Nachdem wir nun ein Verständnis für die Arten von Sedimenten im Ozean haben, können wir unsere Aufmerksamkeit auf die Prozesse richten, die dazu führen, dass verschiedene Arten von Sedimenten an verschiedenen Orten dominieren. Die Sedimentansammlung hängt von der Menge des Materials ab, das von der Quelle kommt, der Entfernung von der Quelle, der Zeit, die das Sediment angesammelt hat, wie gut die Sedimente erhalten sind, und den Mengen anderer Arten von Sedimenten, die ebenfalls dem System hinzugefügt werden.,

Die Sedimentansammlungsraten sind im größten Teil des Ozeans relativ langsam, in vielen Fällen dauert es Tausende von Jahren, bis sich signifikante Ablagerungen bilden. Lithogenes Sediment sammelt sich am schnellsten in der Größenordnung von 1 m oder mehr pro tausend Jahren für gröbere Partikel an. Die Sedimentationsraten in der Nähe der Mündungen großer Flüsse mit hohem Ausfluss können jedoch um Größenordnungen höher sein. Biogene Sickersteine sammeln sich mit einer Rate von etwa 1 cm pro tausend Jahre an, während sich kleine Tonpartikel mit etwa 1 mm pro tausend Jahre im tiefen Ozean ablagern. Wie in Abschnitt 12.,4, Manganknoten haben eine unglaublich langsame Akkumulationsrate und gewinnen 0,001 mm pro tausend Jahre.

Meeressedimente sind in der Nähe der Kontinentalränder am dicksten (siehe Abbildung 12.1.1), wo sie über 10 km dick sein können. Dies liegt daran, dass die Kruste in der Nähe der Kontinentalränder oft sehr alt ist, was eine lange Ansammlung ermöglicht, und weil eine große Menge an terrigenem Sedimenteintrag von den Kontinenten kommt., In der Nähe von mittelozeanischen Kammsystemen, in denen sich eine neue ozeanische Kruste bildet, sind Sedimente dünner, da sie weniger Zeit hatten, sich auf der jüngeren Kruste anzusammeln. Wenn Sie sich vom Gratverteilungszentrum entfernen, werden die Sedimente zunehmend dicker (siehe Abschnitt 4.5) und erhöhen sich um ungefähr 100-200 m Sediment pro 1000 km Entfernung von der Gratachse. Mit einer Ausbreitungsrate des Meeresbodens von etwa 20-40 km / Millionen Jahren stellt dies eine Sedimentansammlungsrate von etwa 100-200 m alle 25-50 Millionen Jahre dar.

Abbildung 12.6.,1 zeigt die Verteilung der wichtigsten Sedimentarten auf dem Meeresboden. Kosmogene Sedimente könnten möglicherweise in jedem Teil des Ozeans landen, aber sie sammeln sich in so geringen Mengen an, dass sie von anderen Sedimenttypen überwältigt werden und daher an keinem Ort dominieren. In ähnlicher Weise können hydrierte Sedimente an bestimmten Orten hohe Konzentrationen aufweisen, aber diese Regionen sind auf globaler Ebene sehr klein. Daher werden wir kosmogene und hydrierte Sedimente bei der Diskussion globaler Sedimentmuster meist ignorieren.,

Bild 12.6.1 Die Verteilung der Sedimente auf dem Meeresboden. Innerhalb jedes farbigen Bereichs dominiert die Art des gezeigten Materials, obwohl wahrscheinlich auch andere Materialien vorhanden sind (Steven Earle, „Physikalische Geologie“).

Grobe lithogene/terrigene Sedimente dominieren in der Nähe der Kontinentalränder, da Abfluss, Flussabfluss und andere Prozesse große Mengen dieser Materialien auf dem Festlandsockel ablagern (Abschnitt 12.2)., Ein Großteil dieses Sediments verbleibt auf oder in der Nähe des Schelfs, während Trübungsströmungen Material den Kontinentalhang hinunter zum tiefen Meeresboden transportieren können. Lithogenes Sediment ist auch an den Polen üblich, wo dicke Eisdecke die Primärproduktion begrenzen kann, und Gletscherablagerungen Sedimente entlang der Eiskante. Grobe lithogene Sedimente sind im zentralen Ozean seltener, da diese Bereiche zu weit von den Quellen entfernt sind, als dass sich diese Sedimente ansammeln könnten., Sehr kleine Tonpartikel sind die Ausnahme, und wie unten beschrieben, können sie sich in Bereichen ansammeln, die andere lithogene Sedimente nicht erreichen.

Die Verteilung von biogenen Sedimenten hängt von ihren Produktions -, Auflösungs-und Verdünnungsraten durch andere Sedimente ab. Wir haben in Abschnitt 7.4 gelernt, dass Küstengebiete eine sehr hohe Primärproduktion aufweisen, so dass wir in diesen Regionen mit reichlich biogenen Lagerstätten rechnen können., Denken Sie jedoch daran, dass das Sediment >30% biogen sein muss, um als biogenes Sickerwasser angesehen zu werden, und selbst in produktiven Küstengebieten gibt es so viel lithogenen Input, dass es die biogenen Materialien überschwemmt und dass die 30% – Schwelle nicht erreicht wird. So bleiben Küstengebiete von lithogenen Sedimenten dominiert, und biogene Sedimente werden in pelagischen Umgebungen, in denen wenig lithogene Eingaben vorliegen, häufiger vorkommen.

Damit sich biogene Sedimente ansammeln können, muss ihre Produktionsrate größer sein als die Rate, mit der sich die Tests auflösen., Siliciumdioxid ist im gesamten Ozean untersättigt und löst sich im Meerwasser auf, löst sich jedoch leichter in wärmerem Wasser und niedrigeren Drücken auf; mit anderen Worten, es löst sich in Oberflächennähe schneller auf als in tiefem Wasser. Kieselsäuresedimente sammeln sich daher nur in kühleren Regionen mit hoher Produktivität an, wo sie sich schneller ansammeln, als sie sich auflösen. Dazu gehören Hochwassergebiete in der Nähe des Äquators und in hohen Breiten, in denen reichlich Nährstoffe und kühleres Wasser vorhanden sind., Sickern in der Nähe der äquatorialen Regionen gebildet werden, werden in der Regel von Radiolaren dominiert, während Kieselalgen häufiger in den polaren Sickern sind. Sobald sich die Kieselsäure-Tests auf dem Boden niedergelassen haben und von nachfolgenden Schichten bedeckt sind, unterliegen sie keiner Auflösung mehr und das Sediment sammelt sich an. Etwa 15% des Meeresbodens sind mit silikathaltigen Sickern bedeckt.

Biogene Calciumcarbonatsedimente erfordern auch eine Produktion, die die Auflösung übersteigt, damit sich Sedimente ansammeln können, aber die beteiligten Prozesse sind etwas anders als bei Kieselsäure., Calciumcarbonat löst sich leichter in saurerem Wasser auf. Kaltes Meerwasser enthält mehr gelöstes CO2 und ist etwas saurer als wärmeres Wasser (Abschnitt 5.5). Daher lösen sich Calciumcarbonat-Tests eher in kälterem, tieferem Polarwasser auf als in wärmerem, tropischem Oberflächenwasser. An den Polen ist das Wasser gleichmäßig kalt, so dass sich Calciumcarbonat in allen Tiefen leicht auflöst und sich keine Carbonatsedimente ansammeln. In gemäßigten und tropischen Regionen löst sich Calciumcarbonat leichter auf, wenn es in tieferes Wasser sinkt., Die Tiefe, in der sich Calciumcarbonat so schnell auflöst, wie es sich ansammelt, wird als Calciumcarbonatkompensationstiefe oder Calcitkompensationstiefe oder einfach als CCD bezeichnet. Das Lysoclin stellt die Tiefen dar, in denen die Auflösungsrate von Calciumcarbonat dramatisch ansteigt (ähnlich der Thermocline und Haloclin). In Tiefen, die flacher als die CCD-Karbonatansammlung sind, wird die Auflösungsrate überschritten, und Karbonatsedimente werden abgelagert. In Bereichen, die tiefer als der CCD liegen, übersteigt die Auflösungsrate die Produktion, und es können sich keine Karbonatsedimente ansammeln (Abbildung 12.6.2)., Der CCD befindet sich normalerweise in Tiefen von 4-4,5 km, obwohl er an den Polen, an denen das Oberflächenwasser kalt ist, viel flacher ist. So werden kalkhaltige Sickerstöcke meist in tropischen oder gemäßigten Gewässern von weniger als etwa 4 km Tiefe gefunden, wie entlang der mittelozeanischen Kammsysteme und auf Seebergen und Hochebenen. Der CCD ist tiefer im Atlantik als im Pazifik, da der Pazifik mehr CO2 enthält, wodurch das Wasser saurer und Calciumcarbonat löslicher wird. Dies bedeutet zusammen mit der Tatsache, dass der Pazifik tiefer ist, dass der Atlantik mehr kalkhaltiges Sediment enthält als der Pazifik., Insgesamt werden etwa 48% des Meeresbodens von kalkhaltigen Sickern dominiert.

Abbildung 12.6.2 Kalkhaltiges Sediment kann sich nur in Tiefen ansammeln, die flacher als die Calciumcarbonatkompensationstiefe (CCD) sind. Unterhalb des CCD lösen sich kalkhaltige Sedimente auf und sammeln sich nicht an. Die Lysocline stellt die Tiefen dar, in denen die Auflösungsrate dramatisch ansteigt (PW).

Ein Großteil des restlichen Meeresbodens (ca., Dies ist nicht so sehr ein Ergebnis einer Fülle von Tonbildung, sondern das Fehlen anderer Arten von Sedimenteintrag. Die Tonpartikel sind meist terrestrischen Ursprungs, aber weil sie so klein sind, werden sie leicht durch Wind und Strömungen verteilt und können Bereiche erreichen, die für andere Sedimenttypen unzugänglich sind. Tone dominieren zum Beispiel im zentralen Nordpazifik. Dieses Gebiet ist zu weit vom Land entfernt, um grobes lithogenes Sediment zu erreichen, es ist nicht produktiv genug, um sich für biogene Tests anzusammeln, und es ist zu tief, damit kalkhaltige Materialien vor dem Auflösen den Boden erreichen., Da sich Tonpartikel so langsam ansammeln, beherbergt der tondominierte tiefe Meeresboden oft hydrierte Sedimente wie Manganknoten. Wenn hier eine andere Art von Sediment erzeugt würde, würde es sich viel schneller ansammeln und die Knötchen vergraben, bevor sie wachsen konnten.

unkonsolidierte Mineral-oder Gesteinspartikel, die sich auf dem Meeresboden absetzen (12.1)

Sediment aus bereits vorhandenem Gestein (12.2)

ein Sediment aus >30% biogenem Material (12.,3)

Sedimentteilchen mit einem Durchmesser von weniger als 1/256 mm (12.1)

kugelförmige Ansammlungen von Mangan und anderen Metallen, die sich langsam durch Niederschlag auf dem Meeresboden bilden (12.4)

der Übergangsbereich vom Land zum Tiefseeboden, d. H. Zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste (1.2)

die oberste Schicht der Erde (1.2)

5 km (in den Ozeanen) bis über 50 km (auf den Kontinenten) (3.2)

eine Grenze zwischen einem Kontinent und einem Ozean, an dem es keine tektonische Aktivität gibt (z., der östlichen Rand von Nordamerika) (1.2)

mit Verweis auf sedimentären Teilchen, die Ihren Ursprung auf einem Kontinent (12.2)

ein Unterwasser-Berg-system entlang divergierender Plattengrenzen, gebildet durch Plattentektonik (4.5)

der Erdkruste zugrunde, die Ozeane (im Gegensatz zur kontinentalen Kruste) (3.2)

sediment, abgeleitet von Außerirdischen Quellen (12.5)

Sedimenten gebildet, die Ausscheidung von gelösten Stoffen, (12.,4)

Wasserfluss einen Hang hinunter, entweder über die Bodenoberfläche oder innerhalb einer Reihe von Kanälen (12.2)

die flache (typischerweise weniger als 200 m) und flache submarine Ausdehnung eines Kontinents (1.2)

eine Strömung, die sich entlang des Bodens bergab bewegt, angetrieben durch das Gewicht des darin enthaltenen Sediments (1.2)

die steilerer Teil eines kontinentalen Randes, der von einem Kontinentalschelf in Richtung Abyssalebene abfällt (1.2)

die Synthese organischer Verbindungen aus wässrigem Kohlendioxid durch Pflanzen, Algen und Bakterien (7.,1)

Sediment aus den Überresten von Organismen (12.3)

in Bezug auf den offenen Ozean (1.3)

Prozess, durch den tieferes Wasser an die Oberfläche gebracht wird (9.5)

im Rahmen der Primärproduktion werden Substanzen benötigt, die von photosynthetischen Organismen für Wachstum und Fortpflanzung benötigt werden (5.6)

mikroskopische (0,1 bis 0,2 mm) marine Protozoen, die Kieselsäure-Schalen produzieren (12,3)

photosynthetische Algen, die ihre Tests (Schalen) aus Kieselsäure machen (7.,2)

die schalenförmigen harten Teile (entweder Kieselsäure oder Karbonat) kleiner Organismen wie Radiolarier und Foraminiferen (12.3)

die Tiefe im Ozean (typischerweise um 4000 m), unter der Karbonatmineralien löslich sind (12.6)

die Tiefen, in denen die Auflösungsrate von Calciumkarbonat dramatisch über Oberflächengewässer ansteigt (12.6)

ein Bereich in der Wassersäule, wo es eine dramatische Änderung der Temperatur über eine kleine Änderung in der Tiefe (6.,2)

wo sich der Salzgehalt bei geringer Tiefenänderung dramatisch ändert (5.3)

ein untergetauchter Berg steigt vom Meeresboden auf (4.9)

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