Nu, at vi har en forståelse af de typer af sedimenter, der findes i havet, kan vi vende vores opmærksomhed mod de processer, der forårsager forskellige typer af sedimenter til at dominere i de forskellige steder. Sedimentakkumulering afhænger af mængden af materiale, der kommer fra kilden, afstanden fra kilden, den tid, sedimentet har været nødt til at akkumulere, hvor godt sedimenterne bevares, og mængderne af andre typer sedimenter, der også tilsættes systemet.,

satser for sedimentakkumulering er relativt langsomme i det meste af havet, i mange tilfælde tager tusinder af år for eventuelle betydelige aflejringer at danne. Lithogen sediment akkumulerer den hurtigste i størrelsesordenen 1 m eller mere pr. Imidlertid kan sedimenteringshastigheder nær mundingen af store floder med høj udledning være størrelsesordener højere. 1 cm pr. tusind år, mens små lerpartikler deponeres i det dybe hav på omkring 1 mm pr. Som beskrevet i Afsnit 12.,4, manganknuder har en utrolig langsom akkumulationshastighed, der får 0, 001 mm pr.

Marine sedimenter er tykkeste nær de kontinentale margener (se figur 12.1.1), hvor de kan være over 10 km tykke. Dette skyldes, at skorpen nær passive kontinentale margener ofte er meget gammel, hvilket giver mulighed for en lang periode med ophobning, og fordi der er en stor mængde terrigenøs sedimentindgang, der kommer fra kontinenterne., I nærheden af mid-ocean ridge-systemer, hvor der dannes ny oceanisk skorpe, sedimenter er tyndere, da de har haft mindre tid til at samle sig på den yngre skorpe. Når du bevæger dig væk fra ridge spredningscenteret, bliver sedimenterne gradvist tykkere (se Afsnit 4.5), hvilket øges med cirka 100-200 m sediment for hver 1000 km afstand fra ridge-aksen. 20-40 km / million år repræsenterer dette en sedimentakkumuleringshastighed på cirka 100-200 m hvert 25-50 millioner år.figur 12.6.,1 viser fordelingen af de vigtigste sedimenttyper på havbunden. Kosmogene sedimenter kan potentielt ende i nogen del af havet, men de ophobes i så små mængder, at de overvældes af andre sedimenttyper og derfor ikke er dominerende på noget sted. Tilsvarende kan hydrogenholdige sedimenter have høje koncentrationer på bestemte steder, men disse regioner er meget små på globalt plan. Så vi vil for det meste ignorere kosmogene og hydrogenholdige sedimenter i diskussionen af globale sedimentmønstre.,

Figur 12.6.1 fordelingen af sediment typer på havbunden. Inden for hvert farvet område er den viste type materiale, der dominerer, selvom andre materialer også sandsynligvis vil være til stede (Steven Earle, “fysisk Geologi”).

Grove lithogenous/terrigenous sedimenter er dominerende i nærheden af kontinentalsokler som afstrømning -, flod-udledning, og andre processer, deponere enorme mængder af disse materialer på kontinentalsoklen (afsnit 12.2)., Meget af dette sediment forbliver på eller i nærheden af hylden, mens turbiditetsstrømme kan transportere materiale ned ad kontinentalskråningen til det dybe havbund. Lithogent sediment er også almindeligt ved polerne, hvor tykt isdække kan begrænse primærproduktionen, og glaciale sammenbrudsaflejringer sedimenter langs iskanten. Grove lithogene sedimenter er mindre almindelige i det centrale ocean, da disse områder er for langt fra kilderne til, at disse sedimenter kan akkumuleres., Meget små lerpartikler er undtagelsen, og som beskrevet nedenfor kan de akkumulere i områder, som andet lithogent sediment ikke når.

fordelingen af biogene sedimenter afhænger af deres produktionshastigheder, opløsning og fortynding med andre sedimenter. Vi lærte i afsnit 7.4, at kystområder har meget høj primærproduktion, så vi kunne forvente at se rigelige biogene aflejringer i disse regioner., Men husk på, at sediment skal være >30% biogenous at blive betragtet som en biogenous sive, og selv i produktive kystnære områder, der er så meget lithogenous input, at det sumpe den biogenous materialer, og at 30% – grænsen er ikke nået. Så kystområder forbliver domineret af lithogent sediment, og biogene sedimenter vil være mere rigelige i pelagiske miljøer, hvor der er lidt lithogen input.

for at biogene sedimenter skal akkumulere, skal deres produktionshastighed være større end den hastighed, hvormed testene opløses., Silica er undersaturated hele havet, og vil opløses i havvand, men det opløses lettere i varmere vand og lavere tryk, med andre ord, det opløses hurtigere i nærheden af overfladen, end på dybt vand. Silicasedimenter akkumuleres derfor kun i køligere områder med høj produktivitet, hvor de akkumuleres hurtigere, end de opløses. Dette omfatter up .elling regioner nær ækvator og ved høje breddegrader, hvor der er rigelige næringsstoffer og køligere vand., Oser dannet nær ækvatoriale regioner domineres normalt af radiolarer, mens kiselomer er mere almindelige i de polære oser. Når silica-testene har lagt sig på bunden og er dækket af efterfølgende lag, er de ikke længere genstand for opløsning, og sedimentet akkumuleres. 15% af havbunden er dækket af kiselholdige oser.

biogene calciumcarbonatsedimenter kræver også, at produktionen overskrider opløsningen for at sedimenter akkumuleres, men de involverede processer er lidt anderledes end for silica., Calciumcarbonat opløses lettere i mere surt vand. Koldt havvand indeholder mere opløst CO2 og er lidt mere surt end varmere vand (afsnit 5.5). Derfor er calciumcarbonatforsøg mere tilbøjelige til at opløses i koldere, dybere, polært vand end i varmere, tropisk overfladevand. Ved polerne er vandet ensartet koldt, så calciumcarbonat opløses let i alle dybder, og carbonatsedimenter ophobes ikke. I tempererede og tropiske områder opløses calciumcarbonat lettere, når det synker ned i dybere vand., Dybden ved hvilken calciumcarbonat opløses så hurtigt som det akkumuleres kaldes calciumcarbonat kompensation dybde, eller calcit kompensation dybde, eller blot CCD. Lysoclin repræsenterer dybderne, hvor hastigheden af opløsning af calciumcarbonat øges dramatisk (svarende til termoklin og haloklin). På dybder lavere end CCD-carbonatakkumuleringen vil overstige opløsningshastigheden, og carbonatsedimenter vil blive deponeret. I områder dybere end CCD vil opløsningshastigheden overstige produktionen, og der kan ikke akkumuleres carbonatsedimenter (figur 12.6.2)., CCD findes normalt i dybder på 4-4.5 km, selvom det er meget lavere ved polerne, hvor overfladevandet er koldt. Således kalkholdige oser vil for det meste findes i tropiske eller tempererede farvande mindre end omkring 4 km dyb, såsom langs mid-ocean ridge systemer og på toppen seamounts og plateauer. CCD er dybere i Atlanterhavet end i Stillehavet, da Stillehavet indeholder mere CO2, hvilket gør vandet mere surt og calciumcarbonat mere opløseligt. Dette sammen med det faktum, at Stillehavet er dybere, betyder, at Atlanterhavet indeholder mere kalkholdigt sediment end Stillehavet., Alt i alt er omkring 48% af havbunden domineret af kalkholdige oser.

Figur 12.6.2 Kalkholdige sedimenter kun kan ophobes i mindre dybde end calciumcarbonat erstatning dybde (CCD). Under CCD opløses kalkholdige sedimenter og vil ikke akkumulere. Lysoklinen repræsenterer dybderne, hvor opløsningshastigheden stiger dramatisk (P.).

meget af resten af den dybe havbund (omkring 38%) domineres af abyssal ler., Dette er ikke så meget et resultat af en overflod af lerdannelse, men snarere manglen på andre former for sedimentindgang. Lerpartiklerne er for det meste af terrestrisk oprindelse, men fordi de er så små, spredes de let af vind og strømme og kan nå områder, der er utilgængelige for andre sedimenttyper. Ler dominerer for eksempel i det centrale nordlige Stillehav. Dette område er for langt fra land til groft lithogent sediment at nå, det er ikke produktivt nok til, at biogene test ophobes, og det er for dybt til, at kalkholdige materialer når bunden, før de opløses., Fordi lerpartikler ophobes så langsomt, er den lerdominerede dybe havbund ofte hjemsted for hydrogenholdige sedimenter som manganknuder. Hvis der blev produceret nogen anden type sediment her, ville det ophobes meget hurtigere og begrave knuderne, før de havde en chance for at vokse.

ukonsoliderede partikler af mineralske eller sten, der slår sig til havbunden (12.1)

sediment, der stammer fra allerede eksisterende rock (12.2)

en sedimenter, der består af >30% biogenous materiale (12.,3)

sediment partikel, der er mindre end 1/256 mm i diameter (12.1)

sfærisk ansamlinger af mangan og andre metaller, der danner langsomt gennem nedbør på havbunden (12.4)

den region af overgangen fra land til den dybe havbund, dvs mellem den kontinentale og oceaniske skorpe (1.2)

det øverste lag af Jorden, som varierer i tykkelse fra omkring 5 km (i havene) til over 50 km (på kontinenterne) (3.2)

en grænse mellem et kontinent og et ocean, hvor der ikke er nogen tektoniske aktivitet (fx, den østlige del af Nordamerika) (1.2)

med henvisning til sedimentære partikler, der opstod på et kontinent (12.2)

en undersøisk bjergkæde langs divergerende pladegrænser, dannet af pladetektonik (4.5)

jordskorpen underliggende havene (som modsætning til det kontinentale skorpe) (3.2)

sediment, der stammer fra udenjordiske kilder (12.5)

sedimenter, dannet ved udfældning af opløste stoffer (12.,4)

strøm af vand ned ad en skråning, enten over jorden, eller inden for en række kanaler (12.2)

de lavvandede (typisk mindre end 200 m) og fladskærms sub-marine forlængelse af et kontinent (1.2)

en aktuel bevæger sig ned ad bakke langs bunden, drevet af vægten af sedimentet i det (1.2)

jo stejlere en del af en kontinental margin, der skråner ned fra en kontinentalsokkel mod dybhavssletten (1.2)

syntese af organiske stoffer i vandig kuldioxid af planter, alger og bakterier (7.,1)

sediment, der er oprettet fra rester af organismer (12.3)

i relation til det åbne hav (1.3)

proces, hvor dybere vandet er bragt til overfladen (9.5)

i forbindelse med den primære produktion, stoffer, som kræves af fotosyntetiske organismer til at gennemgå vækst og reproduktion (5.6)

mikroskopiske (0,1 til 0,2 mm) og marine protozoer, der producerer silica skaller (12.3)

fotosyntetiske alger, der gør deres tests (skaller) fra silica (7.,2)

shell-lignende hårde dele (enten silicium eller carbonat) af små organismer, såsom radiolarians og foraminifera (12.3)

dybden i havet (typisk omkring 4000 m), under hvilken karbonat mineraler er opløseligt (12.6)

de dybder, hvor den sats af calciumcarbonat opløsning stiger dramatisk i løbet af overfladevand (12.6)

en region i vandsøjlen, hvor der er en dramatisk ændring i temperaturen over en lille ændring i dybde (6.,2)

hvor der er en dramatisk ændring i saltholdigheden over en lille ændring i dybden (5.3)

et nedsænket bjerg stiger fra havbunden (4.9)

Skriv et svar

Din e-mailadresse vil ikke blive publiceret. Krævede felter er markeret med *