ahora que tenemos una comprensión de los tipos de sedimentos que se encuentran en el océano, podemos dirigir nuestra atención a los procesos que causan que diferentes tipos de sedimentos dominen en diferentes lugares. La acumulación de sedimentos dependerá de la cantidad de material procedente de la fuente, la distancia desde la fuente, la cantidad de tiempo que el sedimento ha tenido que acumular, qué tan bien 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 tardando miles de años en formarse depósitos significativos. El sedimento litógeno se acumula más rápidamente, del orden de 1 m o más por mil años para partículas más gruesas. Sin embargo, las tasas de sedimentación cerca de las desembocaduras de grandes ríos con alta descarga pueden ser órdenes de magnitud más altas. Los rezagos biógenos se acumulan a una velocidad de aproximadamente 1 cm por mil años, mientras que las pequeñas partículas de arcilla se depositan en las profundidades del océano a una velocidad de alrededor de 1 mm por mil años. Como se describe en la sección 12.,4, los nódulos de manganeso tienen una tasa increíblemente lenta de acumulación, ganando 0.001 mm por mil años.

los sedimentos marinos son más gruesos cerca de los márgenes continentales (véase la figura 12.1.1), donde pueden tener más de 10 km de espesor. Esto se debe a que la corteza cercana a los márgenes continentales pasivos es a menudo muy antigua, lo que permite un largo período de acumulación, y a que hay una gran cantidad de sedimentos terrígenos procedentes de los continentes., Cerca de los sistemas de cresta oceánica media donde se está formando una nueva corteza oceánica, los sedimentos son más delgados, ya que han tenido menos tiempo para acumularse en la corteza más joven. A medida que se aleja del centro de expansión de la cresta, los sedimentos se vuelven progresivamente más gruesos (ver Sección 4.5), aumentando aproximadamente 100-200 m de sedimento por cada 1000 km de distancia desde el eje de la cresta. Con una tasa de dispersión del fondo marino de unos 20-40 km / millón de años, esto representa una tasa de acumulación de sedimentos de aproximadamente 100-200 m cada 25-50 millones de años.

figura 12.6.,1 muestra la distribución de los principales tipos de sedimentos en el fondo oceánico. Los sedimentos cosmógenos podrían terminar en cualquier parte del océano, pero se acumulan en cantidades tan pequeñas que se ven abrumados por otros tipos de sedimentos y, por lo tanto, no son dominantes en ningún lugar. Del mismo modo, los sedimentos hidrogenados pueden tener altas concentraciones en lugares específicos, pero estas regiones son muy pequeñas a escala mundial. Por lo tanto, ignoraremos principalmente los sedimentos cosmógenos e hidrogenados en la discusión de los patrones mundiales de sedimentos.,

Figure 12.6.1 the distribution of sediment types on the seafloor. Dentro de cada área coloreada, el tipo de material mostrado es lo que domina, aunque también es probable que otros materiales estén presentes (Steven Earle, «Physical Geology»).

los sedimentos Litógenos gruesos/terrígenos predominan cerca de los márgenes continentales, ya que la escorrentía, la descarga de los ríos y otros procesos depositan grandes cantidades de estos materiales en la plataforma continental (sección 12.2)., Gran parte de este sedimento permanece 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. El sedimento litógeno también es común en los polos donde la gruesa capa de hielo puede limitar la producción primaria, y la desintegración glacial 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 lejos 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 que otros sedimentos litógenos no alcanzarán.

la distribución de los sedimentos biógenos depende de sus tasas de producción, disolución y dilución por otros sedimentos. En la sección 7.4 aprendimos que las áreas costeras muestran una producción primaria muy alta, por lo que podríamos esperar ver abundantes depósitos biógenos en estas regiones., Sin embargo, recordemos que el sedimento debe ser >30% biógeno para ser considerado un exudado biógeno, e incluso en áreas costeras productivas hay tanta entrada litógena que pantanea los materiales biógenos, y que no se alcanza el umbral del 30%. Por lo tanto, las zonas costeras siguen dominadas por sedimentos litógenos, y los sedimentos biógenos serán más abundantes en entornos pelágicos donde hay poca aportación litógena.

para que los sedimentos biógenos se acumulen, su velocidad de producción debe ser mayor que la velocidad a la que se disuelven los ensayos., 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 presiones más bajas; en otras palabras, 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 regiones de surgencia cerca del ecuador y en latitudes altas donde hay abundantes nutrientes y agua más fría., Los exudados formados cerca de las regiones ecuatoriales suelen estar dominados por radiolarios, mientras que las diatomeas son más comunes en los exudados 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 acumulará. Aproximadamente el 15% del fondo marino está cubierto por exudaciones silíceas.

los sedimentos de carbonato de calcio Biógeno también requieren que la producción exceda la disolución para que los sedimentos se acumulen, pero los procesos involucrados son un poco diferentes de 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 caliente (Sección 5.5). Por lo tanto, es más probable que las pruebas de carbonato de calcio se disuelvan en aguas polares más frías y profundas que en aguas superficiales tropicales más cálidas. En los polos el agua es uniformemente fría, por lo que el carbonato de calcio se disuelve fácilmente en 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 llama profundidad de compensación de carbonato de calcio, o profundidad de compensación de calcita, o simplemente el CCD. La lisoclina representa las profundidades donde la velocidad de disolución del carbonato de calcio aumenta dramáticamente (similar a la termoclina y la Haloclina). A profundidades menos profundas que la acumulación de carbonato CCD excederá la velocidad de disolución, y se depositarán sedimentos de carbonato. En áreas más profundas que el CCD, La velocidad de disolución excederá la producción, y no se pueden acumular sedimentos de carbonato (figura 12.6.2)., El CCD se encuentra generalmente a profundidades de 4-4.5 km, aunque es mucho menos profundo en los polos donde el agua superficial es fría. Por lo tanto, los rezagos calcáreos se encontrarán principalmente en aguas tropicales o templadas de menos de 4 km de profundidad, como a lo largo de los sistemas de crestas oceánicas medias y en lo alto de los montes y mesetas submarinos. El CCD es más profundo 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, alrededor del 48% del fondo marino está dominado por rezumos calcáreos.

figura 12.6.2 el sedimento Calcáreo solo puede acumularse en profundidades menos profundas que la profundidad de compensación de carbonato de calcio (CCD). Debajo del CCD, los sedimentos calcáreos se disuelven y no se acumulan. La lisoclina representa las profundidades donde la velocidad de disolución aumenta dramáticamente (PW).

gran parte del resto del fondo oceánico profundo (alrededor del 38%) está dominado por arcillas abisales., Esto no es tanto el resultado de una abundancia de formación de arcilla, sino más bien la falta de cualquier otro tipo de entrada de sedimentos. Las partículas de arcilla son en su mayoría de origen terrestre, pero debido a que son tan pequeñas son fácilmente dispersadas por el viento y las corrientes, y pueden llegar a áreas inaccesibles para otros tipos de sedimentos. Las arcillas dominan en el Pacífico Norte central, por ejemplo. Esta área está demasiado lejos de la tierra para que llegue el sedimento litógeno grueso, no es lo suficientemente productiva para que se acumulen las pruebas biógenas y es demasiado profunda para que los materiales calcáreos lleguen al fondo antes de disolverse., Debido a que las partículas de arcilla se acumulan tan lentamente, el fondo oceánico profundo dominado por la arcilla es a menudo el hogar de sedimentos hidrogenados como los nódulos de manganeso. Si se produjera cualquier otro tipo de sedimento aquí, se acumularía mucho más rápidamente y enterraría los nódulos antes de que tuvieran la oportunidad de crecer.

partículas no consolidadas de mineral o roca que se depositan en el fondo marino (12.1)

sedimento derivado de roca preexistente (12.2)

sedimento compuesto de >30% de material biógeno (12.,3)

partícula de sedimento de menos de 1/256 mm de diámetro (12.1)

acumulaciones esféricas de manganeso y otros metales que se forman lentamente a través de la precipitación en el fondo marino (12.4)

la región de transición de la tierra al fondo marino profundo, es decir, entre la corteza continental y oceánica (1.2)

la capa más alta de la tierra, que varía en espesor de aproximadamente 5 km (en los océanos) a más de 50 km (en los continentes) (3.2)

un límite entre un continente y un océano en el que no hay actividad tectónica (P.,(1.2)

en referencia a partículas sedimentarias que se originaron en un continente (12.2)

un sistema de montaña submarina a lo largo de límites de placas divergentes, formado por tectónica de placas (4.5)

la corteza terrestre subyacente a los océanos (en oposición a la corteza continental) (3.2)

sedimento derivado de fuentes extraterrestres (12.5)

sedimentos formados a partir de la precipitación de sustancias disueltas (12.,4)

flujo de agua por una pendiente, ya sea a través de la superficie del suelo, o dentro de una serie de canales (12.2)

la extensión sub-marina poco profunda (típicamente menos de 200 m) y plana de un continente (1.2)

la parte más inclinada de un margen continental, que desciende desde una plataforma continental hacia la llanura Abisal (1.2)

la síntesis de compuestos orgánicos a partir de dióxido de carbono acuoso por plantas, algas y bacterias (7.,1)

sedimento creado a partir de restos de organismos (12.3)

en relación con el océano abierto (1.3)

proceso mediante el cual el agua más profunda es llevada a la superficie (9.5)

en el contexto de la producción primaria, las sustancias requeridas por los organismos fotosintéticos para experimentar crecimiento y reproducción (5.6)

protozoos marinos microscópicos (0.1 A 0.2 mm) que producen conchas de sílice (12.3)

algas fotosintéticas que hacen sus pruebas (conchas) a partir de sílice (7.,2)

las partes duras con forma de concha (sílice o carbonato) de organismos pequeños como radiolarios y foraminíferos (12.3)

la profundidad en el océano (típicamente alrededor de 4000 m) por debajo de la cual los minerales carbonatos son solubles (12.6)

las profundidades donde la velocidad de disolución del carbonato de calcio aumenta dramáticamente sobre las aguas superficiales (12.6)

una región en la columna de agua donde hay un cambio dramático en la temperatura sobre un pequeño cambio en la profundidad (6.,2)

donde hay un cambio dramático en la salinidad por encima de un pequeño cambio en profundidad (5.3)

una sumergido montaña que se alza desde el fondo del mar (4.9)

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