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.