Una llanura abisal es una llanura submarina en el fondo del océano profundo , que generalmente se encuentra a profundidades entre 3000 y 6000 metros (9800 y 19 700 pies). Las llanuras abisales, que generalmente se encuentran entre el pie de una vertiente continental y una dorsal oceánica , cubren más del 50% de la superficie de la Tierra . [1] [2] Se encuentran entre las regiones más planas, suaves y menos exploradas de la Tierra. [3] Las llanuras abisales son elementos geológicos clave de las cuencas oceánicas (los otros elementos son una dorsal oceánica elevada y las colinas abisales que la flanquean ).
La formación de la llanura abisal es el resultado de la expansión del fondo marino (tectonía de placas) y la fusión de la corteza oceánica inferior . El magma se eleva desde arriba de la astenosfera (una capa del manto superior ) y, a medida que este material basáltico alcanza la superficie en las dorsales oceánicas, forma una nueva corteza oceánica, que es constantemente arrastrada hacia los lados por la expansión del fondo marino. Las llanuras abisales son el resultado de la cobertura de una superficie originalmente irregular de corteza oceánica por sedimentos de grano fino , principalmente arcilla y limo . Gran parte de este sedimento es depositado por corrientes de turbidez que han sido canalizadas desde los márgenes continentales a lo largo de cañones submarinos hacia aguas más profundas. El resto está compuesto principalmente de sedimentos pelágicos . Los nódulos metálicos son comunes en algunas áreas de las llanuras, con concentraciones variables de metales, incluidos manganeso , hierro , níquel , cobalto y cobre . También hay cantidades de carbono, nitrógeno, fósforo y silicio, debido al material que baja y se descompone.
Debido en parte a su gran tamaño, se cree que las llanuras abisales son importantes reservorios de biodiversidad . También ejercen una influencia significativa sobre el ciclo del carbono oceánico , la disolución del carbonato de calcio y las concentraciones atmosféricas de CO 2 en escalas de tiempo de cien a mil años. La estructura de los ecosistemas abisales está fuertemente influenciada por la tasa de flujo de alimentos al fondo marino y la composición del material que se deposita. Factores como el cambio climático , las prácticas pesqueras y la fertilización oceánica tienen un efecto sustancial en los patrones de producción primaria en la zona eufótica . [1] [4] Los animales absorben oxígeno disuelto de las aguas pobres en oxígeno. Gran parte del oxígeno disuelto en las llanuras abisales provenía de regiones polares que se habían derretido hace mucho tiempo. Debido a la escasez de oxígeno, las llanuras abisales son inhóspitas para los organismos que prosperarían en las aguas enriquecidas con oxígeno de arriba. Los arrecifes de coral de aguas profundas se encuentran principalmente a profundidades de 3.000 metros y más en las zonas abisales y hadales .
Las llanuras abisales no fueron reconocidas como características fisiográficas diferenciadas del fondo marino hasta finales de la década de 1940 y, hasta hace poco, ninguna había sido estudiada de manera sistemática. Están mal conservadas en el registro sedimentario , porque tienden a ser consumidas por el proceso de subducción. Debido a la oscuridad y a una presión del agua que puede alcanzar unas 750 veces la presión atmosférica (76 megapascales), las llanuras abisales no están bien exploradas.
El océano puede conceptualizarse como zonas , dependiendo de la profundidad y la presencia o ausencia de luz solar . Casi todas las formas de vida en el océano dependen de las actividades fotosintéticas del fitoplancton y otras plantas marinas para convertir el dióxido de carbono en carbono orgánico , que es el componente básico de la materia orgánica . La fotosíntesis, a su vez, requiere energía de la luz solar para impulsar las reacciones químicas que producen carbono orgánico. [5]
El estrato de la columna de agua más cercano a la superficie del océano ( nivel del mar ) se denomina zona fótica . La zona fótica se puede subdividir en dos regiones verticales diferentes. La porción superior de la zona fótica, donde hay luz adecuada para sustentar la fotosíntesis del fitoplancton y las plantas, se denomina zona eufótica (también denominada zona epipelágica o zona superficial ). [6] La porción inferior de la zona fótica, donde la intensidad de la luz es insuficiente para la fotosíntesis, se denomina zona disfótica (disfótica significa "mal iluminada" en griego). [7] La zona disfótica también se denomina zona mesopelágica o zona crepuscular . [8] Su límite más bajo está en una termoclina de 12 °C (54 °F), que, en los trópicos , generalmente se encuentra entre 200 y 1000 metros. [9]
La zona eufótica se define de forma algo arbitraria como la que se extiende desde la superficie hasta la profundidad donde la intensidad de la luz es aproximadamente el 0,1-1% de la irradiancia solar superficial , dependiendo de la estación , la latitud y el grado de turbidez del agua . [6] [7] En el agua oceánica más clara, la zona eufótica puede extenderse hasta una profundidad de unos 150 metros, [6] o raramente, hasta 200 metros. [8] Las sustancias disueltas y las partículas sólidas absorben y dispersan la luz, y en las regiones costeras la alta concentración de estas sustancias hace que la luz se atenúe rápidamente con la profundidad. En tales áreas, la zona eufótica puede tener solo unas pocas decenas de metros de profundidad o menos. [6] [8] La zona disfótica, donde la intensidad de la luz es considerablemente menor al 1% de la irradiancia superficial, se extiende desde la base de la zona eufótica hasta unos 1000 metros. [9] Extendiéndose desde el fondo de la zona fótica hasta el lecho marino se encuentra la zona afótica , una región de oscuridad perpetua. [8] [9]
Dado que la profundidad media del océano es de unos 4.300 metros, [10] la zona fótica representa sólo una pequeña fracción del volumen total del océano. Sin embargo, debido a su capacidad para la fotosíntesis, la zona fótica tiene la mayor biodiversidad y biomasa de todas las zonas oceánicas. Casi toda la producción primaria del océano se produce aquí. Las formas de vida que habitan en la zona afótica suelen ser capaces de moverse hacia arriba a través de la columna de agua hasta la zona fótica para alimentarse. De lo contrario, deben depender del material que se hunde desde arriba [ 1] o encontrar otra fuente de energía y nutrición, como ocurre en las arqueas quimiosintéticas que se encuentran cerca de los respiraderos hidrotermales y las filtraciones frías .
La zona afótica se puede subdividir en tres regiones verticales diferentes, según la profundidad y la temperatura. En primer lugar está la zona batial , que se extiende desde una profundidad de 1.000 metros hasta los 3.000 metros, con una temperatura del agua que disminuye de 12 °C (54 °F) a 4 °C (39 °F) a medida que aumenta la profundidad. [11] A continuación está la zona abisal , que se extiende desde una profundidad de 3.000 metros hasta 6.000 metros. [11] La zona final incluye las fosas oceánicas profundas, y se conoce como zona hadal . Esta, la zona oceánica más profunda, se extiende desde una profundidad de 6.000 metros hasta aproximadamente 11.034 metros, en el fondo de la Fosa de las Marianas, el punto más profundo del planeta Tierra. [2] [11] Las llanuras abisales se encuentran típicamente en la zona abisal, a profundidades de 3.000 a 6.000 metros. [1]
La siguiente tabla ilustra la clasificación de las zonas oceánicas:
La corteza oceánica, que forma el lecho rocoso de las llanuras abisales, se crea continuamente en las dorsales oceánicas (un tipo de límite divergente ) mediante un proceso conocido como fusión por descompresión . [20] La fusión por descompresión del manto sólido relacionada con las columnas es responsable de la creación de islas oceánicas como las islas hawaianas , así como de la corteza oceánica en las dorsales oceánicas. Este fenómeno también es la explicación más común de los basaltos de inundación y las mesetas oceánicas (dos tipos de grandes provincias ígneas ). La fusión por descompresión ocurre cuando el manto superior se funde parcialmente en magma a medida que se mueve hacia arriba bajo las dorsales oceánicas. [21] [22] Este magma ascendente luego se enfría y se solidifica por conducción y convección de calor para formar una nueva corteza oceánica . La acreción ocurre a medida que el manto se agrega a los bordes en crecimiento de una placa tectónica , generalmente asociada con la expansión del fondo marino . Por lo tanto, la edad de la corteza oceánica es una función de la distancia desde la dorsal oceánica. [23] La corteza oceánica más joven se encuentra en las dorsales oceánicas, y se vuelve progresivamente más vieja, más fría y más densa a medida que migra hacia afuera de las dorsales oceánicas como parte del proceso llamado convección del manto . [24]
La litosfera , que se encuentra sobre la astenosfera , está dividida en varias placas tectónicas que se crean y consumen continuamente en sus límites de placas opuestos . La corteza oceánica y las placas tectónicas se forman y se separan en las dorsales oceánicas. Las colinas abisales se forman por el estiramiento de la litosfera oceánica. [25] El consumo o destrucción de la litosfera oceánica ocurre en las fosas oceánicas (un tipo de límite convergente , también conocido como límite destructivo de placas) mediante un proceso conocido como subducción . Las fosas oceánicas se encuentran en lugares donde se encuentran las losas litosféricas oceánicas de dos placas diferentes, y la losa más densa (más antigua) comienza a descender de nuevo al manto. [26] En el borde de consumo de la placa (la fosa oceánica), la litosfera oceánica se ha contraído térmicamente hasta volverse bastante densa, y se hunde por su propio peso en el proceso de subducción. [27] El proceso de subducción consume la litosfera oceánica más antigua, por lo que la corteza oceánica rara vez tiene más de 200 millones de años. [28] El proceso general de ciclos repetidos de creación y destrucción de la corteza oceánica se conoce como el ciclo del supercontinente , propuesto por primera vez por el geofísico y geólogo canadiense John Tuzo Wilson .
La nueva corteza oceánica, más cercana a las dorsales oceánicas, es principalmente basalto en niveles superficiales y tiene una topografía accidentada . La rugosidad de esta topografía es una función de la velocidad a la que se está extendiendo la dorsal oceánica (la velocidad de expansión). [29] Las magnitudes de las velocidades de expansión varían bastante significativamente. Los valores típicos para las dorsales de expansión rápida son mayores de 100 mm/año, mientras que las dorsales de expansión lenta son típicamente menores de 20 mm/año. [21] Los estudios han demostrado que cuanto más lenta sea la velocidad de expansión, más rugosa será la nueva corteza oceánica, y viceversa. [29] Se cree que este fenómeno se debe a fallas en la dorsal oceánica cuando se formó la nueva corteza oceánica. [30] Estas fallas que impregnan la corteza oceánica, junto con sus colinas abisales delimitadoras, son las características tectónicas y topográficas más comunes en la superficie de la Tierra. [25] [30] El proceso de expansión del fondo marino ayuda a explicar el concepto de deriva continental en la teoría de la tectónica de placas.
La apariencia plana de las llanuras abisales maduras es el resultado de la cobertura de esta superficie originalmente irregular de corteza oceánica por sedimentos de grano fino, principalmente arcilla y limo. Gran parte de este sedimento se deposita a partir de corrientes de turbidez que se han canalizado desde los márgenes continentales a lo largo de cañones submarinos hacia aguas más profundas. El resto del sedimento se compone principalmente de polvo (partículas de arcilla) arrastradas al mar desde la tierra y los restos de pequeñas plantas y animales marinos que se hunden desde la capa superior del océano, conocidos como sedimentos pelágicos . La tasa total de deposición de sedimentos en áreas remotas se estima en dos a tres centímetros por mil años. [31] [32] Las llanuras abisales cubiertas de sedimentos son menos comunes en el Océano Pacífico que en otras cuencas oceánicas importantes porque los sedimentos de las corrientes de turbidez quedan atrapados en fosas oceánicas que bordean el Océano Pacífico. [33]
Las llanuras abisales suelen estar cubiertas por mar profundo, pero durante partes de la crisis de salinidad mesiniana gran parte de la llanura abisal del mar Mediterráneo estuvo expuesta al aire como un sumidero vacío, profundo, caliente y seco con fondo de sal. [34] [35] [36] [37]
La histórica expedición científica (diciembre de 1872 – mayo de 1876) del buque de reconocimiento de la Marina Real Británica HMS Challenger arrojó una enorme cantidad de datos batimétricos , muchos de los cuales han sido confirmados por investigadores posteriores. Los datos batimétricos obtenidos durante el curso de la expedición Challenger permitieron a los científicos dibujar mapas, [38] que proporcionaron un esquema aproximado de ciertas características importantes del terreno submarino, como el borde de las plataformas continentales y la dorsal mesoatlántica . Este conjunto discontinuo de puntos de datos se obtuvo mediante la sencilla técnica de tomar sondeos bajando largas líneas desde el barco hasta el fondo del mar. [39]
La expedición Challenger fue seguida por la expedición Jeannette de 1879-1881 , liderada por el teniente de la Armada de los Estados Unidos George Washington DeLong . El equipo navegó por el mar de Chukchi y registró datos meteorológicos y astronómicos , además de realizar sondeos del lecho marino. El barco quedó atrapado en el banco de hielo cerca de la isla Wrangel en septiembre de 1879, y finalmente se aplastó y se hundió en junio de 1881. [40]
La expedición Jeannette fue seguida por la expedición al Ártico de 1893-1896 del explorador noruego Fridtjof Nansen a bordo del Fram , que demostró que el océano Ártico era una cuenca oceánica profunda, ininterrumpida por ninguna masa de tierra significativa al norte del continente euroasiático . [41] [42]
A partir de 1916, el físico canadiense Robert William Boyle y otros científicos del Comité de Investigación de Detección Antisubmarina ( ASDIC ) emprendieron investigaciones que finalmente condujeron al desarrollo de la tecnología del sonar . Se desarrolló un equipo de sondeo acústico que podía operarse mucho más rápido que las líneas de sondeo, lo que permitió a la expedición alemana Meteor a bordo del buque de investigación alemán Meteor (1925-27) realizar sondeos frecuentes en los transectos este-oeste del Atlántico. Los mapas producidos a partir de estas técnicas muestran las principales cuencas atlánticas, pero la precisión de profundidad de estos primeros instrumentos no fue suficiente para revelar las llanuras abisales planas y sin rasgos distintivos. [43] [44]
A medida que la tecnología mejoró, la medición de la profundidad, la latitud y la longitud se hizo más precisa y se hizo posible recopilar conjuntos más o menos continuos de puntos de datos. Esto permitió a los investigadores dibujar mapas precisos y detallados de grandes áreas del fondo del océano. El uso de un sondador de registro continuo permitió a Tolstoi y Ewing en el verano de 1947 identificar y describir la primera llanura abisal. Esta llanura, al sur de Terranova , ahora se conoce como la llanura abisal de Sohm . [45] Después de este descubrimiento, se encontraron muchos otros ejemplos en todos los océanos. [46] [47] [48] [49] [50]
El abismo Challenger es el punto más profundo de todos los océanos de la Tierra que se ha estudiado; se encuentra en el extremo sur de la fosa de las Marianas, cerca del grupo de las islas Marianas . La depresión recibe su nombre del HMS Challenger , cuyos investigadores realizaron los primeros registros de su profundidad el 23 de marzo de 1875 en la estación 225. La profundidad informada fue de 4475 brazas (8184 metros) según dos sondeos separados. El 1 de junio de 2009, el mapeo del abismo Challenger realizado por el sistema de batimetría de sonar multihaz Simrad EM120 a bordo del R/V Kilo Moana indicó una profundidad máxima de 10971 metros (6,82 millas). El sistema de sonar utiliza detección de fondo por fase y amplitud , con una precisión de más del 0,2% de la profundidad del agua (esto es un error de unos 22 metros a esta profundidad). [51] [52]
Una característica del terreno poco común pero importante que se encuentra en las zonas batial, abisal y hadal es el respiradero hidrotermal. En contraste con la temperatura ambiente del agua de aproximadamente 2 °C a estas profundidades, el agua emerge de estos respiraderos a temperaturas que varían de 60 °C hasta 464 °C. [13] [14] [15] [16] [17] Debido a la alta presión barométrica a estas profundidades, el agua puede existir en su forma líquida o como un fluido supercrítico a tales temperaturas.
A una presión barométrica de 218 atmósferas , el punto crítico del agua es de 375 °C. A una profundidad de 3.000 metros, la presión barométrica del agua de mar es de más de 300 atmósferas (ya que el agua salada es más densa que el agua dulce). A esta profundidad y presión, el agua de mar se vuelve supercrítica a una temperatura de 407 °C ( ver imagen ). Sin embargo, el aumento de la salinidad a esta profundidad empuja al agua más cerca de su punto crítico. Así, el agua que emerge de las partes más calientes de algunas fuentes hidrotermales, fumarolas negras y volcanes submarinos puede ser un fluido supercrítico , que posee propiedades físicas entre las de un gas y las de un líquido . [13] [14] [15] [16] [17]
Sister Peak (campo hidrotermal Comfortless Cove, 4°48′S 12°22′O / 4.800, -12.367, altitud −2996 m), Shrimp Farm y Mephisto (campo hidrotermal Red Lion, 4°48′S 12°23′O / 4.800, -12.383 , altitud −3047 m), son tres fuentes hidrotermales de la categoría de fumarolas negras, en la dorsal mesoatlántica cerca de la isla Ascensión . Se presume que han estado activos desde que un terremoto sacudió la región en 2002. [13] [14] [15] [16] [17] Se ha observado que estos respiraderos liberan fluidos de tipo vapor separados en fases . En 2008, se registraron temperaturas de salida sostenidas de hasta 407 °C en uno de estos respiraderos, con una temperatura máxima registrada de hasta 464 °C. Estas condiciones termodinámicas exceden el punto crítico del agua de mar y son las temperaturas más altas registradas hasta la fecha en el fondo marino. Esta es la primera evidencia reportada de interacción magmática - hidrotermal directa en una dorsal oceánica de expansión lenta. [13] [ 14] [15] [16] [17] Las etapas iniciales de una chimenea de ventilación comienzan con la deposición del mineral anhidrita. Luego, los sulfuros de cobre, hierro y zinc precipitan en los huecos de la chimenea, volviéndola menos porosa con el transcurso del tiempo. Se han registrado crecimientos de los respiraderos del orden de 30 cm (1 pie) por día.[11] Una exploración de abril de 2007 de los respiraderos de aguas profundas frente a la costa de Fiji encontró que esos respiraderos eran una fuente importante de hierro disuelto (véase ciclo del hierro).
Los respiraderos hidrotermales en las profundidades oceánicas suelen formarse a lo largo de las dorsales oceánicas, como la dorsal del Pacífico oriental y la dorsal mesoatlántica. Se trata de lugares en los que dos placas tectónicas divergen y se forma nueva corteza.
Otra característica inusual encontrada en las zonas abisales y hadales es la filtración fría , a veces llamada ventilación fría . Esta es un área del lecho marino donde se produce la filtración de sulfuro de hidrógeno , metano y otros fluidos ricos en hidrocarburos , a menudo en forma de una piscina de salmuera de aguas profundas . Las primeras filtraciones frías se descubrieron en 1983, a una profundidad de 3200 metros en el Golfo de México . [53] Desde entonces, se han descubierto filtraciones frías en muchas otras áreas del Océano Mundial , incluido el Cañón Submarino de Monterey justo al lado de la Bahía de Monterey , California, el Mar de Japón , frente a la costa del Pacífico de Costa Rica , frente a la costa atlántica de África, frente a la costa de Alaska y debajo de una plataforma de hielo en la Antártida . [54]
Aunque alguna vez se supuso que las llanuras eran vastos hábitats similares a desiertos , las investigaciones de la última década muestran que están repletas de una amplia variedad de vida microbiana . [55] [56] Sin embargo, la estructura y función del ecosistema en el fondo marino profundo han sido históricamente poco estudiadas debido al tamaño y la lejanía del abismo. Las expediciones oceanográficas recientes realizadas por un grupo internacional de científicos del Censo de Diversidad de Vida Marina Abisal (CeDAMar) han encontrado un nivel extremadamente alto de biodiversidad en las llanuras abisales, con hasta 2000 especies de bacterias, 250 especies de protozoos y 500 especies de invertebrados ( gusanos , crustáceos y moluscos ), que normalmente se encuentran en sitios abisales únicos. [57] Las nuevas especies representan más del 80% de las miles de especies de invertebrados del fondo marino recolectadas en cualquier estación abisal, lo que resalta nuestra hasta ahora pobre comprensión de la diversidad y evolución abisales. [57] [58] [59] [60] Una biodiversidad más rica está asociada con áreas de aporte conocido de fitodetritos y un mayor flujo de carbono orgánico. [61]
Abyssobrotula galatheae , una especie de anguila de la familia Ophidiidae , se encuentra entre las especies de peces que viven a mayor profundidad. En 1970, un espécimen fue arrastrado desde una profundidad de 8370 metros en la Fosa de Puerto Rico . [62] [63] [64] Sin embargo, el animal estaba muerto al llegar a la superficie. En 2008, el pez caracol hadal ( Pseudoliparis amblystomopsis ) [65] fue observado y registrado a una profundidad de 7700 metros en la Fosa de Japón . En diciembre de 2014, un tipo de pez caracol fue filmado a una profundidad de 8145 metros, [66] seguido en mayo de 2017 por otro pez vela filmado a 8178 metros. [67] Estos son, hasta la fecha, los peces vivos más profundos jamás registrados. [11] [68] Otros peces de la zona abisal incluyen los peces de la familia Ipnopidae , que incluye al pez araña abisal ( Bathypterois longipes ), al pez trípode ( Bathypterois grallator ), al pez sonda ( Bathypterois longifilis ) y al pez lagarto negro ( Bathysauropsis gracilis ). Algunos miembros de esta familia han sido registrados en profundidades de más de 6000 metros. [69]
Los científicos del CeDAMar han demostrado que algunas especies abisales y hadales tienen una distribución cosmopolita. Un ejemplo de esto serían los foraminíferos protozoarios , [70] algunas especies de los cuales se distribuyen desde el Ártico hasta la Antártida. Otros grupos faunísticos, como los gusanos poliquetos y los crustáceos isópodos , parecen ser endémicos de ciertas llanuras y cuencas específicas. [57] Muchos taxones aparentemente únicos de gusanos nematodos también se han descubierto recientemente en llanuras abisales. Esto sugiere que el océano profundo ha fomentado radiaciones adaptativas . [57] La composición taxonómica de la fauna de nematodos en el Pacífico abisal es similar, pero no idéntica, a la del Atlántico Norte. [61] Una lista de algunas de las especies que han sido descubiertas o redescritas por el CeDAMar se puede encontrar aquí.
Once de las 31 especies descritas de Monoplacophora (una clase de moluscos ) viven por debajo de los 2000 metros. De estas 11 especies, dos viven exclusivamente en la zona hadal. [71] La mayor cantidad de monoplacóforos provienen del Océano Pacífico oriental a lo largo de las fosas oceánicas. Sin embargo, aún no se han encontrado monoplacóforos abisales en el Pacífico occidental y solo se ha identificado una especie abisal en el Océano Índico. [71] De las 922 especies conocidas de quitones (de la clase de moluscos Polyplacophora ), se informa que 22 especies (2,4%) viven por debajo de los 2000 metros y dos de ellas están restringidas a la llanura abisal. [71] Aunque faltan estudios genéticos, se cree que al menos seis de estas especies son euribáticas (capaces de vivir en una amplia gama de profundidades), habiéndose informado que se encuentran desde las profundidades sublitorales hasta las abisales. Un gran número de los poliplacóforos de grandes profundidades son herbívoros o xilófagos , lo que podría explicar la diferencia entre la distribución de monoplacóforos y poliplacóforos en los océanos del mundo. [71]
Se sabe que los crustáceos peracáridos , incluidos los isópodos, forman una parte importante de la comunidad macrobentónica que es responsable de buscar comida en grandes cantidades que cae al fondo del mar. [1] [72] En 2000, los científicos de la expedición Diversidad del bentos del Atlántico profundo (DIVA 1) (crucero M48/1 del buque de investigación alemán RV Meteor III ) descubrieron y recolectaron tres nuevas especies del suborden Asellota de isópodos bentónicos de las llanuras abisales de la cuenca de Angola en el océano Atlántico sur . [73] [74] [75] En 2003, De Broyer et al. recolectaron unos 68.000 crustáceos peracáridos de 62 especies de trampas cebadas desplegadas en el mar de Weddell , el mar de Escocia y frente a las islas Shetland del Sur . Encontraron que aproximadamente el 98% de los especímenes pertenecían a la superfamilia de anfípodos Lysianassoidea y el 2% a la familia de isópodos Cirolanidae . La mitad de estas especies fueron recolectadas a profundidades de más de 1000 metros. [72]
En 2005, el vehículo operado a distancia KAIKO de la Agencia Japonesa para la Ciencia y Tecnología Marina y Terrestre (JAMSTEC) recolectó núcleos de sedimentos del Abismo Challenger. Se identificaron 432 especímenes vivos de foraminíferos de paredes blandas en las muestras de sedimentos. [76] [77] Los foraminíferos son protistos unicelulares que construyen conchas. Se estima que hay 4000 especies de foraminíferos vivos. De los 432 organismos recolectados, la abrumadora mayoría de la muestra consistió en foraminíferos simples de caparazón blando, y otros representan especies de los géneros complejos de múltiples cámaras Leptohalysis y Reophax . En general, el 85% de los especímenes consistieron en alogromiidos de caparazón blando . Esto es inusual en comparación con las muestras de organismos que habitan en sedimentos de otros entornos de aguas profundas, donde el porcentaje de foraminíferos de paredes orgánicas varía del 5% al 20% del total. Los organismos pequeños con caparazones duros y calcáreos tienen problemas para crecer a profundidades extremas porque el agua a esa profundidad carece gravemente de carbonato de calcio. [78] Los foraminíferos gigantes (de 5 a 20 cm) conocidos como xenofióforos solo se encuentran a profundidades de 500 a 10 000 metros, donde pueden aparecer en grandes cantidades y aumentar en gran medida la diversidad animal debido a su bioturbación y la provisión de hábitat vivo para animales pequeños. [79]
Aunque se sabe que existen formas de vida similares en fosas oceánicas menos profundas (>7000 m) y en la llanura abisal, las formas de vida descubiertas en el Abismo Challenger pueden representar taxones independientes de esos ecosistemas más superficiales. Esta preponderancia de organismos de caparazón blando en el Abismo Challenger puede ser el resultado de la presión selectiva. Hace millones de años, el Abismo Challenger era menos profundo que ahora. Durante los últimos seis a nueve millones de años, a medida que el Abismo Challenger creció hasta su profundidad actual, muchas de las especies presentes en el sedimento de esa antigua biosfera no pudieron adaptarse a la creciente presión del agua y al entorno cambiante. Las especies que pudieron adaptarse pueden haber sido los ancestros de los organismos actualmente endémicos del Abismo Challenger. [76]
Los poliquetos se encuentran en todos los océanos de la Tierra, a todas las profundidades, desde las formas que viven como plancton cerca de la superficie hasta las fosas oceánicas más profundas. La sonda oceánica robótica Nereus observó un espécimen de 2-3 cm (aún sin clasificar) de poliqueto en el fondo del abismo Challenger el 31 de mayo de 2009. [77] [80] [81] [82] Hay más de 10.000 especies descritas de poliquetos; se pueden encontrar en casi todos los entornos marinos. Algunas especies viven en las temperaturas oceánicas más frías de la zona hadal, mientras que otras se pueden encontrar en las aguas extremadamente calientes adyacentes a los respiraderos hidrotermales.
Dentro de las zonas abisales y hadales, las áreas alrededor de los respiraderos hidrotermales submarinos y las filtraciones frías tienen, con diferencia, la mayor biomasa y biodiversidad por unidad de superficie. Alimentadas por los productos químicos disueltos en los fluidos de los respiraderos, estas áreas suelen albergar comunidades grandes y diversas de microorganismos procariotas termófilos , halófilos y otros extremófilos (como los del género Beggiatoa , que oxida sulfuros ), a menudo dispuestos en grandes tapetes bacterianos cerca de las filtraciones frías. En estos lugares, las arqueas y bacterias quimiosintéticas suelen formar la base de la cadena alimentaria. Aunque el proceso de quimiosíntesis es completamente microbiano, estos microorganismos quimiosintéticos suelen sustentar vastos ecosistemas que consisten en organismos multicelulares complejos a través de la simbiosis . [83] Estas comunidades se caracterizan por especies como almejas vesicomíidas , mejillones mitílidos , lapas , isópodos, gusanos tubícolas gigantes , corales blandos , anguilas , cangrejos galátidos y camarones alvinocáridos . La comunidad de filtración más profunda descubierta hasta ahora se encuentra en la Fosa de Japón , a una profundidad de 7700 metros. [11]
Probablemente la característica ecológica más importante de los ecosistemas abisales es la limitación energética. Se considera que las comunidades abisales del fondo marino tienen una limitación alimentaria porque la producción bentónica depende del aporte de material orgánico detrítico producido en la zona eufótica, a miles de metros por encima. [84] La mayor parte del flujo orgánico llega como una lluvia atenuada de partículas pequeñas (normalmente, solo el 0,5-2% de la producción primaria neta en la zona eufótica), que disminuye inversamente con la profundidad del agua. [9] El flujo de partículas pequeñas puede aumentarse por la caída de cadáveres de mayor tamaño y el transporte descendente de material orgánico cerca de los márgenes continentales. [84]
Además de su gran biodiversidad, las llanuras abisales son de gran interés comercial y estratégico actual y futuro. Por ejemplo, pueden usarse para la eliminación legal e ilegal de grandes estructuras como barcos y plataformas petrolíferas , desechos radiactivos y otros desechos peligrosos , como municiones . También pueden ser sitios atractivos para la pesca en aguas profundas y la extracción de petróleo y gas y otros minerales . Las futuras actividades de eliminación de desechos en aguas profundas que podrían ser significativas para 2025 incluyen el emplazamiento de aguas residuales y lodos , el secuestro de carbono y la eliminación de desechos de dragado . [85]
A medida que las poblaciones de peces disminuyen en las capas superiores del océano, las pesquerías de aguas profundas se están convirtiendo cada vez más en el objetivo de explotación. Debido a que los peces de aguas profundas viven mucho tiempo y crecen lentamente, no se cree que estas pesquerías de aguas profundas sean sostenibles a largo plazo dadas las prácticas de gestión actuales. [85] Se espera que los cambios en la producción primaria en la zona fótica alteren las existencias permanentes en la zona afótica, donde los alimentos son limitados.
La exploración de hidrocarburos en aguas profundas a veces produce una degradación ambiental significativa , que se debe principalmente a la acumulación de recortes de perforación contaminados , pero también a derrames de petróleo . Si bien el derrame de petróleo de Deepwater Horizon en el Golfo de México se originó en una boca de pozo a solo 1500 metros por debajo de la superficie del océano, [86] no obstante, ilustra el tipo de desastre ambiental que puede resultar de los accidentes relacionados con la perforación en alta mar en busca de petróleo y gas.
Los sedimentos de ciertas llanuras abisales contienen abundantes recursos minerales, en particular nódulos polimetálicos . Estas concreciones del tamaño de una papa de manganeso, hierro, níquel, cobalto y cobre, distribuidas en el fondo marino a profundidades de más de 4000 metros, [85] son de gran interés comercial. El área de máximo interés comercial para la minería de nódulos polimetálicos (llamada la provincia de nódulos del Pacífico) se encuentra en aguas internacionales del Océano Pacífico, que se extiende desde 118°–157°, y desde 9°–16°N, un área de más de 3 millones de km 2 . [87] La Zona de Fractura Clarion-Clipperton abisal (CCFZ) es un área dentro de la provincia de nódulos del Pacífico que actualmente se encuentra bajo exploración por su potencial mineral. [61]
En la actualidad, ocho contratistas comerciales tienen licencia de la Autoridad Internacional de los Fondos Marinos (una organización intergubernamental establecida para organizar y controlar todas las actividades relacionadas con los minerales en el área internacional de los fondos marinos fuera de los límites de la jurisdicción nacional ) para explorar los recursos de nódulos y probar técnicas de minería en ocho áreas de concesión , cada una de las cuales cubre 150.000 km2 . [ 87] Cuando finalmente comience la minería, se proyecta que cada operación minera alterará directamente entre 300 y 800 km2 de fondo marino por año y perturbará la fauna bentónica en un área de 5 a 10 veces ese tamaño debido a la redeposición de sedimentos suspendidos. Por lo tanto, durante los 15 años de duración proyectada de una sola operación minera, la minería de nódulos podría dañar gravemente las comunidades del fondo marino abisal en áreas de 20.000 a 45.000 km2 ( una zona al menos del tamaño de Massachusetts ). [87]
El conocimiento limitado de la taxonomía , biogeografía e historia natural de las comunidades de aguas profundas impide una evaluación precisa del riesgo de extinción de especies por la minería a gran escala. Los datos adquiridos del Pacífico Norte abisal y del Atlántico Norte sugieren que los ecosistemas de aguas profundas pueden verse afectados negativamente por las operaciones mineras en escalas de tiempo decenales. [85] En 1978, una draga a bordo del Hughes Glomar Explorer , operada por el consorcio minero estadounidense Ocean Minerals Company (OMCO), realizó una pista minera a una profundidad de 5000 metros en los campos de nódulos de la CCFZ. En 2004, el Instituto Francés de Investigación para la Explotación del Mar ( IFREMER ) realizó la expedición Nodinaut a esta pista minera (que todavía es visible en el fondo marino) para estudiar los efectos a largo plazo de esta perturbación física sobre el sedimento y su fauna bentónica. Las muestras tomadas del sedimento superficial revelaron que sus propiedades físicas y químicas no habían mostrado ninguna recuperación desde la perturbación realizada 26 años antes. Por otra parte, la actividad biológica medida en la zona por los instrumentos a bordo del batiscafo sumergible tripulado Nautile no difirió de la de un sitio cercano no perturbado. Estos datos sugieren que la fauna bentónica y los flujos de nutrientes en la interfaz agua-sedimento se han recuperado por completo. [88]
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