12.6: Distribución de Sedimentos

Ahora que tenemos una comprensión de los tipos de sedimentos que se encuentran en el océano, podemos dirigir nuestra atención a los procesos que hacen que diferentes tipos de sedimentos dominen en diferentes ubicaciones. La acumulación de sedimentos dependerá de la cantidad de material proveniente de la fuente, la distancia a la fuente, la cantidad de tiempo que el sedimento ha tenido que acumularse, 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 para que se formen depósitos significativos. El sedimento litogeno acumula el más rápido, del orden de 1 m o más por mil años para las partículas más gruesas. Sin embargo, las tasas de sedimentación cerca de las desembocaduras de grandes ríos con alta descarga pueden ser órdenes de magnitud mayores. Los exudados biógenos se acumulan a una tasa de aproximadamente 1 cm por mil años, mientras que pequeñas partículas de arcilla se depositan en las profundidades del océano a alrededor de 1 mm por mil años. Como se describe en la sección 12.4, los nódulos de manganeso tienen una tasa de acumulación increíblemente lenta, ganando 0.001 mm por mil años.

Los sedimentos marinos son más gruesos cerca de los márgenes continentales (véase la figura\(\PageIndex{1}\)) donde pueden tener más de 10 km de espesor. Esto se debe a que la corteza cerca de los márgenes continentales pasivos suele ser muy antigua, lo que permite un largo período de acumulación, y porque hay una gran cantidad de entrada de sedimentos terrígenos provenientes de los continentes. Cerca de los sistemas de crestas oceánicas donde se está formando 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 extensión 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 del eje de la cresta. Con una tasa de propagación del fondo marino de alrededor de 20-40 km/millones de años, esto representa una tasa de acumulación de sedimentos de aproximadamente 100-200 m cada 25-50 millones de años.

La figura\(\PageIndex{1}\) muestra la distribución de los principales tipos de sedimentos en el fondo oceánico. Los sedimentos cosmogenos podrían terminar potencialmente en cualquier parte del océano, pero se acumulan en abundancias tan pequeñas que se ven abrumados por otros tipos de sedimentos y por lo tanto no son dominantes en ningún lugar. De igual manera, los sedimentos hidrógenos pueden tener altas concentraciones en ubicaciones específicas, pero estas regiones son muy pequeñas a escala global. Por lo que en su mayoría ignoraremos los sedimentos cosmogenos e hidrógenos en la discusión de los patrones globales de sedimentos.

Figura\(\PageIndex{1}\) La distribución de los tipos de sedimentos en el fondo marino. Dentro de cada área coloreada, el tipo de material mostrado es lo que domina, aunque también es probable que estén presentes otros materiales (Steven Earle, “Physical Geology”).

Los sedimentos litogenos/terrígenos gruesos son dominantes cerca de los márgenes continentales, ya que la escorrentía, la descarga del río y otros procesos depositan grandes cantidades de estos materiales en la plataforma continental (sección 12.2). Gran parte de este sedimento permanece en o cerca de la plataforma, mientras que las corrientes de turbidez pueden transportar material por la vertiente continental hasta el fondo del océano profundo. El sedimento litogeno también es común en los polos donde la capa de hielo espeso puede limitar la producción primaria, y la ruptura 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 biológicos depende de sus tasas de producción, disolución y dilución por otros sedimentos. Aprendimos en la sección 7.4 que las zonas costeras presentan una producción primaria muy alta, por lo que podríamos esperar ver abundantes depósitos biológicos en estas regiones. Sin embargo, recordemos que el sedimento debe ser > 30% biógeno para ser considerado un exudado biógeno, e incluso en las zonas costeras productivas hay tanto aporte litógeno que pantanan los materiales bióticos, y que no se alcanza el umbral del 30%. Por lo que las áreas costeras permanecen dominadas por sedimentos litógenos, y los sedimentos bióticos serán más abundantes en ambientes pelágicos donde hay poca entrada litógena.

Para que los sedimentos biógenos acumulen su tasa de producción debe ser mayor que la velocidad a la que se disuelven las pruebas. 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 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 exudados silíceos.

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 a los de la sílice. El carbonato de calcio se disuelve más fácilmente en agua más ácida. El agua de mar fría contiene más CO ₂ disuelto y es ligeramente más ácida que el agua más caliente (sección 5.5). Por lo tanto, las pruebas de carbonato de calcio tienen más probabilidades de disolverse en aguas más frías, más profundas y polares que en aguas superficiales tropicales más cálidas. En los polos el agua está uniformemente fría, por lo que el carbonato de calcio se disuelve fácilmente a todas las profundidades y los sedimentos de carbonato no se acumulan. En 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 CCD. La lisoclina representa las profundidades donde la velocidad de disolución del carbonato de calcio aumenta drásticamente (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 carbonatados. En áreas más profundas que el CCD, la velocidad de disolución excederá la producción, y no se pueden acumular sedimentos carbonatados (Figura\(\PageIndex{2}\)). El CCD generalmente se encuentra a profundidades de 4 — 4.5 km, aunque es mucho más superficial en los polos donde el agua superficial es fría. Así, los rezumos calcáreos se encontrarán principalmente en aguas tropicales o templadas de menos de unos 4 km de profundidad, como a lo largo de los sistemas de cordillera del océano medio y sobre montes submarinos y mesetas. El CCD es más profundo en el Atlántico que en el Pacífico ya que el Pacífico contiene más CO ₂, 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. Todo dicho, alrededor del 48% del fondo marino está dominado por exudados calcáreos.

Figura\(\PageIndex{2}\) El sedimento calcáreo solo puede acumularse en profundidades menos profundas que la profundidad de compensación de carbonato de calcio (CCD). Por 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 marino profundo (alrededor del 38%) está dominado por arcillas abisales. Esto no es tanto el resultado de una abundancia de formación de arcilla, sino de 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 se dispersan fácilmente por el viento y las corrientes, y pueden llegar a áreas inaccesibles a otros tipos de sedimentos. Las arcillas dominan en el Pacífico Norte central, por ejemplo. Esta área está demasiado lejos de la tierra para que los sedimentos litógenos gruesos alcancen, no es lo suficientemente productiva para que las pruebas biógenas se acumulen, 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 arcilla suele ser el hogar de sedimentos hidrógenos como nódulos de manganeso. Si se produjera algún otro tipo de sedimento aquí se acumularía mucho más rápido y enterraría los nódulos antes de que tuvieran oportunidad de crecer.