Sedimento marino

Los sedimentos marinos, 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 hasta el mar, principalmente por los ríos, pero también por el polvo transportado por el viento y por el flujo de los glaciares hacia el mar, o son depósitos biogénicos de organismos marinos o de precipitaciones químicas en el agua de mar, así como de volcanes submarinos y restos de meteoritos.

Excepto a unos pocos kilómetros de una dorsal oceánica, donde la roca volcánica es todavía relativamente joven, la mayor parte del fondo marino está cubierta de sedimentos. Este material procede de varias fuentes diferentes y su composición es muy variable. El espesor del sedimento del fondo marino puede variar desde unos pocos milímetros hasta varias decenas de kilómetros. Cerca de la superficie, el sedimento del fondo marino permanece 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; en muchos casos, se necesitan miles de años para que se formen depósitos significativos. Los sedimentos transportados desde la tierra se acumulan más rápidamente, del orden de un metro o más por cada mil años en el caso de las partículas más gruesas. Sin embargo, las tasas de sedimentación cerca de las desembocaduras de grandes ríos con alto caudal pueden ser órdenes de magnitud superiores. Los lodos biógenos se acumulan a una tasa de aproximadamente un centímetro por cada mil años, mientras que las pequeñas partículas de arcilla se depositan en las profundidades del océano a una tasa de alrededor de un milímetro por cada mil años.

Los sedimentos de la tierra se depositan en los márgenes continentales por la escorrentía superficial, la descarga de los ríos y otros procesos. Las corrientes de turbidez pueden transportar estos sedimentos por el talud continental hasta el fondo oceánico profundo. El fondo oceánico profundo experimenta su propio proceso de expansión desde la dorsal mesooceánica y luego, lentamente, los sedimentos acumulados en el fondo profundo se van subduciendo 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 los respiraderos hidrotermales de las profundidades marinas, lo que garantiza que el proceso continúe indefinidamente. Los sedimentos proporcionan hábitat para una multitud de vida marina, en particular 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.

Excepto a unos pocos kilómetros de una dorsal oceánica, donde la roca volcánica es todavía relativamente joven, la mayor parte del fondo marino está cubierta de sedimentos. Este material procede 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.

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

• El sedimento territorial se deriva de fuentes continentales transportadas por ríos, vientos, corrientes oceánicas y glaciares. Está dominada por cuarzo, feldespato, minerales de arcilla, óxidos de hierro y materia orgánica terrestre.
• El sedimento de carbonato pelágico se deriva de organismos (por ejemplo, foraminifera) que viven en el agua oceánica (en diversas profundidades, pero en su mayoría cerca de la superficie) que hacen sus cáscaras (pruebas k.a.) de minerales de carbonato como el calcita.
• El sedimento de sílice pelágico se deriva de organismos marinos (por ejemplo, diatomeas y radiolaria) que hacen sus pruebas de sílice (cuarzo microcristalino).
• La ceniza volcánica y otros materiales volcánicos se derivan de erupciones terrestres y submarinas.
• Los nódulos de hierro y manganeso forman precipitaciones directas del agua oceánica-bottom.

La distribución de algunos de estos materiales en los mares se muestra en el diagrama que aparece al comienzo de este artículo ↑. Los sedimentos terrígenos predominan cerca de los continentes y en los mares interiores y en los grandes lagos. Estos sedimentos tienden a ser relativamente gruesos y suelen contener arena y limo, pero en algunos casos incluso guijarros y cantos rodados. La arcilla se deposita lentamente en los entornos costeros, pero gran parte de ella se dispersa lejos de sus zonas 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 lodos silíceos (derivados de radiolarios y diatomeas) son comunes en la región polar sur, a lo largo del ecuador en el Pacífico, al sur de las islas Aleutianas y en grandes partes del océano Índico. Los lodos carbonatados están ampliamente distribuidos en todos los océanos de las regiones ecuatoriales y de latitudes medias. De hecho, la arcilla se deposita en todas partes en los océanos, pero en áreas donde los organismos productores de sílice y carbonato son prolíficos, estos producen suficiente sedimento de sílice o carbonato para dominar sobre la arcilla.

Los sedimentos de carbonato se derivan de una amplia gama de organismos pelágicos cercanos a la superficie que construyen sus conchas a partir de carbonato. Estas diminutas conchas, y los fragmentos aún más diminutos que se forman cuando se rompen en pedazos, se depositan 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 4000 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 carbonato. Como resultado, los exudados de carbonato están ausentes en las partes más profundas del océano (más de 4000 m de profundidad), pero son comunes en áreas menos profundas como la dorsal mesoatlántica, la dorsal del Pacífico oriental (al oeste de América del Sur), a lo largo de la tendencia de los montes submarinos Hawaianos/Emperador (en el Pacífico norte) y en las cimas de muchos montes submarinos aislados.

La textura de los sedimentos se puede examinar de varias maneras. La primera es el tamaño del grano. 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. Entre otras cosas, el tamaño del grano representa las condiciones en las que se depositó el sedimento. Las condiciones de alta energía, como las fuertes corrientes u olas, generalmente dan como resultado la deposición solo de las partículas más grandes, ya que las más finas serán arrastradas. Las condiciones de menor energía permitirán que las partículas más pequeñas se sedimenten y formen sedimentos más finos.

La clasificación es otra forma de categorizar la textura de los sedimentos. La clasificación se refiere a la uniformidad de las partículas en términos de tamaño. Si todas las partículas son de un tamaño similar, como en la arena de la playa, el sedimento está bien clasificado. Si las partículas son de tamaños muy diferentes, el sedimento está mal clasificado, como en los depósitos glaciares.

Una tercera forma de describir la textura de los sedimentos marinos es su madurez, o el tiempo que sus partículas han sido transportadas por el agua. Una forma que puede indicar la madurez es la redondez de las partículas. Cuanto más maduro sea un sedimento, más redondez tendrán 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 arrastradas, y una cantidad determinada de energía moverá partículas de un tamaño similar a lo largo de la misma distancia. Por último, cuanto más viejo y maduro sea un sedimento, mayor será el contenido de cuarzo, al menos en sedimentos derivados de partículas de roca. El cuarzo es un mineral común en las rocas terrestres, y es muy duro y resistente a la abrasión. Con el tiempo, las partículas hechas de otros materiales se desgastan, dejando solo cuarzo. La arena de playa es un sedimento muy maduro; está compuesto principalmente de cuarzo, y las partículas son redondeadas y de tamaño similar (bien clasificadas).

Los sedimentos marinos también se pueden clasificar según su origen. Existen cuatro tipos:

• Los sedimentos litógenos, también llamados sedimentos terrigenosos, se derivan de rocas preexistentes y provienen de tierra a través de ríos, hielo, viento y otros procesos. Se denominan sedimentos terrigenosos ya que la mayoría procede de la tierra.
• Los sedimentos biogénicos se componen de los restos de organismos marinos, y provienen de organismos como el plancton cuando sus exosqueletos se descomponen
• Los sedimentos hidrogenos proceden de reacciones químicas en el agua, y se forman cuando los materiales que se disuelven en el agua se precipitan y forman partículas sólidas.
• Los sedimentos cosmógenos se derivan de fuentes extraterrestres, procedentes del espacio, filtrando a través de la atmósfera o transportados a la Tierra en meteoritos.

Los sedimentos litógenos o terrígenos están compuestos principalmente de pequeños fragmentos de rocas preexistentes que han llegado al océano. Estos sedimentos pueden contener todo el rango de tamaños de partículas, desde arcillas microscópicas hasta grandes rocas, y se encuentran prácticamente en todas partes en el fondo del océano. Los sedimentos litógenos se crean en la tierra mediante el proceso de meteorización, 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:

Arroyos y ríos: Diversas formas de escorrentía depositan grandes cantidades de sedimentos en los océanos, principalmente en forma de partículas de grano fino. Se cree que alrededor del 90% de los sedimentos litógenos de los océanos provienen de la descarga de ríos, en particular de Asia. La mayor parte de estos sedimentos, especialmente las partículas más grandes, se depositarán y permanecerán 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 de la fuente.

Viento: El transporte eólico puede transportar pequeñas partículas de arena y polvo 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 gotas de lluvia o copos de nieve. El transporte eólico es particularmente importante cerca de las zonas desérticas.

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  La cara de hielo glacial azul se funde en el mar
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  Secreción de río en el Delta del Yukón, Alaska. El color pálido muestra las grandes cantidades de sedimentos liberados en el océano a través de los ríos.
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  Una columna de partículas transmitidas por el viento del Sudán (izquierda) sopla sobre el Mar Rojo

Glaciares y rafting en el hielo: a medida que los glaciares avanzan sobre la tierra, recogen gran cantidad de partículas de tierra y rocas, incluidas rocas muy grandes, que son arrastradas 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 del punto donde el glaciar se encuentra con el agua, pero una pequeña cantidad de material también se transporta a mayores distancias mediante rafting, donde los trozos de hielo más grandes se alejan del glaciar antes de liberar su sedimento.

Gravedad: los deslizamientos de tierra, los aludes de lodo, las avalanchas y otros fenómenos provocados por la gravedad pueden depositar grandes cantidades de material en el océano cuando ocurren cerca de la costa.

Olas: la acción de las olas a lo largo de la costa erosiona las rocas y arrastra partículas sueltas de las playas y las costas hacia el agua.

Volcanes: Las erupciones volcánicas emiten grandes cantidades de cenizas y otros desechos a la atmósfera, que luego pueden ser transportados por el viento y depositados finalmente en los océanos.

Gastrolitos: Otro medio, relativamente menor, de transportar sedimentos litógenos al océano son los gastrolitos. Gastrolito significa "piedra del estómago". Muchos animales, incluidas las aves marinas, los pinnípedos y algunos cocodrilos, tragan deliberadamente piedras y las regurgitan más tarde. Las piedras tragadas en tierra pueden regurgitarse en el mar. Las piedras pueden ayudar a triturar los alimentos en el estómago o actuar como lastre que regula la flotabilidad. La mayoría de estos procesos depositan sedimentos litógenos cerca de la costa. Las partículas de sedimento pueden luego ser transportadas más lejos por las olas y las corrientes, y pueden eventualmente escapar de la plataforma continental y alcanzar el fondo del océano profundo.

Composition

Los sedimentos litógenos suelen reflejar la composición de los materiales de los que proceden, por lo que están dominados por los principales minerales que componen la mayor parte de las rocas terrestres. Entre ellos se encuentran el cuarzo, el feldespato, los minerales arcillosos, los óxidos de hierro y la 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.

Los sedimentos biógenos provienen de los restos de organismos vivos que se depositan como sedimento cuando estos mueren. Son las "partes duras" de los organismos las que contribuyen a los sedimentos; elementos 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.

Los sedimentos macroscópicos contienen restos de gran tamaño, como esqueletos, dientes o caparazones de organismos de mayor tamaño. Este tipo de sedimento es bastante raro en la mayor parte del océano, ya que los organismos de gran tamaño no mueren en una abundancia lo suficientemente concentrada como para permitir que estos restos se acumulen. Una excepción se da alrededor de los arrecifes de coral, donde hay una gran abundancia de organismos que dejan sus restos, en particular los fragmentos de los esqueletos pétreos de los corales que constituyen un gran porcentaje de la arena tropical.

Los sedimentos microscópicos están formados por las partes duras de los organismos microscópicos, en particular sus caparazones o testos. Aunque son muy pequeños, estos organismos son muy abundantes y, como mueren por miles de millones cada día, sus testos se hunden hasta el fondo y crean sedimentos biógenos. Los sedimentos compuestos por testos microscópicos 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 está formada por al menos un 30 % de material biógeno microscópico, se clasifica como lodo biógeno. El resto del sedimento suele estar formado por arcilla.

Las principales fuentes de sedimentos biógenos microscópicos son las algas unicelulares y los protozoos (criaturas unicelulares similares a las amebas) que secretan sales de carbonato de calcio (CaCO3) o sílice (SiO2). Las sales de sílice provienen de dos grupos principales: las diatomeas (algas) y los radiolarios (protozoos).

Las diatomeas son miembros particularmente importantes del fitoplancton, ya que funcionan como pequeñas algas fotosintetizadoras que flotan a la deriva. Una diatomea consiste en una sola célula de alga rodeada por una elaborada concha de sílice que secreta para sí misma. Las diatomeas tienen 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 las diatomeas son abundantes, el sedimento subyacente es rico en sílice y se denomina tierra de diatomeas.

Los radiolarios son protozoos planctónicos (lo que los convierte en parte del zooplancton) que, al igual que las diatomeas, secretan una sustancia silícea. La sustancia rodea la célula y puede incluir una serie de pequeñas aberturas a través de las cuales el radiolario puede extender un "brazo" o pseudópodo similar al de una ameba. Las sustancias silíceas de los radiolarios suelen presentar una serie de rayos que sobresalen de sus conchas y que les ayudan a flotar. Los lodos en los que predominan las sustancias silíceas de los radiolarios o de las diatomeas se denominan lodos silíceos.

Al igual que los sedimentos silíceos, el carbonato de calcio o los sedimentos calcáreos también se producen a partir de los sedimentos de algas microscópicas y protozoos; en este caso los cocolitóforos y foraminíferos. Los cocolitóforos son algas planctónicas unicelulares aproximadamente 100 veces más pequeñas que las diatomeas. Sus sedimentos están compuestos por una serie de placas de CaCO₃ entrelazadas (cocolitos) que forman una esfera que rodea la célula. Cuando los cocolitóforos mueren, las placas individuales se hunden y forman un lodo. Con el tiempo, el lodo del cocolitóforo se litifica y se convierte en tiza. Los Acantilados Blancos de Dover en Inglaterra están compuestos de lodo rico en cocolitóforos que se convirtió en depósitos de tiza.

Los foraminíferos (también llamados foraminíferos) son protozoos cuyos testículos suelen tener cámaras, similares a las conchas de los caracoles. A medida que el organismo crece, secreta nuevas cámaras más grandes en las que residir. La mayoría de los foraminíferos son bentónicos y viven sobre o dentro de los sedimentos, pero hay algunas especies planctónicas que viven a mayor altura en la columna de agua. Cuando los cocolitóforos y los foraminíferos mueren, forman lodos calcáreos.

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

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 solo 1 cm/s podría llevar la prueba hasta 15.000 km de distancia de su punto de origen antes de que llegue 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 que está sobre ellos. Esto significa que las partículas de sedimento deben hundirse hasta el fondo a un ritmo mucho más rápido, por lo que se acumulan 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 ellas son consumidas primero por algún otro organismo y luego se agregan y se expulsan como grandes bolitas fecales, que se hunden mucho más rápido y llegan al fondo del océano en solo 10 a 15 días. Esto no les da a las partículas tanto tiempo para dispersarse, y el sedimento debajo reflejará la producción que se produce cerca de la superficie. El aumento de la velocidad de hundimiento a través de este mecanismo se ha denominado "expreso fecal".

El agua de mar contiene muchas sustancias disueltas diferentes. En ocasiones, se producen reacciones químicas que hacen que estas sustancias se precipiten en forma de partículas sólidas, que luego se acumulan en forma de sedimento hidrogenado. Estas reacciones suelen desencadenarse por un cambio en las 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 litógenos o biógenos, pero hay algunas formas interesantes.

En los respiraderos hidrotermales, el agua de mar se filtra hacia el fondo marino, donde se sobrecalienta por el magma 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 se precipitan, principalmente en forma de sulfuros metálicos. Estas partículas forman el "humo" que fluye desde un respiradero y pueden eventualmente depositarse en el fondo como sedimento hidrogenado. Los respiraderos hidrotermales se distribuyen a lo largo de los límites de las placas de la Tierra, aunque también se pueden encontrar en lugares intraplaca, como volcanes calientes. Actualmente, se conocen alrededor de 500 campos de respiraderos hidrotermales submarinos activos, aproximadamente la mitad observados visualmente en el fondo marino y la otra mitad sospechada a partir de indicadores de columnas de agua y/o depósitos en el fondo marino.

Los nódulos de manganeso son masas redondeadas de manganeso y otros metales que se forman en el fondo marino, generalmente de entre 3 y 10 cm de diámetro, aunque a veces pueden alcanzar hasta 30 cm. Los nódulos se forman de manera similar a las perlas; hay un objeto central alrededor del cual se depositan lentamente capas concéntricas, lo que hace que el nódulo crezca con el tiempo. La composición de los nódulos puede variar un poco según su ubicación y las condiciones de su formación, pero generalmente están dominados por óxidos de manganeso y hierro. También pueden contener cantidades más pequeñas de otros metales como cobre, níquel y cobalto. La precipitación de nódulos de manganeso es uno de los procesos geológicos más lentos conocidos; 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 litógenos o biógenos, porque cualquier otra deposición de sedimentos cubriría rápidamente los nódulos e impediría un mayor crecimiento de los mismos. Por lo tanto, los nódulos de manganeso suelen estar limitados a áreas del océano central, lejos de aportes litógenos o biógenos significativos, donde a veces pueden acumularse en grandes cantidades en el fondo marino (Figura 12.4.2 derecha). Debido a que los nódulos contienen una serie de metales comercialmente valiosos, ha habido un interés significativo en la extracción de nódulos durante las últimas décadas, aunque la mayoría de los esfuerzos hasta ahora se han mantenido en la etapa exploratoria. Una serie de factores han impedido la extracción a gran escala de nódulos, incluidos los altos costos de las operaciones mineras en aguas profundas, problemas políticos sobre los derechos mineros y preocupaciones ambientales en torno a la extracción de estos recursos no renovables.

Las evaporitas son sedimentos hidrogenados que se forman cuando el agua de mar se evapora, dejando que los materiales disueltos se 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 lleva a cabo en la actualidad. Existen grandes depósitos de evaporitas de halita en varios lugares, incluso bajo el mar Mediterráneo. Hace unos 6 millones de años, los procesos tectónicos cerraron el mar Mediterráneo al Atlántico y el clima cálido evaporó tanta agua que el Mediterráneo se secó casi por completo, dejando grandes depósitos de sal en su lugar (un evento conocido como la Crisis de Salinidad Messiniense). Finalmente, el Mediterráneo volvió a inundarse hace unos 5,3 millones de años y los depósitos de halita fueron cubiertos por otros sedimentos, pero aún permanecen debajo del fondo marino.

Los oolitos son granos pequeños y redondeados que se forman a partir de capas concéntricas de precipitación de material alrededor de una partícula suspendida. Suelen estar compuestos de carbonato de calcio, pero también pueden estar compuestos de fosfatos y otros materiales. La acumulación de oolitos da lugar a arena oolítica, que se encuentra en mayor abundancia en las Bahamas.

Los hidratos de metano son otro tipo de depósito hidrogenado con una posible aplicación industrial. Todos los productos de la 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 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 (debido al calor geotérmico) y las bacterias se ponen a trabajar para descomponer la materia orgánica contenida. Como esto ocurre en ausencia de oxígeno (es decir, 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 hacia el fondo marino. A profundidades de agua de 500 m a 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. Entre unos pocos metros y cientos de metros del fondo marino, la temperatura es lo suficientemente baja como para que el hidrato de metano sea estable y se acumulen hidratos dentro del sedimento. El hidrato de metano es inflamable porque, cuando se calienta, se libera en forma de gas. El metano que se encuentra en 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.

Los sedimentos cosmógenos proceden de fuentes extraterrestres y se presentan en dos formas principales: esferulitas microscópicas y restos de meteoritos de mayor tamaño. Las esferulitas están compuestas principalmente de sílice o hierro y níquel, y se cree que son expulsados cuando los meteoritos 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 finalmente se depositan de nuevo en la Tierra y contribuyen a los sedimentos. Al igual que las esferulitas, los restos de meteoritos son principalmente sílice o hierro y níquel. Una forma de restos de estas colisiones son las tectitas, que son pequeñas gotas de vidrio. Es probable que estén compuestas de sílice terrestre que fue expulsada y fundida durante un impacto de meteorito, que luego se solidificó al enfriarse al regresar a la superficie.

Los sedimentos cosmógenos son bastante raros en el océano y no suelen acumularse en grandes depósitos. Sin embargo, se les añade constantemente a través del polvo espacial que cae continuamente sobre la Tierra. Alrededor del 90% de los desechos cosmógenos que llegan se vaporizan al entrar en la atmósfera, pero se estima que entre 5 y 300 toneladas de polvo espacial caen sobre la superficie de la Tierra cada día.

El lodo silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico que se encuentra en el fondo del océano profundo. Los lodos silíceos son los menos comunes de los sedimentos de aguas profundas y constituyen aproximadamente el 15% del fondo del océano. Los lodos se definen como sedimentos que contienen al menos un 30% de restos esqueléticos de microorganismos pelágicos. Los lodos silíceos están compuestos en gran parte por esqueletos 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 esponjas. Los lodos silíceos están compuestos por esqueletos hechos de sílice opal Si(O2), 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 de manera eficiente en el entorno marino a través del ciclo de la sílice. La distancia de las masas terrestres, la profundidad del agua y la fertilidad del océano son factores que afectan el contenido de sílice opalino en el agua de mar y la presencia de lodos silíceos.

Ooze piadoso
mineral formas	protista involucrados		nombre de esqueleto	tamaño típico
SiO2 silica quartz cristal opal masticar	diatom		frustule	0,002 a 0,2 mm		diatom microfossil desde hace 40 millones de años
	radiolacrania		prueba o concha	0,1 a 0,2 mm		cáscara de silica elaborada de un radiolarian

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  La tierra diatomácea es una roca sedimentaria suave, silícea, formada por microfosils en forma de frustules (velas) de diatomeas de células individuales
  (Haz clic en 3X para ampliarlo completamente)

El término calcáreo se puede aplicar a un fósil, sedimento o roca sedimentaria que se forma a partir de carbonato de calcio, o que contiene una alta proporción de este, en forma de calcita o aragonito. Los sedimentos calcáreos (caliza) suelen depositarse en aguas poco profundas cerca de la tierra, ya que el carbonato es precipitado por organismos marinos que necesitan nutrientes derivados de la tierra. En términos generales, 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 lodo calcáreo es una forma de carbonato de calcio derivado de organismos planctónicos que se acumula en el fondo del mar. Esto solo puede ocurrir si el océano es más superficial 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.

Ooze calcáreo
mineral formas	protista involucrados		nombre de esqueleto	tamaño típico
CaCO3 calcite aragonita piedra caliza mármol tiza	foraminiferan		prueba o concha	debajo de 1 mm		Prueba calcificada de un foraminiferano planctico. Hay unas 10.000 especies vivas de foraminiferos
	cocolithophore		cocolitos	debajo de 0,1 mm		Los cocolithophores son la mayor fuente mundial de carbonato de calcio bigénico y contribuyen significativamente al ciclo mundial del carbono. Son el principal componente de depósitos de tiza como los acantilados blancos de Dover.

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  Microfosiles calcáreos de sedimentos marinos compuestos principalmente de destellos en forma de estrella con un rociado de cocolitos
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  Ilustración de una Globigerina Ooze
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  Shells (tests), usualmente hecho de carbonato de calcio, de un ooze foraminiferal en el fondo oceánico

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  El Opal puede contener microfosiles protistas de diatomeas, radiólogos, silicoflagelados y ebridianos
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  El mármol puede contener microfosiles protistas de foraminiferanos, cocolithophores, nannoplancton calcáreo y algas, ostracodes, pteropods, calpionellids y bryozoa
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  Ciclo de carbono-silicate

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El lugar y la forma en que se acumulan los sedimentos dependerá de la cantidad de material que proviene de una fuente, la distancia desde la fuente, el tiempo que el sedimento ha tenido para acumularse, lo bien que se conservan los sedimentos y las cantidades de otros tipos de sedimentos que también se están agregando al sistema.

Las tasas de acumulación de sedimentos son relativamente lentas en la mayor parte del océano; en muchos casos, se necesitan miles de años para que se formen depósitos significativos. Los sedimentos litógenos se acumulan más rápidamente, del orden de un metro o más por cada mil años en el caso de las partículas más gruesas. Sin embargo, las tasas de sedimentación cerca de las desembocaduras de grandes ríos con alto caudal pueden ser órdenes de magnitud superiores.

Los lodos biógenos se acumulan a un ritmo de aproximadamente 1 cm por cada mil años, mientras que las pequeñas partículas de arcilla se depositan en las profundidades del océano a un ritmo de alrededor de un milímetro por cada mil años. Como se ha descrito anteriormente, los nódulos de manganeso tienen un ritmo de acumulación increíblemente lento, pues ganan 0,001 milímetros por cada mil años.

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Los sedimentos marinos son más gruesos cerca de los márgenes continentales, donde pueden tener 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 que llegan desde 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.

A medida que aumenta la distancia desde el centro de expansión de una dorsal, 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 dorsal. Con una tasa de expansión del fondo marino de unos 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.

El diagrama que aparece al comienzo de este artículo ↑ muestra la distribución de los principales tipos de sedimentos en el fondo del océano. Los sedimentos cosmógenos podrían acabar en cualquier parte del océano, pero se acumulan en cantidades tan pequeñas que se ven superados 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 cosmógenos e hidrogenados pueden ignorarse en su mayoría en el análisis de los patrones de sedimentos globales.

Los sedimentos litógenos/terrígenos gruesos predominan cerca de los márgenes continentales, ya 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 estos sedimentos permanecen en la plataforma o cerca de ella, mientras que las corrientes de turbidez pueden transportar material por el talud continental hasta el fondo oceánico profundo (llanura abisal). Los sedimentos litógenos también son comunes en los polos, donde una gruesa capa de hielo puede limitar la producción primaria y la ruptura de los glaciares deposita sedimentos a lo largo del borde del hielo.

Los sedimentos litógenos gruesos son menos comunes en el océano central, ya que estas áreas están demasiado alejadas de las fuentes para que estos sedimentos 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 litógenos no llegan.

La distribución de los sedimentos biógenos depende de sus tasas de producción, disolución y dilución por otros sedimentos. Las áreas costeras muestran una producción primaria muy alta, por lo que se podría esperar que existan abundantes depósitos biógenos en estas regiones. Sin embargo, los sedimentos deben ser >30% biógenos para ser considerados un lodo biógeno, e incluso en áreas costeras productivas hay tanto aporte litógeno que inunda los materiales biógenos, y ese umbral del 30% no se alcanza. Por lo tanto, las áreas costeras siguen dominadas por sedimentos litógenos, y los sedimentos biógenos serán más abundantes en ambientes pelágicos donde hay poco aporte litógeno.

Para que los sedimentos biógenos se acumulen, su tasa de producción debe ser mayor que la tasa de disolución de las muestras. La sílice está subsaturada en todo el océano y se disolverá en el agua de mar, pero se disuelve más fácilmente en aguas más cálidas 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 solo se acumularán en regiones más frías de alta productividad, donde se acumulan más rápido de lo que se disuelven. Esto incluye las regiones de surgencia cerca del ecuador y en latitudes altas donde hay abundantes nutrientes y agua más fría.

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 acumula. Aproximadamente el 15% del fondo marino está cubierto por lodos silíceos.

Los sedimentos de carbonato de calcio biógeno 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 CO2 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 agua polar más fría y profunda que en agua superficial tropical más cálida. En los polos, el agua es uniformemente fría, por lo que el carbonato de calcio se disuelve fácilmente a 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.

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

El CCD se encuentra a mayor profundidad en el Atlántico que en el Pacífico, ya que el Pacífico contiene más CO2, 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, aproximadamente el 48% del fondo marino está dominado por lodos calcáreos.

Gran parte del resto del fondo oceánico profundo (alrededor del 38%) está dominado por arcillas abisales. Esto no se debe tanto a una 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 debido a que son tan pequeñas, se dispersan fácilmente por el viento y las corrientes, y pueden llegar a zonas inaccesibles para otros tipos de sedimentos. Las arcillas predominan en el centro del Pacífico Norte, por ejemplo. Esta zona está demasiado lejos de la tierra para que lleguen sedimentos litógenos 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.

Como las partículas de arcilla se acumulan tan lentamente, el fondo oceánico profundo, dominado por arcilla, suele albergar sedimentos hidrogenados como nódulos de manganeso. Si se produjera aquí cualquier otro tipo de sedimento, se acumularía mucho más rápidamente y enterraría los nódulos antes de que tuvieran la oportunidad de crecer.

Los ambientes marinos de aguas poco profundas se encuentran en áreas entre la costa y aguas más profundas, como una pared de arrecife o una plataforma continental. El agua en este ambiente es poco profunda y clara, lo que permite la formación de diferentes estructuras sedimentarias, rocas carbonatadas, arrecifes de coral y permite que ciertos organismos sobrevivan y se conviertan en fósiles.

El sedimento en sí mismo suele estar compuesto de piedra caliza, que se forma fácilmente en aguas tranquilas, cálidas y poco profundas. Los ambientes marinos poco profundos no están compuestos exclusivamente de sedimentos siliciclásticos o carbonáceos. Si bien no siempre pueden coexistir, es posible tener un ambiente marino poco profundo compuesto únicamente de sedimento carbonáceo o uno que esté compuesto completamente de sedimento siliciclástico. El sedimento marino de aguas poco profundas está formado por tamaños de grano más grandes porque los granos más pequeños han sido arrastrados a aguas más profundas. Dentro de las rocas sedimentarias compuestas de sedimento carbonáceo, también puede haber minerales de evaporita. Los minerales de evaporita más comunes que se encuentran dentro de los depósitos modernos y antiguos son el yeso, la anhidrita y la halita; pueden presentarse como capas cristalinas, cristales aislados o grupos de cristales.

En términos de tiempo geológico, se dice que la mayor parte de las rocas sedimentarias del Fanerozoico se depositaron 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 del Precámbrico también se depositaron en aguas marinas poco profundas, a menos que se identifique específicamente lo contrario. Esta tendencia se observa en la región de América del Norte y el Caribe. Además, como resultado de la ruptura de los supercontinentes y otros procesos de desplazamiento de las placas tectónicas, los sedimentos marinos poco profundos muestran grandes variaciones en términos de cantidad en el tiempo geológico.

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

Los bioturbadores son ingenieros de los ecosistemas porque alteran la disponibilidad de recursos para otras especies a través de los cambios físicos que realizan en sus entornos. Este tipo de cambio en los ecosistemas afecta la evolución de las especies que cohabitan y el medio ambiente, lo que es evidente en los fósiles traza 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.

Las morsas y los salmones son ejemplos de grandes bioturbadores. Aunque las actividades de estos grandes bioturbadores de la macrofauna son más notorias, los bioturbadores dominantes son pequeños invertebrados, como los poliquetos, los camarones fantasma y los camarones de fango. Las actividades de estos pequeños invertebrados, que incluyen la excavación y la ingestión y defecación de granos de sedimento, contribuyen a la mezcla y la alteración de la estructura del sedimento.

La bioirrigación es el proceso por el cual los organismos bentónicos lavan sus madrigueras con agua suprayacente. El intercambio de sustancias disueltas entre el agua intersticial y el agua de mar suprayacente que resulta de ello es un proceso importante en el contexto de la biogeoquímica de los océanos. Los ambientes acuáticos costeros a menudo tienen organismos que desestabilizan los sedimentos. Cambian el estado físico de los sedimentos, mejorando así las condiciones para otros organismos y para ellos mismos. Estos organismos a menudo también causan bioturbación, que se usa comúnmente de manera intercambiable o en referencia a la bioirrigación.

La bioirrigación funciona como dos procesos diferentes, conocidos como retrabajo de partículas y ventilación, que es el trabajo de los macroinvertebrados bentónicos (generalmente los que excavan). Esta retrabajo de partículas y ventilación es causada por los organismos cuando se alimentan (alimentación de la 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.

• Procesos pelágicos y hemipelagicos
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  Suministro de sedimentos de fuentes terrigenosas y biológicas
  así como su dispersión y asentamiento a través de la columna de agua

Los sedimentos pelágicos, o pelagitas, 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 conchas microscópicas, calcáreas o silíceas de fitoplancton o zooplancton; sedimentos siliciclásticos del tamaño de arcillas; o alguna mezcla de estos. También se encuentran trazas de polvo meteórico y cantidades variables de ceniza volcánica dentro de los sedimentos pelágicos. Según la composición del lodo, hay tres tipos principales de sedimentos pelágicos: lodos silíceos, lodos calcáreos y arcillas rojas.

Durante 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 acumulado un amplio corpus de trabajos sobre los procesos y sedimentos de las aguas profundas. Durante muchas décadas desde esa expedición pionera, y durante la primera mitad del siglo XX, se consideró que las profundidades marinas eran de naturaleza completamente pelágica.

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

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  Los márgenes continentales pueden experimentar fallas de pendiente provocadas por terremotos u otras perturbaciones geológicas. Estos pueden dar lugar a corrientes de turbididad como densa de agua turbida con sedimentos suspendidos que se precipitan por la pendiente. El movimiento caótico dentro del flujo de sedimentos puede sostener la corriente de turbidez, y una vez que llega a la llanura abismal profunda puede fluir por cientos de kilómetros.

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 se asienta en la depresion oceánica, 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 fueron reconocidas por primera vez en la década de 1950 y el primer modelo de facies fue desarrollado por Bouma en 1962. Desde entonces, las turbiditas han sido una de las facies de sedimentos de aguas profundas más conocidas y estudiadas con mayor intensidad. Ahora son muy conocidas a partir de núcleos de sedimentos recuperados de sistemas de aguas profundas modernos, pozos subterráneos (de hidrocarburos) y afloramientos antiguos ahora expuestos en la 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 formas en una variedad de esquemas de facies.

• Flujo oceánico (contorno) actual
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  Identificar el núcleo actual, las hembras y las hebras dentro de una masa de agua profunda

Una contourita es un depósito sedimentario que se forma comúnmente en elevaciones continentales hasta zonas de taludes más bajos, aunque puede aparecer en cualquier lugar que esté por debajo de la base de las olas de tormenta. Las contouritas se producen por corrientes de fondo de aguas profundas inducidas por la termohalina y pueden verse influenciadas por las fuerzas del viento o de las mareas. La geomorfología de los depósitos contouritas está influenciada principalmente por la velocidad de las corrientes de fondo de aguas profundas, el suministro de sedimentos y la topografía del fondo marino.

Las contouritas fueron identificadas por primera vez a principios de los años 1960 por Bruce Heezen y sus colaboradores del Instituto Oceanográfico Woods Hole. Su artículo, que ahora es fundamental, demostró los efectos muy significativos de las corrientes de fondo que siguen las curvas de nivel en la formación de sedimentación en la profunda elevación continental frente a la costa este de Norteamérica. Los depósitos de estas corrientes semipermanentes a lo largo de la pendiente pronto se conocieron como contouritas, y la demarcación de cuerpos sedimentarios alargados y en montículos paralelos a la pendiente, compuestos principalmente de contouritas, se conoció como derivas de contouritas.

Los sedimentos hemipelágicos, o hemipelagita, son un tipo de sedimentos marinos que consisten en granos de tamaño de arcilla y limo que son terrígenos y algo de material biogénico derivado de la masa terrestre más cercana a los depósitos o de organismos que viven en el agua. Los sedimentos hemipelágicos se depositan en las plataformas continentales y las elevaciones continentales, y difieren de los sedimentos pelágicos en su composición. Los sedimentos pelágicos están compuestos principalmente de material biogénico de organismos que viven en la columna de agua o en el fondo marino y contienen poco o nada de material terrígeno. El material terrígeno incluye minerales de la litosfera como el feldespato o el cuarzo. El vulcanismo en la tierra, los sedimentos arrastrados por el viento, así como las partículas descargadas de los ríos pueden contribuir a los depósitos hemipelágicos. Estos depósitos se pueden utilizar para calificar los cambios climáticos e identificar cambios en la procedencia de los sedimentos.

• Diagramas de tipos de sedimentos pelágicos
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  Familia turbidite de raza mediana
  El modelo ideal Bouma facies muestra la secuencia completa de divisiones A–E, mientras que F es una secuencia parcial típica que se encuentra en la naturaleza.
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  Sandy contourite family
  para arenas barrosas, arenas finas a medias
  y arenas medianas a gruesas
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  Hemipelagite facies modelos
  Modelo estándar que muestra una simple ciclicidad entre partes ricas en arcilla y ricas en biógenas. Las variaciones dependen de las aportaciones de los componentes.

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

• Hyperbenthos (o organismos hiperbentáticos), prefijo de griego antiguo hupér 'over', vivir justo encima del sedimento.
• Epibenthos (o organismos epibánicos), prefijo de griego antiguo epí 'en la parte superior', vivir en la parte superior de los sedimentos.
• Endobenthos (o organismos endobánicos), prefijo de griego antiguo éndon 'inner', vivo enterrado, o madriguera en el sedimento, a menudo en la capa superior oxigenada.

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

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  Elphidium un gran género de forams bentónicos
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  Heterohelix, un género extinto de forams bentónicos

• Microanimales marinos
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  Foto de campo oscuro de un gastrotrich, 0,06-3,0 mm de largo, un animal parecido a un gusano que vive entre partículas de sedimento
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  Armoured Pliciloricus enigmaticus, aproximadamente 0,2 mm de largo, vivir en 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, absorben más de 6.700 millones de toneladas métricas de silicio cada año de las aguas en las que viven y aportan casi la mitad del material orgánico que se encuentra en los océanos.

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  Los átomos son uno de los tipos más comunes de fitoplancton
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  Sus cáscaras protectoras (frustles) 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 desplazarse. La mayoría de ellos 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 "piedra que porta semillas", en referencia a su pequeño tamaño y a las piedras que llevan en forma de cocolito. En las condiciones adecuadas, florecen, como otros fitoplancton, y pueden teñir el océano de un blanco lechoso.

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  Coccolithophores llamado después de la serie documental BBC
  El Planeta Azul

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

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  Como diatomeas, los radiolarianos vienen en muchas formas
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  También como diatomeas, los proyectiles radiolarios suelen estar hechos de silicato
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  Sin embargo, los radiólogos acantharios tienen conchas hechas de cristales de sulfato de estroncio
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  Esquema esquemática cortada de una concha radiolar esférica

Al igual que los radiolarios, los foraminíferos (foraminíferos, para abreviar) son protistas depredadores unicelulares, también protegidos por conchas que tienen agujeros. Su nombre proviene del latín "portadores de agujeros". Sus conchas, a menudo llamadas testas, tienen 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. Se han investigado ampliamente y tienen registros fósiles bien establecidos que permiten a los científicos inferir mucho sobre los entornos y climas pasados.

Tanto los foraminíferos como las diatomeas tienen formas planctónicas y bentónicas, es decir, pueden flotar en la columna de agua o vivir en los sedimentos del fondo del océano. De cualquier manera, sus conchas terminan en el fondo marino después de morir. Estas conchas se utilizan ampliamente como indicadores climáticos. La composición química de las conchas es una consecuencia de la composición química del océano en el momento en que se formaron. Las temperaturas pasadas del agua también se pueden inferir a partir de las proporciones de isótopos estables de oxígeno 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 aún más a partir de la abundancia de foraminíferos y diatomeas, ya que tienden a ser más abundantes en agua cálida.

La extinción repentina 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 prosperaron después de la extinción. En 2020 se informó de que los investigadores examinaron la composición química de miles de muestras de estos foraminíferos bentónicos y utilizaron sus hallazgos para crear el registro climático más detallado de la Tierra jamás realizado.

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

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

En los últimos años, el enfoque sobre el carbono oceánico y el secuestro de carbono ha cambiado 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. Este cambio de perspectiva hacia el carbono orgánico y la participación del ecosistema incluye aspectos de la "revolución molecular" en biología, descubrimientos sobre los límites de la vida, avances en el modelado cuantitativo, estudios paleolíticos del ciclo del carbono oceánico, nuevas técnicas analíticas y esfuerzos interdisciplinarios. En 2020, LaRowe et al. describieron una visión amplia de esta cuestión que se extiende a través de múltiples disciplinas científicas relacionadas con los sedimentos marinos y el ciclo global del carbono.

Al principio, la Tierra estaba fundida debido al vulcanismo extremo y a las frecuentes colisiones con otros cuerpos. Con el tiempo, la capa exterior del planeta se enfrió y formó una corteza sólida, y el agua comenzó a acumularse en la atmósfera. Poco después se formó la Luna, posiblemente como resultado del impacto de un planetoide con la Tierra. La desgasificación y la actividad volcánica produjeron la atmósfera primigenia. La condensación del vapor de agua, aumentada por el hielo que llegaba de los cometas, produjo los océanos.

A principios del Arcaico, hace unos cuatro mil millones de años, las rocas eran a menudo sedimentos de aguas profundas muy metamorfizados, como grauvacas, lutitas, sedimentos volcánicos y formaciones de hierro bandeado. Los cinturones de rocas verdes son formaciones típicas del Arcaico, que consisten en rocas metamórficas alternadas de alto y bajo grado. Las rocas de alto grado se derivaron de arcos de islas volcánicas, mientras que las rocas metamórficas de bajo grado representaban sedimentos de aguas profundas erosionados de las rocas de las islas vecinas y depositados en una cuenca de antearco. 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 entre 542 y 251 millones de años (Ma), comenzó poco después de la ruptura de Pannotia y al final de una era glacial global. A lo largo del Paleozoico temprano, la masa continental de la Tierra se dividió en una cantidad sustancial de continentes relativamente pequeños. Hacia el final de la era, los continentes se unieron en un supercontinente llamado Pangea, que incluía la mayor parte de la superficie terrestre de la Tierra. Durante el Silúrico, que comenzó hace 444 Ma, Gondwana continuó una lenta deriva hacia el sur hasta alcanzar altas latitudes meridionales. El derretimiento de los casquetes polares y los glaciares contribuyó a un 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 y se desplazaron cerca del ecuador, iniciando la formación de un segundo supercontinente conocido como Euramérica.

Durante el Triásico se depositaron sedimentos de las profundidades oceánicas que posteriormente desaparecieron a través de la subducción de las placas oceánicas, por lo que se sabe muy poco sobre el océano abierto del Triásico. El supercontinente Pangea se fracturó durante el Triásico, especialmente a finales del período, pero aún no se había separado. Los primeros sedimentos no marinos en la grieta que marca la ruptura inicial de Pangea son de la era del Triásico Tardío. Debido a la línea costera limitada de una masa supercontinental, los depósitos marinos del Triásico son relativamente raros a nivel mundial; 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. Por lo tanto, la estratigrafía del Triásico se basa principalmente en organismos que viven en lagunas y entornos hipersalinos, como los crustáceos Estheria y los vertebrados terrestres.

En las rocas litificadas se conservan patrones o rastros de bioturbación. El estudio de dichos patrones se denomina icnología o el estudio de los "fósiles traza", que, en el caso de los bioturbadores, son fósiles dejados por animales que excavan o hacen madrigueras. Esto se puede comparar con la huella dejada por estos animales. En algunos casos, la bioturbación es tan generalizada que borra por completo las estructuras sedimentarias, como las capas laminadas o la estratificación cruzada. Por lo tanto, afecta a las disciplinas de sedimentología y estratigrafía dentro de la geología. El estudio de los icnofábricos de los bioturbadores utiliza la profundidad de los fósiles, el corte transversal de los fósiles y la nitidez (o lo bien definidos que están) del fósil para evaluar la actividad que se produjo en los sedimentos antiguos. Por lo general, cuanto más profundo es el fósil, mejor conservado y bien definido está el espécimen.

Se han encontrado importantes rastros 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 conservación de una amplia variedad de fósiles. Se han encontrado evidencias de bioturbación en núcleos de sedimentos de aguas profundas, incluso en registros largos, aunque el acto de extraer el núcleo puede alterar los signos de bioturbación, especialmente a profundidades menores. Los artrópodos, en particular, son importantes para el registro geológico de bioturbación de sedimentos eólicos. Los registros de dunas muestran rastros de animales excavadores que se remontan al Mesozoico inferior, hace 250 millones de años, aunque se ha observado bioturbación en otros sedimentos desde hace 550 millones de años.

El primer estudio importante de los sedimentos de las profundidades oceánicas se realizó entre 1872 y 1876 con la expedición del HMS Challenger, que recorrió casi 70.000 millas náuticas para tomar muestras de agua de mar y sedimentos marinos. Los objetivos científicos de la expedición eran tomar medidas físicas del agua de mar a distintas profundidades, así como tomar muestras para determinar la composición química, junto con cualquier material particulado u organismos marinos presentes. Esto incluía tomar muestras y analizar sedimentos del fondo oceánico profundo. Antes del viaje del Challenger, la oceanografía había sido principalmente especulativa. Como primer crucero oceanográfico verdadero, la expedición del Challenger sentó las bases para toda una disciplina académica y de investigación.

Las teorías anteriores sobre la deriva continental proponían que los continentes en movimiento "arrasaban" 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 a los continentes a medida que se expande desde un eje de rift central. El fenómeno se conoce hoy como tectónica de placas. En los lugares donde dos placas se separan, en las dorsales oceánicas, se forma continuamente un nuevo fondo marino durante la expansión del fondo marino. En 1968, se lanzó el buque de investigación oceanográfica Glomar Challenger y se embarcó en un programa de 15 años de duración, el Programa de Perforación en Altas Aguas. 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.

• Stanley, Steven M. (1999). Historia del sistema terrestre. W. H. Freeman. ISBN 978-0-7167-3377-5.