maintenant que nous avons une compréhension des types de sédiments trouvés dans l’océan, nous pouvons porter notre attention sur les processus qui font que différents types de sédiments dominent à différents endroits. L’accumulation de sédiments dépendra de la quantité de matériaux provenant de la source, de la distance de la source, du temps que les sédiments ont dû s’accumuler, de la qualité de conservation des sédiments et des quantités d’autres types de sédiments qui sont également ajoutés au système.,

Les taux d’accumulation de sédiments sont relativement lents dans la majeure partie de l’océan, dans de nombreux cas, il faut des milliers d’années pour que des dépôts importants se forment. Les sédiments lithogènes s’accumulent le plus rapidement, de l’ordre de 1 m ou plus par millier d’années pour les particules plus grossières. Cependant, les taux de sédimentation près de l’embouchure des grandes rivières à débit élevé peuvent être des ordres de grandeur plus élevés. Les suintements biogènes s’accumulent à un rythme d’environ 1 cm pour mille ans, tandis que de petites particules d’argile se déposent dans l’océan profond à environ 1 mm pour mille ans. Tel que décrit à la section 12.,4, les nodules de manganèse ont un taux d’accumulation incroyablement lent, gagnant 0,001 mm par mille ans.

les sédiments marins sont les plus épais près des marges continentales (voir figure 12.1.1) où ils peuvent avoir plus de 10 km d’épaisseur. En effet, la croûte près des marges continentales passives est souvent très ancienne, ce qui permet une longue période d’accumulation, et parce qu’il y a une grande quantité de sédiments terrigènes provenant des continents., Près des systèmes de dorsale médio-océanique où une nouvelle croûte océanique se forme, les sédiments sont plus minces, car ils ont eu moins de temps pour s’accumuler sur la croûte plus jeune. À mesure que vous vous éloignez du centre d’épandage de la crête, les sédiments deviennent progressivement plus épais (voir section 4.5), augmentant d’environ 100 à 200 m de sédiments pour chaque distance de 1 000 km de l’axe de la crête. Avec un taux d’épandage des fonds marins d’environ 20-40 km/million d’années, cela représente un taux d’accumulation de sédiments d’environ 100-200 m tous les 25-50 millions d’années.

Figure 12.6.,1 montre la répartition des principaux types de sédiments sur le fond de l’océan. Les sédiments cosmogènes pourraient potentiellement se retrouver dans n’importe quelle partie de l’océan, mais ils s’accumulent dans de si petites abondances qu’ils sont submergés par d’autres types de sédiments et ne sont donc dominants dans aucun endroit. De même, les sédiments hydrogéniques peuvent avoir des concentrations élevées dans des endroits spécifiques, mais ces régions sont très petites à l’échelle mondiale. Nous ignorerons donc principalement les sédiments cosmogènes et hydrogènes dans la discussion des schémas sédimentaires mondiaux.,

Figure 12.6.1 la répartition des types de sédiments sur le fond marin. Dans chaque zone colorée, le type de matériau montré est ce qui domine, bien que d’autres matériaux soient également susceptibles d’être présents (Steven Earle, « physical Geology”).

les sédiments lithogènes/terrigènes grossiers dominent près des marges continentales, car le ruissellement, le débit des rivières et d’autres processus déposent de grandes quantités de ces matériaux sur le plateau continental (section 12.2)., Une grande partie de ces sédiments reste sur le plateau ou à proximité, tandis que les courants de turbidité peuvent transporter des matériaux le long de la pente continentale jusqu’au fond profond de l’océan. Les sédiments lithogènes sont également courants aux pôles où une épaisse couverture de glace peut limiter la production primaire, et la rupture glaciaire dépose des sédiments le long du bord de la glace. Les sédiments lithogènes grossiers sont moins courants dans l’océan central, car ces zones sont trop éloignées des sources pour que ces sédiments s’accumulent., Les très petites particules d’argile sont l’exception et, comme décrit ci-dessous, elles peuvent s’accumuler dans des zones que d’autres sédiments lithogènes n’atteindront pas.

la distribution des sédiments biogènes dépend de leurs taux de production, de dissolution et de dilution par d’autres sédiments. Nous avons appris à la section 7.4 que les zones côtières affichent une production primaire très élevée, de sorte que nous pourrions nous attendre à voir des dépôts biogènes abondants dans ces régions., Cependant, rappelons que le sédiment doit être>biogène à 30% pour être considéré comme un suintement biogène, et même dans les zones côtières productives, il y a tellement d’intrants lithogènes qu’il marécage les matériaux biogènes, et que le seuil de 30% n’est pas atteint. Ainsi, les zones côtières restent dominées par les sédiments lithogènes, et les sédiments biogènes seront plus abondants dans les environnements pélagiques où il y a peu d’apport lithogène.

pour que les sédiments biogènes s’accumulent, leur vitesse de production doit être supérieure à la vitesse à laquelle les essais se dissolvent., La silice est sous-saturée dans tout l’océan et se dissout dans l’eau de mer, mais elle se dissout plus facilement dans l’eau plus chaude et à des pressions plus basses; en d’autres termes, elle se dissout plus rapidement près de la surface que dans les eaux profondes. Les sédiments de silice ne s’accumuleront donc que dans les régions plus froides à haute productivité où ils s’accumulent plus vite qu’ils ne se dissolvent. Cela inclut les régions d’upwelling près de l’équateur et aux hautes latitudes où il y a des nutriments abondants et de l’eau plus fraîche., Les suintements formés près des régions équatoriales sont généralement dominés par les radiolaires, tandis que les diatomées sont plus fréquentes dans les suintements polaires. Une fois que les tests de silice se sont déposés sur le fond et sont recouverts par des couches ultérieures, ils ne sont plus sujets à la dissolution et les sédiments s’accumulent. Environ 15% du fond marin est recouvert de suintements siliceux.

les sédiments biogènes de carbonate de calcium nécessitent également une production supérieure à la dissolution pour que les sédiments s’accumulent, mais les processus impliqués sont un peu différents de ceux de la silice., Le carbonate de Calcium se dissout plus facilement dans une eau plus acide. L’eau de mer froide contient plus de CO2 dissous et est légèrement plus acide que l’eau plus chaude (rubrique 5.5). Par conséquent, les tests de carbonate de calcium sont plus susceptibles de se dissoudre dans des eaux polaires plus froides et plus profondes que dans des eaux de surface tropicales plus chaudes. Aux pôles, l’eau est uniformément froide, de sorte que le carbonate de calcium se dissout facilement à toutes les profondeurs et que les sédiments carbonatés ne s’accumulent pas. Dans les régions tempérées et tropicales, le carbonate de calcium se dissout plus facilement lorsqu’il s’enfonce dans des eaux plus profondes., La profondeur à laquelle le carbonate de calcium se dissout aussi rapidement qu’il s’accumule est appelée profondeur de compensation du carbonate de calcium, ou profondeur de compensation de la calcite, ou simplement le CCD. La lysocline représente les profondeurs où le taux de dissolution du carbonate de calcium augmente considérablement (semblable à la thermocline et à l’halocline). À des profondeurs moins profondes que le CCD, l’accumulation de carbonate dépassera le taux de dissolution et des sédiments carbonatés se déposeront. Dans les zones plus profondes que le CCD, le taux de dissolution dépasse la production et aucun sédiment carbonaté ne peut s’accumuler (Figure 12.6.2)., Le CCD se trouve généralement à des profondeurs de 4 à 4,5 km, bien qu’il soit beaucoup moins profond aux pôles où l’eau de surface est froide. Ainsi, les suintements calcaires se trouvent principalement dans les eaux tropicales ou tempérées de moins de 4 km de profondeur, comme le long des systèmes de dorsales médio-océaniques et au sommet des monts sous-marins et des plateaux. Le CCD est plus profond dans l’Atlantique que dans le Pacifique puisque le Pacifique contient plus de CO2, ce qui rend l’eau plus acide et le carbonate de calcium plus soluble. Ceci, avec le fait que le Pacifique est plus profond, signifie que l’Atlantique contient plus de sédiments calcaires que le Pacifique., Au total, environ 48% du fond marin est dominé par des suintements calcaires.

Figure 12.6.2 les sédiments calcaires ne peuvent s’accumuler qu’à des profondeurs inférieures à la profondeur de compensation du carbonate de calcium (CCD). Sous le CCD, les sédiments calcaires se dissolvent et ne s’accumulent pas. La lysocline représente les profondeurs où le taux de dissolution augmente considérablement (PW).

Une grande partie du reste du fond profond de l’océan (environ 38%) est dominée par des argiles abyssales., Ce n’est pas tant le résultat d’une abondance de formation d’argile, mais plutôt l’absence de tout autre type d’apport de sédiments. Les particules d’argile sont principalement d’origine terrestre, mais parce qu’elles sont si petites, elles sont facilement dispersées par le vent et les courants, et peuvent atteindre des zones inaccessibles à d’autres types de sédiments. Les argiles dominent dans le centre du Pacifique nord, par exemple. Cette zone est trop éloignée de la terre pour que les sédiments lithogènes grossiers atteignent, elle n’est pas assez productive pour que les tests biogènes s’accumulent et elle est trop profonde pour que les matériaux calcaires atteignent le fond avant de se dissoudre., Parce que les particules d’argile s’accumulent si lentement, le fond océanique profond dominé par l’argile abrite souvent des sédiments hydrogénés comme des nodules de manganèse. Si un autre type de sédiment était produit ici, il s’accumulerait beaucoup plus rapidement et enterrerait les nodules avant qu’ils n’aient eu la chance de se développer.

particules non consolidées de minéraux ou de roches qui se déposent sur le fond marin (12.1)

sédiments dérivés de roches préexistantes (12.2)

un sédiment composé de>30% de matériaux biogènes (12.,3)

particule sédimentaire de moins de 1/256 mm de diamètre (12,1)

accumulations sphériques de manganèse et d’autres métaux qui se forment lentement par les précipitations sur le fond marin (12,4)

région de transition de la terre au fond profond de la mer, c’est-à-dire entre la croûte continentale et océanique (1,2)

la couche la plus haute de la terre, dont l’épaisseur varie d’environ 5 km (Dans les océans) à plus de 50 km (sur les continents) (3.2)

Une frontière entre un continent et un océan où il n’y a pas d’activité tectonique (par exemple,(1.2)

faisant référence à des particules sédimentaires originaires d’un continent (12.2)

un système montagneux sous-marin le long de frontières de plaques divergentes, formé par la tectonique des plaques (4.5)

la croûte terrestre sous-jacente aux océans (par opposition à la croûte continentale) (3.2)

sédiments provenant de sources extraterrestres (12.5)

sédiments formés à partir de la précipitation de substances dissoutes (12.,4)

écoulement de l’eau sur une pente, soit à travers la surface du sol, soit dans une série de canaux (12,2)

l’extension sub-marine peu profonde (généralement inférieure à 200 m) et plate d’un continent (1,2)

un courant descendant le long du fond, entraîné par le poids des sédiments à l’intérieur (1,2)

la partie la plus raide d’une marge continentale, qui descend d’un plateau continental vers la plaine abyssale (1.2)

la synthèse de composés organiques à partir de dioxyde de carbone aqueux par les plantes, les algues et les bactéries (7.,1)

sédiments créés à partir des restes d’organismes (12.3)

relatifs à la haute mer (1.3)

processus par lequel l’eau plus profonde est amenée à la surface (9.5)

dans le contexte de la production primaire, les substances requises par les organismes photosynthétiques (5.6)

microscopiques (0,1 à 0,2 mm) protozoaires marins qui produisent des coquilles de silice (12,3)

algues photosynthétiques qui font leurs essais (coquilles) à partir de silice (7.,2)

Les parties dures en forme de coquille (silice ou carbonate) de petits organismes tels que les radiolaires et les foraminifères (12.3)

la profondeur dans l’océan (généralement autour de 4000 m) au-dessous de laquelle les minéraux carbonatés sont solubles (12.6)

les profondeurs où le taux de dissolution du carbonate de calcium 12.6)

une région de la colonne d’eau où il y a un changement spectaculaire de température sur un petit changement de profondeur (6.,2)

où il y a un changement radical de la salinité sur un petit changement en profondeur (5.3)

une montagne submergée à la hausse à partir du fond marin (4.9)

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