algas rojas son características de ambiente nerítico exterior y más profundo, en frente del arrecife. Las algas rojas coralinas viven en aguas más profundas, ocurren al frente o en la barrera y no en lagunas. También viven de 10 a 15m. de profundidad. Los rodolitos (Figura 17) son estructuras libres compuestas principalmente de algas rojas coralinas no geniculadas. Los géneros comunes de algas no geniculadas formadoras de rodolitos (Hydrolithon, Neogoniolithon, Lithophyllum, Sporolithon, Lithothamnion, Phymatolithon, Mesophyllum y Spongites). El origen de estos organismos se da por el recubrimiento de un fragmento de concha, roca o por el asentamiento de esporas en cualquier otro sustrato duro móvil. La formación de individuos de vida libre no es exclusiva de las algas calcáreas.

Otros organismos calcáreos, como briozoarios o corales, también desarrollan fases de vida libre denominadas briositos o coralito. Los rodolitos pueden formar agregaciones muy densas (mantos) en la zona costera submareal, que puede variar en extensión desde unos cuantos metros hasta varios kilómetros. Debido a que cubren varias extensiones del fondo marino y a que están en continuo crecimiento, estos organismos son productores natos de sedimento de origen biológico (carbonato de calcio), el cual puede llegar a ser muy relevante en los procesos sedimentarios costeros. Los mantos de rodolitos se presentan en una amplia gama de estratos geológicos, desde el Paleoceno (60 millones de años atrás) hasta el Pleistoceno (hace 5 millones de años). Son uno de los pocos registros continuos en yacimientos fósiles para macroalgas marinas que pueden ser comparados en los cinco continentes.

Figura 17. Rodolitos, Conil de la Frontera (Cádiz, España) (Tomado de banco geológico digital http://www.flickr.com/photos/banco_imagenes_geologicas).

Las algas verdes están caracterizadas por presentar una cavidad central vacía entre capas corticales. Los grupos de las codiáceas y las dasycladales, de composición aragonítica, son característicos de aguas someras en rampas, pueden vivir en lagunas y aguas muy bajas de O a 3 m de profundidad. También viven en ambiente de intermarea a lagunar. Dentro de las algas clorofíceas se encuentran las algas verdes marinas (codiáceas, Figura 18) y dasycladáceas, Figura 19 y 21) y las algas verdes continentales (caráceas, Figura 20); las cuales son muy diferentes. Las codiáceas y dasycladáceas son de composición aragonítica y características de ambientes de plataforma somera (lagoon), mientras que las caráceas son de LMC, y son características de lagos continentales y/o salobres. Las codiáceas y dasycladáceas al ser de Ar son muy inestables y no suelen preservar su composición original en el registro fósil. Las caráceas, al presentar esqueletos densos de calcita, preservan su composición y microestructura.

Figura 18. Codiácea (Halimeda) y otros granos esqueléticos, con cemento de calcita esparítica (Paleógeno). Cuenca de Áger, Unidad Surpirenaica Central. Foto microscópica.

Figura 19. Restos de dasycladáceas (Acicularia), moldes de moluscos y matriz micrítica. Cretácico inferior (Aptiense), Cordillera Ibérica. Foto microscópica.

Figura 20. Secciones de caráceas (tallos y girogonitos), aglutinadas por micrita. La porosidad intrapartícula (caráceas), así como la móldica (gasterópodo), están rellenas por cemento de calcita esparítica. Cretácico superior (Maastrichtiano), Barranco de La Posa (Lérida). Foto microscópica.

Figura 21. Restos de dasycladáceas, granos micritizados y moldes de bivalvos. Cretácico superior. Cordillera Ibérica. La Cabrera (Guadalajara). (Tomado del atla digital de Petrología sedimentaria, Universidad Complutense de Madrid). Foto microscópica.

Componentes esqueletales de origen animal

Los foraminíferos (Figura 22, 23 y 24) son organismos unicelulares que secretan una concha o testa con una arquitectura variada. La mayoría de las formas presentan cámaras múltiples arregladas de manera uniserial, biserial o triserial; o bien, son enrolladas (espiral, cónica y planispiral). Los foraminíferos conocidos pueden alcanzar hasta más de 5 cm de diámetro máximo, sin embargo la mayoría son de tamaños inferiores a 1 mm. Pueden ser bentónicos  o planctónicos. La concha de los foraminíferos es de composición quitinosa, arenácea, calcárea, aragonítica silícea. Según la composición de la concha, los foraminíferos pueden ser agrupados en 4 tipos:

• 1. Textuláridos: Conocidos también como arenáceos o aglutinados. La concha está compuesta de partículas no biogénicas cementadas por carbonato de calcio. Ejemplo: Orbitolínidos.

• 2. Miliólidos: Concha compuesta de calcita magnésica.

• 3. Fusulínidos: Contienen pared calcárea no laminar y microgranular. Los endoteridos son de calcita porcelánica de alto contenido de magnesio.

• 4. Rotálidos: Conchas compuestas de calcita hialina con contenido bajo en magnesio. Este grupo puede subdividirse de acuerdo a su tamaño en pequeños (ya sea bentónicos y planctónicos) y grandes (sólo bentónicos). Ejemplos: alveolínidos, discosyclinas, nummulites, etc.

El ambiente en que viven los foraminíferos es muy variado, pero la mayoría habitan en aguas marinas: 1) Los endoteridos y las forma grandes viven en un ambiente nerítico interior; 2) los de pared porcelánica viven en el nerítico interior al medio; 3) los aglutinados en nerítico; 4) las formas seriales en aguas profundas; 5) los trocamínidos en ambiente nerítico interior-medio; 6) los bentónicos pequeños en nerítico interior a batial; y 7) Los planctónicos viven desde el nerítico medio al abisal.

Figura 22. Foraminífero, Cuba Occidental. Foto microscópica.

Figura 23. Forma de los foraminíferos.

Figura 24. Conchas de foraminíferos bentónicos al microscopio electrónico de barrido. Comenzado desde arriba a la izquierda: Ammonia beccarii, Elphidium excavatum clavatum, Buccella frigida y Eggerella advena. Tomado de http://es.wikipedia.org/wiki/Foraminifera. Foto microscópica.

Las calciesferas son organismos esféricos, de tamaño menor de 500 micras, que están hechas de calcita, sin ornamentación. Presentan una cavidad central redonda, carecen de aperturas al exterior de la concha, y si la tienen poseen entonces un "tapón". Tienen una pared calcárea de carbonato de calcio variablemente preservada. La diferencia con los foraminíferos, es que la pared de calcita, con contenido bajo en magnesio, es más gruesa y con estructuras radiales, y que cuando se ve en luz polarizada se observa como una cruz de interferencia. Se presume que estos organismos forman parte del plancton marino y que constituyen órganos reproductores de algas. Las calciesferas son organismos que existieron desde el Paleozoico hasta el Mesozoico y habitaron  en aguas someras neríticas.

Los radiolarios son organismos microscópicos unicelulares que secretan una concha silícea opalina, usualmente inferiores a un milímetro y comúnmente con un diámetro máximo que varía entre 0.1 y 0.2 mm. Cuando estos organismos presentan espinas, éstas pueden extenderse más allá de la pared de la concha perforada. Concentraciones de radiolarios en pedernal o capas silíceas han sido interpretadas como evidencia de actividad volcánica que provee de abundante sílice, la cual es usada por los radiolarios para construir su concha. Su habiat es  en mar abierto, siendo  organismos netamente pelágicos, y se conocen desde el Cámbrico hasta el Reciente.

Los Calpionélidos (Figura 25 y 26) son un grupo fósil de microfósiles calcáreos (no existen en la actualidad). Por su parecido, se asocian a los Tintínidos, que por el contrario son de naturaleza orgánica y su registro fósil es mucho más discontinuo. Los calpionélidos son alargados, tienen una concha o lórica hueca o vacía de tamaño que varía de 80 a 150 micras. Son planctónicos, de calcita con bajo contenido en Mg (pared exterior), orgánica, quitinosa (pared interior) que no se preserva. Por lo general están rellenos de micrita. Su rango estratigráfico va desde el jurásico (Tithoniano) hasta el Cretácico Inferior (Albiano) y son característicos del mar Tethisiano. Con hábitat nerítico exterior.

Figura 25. Calpionélidos y Tintínidos (Tomado de www.ugr.es/~estratig/…/ppt/…/8.%20Calpionelidos%20y%20tintinidos.ppt). Foto microscópica. 

Figura 26. Morfología de los Calpionélidos.

Los ostrácodos (Figura 27) consisten de dos valvas, que pueden ser lisas u ornamentadas y se mantienen unidas mediante una charnela. Muchas formas son inferiores a un milímetro en diámetro máximo, aunque existen organismos mayores a los 3 cm. Frecuentemente el número de capas de la concha es clave para la determinación de grupos taxonómicos. Muchos de los rasgos de ornamentación de la superficie exterior de la concha son visibles en sección delgada. Los ostrácodos son organismos de ambientes marinos y de aguas dulces.

Figura 27. Ostrácodos del Pérmico, Texas. (Formación Valera) (Tomado de http://es.wikipedia.org/wiki/Ostracoda). Foto microscópica.

Las esponjas son de los organismos multicelulares primitivos más organizados y se integran dentro del Phyllum Porifera. En la mayoría de las esponjas hay células especializadas que secretan un esqueleto mineral, el cual puede consistir de espículas calcáreas, espículas silicias, espículas silicias combinadas con materia orgánica o únicamente fibras de esponja. La red de las espículas de esponja (Figura 28) pueden confundirse con estructuras internas de algunos corales, estromatopóridos o briozoarios; sin embargo estos últimos grupos muestran siempre un esqueleto de naturaleza calcárea, además de que las estructuras de  sus paredes son fibrosas o laminares, característica que no se presenta en las esponjas. La red esquelética de las esponjas es comúnmente más irregular y posee elementos estructurales más pequeños y menos continuos que los corales y los briozoarios.

Figura 28. Espículas de esponjas. Cuerpos cilíndricos con un pequeño canal en su interior. Tomado de http://edafologia.ugr.es. Foto microscópica.

El interior vesicular de algunos huesos de vertebrados puede confundirse con esponjas aunque carecen de una red mostrada por un gran número de esponjas, además de que la naturaleza de los huesos de los vertebrados es fosfática. Espículas de esponjas de gran tamaño pueden confundirse con espinas de  braquiópodos, sin embargo las esponjas carecen de una estructura fibrosa en las paredes que es característica de las espinas de braquiópodos. Algunas placas (escleritas) de equinodermos del grupo de los holoturios pueden parecer espículas de esponjas calcáreas tri-radiadas, sin embargo en los holoturios las espículas muestran una gama más amplia de formas diferentes a aquellas de las esponjas. Algunos corales tienen espículas calcáreas, muchas de las cuales se parecen a las espículas silicias de algunas esponjas, sin embargo difieren de manera clara en la composición mineralógica, así como en detalles particulares de la forma.

El esqueleto exterior de los corales (Figura 29) está caracterizado comúnmente por una pared externa e internamente por una serie de placas verticales denominados "septa" o septos,  dispuestos de manera radial y perpendicular a la pared externa. Placas horizontales denominadas tabulas  son comunes en muchos corales y pueden estar restringidas a áreas entre los septos, próximas hacia la pared exterior, o extenderse a través del esqueleto del coral. Los corales exhiben una variedad de formas que van desde grandes masas incrustantes a ramificadas o hemiesféricas y pueden ser solitarios o vivir en colonias; varían de desde unos cuantos milímetros a varios metros de longitud, pero la mayoría de los corales solitarios tienen entre 1 y 10 cm. La mayoría de los corales paleozoicos secretaron un esqueleto carbonatado  y los  post-paleozoicos secretan un esqueleto aragonítico. La estructura de los corales es similar a la de las algas pero los corales presentan particiones internas y septos. Su ambiente  fue  más abundante en mares carbonatados someros de aguas claras, y contribuyeron a formar arrecifes. La mayoría de los corales viven en barreras, filos de plataforma, atolones, etc. (hermatípicos) y son buenos indicadores de fluctuaciones del nivel del mar o migración de la costa. Los corales siempre viven dentro de la zona fótica.

Figura 29. Colonia de Corales, Paleozoico Silúrico. (Tomado de http://mediateca.educa.madrid.org)

Los  Briozoarios son animales individuales (zoarios) que siempre se agrupan en colonias, cuyo esqueleto calcáreo exhibe un amplio rango de formas. Las formas más comunes son incrustante (plana, semiesférica o irregular, ramificada (hueca o sólida; aplanada o circular) y estructura en forma de panal. El tamaño de los briozoarios coloniales varía desde unos cuantos milímetros hasta metro y medio, y las zoarias muestran rangos desde 1 hasta 10 cm de dimensión máxima. Internamente los animales individuales viven en tubos alargados (redondos o poligonales) o en cajas poligonales (zoecia). Briozoarios calcáreos recientes son marinos y están presentes en todas las latitudes y profundidades, sin embargo son más abundantes en mares someros. La mayoría de los briozoarios paleozoicos presumiblemente tuvieron un esqueleto calcáreo. Las especies recientes son en forma de caja y los grupos post-paleozoicos pueden estar constituidos de calcita, de aragonita y de mezcla de calcita y aragonita. La diferencia entre los corales y los briozarios es que los briozarios no tienen septas, sino que poseen una pared doble. Los briozoarios son más frecuentes en rampas que en plataformas y son más abundantes en ambientes de nerítico medio a interior, y no viven en profundidades mayores a los 200 m

La mayoría de las especies de trilobites tienen únicamente unos cuantos centímetros de longitud. El esqueleto presenta 4 capas: una externa de material orgánico, una laminar en agujas finas de carbonato de calcio, una capa gruesa formada de fibras y una interior constituida también de fibras. Los fragmentos de trilobites, bajo el microscopio y con luz polarizada presentan extinción ondulosa, la capa más gruesa controla la extinción de los cristales. Viven en aguas agitadas y someras, en ambiente nerítico interior. Estratigráficamente los trilobites tuvieron una mayor importancia en el Cámbrico y el Ordovícico.