sedimentos marinos

Los sedimentos litógenos o terrígenos se componen principalmente de 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 cantos rodados, y se encuentran prácticamente en todas partes del fondo oceánico. Los sedimentos litógenos se crean en tierra firme mediante el proceso de meteorización, donde las rocas y los minerales se descomponen en partículas más pequeñas por 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 son luego transportadas a los océanos a través de diversos mecanismos: ^{[ 1 ]}

Arroyos y ríos: Diversas formas de escorrentía depositan grandes cantidades de sedimento en los océanos, principalmente en forma de partículas de grano fino. Se estima que alrededor del 90 % del sedimento litógeno en los océanos proviene de la descarga fluvial, particularmente de Asia. La mayor parte de este sedimento, especialmente las partículas más grandes, se deposita y permanece relativamente 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 ser transportadas a grandes distancias desde su origen. ^{[ 1 ]}

Viento: El transporte eólico (transportado por el viento) puede llevar pequeñas partículas de arena y polvo a miles de kilómetros de su origen. Estas partículas pueden caer al océano cuando el viento amaina o 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 ]}

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  El rostro del hielo glacial azul derritiéndose en el mar.
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  Descarga de un río en el delta del Yukón, Alaska. El color pálido evidencia la gran cantidad de sedimentos que los ríos vierten al océano.
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  Una columna de partículas transportadas por el viento desde Sudán (izquierda) se desplaza sobre el Mar Rojo.

Glaciares y balsas de hielo : A medida que los glaciares avanzan sobre la tierra, recogen gran cantidad de partículas de suelo y roca, incluyendo grandes cantos rodados, que son transportados por el hielo. Cuando el glaciar llega al océano y comienza a fragmentarse o derretirse, estas partículas se depositan. La mayor parte de la deposición ocurre cerca del punto de contacto del glaciar con el agua, pero una pequeña cantidad de material también es transportada a mayores distancias por el efecto de las balsas, donde grandes trozos de hielo se alejan del glaciar antes de liberar sus sedimentos. ^{[ 1 ]}

Gravedad: Los deslizamientos de tierra, los aludes de lodo, 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 las orillas hacia el agua. ^{[ 1 ]}

Volcanes: Las erupciones volcánicas emiten grandes cantidades de ceniza y otros escombros a la atmósfera, donde luego pueden ser transportados por el viento para finalmente depositarse en los océanos. ^{[ 1 ]}

Gastrolitos : Otro medio, relativamente menor, de transportar sedimentos litógenos al océano son los gastrolitos. Gastrolito significa "piedra del estómago". Muchos animales, incluyendo aves marinas, pinnípedos y algunos cocodrilos, ingieren piedras deliberadamente y las regurgitan posteriormente. Las piedras ingeridas en tierra pueden ser regurgitadas en el mar. Las piedras pueden ayudar a triturar los alimentos en el estómago o actuar como lastre, regulando la flotabilidad. Generalmente, estos procesos depositan sedimentos litógenos cerca de la costa. Las partículas de sedimento pueden ser transportadas más lejos por las olas y las corrientes, y eventualmente escapar de la plataforma continental y alcanzar el fondo oceánico profundo. ^{[ 1 ]}

Composición

Los sedimentos litógenos suelen reflejar la composición de los materiales de los que se derivan, por lo que están dominados por los principales minerales que componen la mayoría de las rocas terrestres. Esto incluye cuarzo, feldespato, minerales arcillosos, óxidos de hierro y materia orgánica terrestre. El cuarzo (dióxido de silicio, el 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 ]}

Los sedimentos biogénicos provienen de los restos de organismos vivos que se depositan como sedimento cuando mueren. Son las partes duras de los organismos las que contribuyen a la formación de los sedimentos; elementos como conchas, dientes o esqueletos, ya que estas partes suelen estar mineralizadas y son más resistentes a la descomposición que las partes blandas y carnosas que se deterioran rápidamente tras la muerte. ^{[ 1 ]}

Los sedimentos macroscópicos contienen restos de gran tamaño, como esqueletos, dientes o conchas 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 cantidades suficientemente concentradas como para permitir la acumulación de estos restos. Una excepción se encuentra alrededor de los arrecifes de coral ; allí hay una gran abundancia de organismos que dejan atrás sus restos, en particular los fragmentos de los esqueletos pétreos de los corales que constituyen un gran porcentaje de la arena tropical. ^{[ 1 ]}

Los sedimentos microscópicos están compuestos por las partes duras de organismos microscópicos, en particular sus conchas o caparazones . Aunque muy pequeños, estos organismos son muy abundantes y, al morir por miles de millones cada día, sus caparazones se hunden hasta el fondo, creando sedimentos biogénicos. Los sedimentos compuestos por caparazones microscópicos son mucho más abundantes que los sedimentos formados por partículas macroscópicas y, debido a su pequeño tamaño, crean capas de sedimento finas y blandas. Si la capa de sedimento consta de al menos un 30 % de material biogénico microscópico, se clasifica como lodo biogénico. El resto del sedimento suele estar compuesto de arcilla. ^{[ 1 ]}

Las principales fuentes de sedimentos biogénicos microscópicos son las algas unicelulares y los protozoos (organismos unicelulares similares a las amebas) que secretan caparazones de carbonato de calcio (CaCO₃ ₎ o sílice (SiO₂ ₎ . Los caparazones de sílice provienen de dos grupos principales: las diatomeas (algas) y los radiolarios ( protozoos ). ^{[ 1 ]}

Las diatomeas son miembros particularmente importantes del fitoplancton, ya que funcionan como pequeñas algas fotosintéticas que se desplazan libremente. Una diatomea consiste en una sola célula de alga rodeada por una elaborada concha de sílice que secreta para sí misma. Las diatomeas presentan una variedad de formas, desde alargadas y pennadas hasta redondas o céntricas, que a menudo tienen dos mitades, como una placa de Petri. En áreas donde las diatomeas son abundantes, el sedimento subyacente es rico en conchas de sílice de diatomeas y se denomina tierra de diatomeas . ^{[ 1 ]}

Los radiolarios son protozoos planctónicos (que forman parte del zooplancton) que, al igual que las diatomeas, secretan una concha de sílice. Esta concha rodea la célula y puede incluir una serie de pequeñas aberturas a través de las cuales el radiolario puede extender un "brazo" o pseudópodo con forma de ameba. Las conchas de los radiolarios suelen presentar varios radios que sobresalen de ellas y que les ayudan a flotar. Los lodos dominados por conchas de diatomeas o radiolarios se denominan lodos silíceos . ^{[ 1 ]}

Al igual que los sedimentos silíceos, los sedimentos de carbonato de calcio, o sedimentos calcáreos, también se producen a partir de las conchas de algas y protozoos microscópicos; en este caso, los cocolitóforos y foraminíferos. Los cocolitóforos son algas planctónicas unicelulares aproximadamente 100 veces más pequeñas que las diatomeas. Sus conchas están compuestas por varias placas de CaCO₃ entrelazadas ₍ cocolitos) que forman una esfera alrededor de la célula. Cuando los cocolitóforos mueren, las placas individuales se hunden y forman un lodo. Con el tiempo, el lodo de cocolitóforos se litifica y se convierte en tiza. Los acantilados blancos de Dover en Inglaterra están compuestos de un lodo rico en cocolitóforos que se transformó en depósitos de tiza. ^{[ 1 ]}

Los foraminíferos (también llamados forams ) son protozoos cuyas conchas suelen estar divididas en cámaras, similares a las de los caracoles. A medida que el organismo crece, secreta cámaras nuevas y más grandes en las que reside. La mayoría de los foraminíferos son bentónicos, viviendo sobre o dentro del sedimento, pero existen algunas especies planctónicas que viven en la parte superior de la columna de agua. Cuando los cocolitóforos y los foraminíferos mueren, forman lodos calcáreos . ^{[ 1 ]}

Las capas más antiguas de sedimentos calcáreos contienen los restos de otro tipo de organismo, los discoasteros ; algas unicelulares emparentadas con los cocolitóforos que también producían caparazones de carbonato de calcio. Los caparazones de los discoasteros tenían forma de estrella y alcanzaban tamaños de 5 a 40  μm de diámetro. Los discoasteros se extinguieron hace aproximadamente 2 millones de años, pero sus caparazones permanecen en sedimentos tropicales profundos anteriores a su extinción. ^{[ 1 ]}

Debido a su pequeño tamaño, estas conchas se hunden muy lentamente; ¡una sola concha microscópica puede tardar entre 10 y 50 años en llegar al fondo! Dado este lento descenso, una corriente de tan solo 1  cm/s podría transportar la concha hasta 15 000  km desde su punto de origen antes de que llegue al fondo. A pesar de esto, los sedimentos en una ubicación particular se corresponden bien con los tipos de organismos y el grado de productividad que se produce en el agua suprayacente. Esto significa que las partículas de sedimento deben hundirse al fondo a una velocidad mucho mayor, por lo que se acumulan debajo de su punto de origen antes de que las corrientes puedan dispersarlas. La mayoría de las conchas no se hunden como partículas individuales; alrededor del 99 % de ellas son consumidas primero por algún otro organismo, y luego se agregan y expulsan como grandes gránulos fecales , que se hunden mucho más rápido y llegan al fondo oceánico en solo 10-15 días. Esto no les da a las partículas tanto tiempo para dispersarse, y el sedimento subyacente reflejará la producción que ocurre cerca de la superficie. El aumento de la velocidad de hundimiento a través de este mecanismo se ha denominado "expreso fecal". ^{[ 1 ]}

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, las cuales se acumulan como sedimentos hidrogenados. Estas reacciones suelen desencadenarse por un cambio en las condiciones, como una variación de la temperatura, la presión o el pH, que reduce la cantidad de una sustancia que puede permanecer disuelta. En el océano no hay muchos sedimentos hidrogenados en comparación con los sedimentos litógenos o biogénicos, pero existen algunas formas interesantes. ^{[ 1 ]}

En las chimeneas hidrotermales, el agua de mar se filtra al fondo marino, donde se sobrecalienta por el magma antes de ser expulsada. Esta agua sobrecalentada contiene muchas sustancias disueltas, y al entrar en contacto con el agua fría del mar tras salir de la chimenea, estas partículas precipitan, principalmente como sulfuros metálicos. Estas partículas forman el "humo" que emana de la chimenea y pueden llegar a depositarse en el fondo como sedimento hidrogenado. ^{[ 1 ]} Las chimeneas hidrotermales se distribuyen a lo largo de los límites de las placas tectónicas, aunque también pueden encontrarse en ubicaciones intraplaca, como los volcanes de puntos calientes. Actualmente se conocen unos 500 campos de chimeneas hidrotermales submarinas activas, aproximadamente la mitad observadas visualmente en el fondo marino y la otra mitad sospechadas a partir de indicadores en la columna de agua o depósitos en el fondo marino. ^{[ 4 ]}

Los nódulos de manganeso son masas redondeadas de manganeso y otros metales que se forman en el lecho marino,  con un diámetro que generalmente oscila entre 3 y 10 cm, aunque a veces pueden alcanzar hasta 30  cm. Su formación es similar a la de las perlas: un núcleo central se forma alrededor del cual se depositan lentamente capas concéntricas, lo que provoca su crecimiento con el tiempo. La composición de los nódulos puede variar ligeramente según su ubicación y las condiciones de su formación, pero suelen estar compuestos principalmente por óxidos de manganeso y hierro. También pueden contener pequeñas cantidades de otros metales como cobre, níquel y cobalto. La precipitación de los nódulos de manganeso es uno de los procesos geológicos más lentos que se conocen; crecen a un ritmo de unos pocos milímetros por millón de años. Por esta razón, solo se forman en zonas con bajas tasas de acumulación de sedimentos litógenos o biogénicos, ya que cualquier otro tipo de sedimentación los cubriría rápidamente e impediría su crecimiento. Por lo tanto, los nódulos de manganeso suelen limitarse a zonas del océano central, lejos de aportes litógenos o biogénicos significativos, 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 de valor comercial, ha habido un gran interés en su explotación minera durante las últimas décadas, aunque la mayoría de los esfuerzos hasta ahora se han mantenido en la etapa exploratoria. Diversos factores han impedido la extracción a gran escala de nódulos, entre ellos los altos costos de las operaciones mineras en aguas profundas , los problemas políticos relacionados con los derechos mineros y las preocupaciones ambientales que rodean la extracción de estos recursos no renovables. ^{[ 1 ]}

Los evaporitas son sedimentos hidrogenados que se forman cuando el agua de mar se evapora, dejando que los materiales disueltos precipiten en sólidos, en particular 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 practica hoy en día. Existen grandes depósitos de evaporitas de halita en varios lugares, incluso bajo el mar Mediterráneo. Hace unos 6 millones de años, los procesos tectónicos aislaron el mar Mediterráneo del Atlántico, y el clima cálido evaporó tanta agua que el Mediterráneo quedó casi completamente seco, dejando grandes depósitos de sal en su lugar (un evento conocido como la Crisis de Salinidad del Messiniense ). Finalmente, el Mediterráneo se volvió a inundar hace unos 5,3 millones de años, y los depósitos de halita quedaron cubiertos por otros sedimentos, pero aún permanecen bajo el lecho marino. ^{[ 1 ]}

Nódulos de manganeso en el lecho marino

Recolección de la sal que queda tras la evaporación del agua de mar, Tailandia

Oolitos de una playa en las Bahamas

Hidratos de gas de una zona de subducción

Hidrato ardiente ("hielo ardiente")

Los oolitos son granos pequeños y redondeados formados por capas concéntricas de precipitación de material alrededor de una partícula en suspensión. Generalmente están compuestos de carbonato de calcio, pero también pueden estar formados por fosfatos y otros materiales. La acumulación de oolitos da lugar a 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 erosión terrestre incluyen una pequeña proporción de materia orgánica derivada principalmente de plantas terrestres. Pequeños fragmentos de este material, junto con otra materia orgánica de plantas y animales marinos, se acumulan en sedimentos terrestres, especialmente a unos cientos de kilómetros de la costa. A medida que los sedimentos se acumulan, las partes más profundas comienzan a calentarse (debido al calor geotérmico) y las bacterias comienzan a descomponer la materia orgánica contenida. Debido a que esto ocurre en ausencia de oxígeno (es decir, en condiciones anaeróbicas), el subproducto de este metabolismo es el gas metano (CH₄ ₎ . El metano liberado por las bacterias burbujea lentamente hacia arriba a través del sedimento, en dirección al fondo marino. A profundidades de entre 500 y 1000 metros, y a las bajas temperaturas típicas del fondo marino (cercanas a los 4  °C), el agua y el metano se combinan para crear una sustancia conocida como hidrato de metano. A 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 se acumule en el sedimento. El hidrato de metano es inflamable porque, al calentarse, libera metano en forma de gas. El metano presente en los sedimentos del fondo marino representa una enorme reserva de energía fósil. Si bien las empresas energéticas y los gobiernos están ansiosos por desarrollar métodos para 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 insensatez. ^{[ 1 ] [ 2 ]}

Los sedimentos cosmogénicos provienen de fuentes extraterrestres y se presentan en dos formas principales: esférulas microscópicas y fragmentos de meteoritos de mayor tamaño. Las esférulas están compuestas principalmente de sílice o hierro y níquel, y se cree que son expulsadas cuando los meteoritos se queman al entrar en la atmósfera. Los fragmentos de meteoritos provienen de colisiones de meteoritos con la Tierra. Estas colisiones de alto impacto expulsan partículas a la atmósfera que finalmente se depositan en la Tierra y contribuyen a la formación de sedimentos. Al igual que las esférulas, los fragmentos de meteoritos están compuestos principalmente de sílice o hierro y níquel. Una forma de fragmentos de estas colisiones son las tectitas , que son pequeñas gotas de vidrio. Probablemente están compuestas de sílice terrestre que fue expulsada y fundida durante el impacto de un meteorito, y 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 incrementan constantemente debido al polvo espacial que cae continuamente sobre la Tierra. Aproximadamente el 90 % de los desechos cosmogénicos entrantes se vaporizan al entrar en la atmósfera, pero se estima que entre 5 y 300 toneladas de polvo espacial caen sobre la superficie terrestre cada día. ^{[ 1 ]}

El lodo silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico ubicado en el fondo oceánico profundo . Los lodos silíceos son los menos comunes de los sedimentos de aguas profundas y constituyen aproximadamente el 15% del fondo oceánico. ^{[ 5 ]} Los lodos se definen como sedimentos que contienen al menos un 30% de restos esqueléticos de microorganismos pelágicos. ^{[ 6 ]} Los lodos silíceos están compuestos principalmente por esqueletos a base de sílice de organismos marinos microscópicos como diatomeas y radiolarios . Otros componentes de los lodos silíceos cerca de los márgenes continentales pueden incluir partículas de sílice de origen terrestre y espículas de esponja. Los lodos silíceos están compuestos por esqueletos hechos de sílice opalina Si(O ₂ ) , a diferencia de los lodos 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 a las masas terrestres, la profundidad del agua y la fertilidad del océano son factores que afectan el contenido de sílice opalina en el agua de mar y la presencia de lodos silíceos.

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  La tierra de diatomeas es una roca sedimentaria blanda y silícea compuesta por microfósiles en forma de frústulas (conchas) de diatomeas unicelulares (haga clic 3X para ampliar al máximo).

Diatomea céntrica

Radiolario

El término calcáreo se puede aplicar 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 ) generalmente se depositan en aguas poco profundas cerca de la costa, ya que el carbonato es precipitado por organismos marinos que necesitan nutrientes de origen terrestre. En general, cuanto más lejos de la costa caen los sedimentos, menos calcáreos son. Algunas áreas pueden tener sedimentos calcáreos intercalados debido a tormentas o cambios en las corrientes oceánicas. El lodo calcáreo es una forma de carbonato de calcio derivada de organismos planctónicos que se acumula en el fondo marino . Esto solo puede ocurrir si el océano es menos profundo que la profundidad de compensación de carbonato . Por debajo de esta profundidad, el carbonato de calcio comienza a disolverse en el océano, y solo los sedimentos no calcáreos son estables, como el lodo silíceo o la arcilla roja pelágica .

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  Microfósiles calcáreos de sedimentos marinos que consisten principalmente en discoaster con forma de estrella y una pequeña cantidad de cocolitos.
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  Ilustración de una sustancia viscosa de Globigerina
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  Conchas ( caparazones ), generalmente hechas de carbonato de calcio, procedentes de un fango de foraminíferos en el fondo del océano profundo.

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  El ópalo puede contener microfósiles de protistas como diatomeas, radiolarios, silicoflagelados y ebridianos ^{[ 13 ].}
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  El mármol puede contener microfósiles de protistas como foraminíferos, cocolitóforos, nanoplancton calcáreo y algas, ostrácodos , pterópodos , calpionélidos y briozoos ^{[ 13 ].}
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  Ciclo carbonato-silicato

La bioturbación es la remodelación de sedimentos por animales o plantas. Esto incluye la excavación, la ingestión y la defecación de granos de sedimento. Las actividades de bioturbación tienen un profundo efecto en el medio ambiente y se consideran un motor principal de la biodiversidad . ^{[ 19 ] [ 20 ]} El estudio formal de la bioturbación comenzó en el siglo XIX con los experimentos de Charles Darwin en su jardín. ^{[ 20 ]} La alteración de los sedimentos acuáticos y los suelos terrestres mediante actividades de bioturbación proporciona importantes servicios ecosistémicos . Estos incluyen la alteración de nutrientes en los sedimentos acuáticos y el agua suprayacente, refugio para 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 mediante 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 icnofósiles que quedan 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. La bioturbación a veces se confunde con el proceso de bioirrigación ; sin embargo, estos procesos difieren en lo que mezclan: la bioirrigación se refiere a la mezcla de agua y solutos en los 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 macrofaunales son más conspicuas, los bioturbadores dominantes son pequeños invertebrados, como poliquetos , camarones fantasma y camarones de fango. ^{[ 20 ] [ 26 ]} Las actividades de estos pequeños invertebrados, que incluyen excavar, ingerir y defecar granos de sedimento, contribuyen a la mezcla y alteración de la estructura del sedimento.

La bioirrigación es el proceso mediante el cual los organismos bentónicos riegan sus madrigueras con el agua suprayacente . El intercambio de sustancias disueltas entre el agua intersticial y el agua de mar suprayacente que se produce es un proceso importante en el contexto de la biogeoquímica de los océanos. Los ambientes acuáticos costeros suelen tener organismos que desestabilizan el sedimento . Estos organismos modifican el estado físico del sedimento, mejorando así las condiciones para otros organismos y para ellos mismos. Estos organismos también suelen causar bioturbación , término que se usa comúnmente como sinónimo o en referencia a la bioirrigación. ^{[ 27 ]}

La bioirrigación funciona mediante dos procesos distintos: la remoción de partículas y la ventilación , procesos llevados a cabo por macroinvertebrados bentónicos ( generalmente excavadores). Estos procesos se producen cuando los organismos se alimentan (alimentación faunística), defecan , excavan y respiran . La bioirrigación genera un importante transporte oxidativo y tiene un gran impacto en los ciclos biogeoquímicos .

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  Los márgenes continentales pueden sufrir deslizamientos de tierra provocados por terremotos u otras perturbaciones geológicas. Estos pueden generar corrientes de turbidez, ya que el agua turbia, cargada de sedimentos en suspensión, desciende rápidamente por la pendiente. El movimiento caótico dentro del flujo de sedimentos puede mantener la corriente de turbidez, y una vez que alcanza la profunda llanura abisal, puede fluir durante cientos de kilómetros. ^{[ 33 ]}

Las turbiditas son depósitos geológicos de una corriente de turbidez , un tipo de flujo gravitacional fluido y sedimentario responsable de distribuir grandes cantidades de sedimento clástico en las profundidades oceánicas . Se depositan en las fosas oceánicas profundas, bajo la plataforma continental, o en estructuras similares en lagos profundos, mediante avalanchas submarinas que se deslizan por las empinadas laderas del borde de la plataforma continental. Cuando el material se asienta en la fosa oceánica, primero se depositan la arena y otros materiales gruesos, seguidos del lodo y, finalmente, de las partículas más finas. Esta secuencia de sedimentación crea las secuencias de Bouma que caracterizan estas rocas.

Las turbiditas se reconocieron por primera vez en la década de 1950 ^{[ 34 ]} y el primer modelo de facies fue desarrollado por Bouma en 1962. ^{[ 35 ]} Desde entonces, las turbiditas han sido una de las facies de sedimentos de aguas profundas mejor conocidas y más estudiadas. Ahora se conocen muy bien gracias a los núcleos de sedimentos recuperados de sistemas modernos de aguas profundas, pozos subterráneos (de hidrocarburos) y afloramientos antiguos que ahora están expuestos en tierra. Cada nuevo estudio de un sistema de turbiditas en particular revela características de depósito y facies específicas para ese sistema. Las facies observadas con mayor frecuencia se han sintetizado de diversas maneras en una variedad de esquemas de facies. ^{[ 36 ] [ 37 ] [ 28 ]}

• corriente del fondo oceánico (contorno)
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  Identificación del núcleo actual, remolinos y filamentos dentro de una masa de agua profunda ^{[ 38 ] [ 28 ]}

Una contornita es un depósito sedimentario que se forma comúnmente en zonas de elevación continental hasta talud inferior, aunque puede aparecer en cualquier lugar por debajo de la base de las olas de tormenta . Las contornitas se producen por corrientes de fondo de aguas profundas inducidas por la termohalina y pueden verse influenciadas por el viento o las mareas . ^{[ 39 ] [ 40 ]} La geomorfología de los depósitos de contornitas está influenciada principalmente por la velocidad de la corriente de fondo de aguas profundas, el suministro de sedimentos y la topografía del fondo marino. ^{[ 41 ]}

Las contornitas fueron identificadas por primera vez a principios de la década de 1960 por Bruce Heezen y sus colaboradores en el Instituto Oceanográfico Woods Hole . Su artículo, ahora fundamental ^{[ 42 ],} demostró los efectos muy significativos de las corrientes de fondo que siguen el contorno en la formación de la sedimentación en la elevación continental profunda frente a la costa este de Norteamérica. Los depósitos de estas corrientes semipermanentes paralelas a la pendiente pronto se conocieron como contornitas, y la delimitación de cuerpos de sedimentos paralelos a la pendiente, alargados y con forma de montículo, compuestos en gran parte por contornitas, se conoció como derivas de contornitas. ^{[ 43 ] [ 44 ] [ 28 ]}

Los sedimentos hemipelágicos , o hemipelagita , son un tipo de sedimento marino que consiste en granos de arcilla y limo de origen terrígeno y algo de 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 se compone 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 terrestre, los sedimentos transportados por el viento, así como las partículas descargadas por los ríos, pueden contribuir a los depósitos hemipelágicos. ^{[ 47 ]} Estos depósitos pueden utilizarse para cuantificar los cambios climáticos e identificar cambios en la procedencia de los sedimentos. ^{[ 48 ] [ 49 ]}

• Diagramas de tipos de sedimentos pelágicos
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  Familia de turbiditas de grano medio El modelo ideal de facies de Bouma muestra la secuencia completa de divisiones A–E, ^{[ 50 ]} mientras que F es una secuencia parcial típica que se encuentra en la naturaleza. ^{[ 28 ]}
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  Familia de contornitas arenosas para arenas fangosas, arenas finas a medias y arenas medias a gruesas ^{[ 51 ] [ 28 ]}
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  Modelos de facies de hemipelagita Modelo estándar que muestra una ciclicidad simple entre partes ricas en arcilla y partes ricas en materia biogénica. Las variaciones dependen de los aportes de componentes. ^{[ 28 ]}

El microbentos marino son microorganismos que viven en la zona bentónica del océano, es decir, cerca o sobre el fondo marino, o dentro o sobre los sedimentos superficiales del lecho marino. La palabra bentos proviene del griego y significa "profundidad del mar". El microbentos se encuentra 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 lecho marino. En aguas poco profundas, las praderas de pastos marinos , los arrecifes de coral y los bosques de algas proporcionan hábitats particularmente ricos. En las zonas fóticas, las diatomeas bentónicas predominan como organismos fotosintéticos. En las zonas intermareales, las mareas cambiantes controlan fuertemente las oportunidades para el microbentos.

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  Elphidium, un género abundante y extendido de foraminíferos bentónicos.
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  Heterohelix , un género extinto de foraminíferos bentónicos.

• microanimales marinos
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  Fotografía de campo oscuro de un gastrotrico , de 0,06 a 3,0  mm de longitud, un animal parecido a un gusano que vive entre partículas de sedimento.
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  Los Pliciloricus enigmaticus acorazados , de unos 0,2  mm de longitud, viven en los espacios entre la grava marina.

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 6700 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 que se encuentra en los océanos.

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  Las diatomeas son uno de los tipos más comunes de fitoplancton.
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  Sus conchas protectoras (frustos) están hechas de silicio.
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  Vienen en muchas formas y tamaños.

Los cocolitóforos son diminutos protistas fotosintéticos unicelulares con dos flagelos para la locomoción. La mayoría están protegidos por una concha cubierta de placas o escamas circulares ornamentadas llamadas cocolitos . Los cocolitos están hechos de carbonato de calcio . El término cocolitóforo deriva del griego y significa " piedra portadora de semillas" , en referencia a su pequeño tamaño y a los cocolitos que transportan. En las condiciones adecuadas, proliferan , al igual que otros fitoplancton, y pueden teñir el océano de un blanco lechoso . ^{[ 54 ]}

Cocolitóforos

...tienen placas llamadas cocolitos

...fósil extinto

Los cocolitóforos construyen esqueletos de calcita importantes para el ciclo del carbono marino ^{[ 55 ].}

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  Cocolitóforos que reciben su nombre de la serie documental de la BBC El Planeta Azul.

Los radiolarios son protistas depredadores unicelulares encerrados en elaboradas conchas globulares, generalmente de sílice y perforadas. Su nombre proviene del latín "radio". Capturan a sus presas extendiendo partes de su cuerpo a través de los orificios. Al igual que las frústulas de sílice de las diatomeas, las conchas de los radiolarios pueden hundirse hasta el fondo oceánico cuando mueren y conservarse como parte del sedimento marino . Estos restos, como microfósiles , proporcionan información valiosa sobre las condiciones oceánicas del pasado. ^{[ 56 ]}

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  Al igual que las diatomeas, los radiolarios se presentan en muchas formas.
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  Al igual que las diatomeas, las conchas de los radiolarios suelen estar hechas de silicato.
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  Sin embargo, los radiolarios acantarios tienen conchas hechas de cristales de sulfato de estroncio.
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  Diagrama esquemático en sección transversal de una concha esférica de radiolario.

Foraminíferos

...puede tener más de un núcleo

...y espinas defensivas

Los foraminíferos son protistas zooplanctónicos unicelulares , con testículos de calcio.

Al igual que los radiolarios, los foraminíferos ( o foraminíferos, para abreviar) son protistas depredadores unicelulares, también protegidos por conchas con agujeros. Su nombre proviene del latín y significa "portadores de agujeros". Sus conchas, a menudo llamadas testas , son cámaras (los foraminíferos 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 quitina , y (raramente) de sílice. La mayoría de los foraminíferos son bentónicos , pero alrededor de 40 especies son planctónicas . ^{[ 57 ]} Han sido ampliamente investigados y cuentan con registros fósiles bien establecidos que permiten a los científicos inferir mucho sobre los ambientes y climas del pasado. ^{[ 56 ]}

Tanto los foraminíferos como las diatomeas presentan formas planctónicas y bentónicas ; es decir, pueden desplazarse a la deriva en la columna de agua o vivir sobre sedimentos en el fondo del océano. En ambos casos, sus conchas terminan en el lecho marino tras su muerte. Estas conchas se utilizan ampliamente como indicadores climáticos . La composición química de las conchas es consecuencia de la composición química del océano en el momento de su formación. Las temperaturas pasadas del agua también pueden inferirse a partir de las proporciones de isótopos estables de oxígeno en las conchas, ya que los isótopos más ligeros se evaporan con mayor facilidad en aguas más cálidas, dejando los isótopos más pesados ​​en las conchas. La abundancia de foraminíferos y diatomeas permite inferir información adicional sobre climas pasados, dado que tienden a ser más abundantes en aguas cálidas. ^{[ 58 ]}

La extinción masiva que acabó con los dinosaurios hace 66 millones de años también provocó la extinción de tres cuartas partes de todas las demás especies animales y vegetales. Sin embargo, los foraminíferos bentónicos de aguas profundas proliferaron posteriormente. En 2020 se informó que los investigadores habían examinado la composición química de miles de muestras de estos foraminíferos bentónicos y habían utilizado sus hallazgos para construir el registro climático más detallado de la Tierra hasta la fecha. ^{[ 59 ] [ 60 ]}

Algunos endolitos tienen vidas extremadamente largas. En 2013, investigadores informaron sobre la presencia de endolitos en el fondo oceánico, posiblemente de millones de años de antigüedad, con un tiempo de generación de 10 000 años. ^{[ 61 ]} Estos se metabolizan lentamente y no se encuentran en estado latente. Se estima que algunos Actinomycetota hallados en Siberia tienen medio millón de años de antigüedad. ^{[ 62 ] [ 63 ] [ 64 ]}