Ora che abbiamo una comprensione dei diversi tipi di sedimenti trovati nell’oceano, possiamo rivolgere la nostra attenzione ai processi che causano diversi tipi di sedimenti a dominare in luoghi diversi. L’accumulo di sedimenti dipenderà dalla quantità di materiale proveniente dalla fonte, dalla distanza dalla fonte, dalla quantità di tempo che il sedimento ha dovuto accumulare, dal modo in cui i sedimenti sono conservati e dalla quantità di altri tipi di sedimenti che vengono aggiunti al sistema.,

I tassi di accumulo dei sedimenti sono relativamente lenti in gran parte dell’oceano, in molti casi impiegando migliaia di anni per la formazione di depositi significativi. Il sedimento litogeno accumula il più veloce, dell’ordine di 1 m o più per mille anni per particelle più grossolane. Tuttavia, i tassi di sedimentazione vicino alle foci di grandi fiumi con scarico elevato possono essere ordini di grandezza più alti. Trasuda biogeni si accumulano ad una velocità di circa 1 cm per mille anni, mentre piccole particelle di argilla si depositano nell’oceano profondo a circa 1 mm per mille anni. Come descritto nella sezione 12.,4, noduli di manganese hanno un tasso incredibilmente lento di accumulo, guadagnando 0.001 mm per mille anni.

I sedimenti marini sono più spessi vicino ai margini continentali (vedi figura 12.1.1) dove possono essere spessi oltre 10 km. Questo perché la crosta vicino ai margini continentali passivi è spesso molto vecchia, consentendo un lungo periodo di accumulo, e perché c’è una grande quantità di sedimenti terrigeni provenienti dai continenti., Vicino ai sistemi di dorsale medio-oceanica in cui si sta formando una nuova crosta oceanica, i sedimenti sono più sottili, poiché hanno avuto meno tempo per accumularsi sulla crosta più giovane. Man mano che ci si allontana dal centro di diffusione della cresta, i sedimenti diventano progressivamente più spessi (vedi sezione 4.5), aumentando di circa 100-200 m di sedimento per ogni 1000 km di distanza dall’asse della cresta. Con un tasso di diffusione del fondo marino di circa 20-40 km / milione di anni, questo rappresenta un tasso di accumulo di sedimenti di circa 100-200 m ogni 25-50 milioni di anni.

Figura 12.6.,1 mostra la distribuzione dei principali tipi di sedimenti sul fondo dell’oceano. I sedimenti cosmogeni potrebbero potenzialmente finire in qualsiasi parte dell’oceano, ma si accumulano in così piccole abbondanze che sono sopraffatti da altri tipi di sedimenti e quindi non sono dominanti in nessuna posizione. Allo stesso modo, i sedimenti idrogenosi possono avere alte concentrazioni in luoghi specifici, ma queste regioni sono molto piccole su scala globale. Quindi ignoreremo principalmente i sedimenti cosmogeni e idrogenosi nella discussione dei modelli globali di sedimenti.,

Figura 12.6.1 La distribuzione dei tipi di sedimenti sul fondo marino. All’interno di ogni area colorata, il tipo di materiale mostrato è ciò che domina, anche se è probabile che altri materiali siano presenti (Steven Earle, “Physical Geology”).

I sedimenti litogenici / terrigeni grossolani sono dominanti vicino ai margini continentali poiché il deflusso, lo scarico fluviale e altri processi depositano grandi quantità di questi materiali sulla piattaforma continentale (sezione 12.2)., Gran parte di questo sedimento rimane sopra o vicino allo scaffale, mentre le correnti di torbidità possono trasportare materiale lungo il pendio continentale fino al fondo oceanico profondo. Sedimento litogenico è comune anche ai poli dove spessa copertura di ghiaccio può limitare la produzione primaria, e depositi di rottura glaciale sedimenti lungo il bordo di ghiaccio. I sedimenti litogeni grossolani sono meno comuni nell’oceano centrale, poiché queste aree sono troppo lontane dalle fonti perché questi sedimenti si accumulino., Le particelle di argilla molto piccole sono l’eccezione e, come descritto di seguito, possono accumularsi in aree che altri sedimenti litogeni non raggiungeranno.

La distribuzione dei sedimenti biogeni dipende dai loro tassi di produzione, dissoluzione e diluizione da parte di altri sedimenti. Abbiamo appreso nella sezione 7.4 che le aree costiere mostrano una produzione primaria molto elevata, quindi potremmo aspettarci di vedere abbondanti depositi biogeni in queste regioni., Tuttavia, ricordiamo che il sedimento deve essere>30% biogeno per essere considerato una melma biogena, e anche nelle aree costiere produttive c’è così tanto input litogeno che paludi i materiali biogeni, e che la soglia del 30% non viene raggiunta. Quindi le aree costiere rimangono dominate da sedimenti litogeni e i sedimenti biogeni saranno più abbondanti in ambienti pelagici dove c’è poco input litogeno.

Affinché i sedimenti biogeni si accumulino, la loro velocità di produzione deve essere maggiore della velocità con cui i test si dissolvono., La silice è sottosatura in tutto l’oceano e si dissolverà in acqua di mare, ma si dissolve più facilmente in acqua più calda e pressioni più basse; in altre parole, si dissolve più velocemente vicino alla superficie che in acque profonde. I sedimenti di silice si accumulano quindi solo nelle regioni più fredde di alta produttività dove si accumulano più velocemente di quanto non si dissolvano. Ciò include le regioni di risalita vicino all’equatore e alle alte latitudini dove ci sono abbondanti nutrienti e acqua più fredda., Le trasuda formate vicino alle regioni equatoriali sono solitamente dominate dai radiolari, mentre le diatomee sono più comuni nelle trasuda polari. Una volta che le prove di silice si sono depositate sul fondo e sono coperte da strati successivi, non sono più soggette a dissoluzione e il sedimento si accumula. Circa il 15% del fondo marino è coperto da trasudamenti silicei.

I sedimenti biogeni del carbonato di calcio inoltre richiedono la produzione per superare la dissoluzione affinchè i sedimenti accumulino, ma i processi in questione sono un poco differenti che per silice., Il carbonato di calcio si dissolve più facilmente in acqua più acida. L’acqua di mare fredda contiene più CO2 disciolta ed è leggermente più acida dell’acqua più calda (sezione 5.5). Pertanto, i test sul carbonato di calcio hanno maggiori probabilità di dissolversi in acque polari più fredde, più profonde che in acque superficiali più calde, tropicali. Ai poli l’acqua è uniformemente fredda, quindi il carbonato di calcio si dissolve facilmente a tutte le profondità e i sedimenti di carbonato non si accumulano. Nelle regioni temperate e tropicali il carbonato di calcio si dissolve più facilmente mentre affonda in acque più profonde., La profondità alla quale il carbonato di calcio si dissolve velocemente come si accumula è chiamata la profondità di compensazione del carbonato di calcio, o profondità di compensazione calcite, o semplicemente il CCD. La lisocline rappresenta le profondità in cui il tasso di dissoluzione del carbonato di calcio aumenta drammaticamente (simile al thermocline e alocline). A profondità inferiori all’accumulo di carbonato CCD supererà il tasso di dissoluzione e i sedimenti di carbonato saranno depositati. Nelle aree più profonde del CCD, il tasso di dissoluzione supererà la produzione e non si accumuleranno sedimenti carbonatici (Figura 12.6.2)., Il CCD si trova di solito a profondità di 4-4,5 km, anche se è molto meno profondo ai poli dove l’acqua superficiale è fredda. Così trasuda calcarei si trovano per lo più in acque tropicali o temperate meno di circa 4 km di profondità, come lungo i sistemi di dorsale medio-oceano e in cima montagne sottomarine e altipiani. Il CCD è più profondo nell’Atlantico che nel Pacifico poiché il Pacifico contiene più CO2, rendendo l’acqua più acida e il carbonato di calcio più solubile. Questo, insieme al fatto che il Pacifico è più profondo, significa che l’Atlantico contiene più sedimenti calcarei del Pacifico., Tutto sommato, circa il 48% del fondo marino è dominato da trasuda calcarei.

Figura 12.6.2 I sedimenti calcarei possono accumularsi solo in profondità inferiori alla profondità di compensazione del carbonato di calcio (CCD). Sotto il CCD, i sedimenti calcarei si dissolvono e non si accumulano. La lisocline rappresenta le profondità in cui il tasso di dissoluzione aumenta drammaticamente (PW).

Gran parte del resto del fondo oceanico profondo (circa il 38%) è dominato da argille abissali., Questo non è tanto il risultato di un’abbondanza di formazione di argilla, ma piuttosto la mancanza di altri tipi di input di sedimenti. Le particelle di argilla sono per lo più di origine terrestre, ma poiché sono così piccole sono facilmente disperse dal vento e dalle correnti e possono raggiungere aree inaccessibili ad altri tipi di sedimenti. Argille dominano nel Pacifico centro-settentrionale, per esempio. Questa zona è troppo lontana dalla terra per raggiungere i sedimenti litogeni grossolani, non è abbastanza produttiva per l’accumulo di test biogeni ed è troppo profonda perché i materiali calcarei raggiungano il fondo prima di dissolversi., Poiché le particelle di argilla si accumulano così lentamente, il fondo oceanico profondo dominato dall’argilla è spesso sede di sedimenti idrogenosi come noduli di manganese. Se qualsiasi altro tipo di sedimento fosse prodotto qui si accumulerebbe molto più rapidamente e seppellirebbe i noduli prima che avessero la possibilità di crescere.

particelle non consolidate di minerali o rocce che si depositano sul fondo marino (12.1)

sedimenti derivati da rocce preesistenti (12.2)

un sedimento composto da > 30% di materiale biogeno (12.,3)

sedimenti particella che è meno di 1/256 mm di diametro (12.1)

sferica accumuli di manganese e altri metalli che formano lentamente, attraverso la precipitazione sul fondo (12.4)

la regione di transizione, dalla terra verso il mare profondo piano, cioè tra il continentale e crosta oceanica (1.2)

lo strato superiore della Terra, che vanno da uno spessore di circa 5 km (negli oceani) a oltre 50 km (sui continenti) (3.2)

un confine tra un continente e l’oceano che non vi è nessuna attività tettonica (ad es., il margine orientale del Nord America) (1.2)

riferimento a particelle sedimentarie che ha avuto origine in un continente (12.2)

una montagna sottomarina sistema divergenti margini di placca, formata da tettonica delle placche (4.5)

la crosta sottostante oceani (invece di crosta continentale) (3.2)

sedimenti derivati da extraterrestre fonti (12.5)

sedimenti formata dalla precipitazione di sostanze disciolte (12.,4)

il flusso d’acqua lungo un pendio, attraverso la superficie del suolo, o all’interno di una serie di canali (12.2)

poco profonde (in genere meno di 200 m) e tv sub-marine estensione di un continente (1.2)

una corrente muove verso il basso, in discesa lungo la parte inferiore, guidato dal peso del sedimento all’interno di esso (1.2)

la parte più ripida di un margine continentale, che scende da una piattaforma continentale verso la pianura abissale (1.2)

la sintesi di composti organici da acquosa, biossido di carbonio da parte delle piante, alghe e batteri (7.,1)

sedimenti creato dai resti di organismi (12.3)

relative all’oceano aperto (1.3)

il processo mediante il quale l’acqua più profonda è portato in superficie (9.5)

nell’ambito della produzione primaria, sostanze necessarie da parte di organismi fotosintetici a subire di crescita e la riproduzione (5.6)

microscopico (da 0,1 a 0,2 mm) protozoi marini che producono gusci di silice (12.3)

alghe fotosintetiche che fanno i loro test (conchiglie) da silice (7.,2)

la conchiglia di parti dure (o silice o carbonato di piccoli organismi come radiolarians e foraminiferi (12.3)

la profondità nell’oceano (di solito intorno al 4000 m) al di sotto della quale il carbonato di minerali solubili (12.6)

la profondità in cui il tasso di dissoluzione del carbonato di calcio aumenta notevolmente sulla superficie delle acque (12.6)

una regione nella colonna d’acqua, dove c’è un drastico cambiamento di temperatura in un piccolo cambiamento in profondità (6.,2)

dove c’è un drammatico cambiamento di salinità su un piccolo cambiamento di profondità (5.3)

una montagna sommersa che sale dal fondo marino (4.9)

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