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Sedimento marino

Distribución de tipos de sedimentos en el fondo marino
Dentro de cada área coloreada, el tipo de material mostrado es el que domina, aunque es probable que también estén presentes otros materiales.
Para obtener más información sobre este diagrama, consulte a continuación ↓

Los sedimentos marinos , o sedimentos oceánicos , o sedimentos del fondo marino , son depósitos de partículas insolubles que se han acumulado en el fondo marino . Estas partículas tienen su origen en el suelo y las rocas y han sido transportadas desde la tierra al mar, principalmente por los ríos, pero también por el polvo arrastrado por el viento y por el flujo de los glaciares al mar, o son depósitos biogénicos de organismos marinos o de la precipitación química en el agua de mar, así como de volcanes submarinos y restos de meteoritos.

Excepto a unos pocos kilómetros de una dorsal en medio del océano , donde la roca volcánica es todavía relativamente joven, la mayor parte del fondo marino está cubierta de sedimentos . Este material proviene de varias fuentes diferentes y su composición es muy variable. El espesor de los sedimentos del fondo marino puede variar desde unos pocos milímetros hasta varias decenas de kilómetros. Cerca de la superficie, los sedimentos del fondo marino permanecen sin consolidar, pero a profundidades de cientos a miles de metros el sedimento se litifica (se convierte en roca).

Las tasas de acumulación de sedimentos son relativamente lentas en la mayor parte del océano y, en muchos casos, se necesitan miles de años para que se formen depósitos importantes. El sedimento transportado desde la tierra se acumula más rápidamente, del orden de un metro o más cada mil años para las partículas más gruesas. Sin embargo, las tasas de sedimentación cerca de las desembocaduras de grandes ríos con altos caudales pueden ser mucho más altas. Los exudados biogénicos se acumulan a un ritmo de aproximadamente un centímetro cada mil años, mientras que pequeñas partículas de arcilla se depositan en las profundidades del océano a aproximadamente un milímetro cada mil años.

Los sedimentos de la tierra se depositan en los márgenes continentales por escorrentía superficial , descarga de ríos y otros procesos. Las corrientes de turbidez pueden transportar este sedimento por el talud continental hasta el fondo del océano profundo. El fondo del océano profundo experimenta su propio proceso de expansión desde la dorsal oceánica y luego lentamente subduce los sedimentos acumulados en el fondo profundo hacia el interior fundido de la tierra. A su vez, el material fundido del interior regresa a la superficie de la Tierra en forma de flujos de lava y emisiones de fuentes hidrotermales de aguas profundas , lo que garantiza que el proceso continúa indefinidamente. Los sedimentos proporcionan hábitat para una multitud de vida marina , particularmente de microorganismos marinos . Sus restos fosilizados contienen información sobre climas pasados , tectónica de placas , patrones de circulación oceánica y el momento de las principales extinciones . [1]

Descripción general

Excepto a unos pocos kilómetros de una dorsal en medio del océano , donde la roca volcánica es todavía relativamente joven, la mayor parte del fondo marino está cubierta de sedimentos. Este material proviene de varias fuentes diferentes y su composición es muy variable, dependiendo de la proximidad a un continente, la profundidad del agua, las corrientes oceánicas, la actividad biológica y el clima. Los sedimentos del fondo marino (y las rocas sedimentarias ) pueden tener un espesor que va desde unos pocos milímetros hasta varias decenas de kilómetros. Cerca de la superficie, los sedimentos del fondo marino permanecen sin consolidar, pero a profundidades de cientos a miles de metros (dependiendo del tipo de sedimento y otros factores) el sedimento se litifica . [2]

Las diversas fuentes de sedimentos del fondo marino se pueden resumir de la siguiente manera:  [2]

La distribución de algunos de estos materiales alrededor de los mares se muestra en el diagrama al inicio de este artículo ↑. Los sedimentos terrígenos predominan cerca de los continentes y dentro de los mares interiores y grandes lagos. Estos sedimentos tienden a ser relativamente gruesos y normalmente contienen arena y limo, pero en algunos casos incluso guijarros y guijarros. La arcilla se asienta lentamente en ambientes cercanos a la costa, pero gran parte de la arcilla se dispersa lejos de sus áreas de origen por las corrientes oceánicas. Los minerales arcillosos predominan en amplias zonas de las partes más profundas del océano, y la mayor parte de esta arcilla es de origen terrestre. Los exudados silíceos (derivados de radiolarios y diatomeas) son comunes en la región del polo sur, a lo largo del ecuador en el Pacífico, al sur de las islas Aleutianas y en gran parte del Océano Índico. Los exudados carbonatados están ampliamente distribuidos en todos los océanos dentro de las regiones ecuatoriales y de latitudes medias. De hecho, la arcilla se deposita en todos los océanos, pero en áreas donde los organismos productores de sílice y carbonato son prolíficos, producen suficiente sedimento de sílice o carbonato para dominar a la arcilla. [2]

Los sedimentos carbonatados se derivan de una amplia gama de organismos pelágicos cercanos a la superficie que fabrican sus caparazones con carbonato. Estas pequeñas conchas, y los fragmentos aún más pequeños que se forman cuando se rompen en pedazos, se asientan lentamente a través de la columna de agua, pero no necesariamente llegan al fondo. Si bien la calcita es insoluble en el agua superficial, su solubilidad aumenta con la profundidad (y la presión) y alrededor de los 4.000 m, los fragmentos de carbonato se disuelven. Esta profundidad, que varía con la latitud y la temperatura del agua, se conoce como profundidad de compensación de carbonatos . Como resultado, los exudados de carbonato están ausentes en las partes más profundas del océano (a más de 4.000 m), pero son comunes en áreas menos profundas como la dorsal del Atlántico medio, la Dorsal del Pacífico Oriental (al oeste de América del Sur), a lo largo de la costa. tendencia de los montes submarinos hawaianos/emperador (en el Pacífico norte) y en las cimas de muchos montes submarinos aislados. [2]

Textura

La escala de Wentworth clasifica los sedimentos por tamaño de grano

La textura de los sedimentos se puede examinar de varias maneras. La primera forma es el tamaño de grano . [1] Los sedimentos se pueden clasificar por el tamaño de las partículas según la escala de Wentworth . Los sedimentos arcillosos son los más finos con un diámetro de grano de menos de 0,004 mm y los cantos rodados son los más grandes con diámetros de grano de 256 mm o más. [3] El tamaño de grano representa, entre otras cosas, las condiciones en las que se depositó el sedimento. Las condiciones de alta energía, como fuertes corrientes u ondas, generalmente resultan en la deposición sólo de las partículas más grandes, ya que las más finas son arrastradas. Las condiciones de menor energía permitirán que las partículas más pequeñas se asienten y formen sedimentos más finos. [1]

Los sedimentos bien clasificados (izquierda) tienen partículas de tamaño similar. Los sedimentos mal clasificados (derecha) consisten en partículas de una amplia gama de tamaños
Diferencias en la forma del grano, como esfericidad (vertical) y redondeo (horizontal)
Micrografía electrónica de barrido que muestra granos de arena de sílice.

La clasificación es otra forma de categorizar la textura de los sedimentos. La clasificación se refiere a qué tan uniformes son las partículas en términos de tamaño. Si todas las partículas son de tamaño similar, como en la arena de una playa , el sedimento está bien clasificado. Si las partículas son de tamaños muy diferentes, el sedimento está mal clasificado, como ocurre en los depósitos glaciares . [1]

Una tercera forma de describir la textura de los sedimentos marinos es su madurez, o cuánto tiempo han sido transportadas sus partículas por el agua. Una forma que puede indicar la madurez es qué tan redondas son las partículas. Cuanto más maduro sea un sedimento, más redondas serán las partículas, como resultado de la abrasión con el tiempo. Un alto grado de clasificación también puede indicar madurez, porque con el tiempo las partículas más pequeñas serán eliminadas y una determinada cantidad de energía moverá partículas de un tamaño similar a la misma distancia. Por último, cuanto más viejo y maduro es un sedimento, mayor es el contenido de cuarzo, al menos en los sedimentos derivados de partículas de roca. El cuarzo es un mineral común en las rocas terrestres, muy duro y resistente a la abrasión. Con el tiempo, las partículas hechas de otros materiales se desgastan, dejando solo cuarzo. La arena de la playa es un sedimento muy maduro; está compuesto principalmente de cuarzo y las partículas son redondeadas y de tamaño similar (bien clasificadas). [1]

Orígenes

Los sedimentos marinos también se pueden clasificar según su fuente de origen. Hay cuatro tipos:  [3] [1]

litógeno

El sedimento litogénico o terrígeno está compuesto principalmente por pequeños fragmentos de rocas preexistentes que han llegado al océano. Estos sedimentos pueden contener toda la gama de tamaños de partículas, desde arcillas microscópicas hasta grandes rocas, y se encuentran en casi todas partes del fondo del océano. Los sedimentos litógenos se crean en la tierra mediante el proceso de erosión, donde las rocas y los minerales se descomponen en partículas más pequeñas mediante la acción del viento, la lluvia, el flujo de agua, el agrietamiento inducido por la temperatura o el hielo y otros procesos erosivos. Estas pequeñas partículas erosionadas luego son transportadas a los océanos a través de una variedad de mecanismos:  [1]

Arroyos y ríos: Diversas formas de escorrentía depositan grandes cantidades de sedimentos en los océanos, principalmente en forma de partículas de grano más fino. Se cree que alrededor del 90% del sedimento litogénico de los océanos proviene de la descarga de ríos, particularmente de Asia. La mayor parte de este sedimento, especialmente las partículas más grandes, se depositará y permanecerá bastante cerca de la costa; sin embargo, las partículas de arcilla más pequeñas pueden permanecer suspendidas en la columna de agua durante largos períodos de tiempo y pueden ser transportadas a grandes distancias desde la fuente. [1]

Viento: El transporte eólico (eólico) puede tomar pequeñas partículas de arena y polvo y moverlas a miles de kilómetros de su origen. Estas pequeñas partículas pueden caer al océano cuando el viento amaina o pueden servir como núcleos alrededor de los cuales se forman las gotas de lluvia o los copos de nieve. El transporte eólico es particularmente importante cerca de las zonas desérticas. [1]

Glaciares y rafting en hielo : A medida que los glaciares avanzan sobre la tierra, recogen gran cantidad de partículas de tierra y roca, incluidas rocas muy grandes, que son transportadas por el hielo. Cuando el glaciar se encuentra con el océano y comienza a romperse o derretirse, estas partículas se depositan. La mayor parte de la deposición se producirá cerca de donde el glaciar se encuentra con el agua, pero una pequeña cantidad de material también se transporta a distancias más largas en rafting, donde trozos de hielo más grandes se alejan del glaciar antes de liberar su sedimento. [1]

Gravedad: Los deslizamientos de tierra, los deslizamientos de tierra, las avalanchas y otros eventos impulsados ​​por la gravedad pueden depositar grandes cantidades de material en el océano cuando ocurren cerca de la costa. [1]

Olas: la acción de las olas a lo largo de la costa erosionará las rocas y arrastrará partículas sueltas de las playas y costas al agua. [1]

Erupción del volcán Mayon, Filipinas, en 1984. Gran parte del material arrojado por una erupción volcánica puede eventualmente llegar a los océanos

Volcanes: Las erupciones volcánicas emiten grandes cantidades de cenizas y otros desechos a la atmósfera, donde luego pueden ser transportados por el viento para eventualmente depositarse en los océanos. [1]

Gastrolitos : Otro medio, relativamente menor, de transportar sedimentos litógenos al océano son los gastrolitos. Gastrolith significa "piedra del estómago". Muchos animales, incluidas aves marinas, pinnípedos y algunos cocodrilos, tragan piedras deliberadamente y las regurgitan después. Las piedras ingeridas en tierra pueden regurgitarse en el mar. Las piedras pueden ayudar a triturar los alimentos en el estómago o actuar como lastre para regular la flotabilidad. Principalmente estos procesos depositan sedimentos litogénicos cerca de la costa. Las partículas de sedimento pueden luego ser transportadas más lejos por las olas y corrientes, y eventualmente pueden escapar de la plataforma continental y llegar al fondo del océano profundo. [1]

Composición

Los sedimentos litógenos generalmente reflejan la composición de cualquier material del que se derivaron, por lo que están dominados por los principales minerales que forman la mayoría de las rocas terrestres. Esto incluye cuarzo, feldespato, minerales arcillosos, óxidos de hierro y materia orgánica terrestre. El cuarzo (dióxido de silicio, componente principal del vidrio) es uno de los minerales más comunes que se encuentran en casi todas las rocas y es muy resistente a la abrasión, por lo que es un componente dominante de los sedimentos litógenos, incluida la arena. [1]

biógeno

Los sedimentos biógenos provienen de los restos de organismos vivos que se depositan como sedimento cuando los organismos mueren. Son las "partes duras" de los organismos las que contribuyen a los sedimentos; cosas como conchas, dientes o elementos esqueléticos, ya que estas partes suelen estar mineralizadas y son más resistentes a la descomposición que las "partes blandas" carnosas que se deterioran rápidamente después de la muerte. [1]

Los sedimentos macroscópicos contienen restos de gran tamaño, como esqueletos, dientes o caparazones de organismos más grandes. Este tipo de sedimento es bastante raro en la mayor parte del océano, ya que los organismos grandes no mueren en una concentración suficiente para permitir que estos restos se acumulen. Una excepción son los arrecifes de coral ; aquí hay una gran abundancia de organismos que dejan sus restos, en particular los fragmentos de los esqueletos pétreos de los corales que componen un gran porcentaje de la arena tropical. [1]

El sedimento microscópico está formado por las partes duras de los organismos microscópicos, en particular sus caparazones o testículos . Aunque son muy pequeños, estos organismos son muy abundantes y, a medida que mueren miles de millones cada día, sus pruebas se hunden hasta el fondo para crear sedimentos biógenos. Los sedimentos compuestos de pruebas microscópicas son mucho más abundantes que los sedimentos de partículas macroscópicas y, debido a su pequeño tamaño, crean capas de sedimentos blandos y de grano fino. Si la capa de sedimento consta de al menos un 30% de material biógeno microscópico, se clasifica como exudado biógeno. El resto del sedimento suele estar formado por arcilla. [1]

Reconstruyendo el clima pasado
a través del análisis de sedimentos

Los sedimentos biógenos pueden permitir la reconstrucción de la historia climática pasada a partir de proporciones de isótopos de oxígeno. Los átomos de oxígeno existen en tres formas, o isótopos, en el agua del océano: O16 , O17 y O18 (el número se refiere a las masas atómicas de los isótopos). O16 es la forma más común, seguida de O18 (O17 es rara). El O16 es más ligero que el O18, por lo que se evapora más fácilmente, dando lugar a vapor de agua que tiene una mayor proporción de O16. Durante los períodos de clima más frío, el vapor de agua se condensa en lluvia y nieve, lo que forma hielo glacial que tiene una alta proporción de O16. Por lo tanto, el agua de mar restante tiene una proporción relativamente mayor de O18. Los organismos marinos que incorporan oxígeno disuelto en sus caparazones como carbonato de calcio tendrán conchas con una mayor proporción de isótopo O18. Esto significa que la proporción de O16:O18 en las conchas es baja durante los períodos de clima más frío. Cuando el clima se calienta, el hielo glacial se derrite liberando O16 del hielo y devolviéndolo a los océanos, aumentando la proporción O16:O18 en el agua. Cuando los organismos incorporan oxígeno en sus caparazones, estos contendrán una proporción más alta de O16:O18. Por lo tanto, los científicos pueden examinar sedimentos biógenos, calcular las proporciones O16:O18 para muestras de edades conocidas y, a partir de esas proporciones, inferir las condiciones climáticas bajo las cuales se formaron esas conchas. También se pueden tomar los mismos tipos de mediciones a partir de núcleos de hielo; una disminución de 1 ppm de O18 entre muestras de hielo representa una disminución de la temperatura de 1,5°C. [1]

Las fuentes principales de sedimentos biógenos microscópicos son las algas unicelulares y los protozoos (criaturas unicelulares parecidas a amebas) que secretan pruebas de carbonato de calcio (CaCO 3 ) o sílice (SiO 2 ). Las pruebas de sílice provienen de dos grupos principales, las diatomeas (algas) y los radiolarios ( protozoos ). [1]

Las diatomeas son miembros particularmente importantes del fitoplancton y funcionan como pequeños fotosintetizadores de algas a la deriva. Una diatomea consiste en una sola célula de alga rodeada por una elaborada capa de sílice que secreta por sí misma. Las diatomeas vienen en una variedad de formas, desde formas alargadas y pennadas hasta formas redondas o céntricas que a menudo tienen dos mitades, como una placa de Petri. En áreas donde abundan las diatomeas, el sedimento subyacente es rico en pruebas de diatomeas de sílice y se llama tierra de diatomeas . [1]

Los radiolarios son protozoos planctónicos (lo que los convierte en parte del zooplancton) que, al igual que las diatomeas, secretan una masa de sílice. La prueba rodea la célula y puede incluir una serie de pequeñas aberturas a través de las cuales el radiolario puede extender un "brazo" o pseudópodo parecido a una ameba. Las pruebas de radiolarios a menudo muestran una serie de rayos que sobresalen de sus caparazones y que ayudan a la flotabilidad. Los exudados en los que predominan las pruebas de diatomeas o radiolarios se denominan exudados silíceos . [1]

Al igual que los sedimentos silíceos, el carbonato de calcio, o sedimentos calcáreos, también se producen a partir de las pruebas de algas microscópicas y protozoos; en este caso los cocolitóforos y foraminíferos. Los cocolitóforos son algas planctónicas unicelulares unas 100 veces más pequeñas que las diatomeas. Sus pruebas se componen de una serie de placas de CaCO 3 entrelazadas (cocolitos) que forman una esfera que rodea la célula. Cuando los cocolitóforos mueren, las placas individuales se hunden y forman un exudado. Con el tiempo, el exudado cocolitóforo se litifica y se convierte en tiza. Los Acantilados Blancos de Dover en Inglaterra están compuestos de exudado rico en cocolitóforos que se convirtieron en depósitos de tiza. [1]

Los foraminíferos (también conocidos como foraminíferos ) son protozoos cuyas testículos suelen tener cámaras, similares a las conchas de los caracoles. A medida que el organismo crece, secreta cámaras nuevas y más grandes en las que residir. La mayoría de los foraminíferos son bentónicos y viven sobre o dentro del sedimento, pero hay algunas especies planctónicas que viven más arriba en la columna de agua. Cuando los cocolitóforos y los foraminíferos mueren, forman exudados calcáreos . [1]

Las capas de sedimentos calcáreos más antiguos contienen restos de otro tipo de organismo, los discoasters ; algas unicelulares relacionadas con los cocolitóforos que también produjeron pruebas de carbonato de calcio. Las pruebas de Discoaster tenían forma de estrella y alcanzaban tamaños de 5 a 40 μm de diámetro. Los desastres se extinguieron hace aproximadamente 2 millones de años, pero sus pruebas permanecen en sedimentos tropicales profundos que son anteriores a su extinción. [1]

Debido a su pequeño tamaño, estas pruebas se hunden muy lentamente; ¡Una sola prueba microscópica puede tardar entre 10 y 50 años en hundirse hasta el fondo! Dado ese lento descenso, una corriente de sólo 1 cm/seg podría alejar la prueba hasta 15.000 km de su punto de origen antes de llegar al fondo. A pesar de esto, los sedimentos en un lugar particular se adaptan bien a los tipos de organismos y al grado de productividad que se produce en el agua. Esto significa que las partículas de sedimento deben hundirse hasta el fondo a un ritmo mucho más rápido, por lo que se acumulan por debajo de su punto de origen antes de que las corrientes puedan dispersarlas. La mayoría de las pruebas no se hunden como partículas individuales; alrededor del 99% de ellos son consumidos primero por algún otro organismo y luego se agregan y se expulsan en forma de grandes bolitas fecales , que se hunden mucho más rápido y alcanzan el fondo del océano en sólo 10 a 15 días. Esto no les da a las partículas tanto tiempo para dispersarse y el sedimento debajo reflejará la producción que ocurre cerca de la superficie. El aumento de la tasa de hundimiento a través de este mecanismo se ha denominado "expreso fecal". [1]

Hidrogenado

Respiradero hidrotermal ahumador negro . El "humo" consiste en partículas disueltas que precipitan en sólidos cuando se exponen al agua más fría.
Los respiraderos hidrotermales se encuentran principalmente a lo largo de las dorsales oceánicas.

El agua de mar contiene muchas sustancias disueltas diferentes. Ocasionalmente se producen reacciones químicas que hacen que estas sustancias precipiten en forma de partículas sólidas, que luego se acumulan como sedimentos hidrogenados. Estas reacciones suelen desencadenarse por un cambio de condiciones, como un cambio de temperatura, presión o pH, que reduce la cantidad de una sustancia que puede permanecer en estado disuelto. No hay muchos sedimentos hidrogenados en el océano en comparación con los sedimentos litogénicos o biógenos, pero existen algunas formas interesantes. [1]

En los respiraderos hidrotermales, el agua de mar se filtra hacia el fondo marino, donde el magma la sobrecalienta antes de ser expulsada por el respiradero. Esta agua sobrecalentada contiene muchas sustancias disueltas y, cuando se encuentra con el agua de mar fría después de salir del respiradero, estas partículas precipitan, principalmente en forma de sulfuros metálicos. Estas partículas forman el "humo" que fluye desde un respiradero y eventualmente pueden depositarse en el fondo como sedimento hidrogenado. [1] Los respiraderos hidrotermales se distribuyen a lo largo de los límites de las placas terrestres, aunque también se pueden encontrar en ubicaciones intraplacas, como los volcanes de puntos calientes. Actualmente hay alrededor de 500 campos de respiraderos hidrotermales submarinos activos conocidos, aproximadamente la mitad se observan visualmente en el fondo marino y la otra mitad se sospecha a partir de indicadores de columna de agua y/o depósitos en el fondo marino. [4]

Los nódulos de manganeso son grumos redondeados de manganeso y otros metales que se forman en el fondo marino y que generalmente oscilan entre 3 y 10 cm de diámetro, aunque en ocasiones pueden alcanzar hasta 30 cm. Los nódulos se forman de forma similar a las perlas; hay un objeto central alrededor del cual se van depositando lentamente capas concéntricas, haciendo que el nódulo crezca con el tiempo. La composición de los nódulos puede variar ligeramente según su ubicación y las condiciones de su formación, pero normalmente predominan los óxidos de manganeso y hierro. También pueden contener cantidades menores de otros metales como cobre, níquel y cobalto. La precipitación de nódulos de manganeso es uno de los procesos geológicos más lentos que se conocen; crecen del orden de unos pocos milímetros por millón de años. Por esa razón, solo se forman en áreas donde hay bajas tasas de acumulación de sedimentos litogénicos o biógenos, porque cualquier otra deposición de sedimentos cubriría rápidamente los nódulos e impediría un mayor crecimiento de los nódulos. Por lo tanto, los nódulos de manganeso suelen limitarse a zonas del océano central, alejadas de importantes aportes litogénicos o biógenos, donde a veces pueden acumularse en grandes cantidades en el fondo marino (Figura 12.4.2 derecha). Debido a que los nódulos contienen varios metales con valor comercial, ha habido un gran interés en extraerlos durante los últimos decenios, aunque hasta ahora la mayoría de los esfuerzos se han mantenido en la etapa de exploración. Varios factores han impedido la extracción a gran escala de nódulos, incluidos los altos costos de las operaciones mineras en aguas profundas , las cuestiones políticas sobre los derechos mineros y las preocupaciones ambientales que rodean la extracción de estos recursos no renovables. [1]

Las evaporitas son sedimentos hidrogenados que se forman cuando el agua de mar se evapora, dejando que los materiales disueltos precipiten en sólidos, particularmente halita (sal, NaCl). De hecho, la evaporación del agua de mar es la forma más antigua de producción de sal para uso humano, y todavía se lleva a cabo en la actualidad. Existen grandes depósitos de evaporitas de halita en varios lugares, incluso bajo el mar Mediterráneo. Desde hace unos 6 millones de años, los procesos tectónicos separaron el mar Mediterráneo del Atlántico, y el clima cálido evaporó tanta agua que el Mediterráneo se secó casi por completo, dejando en su lugar grandes depósitos de sal (un evento conocido como Mesiniano) . Crisis de salinidad ). Finalmente, el Mediterráneo volvió a inundarse hace unos 5,3 millones de años y los depósitos de halita quedaron cubiertos por otros sedimentos, pero aún permanecen bajo el fondo marino. [1]

Los oolitos son granos pequeños y redondeados formados a partir de capas concéntricas de precipitación de material alrededor de una partícula suspendida. Generalmente están compuestos de carbonato de calcio, pero también pueden estar compuestos de fosfatos y otros materiales. La acumulación de oolitas da como resultado arena oolítica, que se encuentra en mayor abundancia en las Bahamas. [1]

Los hidratos de metano son otro tipo de depósito hidrogenado con potencial aplicación industrial. Todos los productos de la erosión terrestre incluyen una pequeña proporción de materia orgánica derivada en su mayoría de plantas terrestres. Pequeños fragmentos de este material, además de otra materia orgánica de plantas y animales marinos, se acumulan en sedimentos terrígenos, especialmente a unos pocos cientos de kilómetros de la costa. A medida que los sedimentos se acumulan, las partes más profundas comienzan a calentarse (por el calor geotérmico) y las bacterias se ponen a trabajar descomponiendo la materia orgánica contenida. Debido a que esto sucede en ausencia de oxígeno (también conocido como condiciones anaeróbicas), el subproducto de este metabolismo es el gas metano (CH 4 ). El metano liberado por las bacterias burbujea lentamente hacia arriba a través del sedimento hacia el fondo marino. A profundidades de agua de 500 ma 1.000 m, y a las bajas temperaturas típicas del fondo marino (cerca de 4 °C), el agua y el metano se combinan para crear una sustancia conocida como hidrato de metano. A unos pocos metros o cientos de metros del fondo marino, la temperatura es lo suficientemente baja como para que el hidrato de metano sea estable y los hidratos se acumulen dentro del sedimento. El hidrato de metano es inflamable porque cuando se calienta, el metano se libera en forma de gas. El metano dentro de los sedimentos del fondo marino representa una enorme reserva de energía de combustibles fósiles. Aunque las corporaciones energéticas y los gobiernos están ansiosos por desarrollar formas de producir y vender este metano, cualquiera que comprenda las implicaciones de su extracción y uso para el cambio climático puede ver que esto sería una locura. [1] [2]

cosmógeno

Vidrio parecido a la tectita encontrado en el oeste de Rusia

Los sedimentos cosmogénicos se derivan de fuentes extraterrestres y se presentan en dos formas principales; esférulas microscópicas y restos de meteoritos más grandes. Las esférulas están compuestas principalmente de sílice o hierro y níquel, y se cree que son expulsadas cuando los meteoros se queman después de entrar en la atmósfera. Los restos de meteoritos provienen de colisiones de meteoritos con la Tierra. Estas colisiones de alto impacto expulsan partículas a la atmósfera que eventualmente regresan a la Tierra y contribuyen a los sedimentos. Al igual que las esférulas, los restos de meteoritos son principalmente sílice o hierro y níquel. Una forma de desechos de estas colisiones son las tectitas , que son pequeñas gotas de vidrio. Probablemente estén compuestos de sílice terrestre que fue expulsada y derretida durante el impacto de un meteorito, que luego se solidificó al enfriarse al regresar a la superficie. [1]

Los sedimentos cosmogénicos son bastante raros en el océano y no suelen acumularse en grandes depósitos. Sin embargo, se le suma constantemente el polvo espacial que llueve continuamente sobre la Tierra. Alrededor del 90% de los desechos cosmogénicos entrantes se vaporizan al ingresar a la atmósfera, pero se estima que entre 5 y 300 toneladas de polvo espacial aterrizan en la superficie de la Tierra cada día. [1]

Composición

Exudado silíceo

El exudado silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico situado en el fondo del océano profundo . Los exudados silíceos son los sedimentos menos comunes de las profundidades marinas y constituyen aproximadamente el 15% del fondo del océano. [5] Los exudados se definen como sedimentos que contienen al menos un 30% de restos esqueléticos de microorganismos pelágicos. [6] Los exudados silíceos están compuestos en gran parte por esqueletos a base de sílice de organismos marinos microscópicos como diatomeas y radiolarios . Otros componentes de los exudados silíceos cerca de los márgenes continentales pueden incluir partículas de sílice de origen terrestre y espículas de esponja. Los exudados silíceos están compuestos de esqueletos hechos de sílice opalina Si(O 2 ) , a diferencia de los exudados calcáreos , que están hechos de esqueletos de organismos de carbonato de calcio (es decir, cocolitóforos ). La sílice (Si) es un elemento bioesencial y se recicla eficientemente en el medio marino a través del ciclo de la sílice . [7] La ​​distancia de las masas terrestres, la profundidad del agua y la fertilidad del océano son factores que afectan el contenido de sílice ópalo en el agua de mar y la presencia de exudados silíceos.

Exudado calcáreo

El término calcáreo puede aplicarse a un fósil, sedimento o roca sedimentaria que se forma a partir de, o contiene una alta proporción de, carbonato de calcio en forma de calcita o aragonita . Los sedimentos calcáreos ( piedra caliza ) suelen depositarse en aguas poco profundas cerca de la tierra, ya que el carbonato es precipitado por organismos marinos que necesitan nutrientes de origen terrestre. En general, cuanto más lejos de la tierra caen los sedimentos, menos calcáreos son. Algunas áreas pueden tener sedimentos calcáreos intercalados debido a tormentas o cambios en las corrientes oceánicas. El exudado calcáreo es una forma de carbonato de calcio derivado de organismos planctónicos que se acumula en el fondo del mar . Esto sólo puede ocurrir si el océano es menos profundo que la profundidad de compensación de carbonatos . Por debajo de esta profundidad, el carbonato de calcio comienza a disolverse en el océano, y sólo los sedimentos no calcáreos son estables, como el cieno silíceo o la arcilla roja pelágica .

Sedimentos litificados

Daga de piedra de Ötzi el Hombre de Hielo que vivió durante la Edad del Cobre . La hoja está hecha de pedernal que contiene radiolarios, calcisferas, calpionélidos y algunas espículas de esponja. Para datar este puñal se aprovechó la presencia de calpionélidos , que se encuentran extintos. [12]

Distribución

Dónde y cómo se acumulan los sedimentos dependerá de la cantidad de material proveniente de una fuente, la distancia desde la fuente, la cantidad de tiempo que los sedimentos han tenido para acumularse, qué tan bien se conservan los sedimentos y las cantidades de otros tipos de sedimentos que se acumulan. También se están añadiendo al sistema. [1]

Las tasas de acumulación de sedimentos son relativamente lentas en la mayor parte del océano y, en muchos casos, se necesitan miles de años para que se formen depósitos importantes. Los sedimentos litógenos se acumulan más rápido, del orden de un metro o más cada mil años para las partículas más gruesas. Sin embargo, las tasas de sedimentación cerca de las desembocaduras de grandes ríos con altos caudales pueden ser mucho más altas. [1]

Los exudados biógenos se acumulan a un ritmo de aproximadamente 1 cm cada mil años, mientras que pequeñas partículas de arcilla se depositan en las profundidades del océano a aproximadamente un milímetro cada mil años. Como se describió anteriormente, los nódulos de manganeso tienen una tasa de acumulación increíblemente lenta, ganando 0,001 milímetros cada mil años. [1]

Edad de la corteza oceánica  [14]
En este diagrama, las partes más jóvenes de la corteza oceánica están coloreadas de rojo. Estas partes jóvenes se encuentran a ambos lados de la dorsal oceánica . Nueva corteza emerge y se extiende desde esta cresta, que atraviesa partes centrales del océano.
Espesor de los sedimentos marinos
Los sedimentos se asientan sobre la corteza oceánica y son espesos (verdes y amarillos) a lo largo de las plataformas continentales y en los taludes continentales. Están en su punto más delgado (azul oscuro) cerca y a lo largo de la dorsal oceánica.

Los sedimentos marinos son más densos cerca de los márgenes continentales , donde pueden alcanzar más de 10 km de espesor. Esto se debe a que la corteza cerca de los márgenes continentales pasivos suele ser muy antigua, lo que permite un largo período de acumulación, y a que hay una gran cantidad de sedimentos terrígenos provenientes de los continentes. Cerca de los sistemas de dorsales oceánicas donde se está formando nueva corteza oceánica , los sedimentos son más delgados, ya que han tenido menos tiempo para acumularse en la corteza más joven. [1]

A medida que aumenta la distancia desde el centro de expansión de una cresta, los sedimentos se vuelven progresivamente más gruesos, aumentando aproximadamente entre 100 y 200 m de sedimento por cada 1000 km de distancia desde el eje de la cresta. Con una tasa de expansión del fondo marino de aproximadamente 20 a 40 km/millón de años, esto representa una tasa de acumulación de sedimentos de aproximadamente 100 a 200 m cada 25 a 50 millones de años. [1]

El diagrama al comienzo de este artículo ↑ muestra la distribución de los principales tipos de sedimentos en el fondo del océano. Los sedimentos cosmogénicos podrían potencialmente terminar en cualquier parte del océano, pero se acumulan en cantidades tan pequeñas que son abrumados por otros tipos de sedimentos y, por lo tanto, no son dominantes en ningún lugar. De manera similar, los sedimentos hidrogenados pueden tener altas concentraciones en lugares específicos, pero estas regiones son muy pequeñas a escala global. Por lo tanto, los sedimentos cosmogénicos e hidrógenos pueden ignorarse en su mayor parte en la discusión sobre los patrones globales de sedimentos. [1]

Los sedimentos litogénicos/terrígenos gruesos dominan cerca de los márgenes continentales a medida que la escorrentía terrestre , la descarga de los ríos y otros procesos depositan grandes cantidades de estos materiales en la plataforma continental . Gran parte de este sedimento permanece en la plataforma o cerca de ella, mientras que las corrientes de turbidez pueden transportar material por el talud continental hasta el fondo del océano profundo ( llanura abisal ). Los sedimentos litógenos también son comunes en los polos, donde la espesa capa de hielo puede limitar la producción primaria , y la ruptura de los glaciares deposita sedimentos a lo largo del borde del hielo. [1]

Los sedimentos litógenos gruesos son menos comunes en el océano central, ya que estas áreas están demasiado lejos de las fuentes para que se acumulen. Las partículas de arcilla muy pequeñas son la excepción y, como se describe a continuación, pueden acumularse en áreas a las que otros sedimentos litogénicos no llegarán. [1]

La distribución de los sedimentos biógenos depende de sus tasas de producción, disolución y dilución por otros sedimentos. Las zonas costeras presentan una producción primaria muy alta, por lo que se podrían esperar abundantes depósitos biogénicos en estas regiones. Sin embargo, el sedimento debe ser >30% biogénico para ser considerado un lodo biógeno, e incluso en áreas costeras productivas hay tanto aporte litogénico que inunda los materiales biógenos y no se alcanza ese umbral del 30%. Por lo tanto, las zonas costeras siguen dominadas por sedimentos litogénicos, y los sedimentos biógenos serán más abundantes en ambientes pelágicos donde hay pocos aportes litogénicos. [1]

Los sedimentos calcáreos sólo pueden acumularse en profundidades inferiores a la profundidad de compensación de carbonato de calcio (CCD). Debajo del CCD, los sedimentos calcáreos se disuelven y no se acumulan. La lisoclina representa las profundidades donde la velocidad de disolución aumenta dramáticamente.

Para que los sedimentos biógenos se acumulen, su tasa de producción debe ser mayor que la tasa a la que se disuelven las pruebas . La sílice está subsaturada en todo el océano y se disuelve en agua de mar, pero se disuelve más fácilmente en agua más cálida y a presiones más bajas; es decir, se disuelve más rápido cerca de la superficie que en aguas profundas. Por lo tanto, los sedimentos de sílice sólo se acumularán en regiones más frías y de alta productividad, donde se acumulan más rápido de lo que se disuelven. Esto incluye regiones de surgencia cerca del ecuador y en latitudes altas donde hay abundantes nutrientes y agua más fría. [1]

Los lodos formados cerca de las regiones ecuatoriales suelen estar dominados por radiolarios, mientras que las diatomeas son más comunes en los lodos polares. Una vez que las pruebas de sílice se han asentado en el fondo y están cubiertas por capas posteriores, ya no están sujetas a disolución y el sedimento se acumulará. Aproximadamente el 15% del fondo marino está cubierto por exudados silíceos. [1]

Los sedimentos biógenos de carbonato de calcio también requieren que la producción supere la disolución para que los sedimentos se acumulen, pero los procesos involucrados son un poco diferentes a los de la sílice. El carbonato de calcio se disuelve más fácilmente en agua más ácida. El agua de mar fría contiene más CO 2 disuelto y es ligeramente más ácida que el agua más cálida. Por lo tanto, es más probable que las pruebas de carbonato de calcio se disuelvan en aguas polares más frías y profundas que en aguas superficiales tropicales más cálidas. En los polos el agua está uniformemente fría, por lo que el carbonato de calcio se disuelve fácilmente en todas las profundidades y los sedimentos de carbonato no se acumulan. En las regiones templadas y tropicales, el carbonato de calcio se disuelve más fácilmente a medida que se hunde en aguas más profundas. [1]

La profundidad a la que el carbonato de calcio se disuelve tan rápido como se acumula se llama profundidad de compensación de carbonato de calcio o profundidad de compensación de calcita , o simplemente CCD. La lisoclina representa las profundidades donde la velocidad de disolución del carbonato de calcio aumenta dramáticamente (similar a la termoclina y la haloclina ). A profundidades menores que el CCD, la acumulación de carbonato excederá la velocidad de disolución y se depositarán sedimentos de carbonato. En áreas más profundas que el CCD, la tasa de disolución excederá la producción y no se pueden acumular sedimentos carbonatados (ver diagrama a la derecha). El CCD se encuentra normalmente a profundidades de 4 a 4,5 km, aunque es mucho menos profundo en los polos, donde el agua superficial es fría. Por lo tanto, los lodos calcáreos se encontrarán principalmente en aguas tropicales o templadas a menos de 4 km de profundidad, como a lo largo de los sistemas de dorsales oceánicas y en la cima de montes submarinos y mesetas . [1]

El CCD es más profundo en el Atlántico que en el Pacífico, ya que el Pacífico contiene más CO 2 , lo que hace que el agua sea más ácida y el carbonato de calcio más soluble. Esto, junto con el hecho de que el Pacífico es más profundo, significa que el Atlántico contiene más sedimentos calcáreos que el Pacífico. En total, alrededor del 48% del fondo marino está dominado por lodos calcáreos. [1]

Gran parte del resto del fondo del océano profundo (alrededor del 38%) está dominado por arcillas abisales. Esto no se debe tanto a la abundancia de formación de arcilla, sino más bien a la falta de cualquier otro tipo de aporte de sedimentos. Las partículas de arcilla son en su mayoría de origen terrestre, pero al ser tan pequeñas se dispersan fácilmente con el viento y las corrientes, y pueden llegar a zonas inaccesibles a otros tipos de sedimentos. Las arcillas dominan en el Pacífico Norte central, por ejemplo. Esta área está demasiado lejos de la tierra para que lleguen sedimentos litogénicos gruesos, no es lo suficientemente productiva para que se acumulen pruebas biógenas y es demasiado profunda para que los materiales calcáreos lleguen al fondo antes de disolverse. [1]

Debido a que las partículas de arcilla se acumulan tan lentamente, el fondo del océano profundo dominado por arcilla a menudo alberga sedimentos hidrogenados como nódulos de manganeso. Si aquí se produjera cualquier otro tipo de sedimento, se acumularía mucho más rápidamente y enterraría los nódulos antes de que tuvieran la oportunidad de crecer. [1]

Sedimentos costeros

Agua poco profunda

Los ambientes marinos de aguas poco profundas se encuentran en áreas entre la costa y aguas más profundas, como la pared de un arrecife o una ruptura de plataforma. El agua en este ambiente es poco profunda y clara, [15] permitiendo la formación de diferentes estructuras sedimentarias, rocas carbonatadas, arrecifes de coral, y permitiendo que ciertos organismos sobrevivan y se fosilicen.

El sedimento en sí suele estar compuesto de piedra caliza , que se forma fácilmente en aguas poco profundas, cálidas y tranquilas. Los ambientes marinos someros no están compuestos exclusivamente por sedimentos siliciclásticos o carbonosos . Si bien no siempre pueden coexistir, es posible tener un ambiente marino poco profundo compuesto únicamente de sedimentos carbonosos o uno que esté compuesto completamente de sedimentos siliciclásticos. Los sedimentos marinos de aguas poco profundas están formados por granos de mayor tamaño porque los granos más pequeños han sido arrastrados a aguas más profundas. Dentro de las rocas sedimentarias compuestas por sedimentos carbonosos, también puede haber minerales evaporíticos . [16] Los minerales de evaporita más comunes que se encuentran en depósitos modernos y antiguos son yeso, anhidrita y halita; pueden presentarse como capas cristalinas, cristales aislados o grupos de cristales. [dieciséis]

En términos de tiempo geológico, se dice que la mayor parte de la roca sedimentaria fanerozoica se depositó en ambientes marinos poco profundos, ya que aproximadamente el 75% del caparazón sedimentario está formado por sedimentos marinos poco profundos; Se supone entonces que las rocas sedimentarias precámbricas también se depositaron en aguas marinas poco profundas, a menos que se identifique específicamente lo contrario. [17] Esta tendencia se observa en la región de América del Norte y el Caribe. [18] Además, como resultado de la ruptura de supercontinentes y otros procesos de desplazamiento de placas tectónicas, los sedimentos marinos poco profundos muestran grandes variaciones en términos de cantidad en el tiempo geológico. [18]

Las cuencas de drenaje de los principales océanos y mares del mundo están marcadas por divisiones continentales . Las zonas grises son cuencas endorreicas que no desembocan en el océano.
Bioturbación y bioirrigación en los sedimentos del fondo de un ecosistema costero.

Bioturbación

La bioturbación es la reelaboración de sedimentos por parte de animales o plantas. Estos incluyen excavación, ingestión y defecación de granos de sedimento. Las actividades bioturbantes tienen un profundo efecto en el medio ambiente y se cree que son el principal impulsor de la biodiversidad . [19] [20] El estudio formal de la bioturbación comenzó en el siglo XIX cuando Charles Darwin experimentó en su jardín. [20] La alteración de los sedimentos acuáticos y los suelos terrestres a través de actividades bioturbantes proporciona importantes servicios ecosistémicos . Estos incluyen la alteración de los nutrientes en los sedimentos acuáticos y el agua suprayacente, el refugio de otras especies en forma de madrigueras en ecosistemas terrestres y acuáticos, y la producción de suelo en la tierra. [21] [22]

Los bioturbadores son ingenieros de ecosistemas porque alteran la disponibilidad de recursos para otras especies a través de los cambios físicos que realizan en sus entornos. [22] Este tipo de cambio en el ecosistema afecta la evolución de las especies que cohabitan y el medio ambiente, [22] lo cual es evidente en los rastros fósiles dejados en los sedimentos marinos y terrestres. Otros efectos de la bioturbación incluyen la alteración de la textura de los sedimentos ( diagénesis ), la bioirrigación y el desplazamiento de microorganismos y partículas no vivas. En ocasiones se confunde la bioturbación con el proceso de biorrigación , sin embargo estos procesos se diferencian en lo que se mezclan; La bioirrigación se refiere a la mezcla de agua y solutos en sedimentos y es un efecto de la bioturbación [20].

Las morsas y los salmones son ejemplos de grandes bioturbadores. [23] [24] [25] Aunque las actividades de estos grandes bioturbadores de macrofauna son más notorias, los bioturbadores dominantes son pequeños invertebrados, como los poliquetos , el camarón fantasma y el camarón de barro. [20] [26] Las actividades de estos pequeños invertebrados, que incluyen excavar, ingerir y defecar granos de sedimento, contribuyen a la mezcla y la alteración de la estructura del sedimento.

Biorrigación

La bioirrigación es el proceso mediante el cual los organismos bentónicos limpian sus madrigueras con agua que las cubre . El intercambio resultante de sustancias disueltas entre el agua de los poros y el agua de mar suprayacente es un proceso importante en el contexto de la biogeoquímica de los océanos. Los ambientes acuáticos costeros suelen tener organismos que desestabilizan los sedimentos . Cambian el estado físico del sedimento. Mejorando así las condiciones para otros organismos y para ellos mismos. Estos organismos a menudo también causan Bioturbación , que comúnmente se usa indistintamente o en referencia a biorrigación. [27]

El bioirrigación funciona como dos procesos diferentes. Estos procesos se conocen como reelaboración de partículas y ventilación , que es obra de los macroinvertebrados bentónicos ( normalmente los que excavan). Esta reelaboración y ventilación de partículas es causada por los organismos cuando se alimentan (alimentación de fauna), defecan , excavan y respiran . La bioirrigación es responsable de una gran cantidad de transporte oxidativo y tiene un gran impacto en los ciclos biogeoquímicos .

Sedimentos pelágicos

Los sedimentos pelágicos , o pelagita , son sedimentos de grano fino que se acumulan como resultado de la sedimentación de partículas en el fondo del océano abierto, lejos de la tierra. Estas partículas consisten principalmente en capas microscópicas, calcáreas o silíceas de fitoplancton o zooplancton ; sedimento siliciclástico del tamaño de una arcilla ; o alguna mezcla de estos. Dentro de los sedimentos pelágicos también se encuentran trazas de polvo meteórico y cantidades variables de ceniza volcánica . Según la composición del lodo, existen tres tipos principales de sedimentos pelágicos: lodos silíceos , lodos calcáreos y arcillas rojas . [29] [30]

A lo largo de los últimos 150 años, desde el viaje del HMS Challenger (1872-1876), durante el cual se realizó el primer estudio sistemático de los sedimentos del fondo marino, se ha realizado un extenso trabajo sobre procesos y sedimentos en aguas profundas. [31] [32] Durante muchas décadas desde aquella expedición pionera, y durante la primera mitad del siglo XX, las profundidades del mar se consideraron de naturaleza enteramente pelágica. [28]

La composición de los sedimentos pelágicos está controlada por tres factores principales. El primer factor es la distancia de las principales masas continentales, lo que afecta su dilución por sedimentos terrígenos o derivados de la tierra. El segundo factor es la profundidad del agua, que afecta la preservación de las partículas biogénicas tanto silíceas como calcáreas a medida que se depositan en el fondo del océano. El último factor es la fertilidad de los océanos, que controla la cantidad de partículas biogénicas producidas en las aguas superficiales. [29] [30]

Turbiditas

Las turbiditas son depósitos geológicos de una corriente de turbidez , que es un tipo de amalgama de flujo gravitacional de fluidos y sedimentos responsable de distribuir grandes cantidades de sedimentos clásticos en las profundidades del océano . Las turbiditas se depositan en las depresiones oceánicas profundas debajo de la plataforma continental, o en estructuras similares en lagos profundos, por avalanchas submarinas que se deslizan por las empinadas laderas del borde de la plataforma continental. Cuando el material descansa en la depresión del océano, es la arena y otros materiales gruesos los que se depositan primero, seguidos por el lodo y, finalmente, las partículas muy finas. Esta secuencia de deposición crea las secuencias de Bouma que caracterizan a estas rocas.

Las turbiditas se reconocieron por primera vez en la década de 1950  [34] y Bouma desarrolló el primer modelo de facies en 1962. [35] Desde entonces, las turbiditas han sido una de las facies de sedimentos de aguas profundas más conocidas y más intensamente estudiadas. Ahora son muy conocidos por los núcleos de sedimentos recuperados de sistemas modernos de aguas profundas, perforaciones subterráneas (de hidrocarburos) y afloramientos antiguos ahora expuestos en la tierra. Cada nuevo estudio de un sistema de turbidita en particular revela características y facies de depósito específicas para ese sistema. Las facies observadas más comúnmente se han sintetizado de diversas formas en una variedad de esquemas de facies. [36] [37] [28]

Contornos

Un contourite es un depósito sedimentario que se forma comúnmente en el ascenso continental hacia pendientes más bajas, aunque puede ocurrir en cualquier lugar que esté debajo de la base de las olas de tormenta . Las countouritas son producidas por corrientes de fondo de aguas profundas inducidas termohalinas y pueden verse influenciadas por el viento o las fuerzas de las mareas . [39] [40] La geomorfología de los depósitos de contouritas está influenciada principalmente por la velocidad de la corriente del fondo de aguas profundas, el suministro de sedimentos y la topografía del fondo marino. [41]

Los contornos fueron identificados por primera vez a principios de la década de 1960 por Bruce Heezen y sus compañeros de trabajo en el Instituto Oceanográfico Woods Hole . Su artículo, ahora fundamental  [42], demostró los efectos muy significativos de las corrientes de fondo que siguen los contornos en la configuración de la sedimentación en el profundo ascenso continental frente al este de América del Norte. Los depósitos de estas corrientes semipermanentes a lo largo de las laderas pronto se conocieron como contouritos, y la demarcación de cuerpos de sedimentos alargados, alargados y en montículos paralelos a laderas compuestos en gran parte por contourites se conoció como derivas de contourites. [43] [44] [28]

hemipelágico

Los sedimentos hemipelágicos , o hemipelagita , son un tipo de sedimentos marinos que consisten en arcilla y granos del tamaño de limo que son terrígenos y algún material biogénico derivado de la masa terrestre más cercana a los depósitos o de organismos que viven en el agua. [45] [46] Los sedimentos hemipelágicos se depositan en plataformas continentales y elevaciones continentales , y difieren de los sedimentos pelágicos en su composición. El sedimento pelágico está compuesto principalmente de material biogénico de organismos que viven en la columna de agua o en el fondo marino y contiene poco o ningún material terrígeno. [45] El material terrígeno incluye minerales de la litosfera como el feldespato o el cuarzo . El vulcanismo en tierra, los sedimentos arrastrados por el viento y las partículas descargadas de los ríos pueden contribuir a los depósitos hemipelágicos. [47] Estos depósitos pueden utilizarse para calificar los cambios climáticos e identificar cambios en las procedencias de los sedimentos. [48] ​​[49]

Ecología

Bentos (del griego antiguo βένθος (bénthos)  'las profundidades (del mar)') es la comunidad de organismos que viven en, en o cerca del fondo marino , también conocida como zona bentónica .

microbentos

Los microbentos marinos son microorganismos que viven en la zona bentónica del océano, que viven cerca o en el fondo marino, o dentro o sobre los sedimentos superficiales del fondo marino. La palabra bentos proviene del griego y significa "profundidad del mar". Los microbentos se encuentran en todas partes sobre o alrededor del fondo marino de las plataformas continentales, así como en aguas más profundas, con mayor diversidad en o sobre los sedimentos del fondo marino. En aguas poco profundas, las praderas marinas , los arrecifes de coral y los bosques de algas marinas proporcionan hábitats particularmente ricos. En las zonas fóticas dominan las diatomeas bentónicas como organismos fotosintéticos. En las zonas intermareales, los cambios de marea controlan fuertemente las oportunidades para el microbentos.

Las diatomeas forman un filo (disputado) que contiene alrededor de 100.000 especies reconocidas de algas principalmente unicelulares. Las diatomeas generan alrededor del 20 por ciento del oxígeno producido en el planeta cada año, [52] absorben más de 6,7 mil millones de toneladas métricas de silicio cada año de las aguas en las que viven, [53] y contribuyen con casi la mitad del material orgánico encontrado. en los océanos.

diatomea bentónica

Los cocolitóforos son diminutos protistas fotosintéticos unicelulares con dos flagelos para la locomoción. La mayoría de ellos están protegidos por un caparazón cubierto de placas o escamas circulares ornamentadas llamadas cocolitos . Los cocolitos están hechos de carbonato de calcio . El término cocolitóforo deriva del griego para semilla que porta piedra , haciendo referencia a su pequeño tamaño y a las piedras de cocolito que portan. En las condiciones adecuadas, florecen , como otros fitoplancton, y pueden teñir el océano de un color blanco lechoso . [54]

Cocolitóforos
Los cocolitóforos construyen esqueletos de calcita importantes para el ciclo del carbono marino [55]

Los radiolarios son protistas depredadores unicelulares encerrados en elaboradas conchas globulares generalmente hechas de sílice y perforadas con agujeros. Su nombre proviene del latín y significa "radio". Atrapan a sus presas extendiendo partes de su cuerpo a través de los agujeros. Al igual que con los frústulos de sílice de las diatomeas, las conchas de radiolarios pueden hundirse hasta el fondo del océano cuando los radiolarios mueren y quedan preservados como parte del sedimento oceánico . Estos restos, en forma de microfósiles, proporcionan información valiosa sobre las condiciones oceánicas pasadas. [56]

Foraminíferos
Los foraminíferos son protistas de zooplancton unicelulares, con pruebas de calcio.

Al igual que los radiolarios, los foraminíferos ( foraminíferos para abreviar) son protistas depredadores unicelulares, también protegidos con conchas que tienen agujeros. Su nombre proviene del latín y significa "portadores de agujeros". Sus caparazones, a menudo llamados test , tienen cámaras (los agujeros añaden más cámaras a medida que crecen). Las conchas suelen estar hechas de calcita, pero a veces están hechas de partículas de sedimento aglutinadas o quitón y (raramente) de sílice. La mayoría de los agujeros son bentónicos , pero unas 40 especies son planctónicas . [57] Son ampliamente investigados con registros fósiles bien establecidos que permiten a los científicos inferir mucho sobre ambientes y climas pasados. [56]

Tanto los foraminíferos como las diatomeas tienen formas planctónicas y bentónicas , es decir, pueden derivar en la columna de agua o vivir en los sedimentos del fondo del océano. De cualquier manera, sus caparazones terminan en el fondo del mar después de morir. Estos caparazones se utilizan ampliamente como indicadores climáticos . La composición química de las conchas es consecuencia de la composición química del océano en el momento en que se formaron las conchas. Las temperaturas pasadas del agua también se pueden inferir de las proporciones de isótopos de oxígeno estables en las conchas, ya que los isótopos más ligeros se evaporan más fácilmente en agua más cálida, dejando los isótopos más pesados ​​en las conchas. La información sobre los climas pasados ​​se puede inferir más a partir de la abundancia de foramatos y diatomeas, ya que tienden a ser más abundantes en aguas cálidas. [58]

La repentina extinción que acabó con los dinosaurios hace 66 millones de años también extinguió a tres cuartas partes de todas las demás especies animales y vegetales. Sin embargo, los agujeros bentónicos de aguas profundas florecieron después. En 2020, se informó que los investigadores examinaron la composición química de miles de muestras de estos foramios bentónicos y utilizaron sus hallazgos para construir el registro climático más detallado jamás realizado sobre la Tierra. [59] [60]

Algunos endolitos tienen vidas extremadamente largas. En 2013, los investigadores informaron de evidencia de endolitos en el fondo del océano, quizás de millones de años de antigüedad, con un tiempo de generación de 10.000 años. [61] Estos se metabolizan lentamente y no están en estado latente. Se estima que algunos Actinomycetota encontrados en Siberia tienen medio millón de años. [62] [63] [64]

Núcleos de sedimentos

Ejemplo de núcleo de sedimento, con escaneo lineal e imagen de rayos X. [sesenta y cinco]

El diagrama de la derecha muestra un ejemplo de núcleo de sedimento. La muestra se recuperó del fiordo Upernavik alrededor de 2018. Se realizaron mediciones del tamaño de grano y se dataron los 50 cm superiores con el método 210Pb. [sesenta y cinco]

Núcleo de sedimento, tomado con un nucleador de gravedad por el buque de investigación RV Polarstern en el Atlántico Sur; los cambios de color claro/oscuro se deben a los ciclos climáticos del Cuaternario ; La edad básica del núcleo es de aproximadamente un millón de años (la longitud de cada segmento es de un metro). [66]

Procesamiento de carbono

Diferentes enfoques para el procesamiento de carbono en sedimentos marinos  [67]
            Los paleoceanógrafos se centran en el registro sedimentario Los biogeoquímicos cuantifican el entierro y el reciclaje de carbono Los geoquímicos orgánicos estudian la alteración de la materia orgánica Los ecologistas se centran en el carbono como alimento para los organismos que viven en el sedimento
            
            
            
Las fracciones de materia orgánica de color rojo, naranja y amarillo tienen una labilidad diferente.
Suministro de materia orgánica a los sedimentos del océano  [68]
(1) La materia orgánica que se sedimenta en la columna de agua se deposita en el fondo marino (control de donantes; condición de límite superior de flujo fijo).
(2) Los sedimentos en la zona fótica están habitados por microalgas bentónicas que producen nueva materia orgánica in situ y los animales que pastan pueden afectar el crecimiento de estos productores primarios.
(3) Los animales bioturbantes transfieren carbono lábil desde la capa superficial del sedimento a capas más profundas de los sedimentos. (El eje vertical es la profundidad; el eje horizontal es la concentración)
(4) Los organismos que se alimentan en suspensión mejoran la transferencia de partículas suspendidas desde la columna de agua a los sedimentos (biodeposición).
(5) Las esponjas consumen carbono orgánico disuelto y producen desechos celulares que pueden ser consumidos por organismos bentónicos (es decir, el bucle de esponja ). [67]

La reflexión sobre el carbono oceánico y el secuestro de carbono ha cambiado en los últimos años desde un punto de vista de reactividad química basado en la estructura hacia una visión que incluye el papel del ecosistema en las tasas de degradación del carbono orgánico. [69] Este cambio de visión hacia el carbono orgánico y la participación de los ecosistemas incluye aspectos de la "revolución molecular" en biología, descubrimientos sobre los límites de la vida, avances en la modelización cuantitativa, paleoestudios del ciclo del carbono oceánico , nuevas técnicas analíticas y esfuerzos interdisciplinarios. . En 2020, LaRowe et al. esbozó una visión amplia de este tema que se extiende a través de múltiples disciplinas científicas relacionadas con los sedimentos marinos y el ciclo global del carbono. [70] [69]

Historia evolutiva

Los supercontinentes
Animación del rifting de Pangea
Animación del rifting de Pangea

La superficie de la Tierra ha ido remodelándose continuamente a lo largo de miles de millones de años. Los continentes se formaron y se separaron, migraron a través de la superficie y ocasionalmente se combinaron para formar un supercontinente . El supercontinente más antiguo conocido, Rodinia, se formó hace unos mil millones de años y luego comenzó a fragmentarse hace unos 700 millones de años. Los continentes se recombinaron posteriormente para formar Pannotia , hace entre 600 y 540 millones de años , y finalmente Pangea , que se separó hace 200 millones de años .

Para empezar, la Tierra se fundió debido al vulcanismo extremo y a las frecuentes colisiones con otros cuerpos. Finalmente, la capa exterior del planeta se enfrió hasta formar una corteza sólida y el agua comenzó a acumularse en la atmósfera. La Luna se formó poco después, posiblemente como resultado del impacto de un planetoide con la Tierra. La desgasificación y la actividad volcánica produjeron la atmósfera primordial. La condensación del vapor de agua , aumentada por el hielo desprendido de los cometas , produjo los océanos . [71] [72] [73]

A principios del Arcaico , hace unos cuatro mil millones de años, las rocas a menudo eran sedimentos de aguas profundas fuertemente metamorfizados, como grauvacas , lutitas , sedimentos volcánicos y formaciones de hierro en bandas . Los cinturones de piedras verdes son formaciones arcaicas típicas, que consisten en rocas metamórficas alternas de alto y bajo grado. Las rocas de alta ley se derivaron de arcos de islas volcánicas , mientras que las rocas metamórficas de baja ley representaron sedimentos de aguas profundas erosionados de las rocas de islas vecinas y depositados en una cuenca del antearco . [74] El supercontinente más antiguo conocido, Rodinia, se formó hace unos mil millones de años y comenzó a fragmentarse después de unos 250 millones de años durante la última parte del Proterozoico .

El Paleozoico , hace 542 a 251 millones de años (Ma), comenzó poco después de la desintegración de Pannotia y al final de una era de hielo global. A lo largo del Paleozoico temprano, la masa terrestre de la Tierra se dividió en un número sustancial de continentes relativamente pequeños. Hacia el final de la era, los continentes se reunieron en un supercontinente llamado Pangea , que incluía la mayor parte de la superficie terrestre de la Tierra. [75] Durante el Silúrico , que comenzó hace 444 Ma, [75] Gondwana continuó una lenta deriva hacia el sur hasta altas latitudes meridionales. El derretimiento de los casquetes polares y los glaciares contribuyó al aumento del nivel del mar , reconocible por el hecho de que los sedimentos del Silúrico se superponen a los sedimentos erosionados del Ordovícico, formando una discordancia . Otros cratones y fragmentos de continentes se juntaron cerca del ecuador, iniciando la formación de un segundo supercontinente conocido como Euramérica .

Durante el Triásico, los sedimentos de las profundidades del océano se depositaron y posteriormente desaparecieron mediante la subducción de las placas oceánicas, por lo que se sabe muy poco del océano abierto del Triásico. El supercontinente Pangea se dividió durante el Triásico (especialmente al final del período), pero aún no se había separado. Los primeros sedimentos no marinos en el rift que marca la ruptura inicial de Pangea son del Triásico Tardío. [76] Debido a la costa limitada de una masa supercontinental, los depósitos marinos del Triásico son globalmente relativamente raros; a pesar de su prominencia en Europa occidental, donde se estudió por primera vez el Triásico. En América del Norte , por ejemplo, los depósitos marinos se limitan a unas pocas exposiciones en el oeste. Así, la estratigrafía del Triásico se basa principalmente en organismos que viven en lagunas y ambientes hipersalinos, como los crustáceos Estheria y los vertebrados terrestres. [77]

Tiempo geológico representado por un reloj geológico, que muestra la duración relativa
de los eones de la historia de la Tierra y señala los principales eventos.
El Devónico marca el comienzo de una extensa colonización de la tierra por parte de plantas que, a través de sus efectos sobre la erosión y la sedimentación, provocaron un cambio climático significativo.

En la roca litificada se conservan patrones o rastros de bioturbación . El estudio de tales patrones se llama icnología , o el estudio de "rastros fósiles", que, en el caso de los bioturbadores, son fósiles dejados por animales excavadores o excavadores. Esto se puede comparar con la huella que dejan estos animales. En algunos casos, la bioturbación es tan generalizada que destruye por completo las estructuras sedimentarias , como las capas laminadas o los estratos cruzados . Por tanto, afecta a las disciplinas de sedimentología y estratigrafía dentro de la geología. El estudio de las icnotelas bioturbadoras utiliza la profundidad de los fósiles, el corte transversal de los fósiles y la nitidez (o qué tan bien definido) del fósil [78] para evaluar la actividad que ocurrió en los sedimentos antiguos. Normalmente, cuanto más profundo sea el fósil, mejor conservado y mejor definido estará el espécimen. [78]

Se han encontrado importantes rastros de fósiles de bioturbación en sedimentos marinos de mareas, costeros y de aguas profundas. Además, los sedimentos de dunas de arena, o eólicos , son importantes para la preservación de una amplia variedad de fósiles. [79] Se han encontrado pruebas de bioturbación en núcleos de sedimentos de aguas profundas, incluso en registros prolongados, aunque el acto de extraer el núcleo puede alterar los signos de bioturbación, especialmente a profundidades menores. [80] Los artrópodos, en particular, son importantes para el registro geológico de la bioturbación de los sedimentos eólicos. Los registros de dunas muestran rastros de animales excavadores que se remontan al Mesozoico inferior, hace 250 Ma, [79] aunque se ha observado bioturbación en otros sedimentos ya hace 550 Ma. [81] [82]

Historia de la investigación

El primer gran estudio de los sedimentos de las profundidades oceánicas se produjo entre 1872 y 1876 con la expedición HMS Challenger , que recorrió casi 70.000 millas náuticas tomando muestras de agua de mar y sedimentos marinos. [83] Los objetivos científicos de la expedición eran tomar mediciones físicas del agua de mar a varias profundidades, así como tomar muestras para poder determinar la composición química, junto con cualquier partícula u organismo marino que estuviera presente. Esto incluyó tomar muestras y analizar sedimentos del fondo del océano profundo. [84] Antes del viaje del Challenger , la oceanografía había sido principalmente especulativa. [83] Como el primer crucero oceanográfico verdadero, la expedición Challenger sentó las bases para toda una disciplina académica y de investigación. [85]

Las teorías anteriores sobre la deriva continental proponían que los continentes en movimiento "surcaban" el fondo marino fijo e inamovible. Más tarde, en la década de 1960 , Harold Hess y Robert Dietz propusieron la idea de que el propio fondo marino se mueve y también arrastra consigo los continentes a medida que se expande desde un eje central de rift . [86] [87] El fenómeno se conoce hoy como tectónica de placas . En lugares donde dos placas se separan, en las dorsales en medio del océano, continuamente se forma nuevo fondo marino durante la expansión del fondo marino. [88] En 1968, se botó el buque de investigación oceanográfica Glomar Challenger y se embarcó en un programa de 15 años de duración, el Programa de perforación en aguas profundas . Este programa proporcionó datos cruciales que respaldaron la hipótesis de la expansión del fondo marino al recolectar muestras de rocas que confirmaron que cuanto más lejos de la dorsal oceánica , más antigua era la roca. [89] [90]

Ver también

Referencias

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Fuentes

Wikimedia Commons tiene medios relacionados con los sedimentos marinos.
Wikilibros tiene un libro sobre el tema de: Geología histórica .