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海洋堆積物、または海底堆積物とは、海底に堆積した不溶性粒子の堆積物です。これらの粒子は、土壌や岩石を起源とし、主に河川によって陸地から海に運ばれてきたもの、あるいは風によって運ばれた塵や氷河の流れによって海に流れ込んだもの、または海洋生物や海水中の化学的沈殿物、海底火山や隕石の破片などによる生物起源の堆積物です。
中央海嶺から数キロメートル以内の、火山岩が比較的若い地域を除けば、海底の大部分は堆積物で覆われています。この堆積物は様々な供給源から来ており、組成も非常に多様です。海底堆積物の厚さは数ミリメートルから数十キロメートルに及ぶこともあります。海面付近では堆積物は固まらずに残っていますが、数百メートルから数千メートルの深さでは固まり（岩石化）します。
海洋の大部分では堆積物の蓄積速度は比較的遅く、多くの場合、まとまった堆積物が形成されるまでに数千年かかる。陸地から運ばれてくる堆積物は最も速く蓄積し、粗粒の堆積物では1000年あたり1メートル以上になる。しかし、流量の多い大河の河口付近では、堆積速度は桁違いに速くなることがある。生物起源の軟泥は1000年あたり約1センチメートルの速度で蓄積し、一方、小さな粘土粒子は深海に1000年あたり約1ミリメートルの速度で堆積する。
陸地からの堆積物は、地表流出、河川からの流出、その他のプロセスによって大陸縁辺部に堆積します。混濁流は、この堆積物を大陸斜面を下って深海底まで運びます。深海底は、中央海嶺から広がる独自のプロセスを経て、深海底に蓄積された堆積物をゆっくりと地球の溶融した内部に沈み込ませます。今度は、内部の溶融物質が溶岩流や深海熱水噴出孔からの噴出物として地表に戻り、このプロセスが無限に続くようにします。堆積物は、特に海洋微生物をはじめとする多数の海洋生物の生息地となります。それらの化石化した遺骸には、過去の気候、プレートテクトニクス、海洋循環パターン、主要な絶滅の時期に関する情報が含まれています。[ 1 ]
中央海嶺から数キロメートル以内の火山岩が比較的若い場所を除いて、海底の大部分は堆積物で覆われています。この物質はさまざまな供給源から来ており、大陸からの距離、水深、海流、生物活動、気候によって組成が大きく異なります。海底堆積物（および堆積岩）の厚さは数ミリメートルから数十キロメートルに及ぶことがあります。表面付近では海底堆積物は固まっていないままですが、数百メートルから数千メートルの深さ（堆積物の種類やその他の要因によって異なります）では堆積物は固まります。[ 2 ]
海底堆積物のさまざまな発生源は、以下のようにまとめられます。[ 2 ]
この記事の冒頭の図↑には、これらの物質の一部が海域でどのように分布しているかが示されています。陸源堆積物は大陸付近や内海、大きな湖で優勢です。これらの堆積物は比較的粗く、通常は砂やシルトを含みますが、小石や玉石が含まれる場合もあります。粘土は沿岸域でゆっくりと沈降しますが、その多くは海流によって発生源から遠く離れた場所に分散されます。粘土鉱物は海洋の最も深い部分の広い範囲で優勢であり、この粘土のほとんどは陸起源です。珪質軟泥（放散虫や珪藻に由来）は、南極地域、太平洋の赤道沿い、アリューシャン列島の南、インド洋の大部分でよく見られます。炭酸塩軟泥は、赤道域および中緯度域のすべての海洋に広く分布しています。実際、粘土は海洋のあらゆる場所に沈殿するが、シリカや炭酸塩を生成する生物が豊富な地域では、粘土よりも優勢になるほどのシリカや炭酸塩の堆積物を生成する。[ 2 ]
炭酸塩堆積物は、炭酸塩で殻を作る表層付近の広範囲の浮遊生物に由来します。これらの小さな殻、そして殻が砕けてできるさらに小さな破片は、水柱をゆっくりと沈降しますが、必ずしも海底まで到達するわけではありません。方解石は表層水には溶けませんが、その溶解度は深度（および圧力）とともに増加し、約4,000mで炭酸塩の破片が溶解します。この深度は緯度と水温によって変化し、炭酸塩補償深度として知られています。その結果、炭酸塩軟泥は海洋の最も深い部分（4,000mより深い）には存在しませんが、大西洋中央海嶺、東太平洋海嶺（南米の西）、ハワイ/天皇海山列（北太平洋）沿い、および多くの孤立した海山の頂上などの浅い領域では一般的です。[ 2 ]
堆積物のテクスチャはいくつかの方法で調べることができます。最初の方法は粒径です。[ 1 ]堆積物は、ウェントワーススケールに従って粒径によって分類できます。粘土堆積物は粒径が0.004 mm未満で最も細かく、巨礫は粒径が256 mm以上で最も大きいです。[ 3 ]粒径は、とりわけ、堆積物が堆積した条件を表します。強い流れや波などの高エネルギー条件では、通常、より大きな粒子のみが堆積し、より細かい粒子は流されてしまいます。低エネルギー条件では、より小さな粒子が沈殿して、より細かい堆積物が形成されます。[ 1 ]
粒度分布は、堆積物の粒度分布を分類するもう一つの方法です。粒度分布とは、粒子の大きさの均一性を指します。砂浜の砂のように、すべての粒子がほぼ同じ大きさであれば、堆積物は粒度分布が良好です。氷河堆積物のように、粒子の大きさが大きく異なる場合、堆積物は粒度分布が不良です。[ 1 ]
海洋堆積物の質感を表す3つ目の方法は、その成熟度、つまり粒子が水によって運ばれてきた期間です。成熟度を示す指標の一つは、粒子の丸みです。堆積物が成熟するほど、時間の経過とともに摩耗するため、粒子は丸みを帯びます。粒度分布が細かいことも成熟度を示す指標となります。時間の経過とともに小さな粒子は洗い流され、一定量のエネルギーで同じ大きさの粒子が同じ距離だけ移動するからです。最後に、少なくとも岩石粒子由来の堆積物においては、堆積物が古く成熟するほど石英の含有量が高くなります。石英は陸上の岩石によく見られる鉱物で、非常に硬く、摩耗に強い性質を持っています。時間の経過とともに、他の物質でできた粒子は摩耗し、石英だけが残ります。海岸の砂は非常に成熟した堆積物です。砂は主に石英で構成されており、粒子は丸みを帯びていて、大きさも均一です（粒度分布が良好）。[ 1 ]
海洋堆積物は、その起源によって分類することもできます。4つのタイプがあります。[ 3 ] [ 1 ]
岩石起源または陸源堆積物は、主に既存の岩石の小さな破片が海に流れ込んだもので構成されています。これらの堆積物には、微細な粘土から大きな岩塊まで、あらゆるサイズの粒子が含まれる可能性があり、海底のほぼあらゆる場所で見られます。岩石起源堆積物は、風化作用によって陸上で生成されます。風化作用とは、岩石や鉱物が風、雨、水の流れ、温度や氷による亀裂、その他の侵食作用によってより小さな粒子に分解される過程です。これらの侵食された小さな粒子は、さまざまなメカニズムによって海に運ばれます。[ 1 ]
河川や小川：さまざまな形態の流出水が大量の堆積物を海洋に運び込みますが、そのほとんどは細かい粒子です。海洋の岩石起源堆積物の約90%は、特にアジアからの河川流出に由来すると考えられています。この堆積物のほとんど、特に大きな粒子は海岸線近くに堆積して留まりますが、より小さな粘土粒子は長期間水中に浮遊したままになり、発生源から遠くまで運ばれる可能性があります。[ 1 ]
風：風による運搬（風成輸送）は、砂や塵の微粒子を数千キロメートルも離れた場所まで運ぶことができます。これらの微粒子は、風が弱まると海に落下したり、雨粒や雪片が形成される核となることがあります。風成輸送は、砂漠地帯の近くで特に重要です。[ 1 ]
氷河と氷筏：氷河が陸地を削りながら進むと、大量の土砂や岩石の粒子、そして氷によって運ばれる非常に大きな岩塊を拾い上げます。氷河が海に接して崩れたり溶けたりすると、これらの粒子が堆積します。堆積物の大部分は氷河が水に接する場所の近くで発生しますが、少量の物質は氷筏によってより遠くまで運ばれます。氷筏とは、大きな氷塊が氷河から遠く離れて漂流し、堆積物を放出する現象です。[ 1 ]
重力：地滑り、土砂崩れ、雪崩、その他の重力によって引き起こされる現象は、海岸近くで発生すると大量の物質を海に堆積させる可能性がある。[ 1 ]
波：海岸線に沿った波の作用は岩を侵食し、砂浜や海岸線から緩んだ粒子を水中に引き込みます。[ 1 ]
火山：火山の噴火は大量の灰やその他の破片を大気中に放出し、それらは風によって運ばれて最終的に海に堆積する。[ 1 ]
胃石：岩石起源の堆積物を海洋へ運ぶもう一つの比較的小さな手段は胃石です。胃石とは「胃の石」を意味します。海鳥、鰭脚類、一部のワニなど多くの動物は意図的に石を飲み込み、後で吐き出します。陸上で飲み込んだ石は海で吐き出すことができます。石は胃の中で食物をすりつぶすのを助けたり、浮力を調整するバラストとして機能したりします。これらのプロセスは主に岩石起源の堆積物を海岸近くに堆積させます。堆積物の粒子はその後、波や海流によってさらに遠くまで運ばれ、最終的には大陸棚から脱出して深海の海底に到達する可能性があります。[ 1 ]
岩石起源堆積物は通常、それが由来した物質の組成を反映しているため、ほとんどの地球上の岩石を構成する主要な鉱物が優勢です。これには、石英、長石、粘土鉱物、酸化鉄、および地球上の有機物が含まれます。石英（二酸化ケイ素、ガラスの主成分）は、ほぼすべての岩石に見られる最も一般的な鉱物の 1 つであり、摩耗に非常に強いため、砂を含む岩石起源堆積物の主要な成分です。[ 1 ]
生物起源堆積物は、生物が死んだときに堆積物として沈殿する生物の残骸からできています。堆積物に寄与するのは、生物の「硬い部分」、つまり貝殻、歯、骨格要素などです。これらの部分は通常鉱物化しており、死後すぐに分解される肉質の「柔らかい部分」よりも分解されにくいためです。[ 1 ]
マクロ堆積物には、大型生物の骨格、歯、殻などの大きな遺骸が含まれています。この種の堆積物は、大型生物がこれらの遺骸が蓄積するほど集中して死ぬことがないため、ほとんどの海洋ではかなりまれです。例外はサンゴ礁周辺です。ここでは、遺骸を残す生物が非常に多く、特に熱帯の砂の大部分を占めるサンゴの石質の骨格の破片が多く存在します。[ 1 ]
微細堆積物は、微細生物の硬い部分、特にその殻やテストで構成されています。これらの生物は非常に小さいですが、非常に豊富に存在し、毎日何十億も死んでいくため、そのテストが海底に沈み、生物起源の堆積物を形成します。微細なテストで構成される堆積物は、マクロ粒子の堆積物よりもはるかに多く、その小ささから、きめ細かく、泥状の堆積層を形成します。堆積層が少なくとも 30% の微細な生物起源物質で構成されている場合、それは生物起源の軟泥に分類されます。堆積物の残りの部分は、多くの場合、粘土で構成されています。[ 1 ]
生物起源の堆積物からは、酸素同位体比から過去の気候史を復元することができます。酸素原子は、海水中に3つの形態、つまり同位体として存在します。O16 、O17、O18（数字は同位体の原子量を表します）。O16が最も一般的で、次にO18が多くなります（O17はまれです）。O16はO18よりも軽いため、蒸発しやすく、O16の割合が高い水蒸気になります。寒冷期には、水蒸気が凝結して雨や雪になり、O16の割合が高い氷河氷が形成されます。そのため、残りの海水はO18の割合が相対的に高くなります。溶存酸素を炭酸カルシウムとして殻に取り込む海洋生物は、O18同位体の割合が高い殻を持ちます。これは、寒冷期には殻中のO16:O18の比率が低くなることを意味します。気候が温暖化すると、氷河の氷が溶けて氷からO16が放出され、海に戻り、水中のO16:O18比が上昇します。生物が殻に酸素を取り込むと、殻のO16:O18比が高くなります。そのため、科学者は生物起源の堆積物を調べ、年代が既知のサンプルのO16:O18比を計算し、その比から、それらの殻が形成された気候条件を推測することができます。同様の測定は氷床コアからも行うことができ、氷のサンプル間でO18が1 ppm減少すると、気温が1.5℃低下したことを意味します。[ 1 ]
微細な生物起源堆積物の主な供給源は、炭酸カルシウム（CaCO 3）またはシリカ（SiO 2 ）のいずれかの殻を分泌する単細胞藻類と原生動物（単細胞のアメーバのような生物）です。シリカの殻は、珪藻類（藻類）と放散虫類（原生動物）の2つの主要なグループに由来します。 [ 1 ]
珪藻は植物プランクトンの特に重要なメンバーであり、小型で漂流する藻類光合成生物として機能します。珪藻は、藻類細胞1個が、自ら分泌する精巧なシリカ殻に囲まれた構造をしています。珪藻の形状は、細長い羽状形から、ペトリ皿のように2つの半分に分かれた円形や中心形まで様々です。珪藻が豊富な地域では、底質はシリカ質の珪藻殻に富み、珪藻土と呼ばれます。[ 1 ]
放散虫はプランクトン性の原生動物（動物プランクトンの一部）で、珪藻類と同様にシリカの殻を分泌します。殻は細胞を囲み、放散虫がアメーバのような「腕」または偽足を伸ばして通ることができる小さな開口部の配列を含む場合があります。放散虫の殻には、浮力を助けるために殻から突き出た多数の放射状の突起が見られることがよくあります。珪藻類または放散虫の殻が優勢な軟泥は、珪質軟泥と呼ばれます。[ 1 ]
珪質堆積物と同様に、炭酸カルシウム、すなわち石灰質堆積物も微細藻類や原生動物の殻から生成されます。この場合、円石藻類と有孔虫類です。円石藻類は、珪藻類の約100分の1の大きさの単細胞プランクトン藻類です。その殻は、細胞を取り囲む球状構造を形成する多数の相互に連結したCaCO₃板（円石）で構成されています。円石藻類が死ぬと、個々の板が沈み、軟泥を形成します。時間が経つにつれて、円石藻類の軟泥は石化してチョークになります。イギリスのドーバーの白い崖は、円石藻類を豊富に含む軟泥がチョーク堆積物に変化してできたものです。[ 1 ]
有孔虫（有孔虫とも呼ばれる）は、カタツムリの殻のように、殻がしばしば複数の部屋に分かれている原生動物です。生物が成長するにつれて、生息するための新しい、より大きな部屋を分泌します。ほとんどの有孔虫は底生で、堆積物の上または中に生息していますが、水柱の上層に生息するプランクトン性の種もいくつかあります。円石藻類と有孔虫が死ぬと、石灰質の軟泥を形成します。[ 1 ]
古い石灰質の堆積層には、別の種類の生物であるディスコースターの遺骸が含まれています。ディスコースターは、ココリス藻類に近縁な単細胞藻類で、炭酸カルシウムの殻を形成していました。ディスコースターの殻は星形で、直径は5～40μmに達しました 。ディスコースターは約200万年前に絶滅しましたが、その殻は絶滅以前の熱帯の深い堆積物の中に残っています。[ 1 ]
これらの殻はサイズが小さいため、非常にゆっくりと沈みます。顕微鏡でしか見えない小さな殻が海底に沈むのに、10～50年もかかることがあります。沈降速度が遅いため、わずか1cm /秒の海流でも、殻は海底に到達する前に発生源から15,000kmも 離れた場所まで運ばれる可能性があります。それにもかかわらず、特定の場所の堆積物は、その上の水域で発生する生物の種類と生産性の程度によく合致しています。これは、堆積物の粒子が海流によって分散される前に発生源の下に蓄積されるように、はるかに速い速度で海底に沈んでいなければならないことを意味します。ほとんどの殻は個々の粒子として沈むのではなく、約99%はまず他の生物に消費され、その後凝集して大きな糞粒として排出されます。糞粒ははるかに速く沈み、わずか10～15日で海底に到達します。これにより、粒子が分散する時間が十分に与えられず、下の堆積物は表面付近で発生している生産を反映することになります。このメカニズムによる沈降速度の増加は「糞便エクスプレス」と呼ばれている。[ 1 ]
海水にはさまざまな溶解物質が含まれています。時折、化学反応が起こり、これらの物質が固体粒子として沈殿し、水成堆積物として蓄積されます。これらの反応は通常、温度、圧力、pHの変化など、溶解状態で残る物質の量を減少させる条件の変化によって引き起こされます。海洋には岩石起源または生物起源の堆積物に比べて水成堆積物は多くありませんが、興味深い形態がいくつかあります。[ 1 ]
熱水噴出孔では、海水が海底に浸透し、マグマによって過熱されてから噴出孔から噴出します。この過熱された水には多くの溶解物質が含まれており、噴出孔から出た後に冷たい海水に触れると、これらの粒子が沈殿し、主に金属硫化物となります。これらの粒子が噴出孔から噴出する「煙」を構成し、最終的には水素質堆積物として海底に沈殿することがあります。[ 1 ]熱水噴出孔は地球のプレート境界に沿って分布していますが、ホットスポット火山などのプレート内部にも存在することがあります。現在、約500の活動的な海底熱水噴出孔域が知られており、その約半分は海底で目視で確認され、残りの半分は水柱指標や海底堆積物から存在が疑われています。[ 4 ]
マンガン団塊は、海底に形成されるマンガンやその他の金属からなる丸い塊で、一般的に 直径は3～10cmですが、時には30cmに達することもあります 。団塊の形成過程は真珠の形成と似ており、中心となる物質の周囲に同心円状の層がゆっくりと堆積し、団塊が時間とともに成長していきます。団塊の組成は、形成場所や形成条件によって多少異なりますが、通常はマンガン酸化物と鉄酸化物が主成分です。また、銅、ニッケル、コバルトなどの他の金属が少量含まれる場合もあります。マンガン団塊の形成は、既知の地質学的プロセスの中でも最も遅いものの1つで、100万年あたり数ミリメートル程度しか成長しません。そのため、マンガン団塊は岩石起源または生物起源の堆積物の蓄積速度が低い地域でのみ形成されます。他の堆積物が堆積すると、団塊はすぐに覆われてしまい、それ以上の成長が阻害されるためです。そのため、マンガン団塊は通常、岩石起源または生物起源の重要な供給源から遠く離れた中央海洋の領域に限定され、海底に大量に蓄積されることがある（図 12.4.2 右）。団塊には商業的に価値のある金属が多数含まれているため、過去数十年にわたり団塊の採掘に大きな関心が寄せられてきたが、これまでの取り組みのほとんどは探査段階にとどまっている。深海採掘作業の高コスト、採掘権をめぐる政治的問題、これらの非再生可能資源の採掘に伴う環境問題など、多くの要因が団塊の大規模な採掘を妨げてきた。[ 1 ]
蒸発岩は、海水が蒸発する際に形成される水蒸気堆積物であり、溶解していた物質が沈殿して固体、特に岩塩（塩、NaCl）になります。実際、海水の蒸発は人類が使用する塩の最も古い生産方法であり、今日でも行われています。岩塩蒸発岩の大規模な堆積物は、地中海の海底を含む多くの場所に存在します。約600万年前から、地殻変動によって地中海が大西洋から遮断され、温暖な気候によって大量の水が蒸発し、地中海はほぼ完全に干上がり、その代わりに大量の塩の堆積物が残りました（メッシニアン塩分危機として知られる出来事）。最終的に約530万年前に地中海は再び水で満たされ、岩塩の堆積物は他の堆積物で覆われましたが、海底の下には今も残っています。[ 1 ]
オオライトは、浮遊粒子の周囲に物質が同心円状に沈殿して形成される、小さくて丸い粒です。通常は炭酸カルシウムで構成されていますが、リン酸塩やその他の物質で構成されている場合もあります。オオライトが集積するとオオライト砂が形成され、これはバハマ諸島で最も多く見られます。[ 1 ]
メタンハイドレートは、産業用途の可能性を秘めたもう一つの水素質堆積物です。陸上の侵食生成物にはすべて、主に陸上植物由来の有機物が少量含まれています。この物質の微細な断片と、海洋植物や動物由来のその他の有機物が、特に海岸から数百キロメートル以内の陸源堆積物に蓄積されます。堆積物が積み重なると、より深い部分が（地熱によって）温まり始め、バクテリアが有機物の分解を開始します。これは酸素のない状態（嫌気性条件）で起こるため、この代謝の副産物はガス状のメタン（CH₄）です。バクテリアによって放出されたメタンは、堆積物を通って海底に向かってゆっくりと泡立ちます。水深500メートルから1,000メートル、海底特有の低温（4 ℃近く）では、水とメタンが結合してメタンハイドレートと呼ばれる物質が生成されます。海底から数メートルから数百メートル以内では、温度がメタンハイドレートが安定して存在できるほど低く、堆積物中にハイドレートが蓄積されます。メタンハイドレートは、加熱されるとメタンがガスとして放出されるため、可燃性です。海底堆積物中のメタンは、膨大な量の化石燃料エネルギーの貯蔵庫です。エネルギー企業や政府は、このメタンを生産して販売する方法を開発することに熱心ですが、その抽出と使用が気候変動に及ぼす影響を理解している人なら誰でも、それが愚かな行為であることがわかります。[ 1 ] [ 2 ]
宇宙起源の堆積物は地球外起源であり、主に2つの形態があります。微細な球状粒子と、より大きな隕石破片です。球状粒子は主にシリカまたは鉄とニッケルで構成されており、隕石が大気圏に突入して燃え尽きる際に放出されると考えられています。隕石破片は、隕石が地球に衝突することによって生じます。これらの高衝撃衝突によって粒子が大気中に放出され、最終的に地球に沈降して堆積物に寄与します。球状粒子と同様に、隕石破片も主にシリカまたは鉄とニッケルで構成されています。これらの衝突による破片の1つにテクタイトがあり、これは小さなガラスの液滴です。これらは、隕石の衝突時に放出されて溶融した地球のシリカで構成され、地表に戻って冷える際に固化したと考えられています。 [ 1 ]
宇宙起源の堆積物は海洋では比較的まれで、通常は大きな堆積物として蓄積されません。しかし、地球に絶えず降り注ぐ宇宙塵によって、常に堆積物が供給されています。飛来する宇宙起源の塵の約90%は、大気圏に突入する際に蒸発しますが、毎日5～300トンの宇宙塵が地球の表面に降り注ぐと推定されています。[ 1 ]
珪質軟泥は、深海底に存在する生物起源の遠洋性堆積物の一種です。珪質軟泥は深海堆積物の中で最も少なく、海底の約 15% を占めています。[ 5 ]軟泥は、遠洋性微生物の骨格残骸が 30% 以上含まれる堆積物と定義されています。[ 6 ]珪質軟泥は、珪藻や放散虫などの微細な海洋生物のシリカベースの骨格が大部分を占めています。大陸縁辺付近の珪質軟泥の他の成分には、陸起源のシリカ粒子や海綿骨片が含まれる場合があります。珪質軟泥は、炭酸カルシウム生物 (すなわち円石藻) の骨格から作られる石灰質軟泥とは異なり、オパールシリカSi(O 2 )から作られた骨格で構成されています。シリカ（Si）は生物にとって必須の元素であり、海洋環境ではシリカサイクルを通じて効率的にリサイクルされます。[ 7 ]陸地からの距離、水深、海洋の肥沃度はすべて、海水中のオパールシリカ含有量と珪質軟泥の存在に影響を与える要因です。
石灰質という用語は、方解石またはアラゴナイトの形で炭酸カルシウムから形成された、または炭酸カルシウムを多く含む化石、堆積物、または堆積岩に適用できます。石灰質堆積物（石灰岩）は通常、陸地に近い浅い水域に堆積します。これは、炭酸塩が陸地由来の栄養素を必要とする海洋生物によって沈殿するためです。一般的に、堆積物が陸地から遠ざかるほど、石灰質は少なくなります。嵐や海流の変化により、一部の地域では石灰質堆積物が層状に堆積することがあります。石灰質軟泥は、プランクトン生物に由来する炭酸カルシウムの一種で、海底に蓄積します。これは、海が炭酸塩補償深度よりも浅い場合にのみ発生します。この深度より下では、炭酸カルシウムは海中で溶解し始め、珪質軟泥や遠洋性赤粘土などの非石灰質堆積物のみが安定します。
堆積物がどこにどのように蓄積するかは、発生源からの物質の量、発生源からの距離、堆積物が蓄積するのに要した時間、堆積物の保存状態、およびシステムに同時に追加される他の種類の堆積物の量によって決まります。[ 1 ]
海洋の大部分では堆積物の蓄積速度は比較的遅く、多くの場合、重要な堆積物が形成されるまでに数千年かかる。岩石起源の堆積物は最も速く蓄積され、粗い粒子では1000年あたり1メートル以上になる。しかし、流量の多い大河の河口付近では、堆積速度は桁違いに高くなることがある。[ 1 ]
生物起源の軟泥は1000年あたり約1cmの速度で蓄積される一方、小さな粘土粒子は1000年あたり約1mmの速度で深海に堆積する。前述のように、マンガン団塊の蓄積速度は非常に遅く、1000年あたり0.001mmしか増加しない。[ 1 ]
海洋堆積物は大陸縁辺付近で最も厚く、10 km を超えることもあり ます。これは、受動型大陸縁辺付近の地殻が非常に古く、長期間堆積が続くことと、大陸から大量の陸源堆積物が流入するためです。新しい海洋地殻が形成されている中央海嶺付近では、堆積物はより若い地殻上に堆積する時間が短いため、薄くなっています。[ 1 ]
海嶺拡大中心からの距離が増加するにつれて堆積物は次第に厚くなり、 海嶺軸からの距離が 1000 km ごとに約 100 ～ 200 m ずつ増加します。海底拡大速度が約 20 ～ 40 km/百万年であることから、これは約 100 ～ 200 m の堆積物が 25 ～ 50 百万年ごとに蓄積されることを意味します。[ 1 ]
この記事の冒頭の図↑は、海底における主要な堆積物の分布を示しています。宇宙起源の堆積物は海洋のあらゆる場所に存在し得ますが、その蓄積量は非常に少ないため、他の種類の堆積物に圧倒され、どの場所でも優勢になることはありません。同様に、水成堆積物は特定の場所で高濃度になることがありますが、これらの地域は地球規模で見ると非常に小さいです。したがって、宇宙起源および水成堆積物は、地球規模の堆積パターンの議論ではほとんど無視できます。[ 1 ]
粗粒の岩石起源/陸源堆積物は、陸からの流出、河川からの放流、その他のプロセスによって大量のこれらの物質が大陸棚に堆積するため、大陸縁辺付近で優勢である。この堆積物の多くは大陸棚上またはその付近に留まるが、混濁流によって物質が大陸斜面を下って深海底（深海平原）に運ばれることがある。岩石起源堆積物は、厚い氷に覆われて一次生産が制限され、氷河の崩壊によって氷縁に沿って堆積物が堆積する極地でもよく見られる。 [ 1 ]
粗粒の岩石起源堆積物は、中央海洋ではあまり一般的ではありません。これらの地域は、これらの堆積物が蓄積する供給源から遠すぎるためです。非常に小さな粘土粒子は例外で、後述するように、他の岩石起源堆積物が到達しない地域に蓄積する可能性があります。[ 1 ]
生物起源堆積物の分布は、その生成速度、溶解速度、および他の堆積物による希釈速度に依存します。沿岸域は一次生産が非常に高いため、これらの地域では生物起源堆積物が豊富に存在すると予想されます。しかし、生物起源の軟泥とみなされるには、堆積物中の生物起源の割合が30%を超える必要があり、生産性の高い沿岸域でも岩石起源の流入が非常に多いため、生物起源物質が圧倒され、30%の閾値に達しません。そのため、沿岸域は依然として岩石起源堆積物が優勢であり、岩石起源の流入が少ない外洋環境では生物起源堆積物が多くなります。[ 1 ]
生物起源の堆積物が蓄積するためには、その生成速度が殻の溶解速度よりも速くなければなりません。シリカは海洋全体で不飽和状態にあり、海水に溶解しますが、水温が高く圧力が低いほど溶解しやすくなります。つまり、深層水よりも表層付近の方が溶解速度が速くなります。したがって、シリカ堆積物は、溶解速度よりも速く蓄積する、生産性の高い低温域でのみ蓄積されます。これには、栄養分が豊富で水温が低い赤道付近や高緯度地域の湧昇域が含まれます。 [ 1 ]
赤道付近で形成される軟泥は通常放散虫が優勢であるのに対し、極地の軟泥では珪藻類がより一般的である。シリカ殻が海底に沈殿し、後続の層で覆われると、溶解を受けなくなり、堆積物が蓄積される。海底の約15%は珪質軟泥で覆われている。[ 1 ]
生物起源の炭酸カルシウム堆積物も、堆積物が蓄積するためには生成が溶解を上回る必要があるが、その過程はシリカの場合とは少し異なる。炭酸カルシウムは酸性の水に溶けやすい。冷たい海水には溶存CO₂が多く含まれており、暖かい水よりもわずかに酸性が強い。そのため、炭酸カルシウムの試験片は、暖かい熱帯の表層水よりも、冷たく深い極地の水に溶けやすい。極地では水が均一に冷たいため、炭酸カルシウムはあらゆる深度で容易に溶解し、炭酸塩堆積物は蓄積しない。温帯および熱帯地域では、炭酸カルシウムはより深い水に沈むにつれてより容易に溶解する。[ 1 ]
炭酸カルシウムが蓄積する速度と同じ速さで溶解する深さを炭酸カルシウム補償深度、方解石補償深度、または単にCCDと呼びます。溶解躍層は、炭酸カルシウムの溶解速度が劇的に増加する深さを表します（水温躍層や塩分躍層と同様）。CCDよりも浅い深さでは、炭酸塩の蓄積速度が溶解速度を上回り、炭酸塩堆積物が堆積します。CCDよりも深い領域では、溶解速度が生成速度を上回り、炭酸塩堆積物は蓄積されません（右図を参照）。CCDは通常、4～4.5kmの深さにあります が、表面水が冷たい極地でははるかに浅くなります。したがって、石灰質軟泥は、 中央海嶺系や海山や台地の上など、水深約4km未満の熱帯または温帯の海域で主に見られます。[ 1 ]
大西洋のCCDは太平洋よりも深い。これは太平洋の方がCO₂が多く、水がより酸性で炭酸カルシウムの溶解度が高いためである。このことと太平洋の方が深いという事実から、大西洋には太平洋よりも多くの石灰質堆積物が含まれている。全体として、海底の約48%は石灰質軟泥で覆われている。[ 1 ]
深海底の大部分（約38%）は深海粘土で覆われています。これは粘土の形成が豊富だからというよりは、他の種類の堆積物の流入がほとんどないためです。粘土粒子は主に陸起源ですが、非常に小さいため風や海流によって容易に拡散し、他の種類の堆積物では到達できない領域まで運ばれます。例えば、北太平洋中央部では粘土が優勢です。この領域は陸地から遠すぎるため粗い岩石起源の堆積物が到達できず、生物起源の殻が蓄積するほど生産性が高くなく、石灰質の物質が溶解する前に海底に到達するには深すぎます。[ 1 ]
粘土粒子は非常にゆっくりと蓄積するため、粘土が優勢な深海底には、マンガン団塊のような水素質堆積物が存在することが多い。もし他の種類の堆積物がここで生成されたとしたら、それははるかに速く蓄積し、団塊が成長する前に埋没してしまうだろう。[ 1 ]
浅水域の海洋環境は、海岸とより深い水域の間の領域、例えば礁壁や大陸棚縁辺部などに見られます。この環境の水は浅く透明であるため、 [ 15 ]さまざまな堆積構造、炭酸塩岩、サンゴ礁が形成され、特定の生物が生き残って化石になることができます。
堆積物自体は、浅く温暖で穏やかな水域で容易に形成される石灰岩で構成されていることが多い。浅海環境は、珪砕屑性堆積物または炭質堆積物のみで構成されているわけではない。常に共存できるわけではないが、炭質堆積物のみで構成された浅海環境や、珪砕屑性堆積物のみで構成された浅海環境が存在する可能性がある。浅海堆積物は、より小さな粒子がより深い水域に洗い流されているため、より大きな粒径で構成されている。炭質堆積物で構成された堆積岩の中には、蒸発岩鉱物も存在する可能性がある。[ 16 ]現代および古代の堆積物で見られる最も一般的な蒸発岩鉱物は、石膏、無水石膏、岩塩であり、結晶層、孤立した結晶、または結晶の集合体として存在する可能性がある。[ 16 ]
地質学的時間に関して言えば、顕生代の堆積岩のほとんどが浅海環境で堆積したと言われており、堆積岩の約75%が浅海堆積物で構成されています。したがって、特に他に特定されていない限り、先カンブリア時代の堆積岩も浅海で堆積したと想定されます。[ 17 ]この傾向は北米とカリブ海地域で見られます。[ 18 ]また、超大陸の分裂やその他のプレートテクトニクス過程の結果として、浅海堆積物は地質学的時間において量的に大きな変動を示します。[ 18 ]
生物攪乱とは、動物や植物による堆積物の再構成のことである。これには、堆積物の粒子を掘り、摂取し、排泄することが含まれる。生物攪乱活動は環境に大きな影響を与え、生物多様性の主要な原動力であると考えられている。[ 19 ] [ 20 ]生物攪乱の正式な研究は、1800 年代にチャールズ・ダーウィンが自分の庭で実験したことから始まった。[ 20 ]生物攪乱活動による水生堆積物と陸上土壌の破壊は、重要な生態系サービスを提供する。これには、水生堆積物と上層水の栄養素の変化、陸上および水生生態系における巣穴の形による他の種への避難場所の提供、陸上での土壌生成などが含まれる。[ 21 ] [ 22 ]
生物擾乱生物は、環境に物理的な変化をもたらすことで他の種への資源利用可能性を変化させるため、生態系エンジニアである。 [ 22 ]この種の生態系の変化は、共生する種の進化と環境に影響を与え、[ 22 ]海洋および陸上の堆積物に残された痕跡化石に明らかである。その他の生物擾乱の影響には、堆積物のテクスチャの変化（続成作用）、生物灌漑、微生物および非生物粒子の移動などがある。生物擾乱は生物灌漑のプロセスと混同されることがあるが、これらのプロセスは混合するものが異なる。生物灌漑とは、堆積物中の水と溶質の混合を指し、生物擾乱の影響である。[ 20 ]
セイウチやサケは大型生物攪拌動物の例である。[ 23 ] [ 24 ] [ 25 ]これらの大型マクロ動物の生物攪拌動物の活動はより目立つが、優勢な生物攪拌動物は多毛類、ゴーストシュリンプ、マッドシュリンプなどの小型無脊椎動物である。[ 20 ] [ 26 ]これらの小型無脊椎動物の活動には、穴を掘ったり、堆積物の粒子を摂取して排泄したりすることが含まれており、堆積物の混合と構造の変化に寄与している。
生物灌漑とは、底生生物が上層の水で巣穴を洗い流す過程のことである。その結果生じる間隙水と上層の海水との間の溶存物質の交換は、海洋の生物地球化学の観点から重要なプロセスである。沿岸水域環境には、堆積物を不安定化させる生物がしばしば存在する。これらの生物は堆積物の物理的状態を変化させ、それによって他の生物や自身の環境を改善する。これらの生物は、生物攪拌も引き起こすことが多く、これは生物灌漑とほぼ同義または関連してよく用いられる。[ 27 ]
生物灌漑は2つの異なるプロセスで機能します。これらのプロセスは、底生大型無脊椎動物（通常は穴を掘る動物）の働きである粒子再加工と換気として知られています。この粒子再加工と換気は、生物が摂食（動物性摂食）、排泄、穴掘り、呼吸を行う際に発生します。生物灌漑は大量の酸化輸送を担い、生物地球化学的循環に大きな影響を与えます。
遠洋性堆積物、またはペラジットは、陸地から遠く離れた外洋の海底に粒子が沈降して堆積する細粒堆積物です。これらの粒子は主に、植物プランクトンまたは動物プランクトンの微細な石灰質または珪質の殻、粘土サイズの珪質砕屑堆積物、またはこれらの混合物から構成されています。遠洋性堆積物には、微量の隕石塵と様々な量の火山灰も含まれています。軟泥の組成に基づいて、遠洋性堆積物には珪質軟泥、石灰質軟泥、赤色粘土の 3 つの主要なタイプがあります。[ 29 ] [ 30 ]
HMSチャレンジャー号の航海（1872～1876年）以来、過去150年にわたり、深海プロセスと堆積物に関する膨大な研究が蓄積されてきた。この航海では、海底堆積物の最初の体系的な研究が行われた。[ 31 ] [ 32 ]この先駆的な探検以来、そして20世紀前半にかけて、深海は完全に外洋性であると考えられていた。[ 28 ]
遠洋性堆積物の組成は、主に 3 つの要因によって制御されます。 1 つ目の要因は、主要な陸塊からの距離であり、陸起源の堆積物による希釈に影響します。 2 つ目の要因は水深であり、珪質および石灰質の生物起源粒子が海底に沈降する際の保存に影響します。 最後の要因は海洋の肥沃度であり、表層水中で生成される生物起源粒子の量を制御します。[ 29 ] [ 30 ]
タービダイトは、混濁流によって形成された地質学的堆積物です。混濁流とは、流体と堆積物の重力流が混ざり合ったもので、大量の砕屑物を深海に運搬する働きをします。タービダイトは、大陸棚の縁の急斜面を滑り落ちる水中雪崩によって、大陸棚下の深海溝、あるいは深海湖の同様の構造に堆積します。堆積物が海溝に沈殿すると、まず砂やその他の粗粒物質が沈殿し、次に泥、そして最後に非常に細かい粒子状物質が沈殿します。この一連の堆積過程によって、これらの岩石の特徴であるブーマ層序が形成されます。
タービダイトは1950年代に初めて認識され[ 34 ]、最初の相モデルは1962年にBoumaによって開発されました[ 35 ]。それ以来、タービダイトは最もよく知られ、最も集中的に研究されている深海堆積相の1つとなっています。現代の深海システム、地下（炭化水素）掘削孔、および現在陸上に露出している古代の露頭から採取された堆積物コアから、タービダイトは非常によく知られています。特定のタービダイトシステムの新しい研究ごとに、そのシステムの特定の堆積特性と相が明らかになります。最も一般的に観察される相は、さまざまな相スキームに統合されています[ 36 ] [ 37 ] [ 28 ]。
コンターライトは、大陸斜面から低地斜面にかけて形成される堆積物ですが、嵐の波の基線より下であればどこにでも発生する可能性があります。コンターライトは、熱塩分によって誘発される深層底層流によって生成され、風や潮汐の力の影響を受けることがあります。[ 39 ] [ 40 ]コンターライト堆積物の地形は、主に深層底層流の速度、堆積物の供給、海底地形の影響を受けます。[ 41 ]
コントゥアライトは、1960年代初頭にウッズホール海洋研究所のブルース・ヒーゼンとその同僚によって初めて特定されました。彼らの現在では画期的な論文[ 42 ]は、北米東部沖の深海大陸斜面における堆積物の形成において、等深線に沿った底層流が非常に大きな影響を与えていることを示しました。これらの半永久的な斜面沿いの流れの堆積物はすぐにコントゥアライトとして知られるようになり、斜面に平行で細長く盛り上がった堆積体の境界は、主にコントゥアライトで構成されており、コントゥアライトドリフトとして知られるようになりました。[ 43 ] [ 44 ] [ 28 ]
半遠洋性堆積物、または半遠洋性堆積物は、粘土やシルトサイズの陸源性粒子と、堆積物の最も近い陸塊または水中に生息する生物に由来する生物起源物質からなる海洋堆積物の一種です。 [ 45 ] [ 46 ]半遠洋性堆積物は大陸棚や大陸斜面に堆積し、組成的に遠洋性堆積物とは異なります。遠洋性堆積物は、主に水柱または海底に生息する生物に由来する生物起源物質で構成され、陸源性物質はほとんど、または全く含まれていません。[ 45 ]陸源性物質には、長石や石英などの岩石圏の鉱物が含まれます。陸上の火山活動、風で運ばれた堆積物、河川から排出された粒子などが半遠洋性堆積物に寄与する可能性があります。[ 47 ]これらの堆積物は、気候変動を評価し、堆積物の起源の変化を特定するために使用できます。[ 48 ] [ 49 ]
ベントス（古代ギリシャ語のβένθος （bénthos）「（海の）深み」に由来）は、海底の上、内部、または近くに生息する生物の群集であり、底生帯としても知られています。
海洋微生物ベントスは、海洋の底生帯、すなわち海底付近または海底上、あるいは海底堆積物の内部または表面に生息する微生物です。ベントスという言葉はギリシャ語で「海の深さ」を意味します。微生物ベントスは、大陸棚の海底付近だけでなく、より深い海域にも広く分布しており、海底堆積物の内部または表面にはより多様な微生物が生息しています。浅い海域では、海草藻場、サンゴ礁、ケルプの森が特に豊かな生息地となっています。光合成が可能な層では、底生珪藻が光合成生物として優占しています。潮間帯では、潮の満ち引きが微生物ベントスの生息環境を大きく左右します。
珪藻は、主に単細胞藻類である約10万種の既知の種を含む（議論の余地のある）門を形成します。珪藻は、毎年地球上で生成される酸素の約20パーセントを生成し[ 52 ]、生息する水から毎年67億トン以上のケイ素を取り込み[ 53 ]、海洋に存在する有機物のほぼ半分を供給しています。
円石藻は、運動用の2本の鞭毛を持つ微小な単細胞光合成原生生物です。そのほとんどは、円石と呼ばれる装飾的な円形の板または鱗で覆われた殻によって保護されています。円石は炭酸カルシウムでできています。円石藻という用語は、ギリシャ語で種子を運ぶ石を意味する言葉に由来し、その小さなサイズと、それらが運ぶ円石を指しています。適切な条件下では、他の植物プランクトンと同様に大量発生し、海を乳白色に変えることがあります。[ 54 ]
放散虫は、通常シリカでできており、穴が開いた複雑な球状の殻に包まれた単細胞の捕食性原生生物です。その名前はラテン語で「半径」を意味します。放散虫は、体の部分を穴に通して獲物を捕らえます。珪藻のシリカ殻と同様に、放散虫の殻は放散虫が死ぬと海底に沈み、海洋堆積物の一部として保存されます。これらの遺骸は微化石として、過去の海洋環境に関する貴重な情報を提供します。[ 56 ]
放散虫と同様に、有孔虫（略して有孔虫）は単細胞の捕食性原生生物で、穴の開いた殻で身を守っています。その名前はラテン語で「穴を持つもの」を意味します。殻はしばしば「テスト」と呼ばれ、複数の部屋に分かれています（有孔虫は成長するにつれて部屋を増やします）。殻は通常方解石でできていますが、凝集した堆積物粒子やヒザラガイ、まれにシリカでできている場合もあります。ほとんどの有孔虫は底生ですが、約40種は浮遊性です。[ 57 ]有孔虫は広く研究されており、確立された化石記録によって科学者は過去の環境や気候について多くのことを推測することができます。[ 56 ]
有孔虫と珪藻はどちらもプランクトン型と底生型があり、つまり、水柱を漂うか、海底の堆積物に生息します。いずれの場合も、死後、殻は海底に残ります。これらの殻は気候の指標として広く利用されています。殻の化学組成は、殻が形成された当時の海洋の化学組成の結果です。過去の水温は、殻に含まれる安定酸素同位体の比率からも推測できます。これは、暖かい水では軽い同位体が蒸発しやすく、重い同位体が殻に残るためです。有孔虫と珪藻は暖かい水に多く生息する傾向があるため、それらの存在量からも過去の気候に関する情報をさらに推測できます。[ 58 ]
6600万年前に恐竜を絶滅させた突然の大量絶滅イベントは、他のすべての動植物種の4分の3も絶滅させた。しかし、その後、深海の底生有孔虫が繁栄した。2020年には、研究者たちがこれらの底生有孔虫の数千のサンプルの化学組成を調べ、その結果を使用して地球のこれまでで最も詳細な気候記録を構築したと報告された。[ 59 ] [ 60 ]
内生生物の中には非常に長い寿命を持つものもある。2013年に研究者らは、おそらく数百万年前の海底に、世代時間が1万年の内生生物が存在する証拠を報告した。[ 61 ]これらはゆっくりと代謝しており、休眠状態ではない。シベリアで発見された放線菌の中には、50万年前のものと推定されるものもある。[ 62 ] [ 63 ] [ 64 ]
右側の図は堆積物コアの例を示しています。サンプルは2018年頃にウペルナビクフィヨルドから採取されました。粒度測定が行われ、上部50cmは210Pb法で年代測定されました。[ 65 ]
近年、海洋炭素と炭素隔離に関する考え方は、構造に基づいた化学反応性の観点から、有機炭素分解速度における生態系の役割を含む観点へと変化している。[ 69 ]有機炭素と生態系の関与に関するこの考え方の変化には、生物学における「分子革命」の側面、生命の限界に関する発見、定量的モデリングの進歩、海洋炭素循環の古生物学的研究、新しい分析技術、学際的な取り組みが含まれる。2020年、LaRoweらは、海洋堆積物と地球規模の炭素循環に関連する複数の科学分野にまたがるこの問題の幅広い見解を概説した。[ 70 ] [ 69 ]
パンゲア大陸分裂のアニメーション パンゲア大陸分裂のアニメーション地球の表面は数十億年にわたり、絶えず形を変え続けてきました。大陸は形成され、分裂し、地表を移動し、時には合体して超大陸を形成しました。最も古い超大陸として知られるロディニアは約10億年前に形成され、その後約7億年前に分裂し始めました。大陸はその後再び合体して6億年から5億4千万年前にパノティアを形成し、最後にパンゲアが形成されましたが、 2億年前に分裂しました。
まず、地球は激しい火山活動と他の天体との頻繁な衝突により溶融状態でした。やがて、惑星の外層が冷えて固い地殻を形成し、大気中に水が蓄積し始めました。月はその後すぐに形成され、おそらく小惑星が地球に衝突した結果と考えられます。ガス放出と火山活動によって原始大気が生成されました。凝縮した水蒸気に彗星から運ばれてきた氷が加わり、海が形成されました。[ 71 ] [ 72 ] [ 73 ]
約40億年前の始生代の初めには、岩石はしばしば、グレイワッケ、泥岩、火山性堆積物、縞状鉄鉱層などの、高度に変成した深海堆積物であった。グリーンストーンベルトは、高変成度と低変成度の岩石が交互に並ぶ典型的な始生代の地層である。高変成度の岩石は火山島弧に由来し、低変成度の岩石は、近隣の島岩から侵食されて前弧海盆に堆積した深海堆積物であった。[ 74 ]最も初期の既知の超大陸ロディニアは約10億年前に形成され、原生代後期の約2億5000万年後に分裂し始めた。
5億4200万年前から2億5100万年前（Ma）の古生代は、パノティア大陸の分裂直後、そして地球規模の氷河期の終わりに始まりました。古生代初期を通して、地球の陸塊は多数の比較的小さな大陸に分かれていました。この時代の終わりに、大陸は集まってパンゲアと呼ばれる超大陸となり、地球の陸地の大部分を占めるようになりました。[ 75 ] 4億4400万年前に始まったシルル紀には、[ 75 ]ゴンドワナ大陸はゆっくりと南下を続け、高緯度の南緯地域へと移動しました。氷冠や氷河の融解は海面の上昇に寄与し、シルル紀の堆積物が侵食されたオルドビス紀の堆積物の上に重なり、不整合を形成していることからそれが分かります。他のクラトンや大陸の断片は赤道付近で集まり、ユーラメリカと呼ばれる2番目の超大陸の形成が始まりました。
三畳紀には深海堆積物が堆積し、その後海洋プレートの沈み込みによって消失したため、三畳紀の開水域についてはほとんど知られていない。超大陸パンゲアは三畳紀、特に後期に分裂したが、まだ分離していなかった。パンゲアの最初の分裂を示す地溝帯における最初の非海洋堆積物は、三畳紀後期のものである。 [ 76 ]一つの超大陸塊の海岸線が限られているため、三畳紀の海洋堆積物は世界的に比較的まれである。三畳紀が最初に研究された西ヨーロッパでは顕著であるにもかかわらず。例えば、北アメリカでは、海洋堆積物は西部のいくつかの露頭に限られている。したがって、三畳紀の層序は主に、エステリア甲殻類や陸生脊椎動物など、ラグーンや高塩分環境に生息する生物に基づいている。[ 77 ]
生物擾乱のパターンや痕跡は、固化した岩石に保存されます。このようなパターンの研究は、生痕学、または「痕跡化石」の研究と呼ばれ、生物擾乱動物の場合、掘削または穴掘り動物によって残された化石です。これは、これらの動物が残した足跡に例えることができます。場合によっては、生物擾乱が非常に広範囲に及ぶため、層状構造や斜交層理などの堆積構造が完全に消滅します。そのため、地質学の堆積学と層序学の分野に影響を与えます。生物擾乱生痕構造の研究では、化石の深さ、化石の横断、化石の鮮明さ（またはどれだけ明確に定義されているか）[ 78 ]を使用して、古い堆積物で発生した活動を評価します。一般的に、化石が深いほど、標本はよりよく保存され、明確に定義されます。[ 78 ]
潮汐、沿岸、深海の堆積物から、生物擾乱による重要な痕跡化石が海洋堆積物中に発見されている。さらに、砂丘や風成堆積物は、多種多様な化石を保存する上で重要である。[ 79 ]深海堆積物コアには、長期にわたる記録を含め、生物擾乱の証拠が見つかっているが、コアを採取する行為によって、特に浅い深度では生物擾乱の痕跡が乱される可能性がある。[ 80 ]特に節足動物は、風成堆積物の生物擾乱の地質記録にとって重要である。砂丘の記録には、2億5000万年前の下部中生代まで遡る穴掘り動物の痕跡が見られるが、[ 79 ]他の堆積物では、5億5000万年前まで遡る生物擾乱が見られる。[ 81 ] [ 82 ]
深海堆積物の最初の本格的な研究は、1872年から1876年にかけてHMSチャレンジャー号探検隊によって行われ、海水と海洋堆積物のサンプルを採取しながら約7万海里を航海しました。[ 83 ]この探検隊の科学的目標は、さまざまな深度で海水の物理的測定を行うことと、化学組成、および存在する粒子状物質や海洋生物を特定できるようにサンプルを採取することでした。これには、深海底からサンプルを採取して堆積物を分析することも含まれていました。[ 84 ]チャレンジャー号の航海以前は、海洋学は主に推測の域を出ませんでした。[ 83 ]チャレンジャー号探検隊は、最初の真の海洋学航海として、学問と研究の分野全体の基礎を築きました。[ 85 ]
大陸移動説の初期の理論では、移動する大陸が固定された動かない海底を「耕す」とされていました。1960年代後半に、ハロルド・ヘスとロバート・ディーツによって、海底自体が移動し、中央のリフト軸から広がるにつれて大陸も一緒に運ぶという考えが提唱されました。[ 86 ] [ 87 ]この現象は今日、プレートテクトニクスとして知られています。2つのプレートが離れていく場所、つまり中央海嶺では、海底拡大中に新しい海底が継続的に形成されます。[ 88 ] 1968年、海洋調査船グロマー・チャレンジャー号が進水し、15年間の深海掘削計画に着手しました。この計画は、中央海嶺から遠ければ遠いほど岩石が古いことを確認する岩石サンプルを収集することで、海底拡大仮説を裏付ける重要なデータを提供しました。 [ 89 ] [ 90 ]
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