海洋堆積物

海洋堆積物、または海洋堆積物、または海底堆積物は、海底に蓄積された不溶性粒子の堆積物です。これらの粒子は、土壌や岩石に起源を持ち、主に河川によって陸地から海に運ばれてきましたが、風によって運ばれた塵や海への氷河の流れによっても運ばれてきました。または、海洋生物や海水中の化学的沈殿、海底火山、隕石の破片からの生物起源の堆積物です。

火山岩がまだ比較的若い中央海嶺から数キロメートル以内を除いて、海底のほとんどの部分は堆積物で覆われています。この物質はいくつかの異なる源から来ており、その組成は非常に多様です。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びます。海底堆積物は表面近くで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では堆積物は石化（岩石化）します。

堆積物の堆積速度は、海洋の大部分で比較的遅く、多くの場合、有意な堆積物が形成されるまでに数千年かかります。陸地から運ばれた堆積物が最も速く堆積し、粗い粒子の場合、1000年に1メートル以上になります。ただし、流量の多い大河の河口付近では、堆積速度が桁違いに速くなることがあります。生物起源の軟泥は1000年に約1センチメートルの速度で堆積しますが、深海では小さな粘土粒子が1000年に約1ミリメートルの速度で堆積します。

陸地からの堆積物は、表面流出、河川流出、およびその他のプロセスによって大陸縁辺に堆積します。濁流はこの堆積物を大陸斜面を下って深海底まで運ぶことができます。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内部に沈み込みます。次に、内部の溶融物質は溶岩流や深海熱水噴出孔からの放出の形で地球の表面に戻り、プロセスが永久に継続します。堆積物は多数の海洋生物、特に海洋微生物の生息地を提供します。それらの化石化した残骸には、過去の気候、プレートテクトニクス、海洋循環パターン、および大規模な絶滅の時期に関する情報が含まれています。^[1]

火山岩がまだ比較的若い中央海嶺から数キロメートル以内を除いて、海底のほとんどの部分は堆積物で覆われています。この物質はいくつかの異なる源から来ており、大陸との距離、水深、海流、生物活動、気候に応じ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。海底堆積物は表面近くでは固まっていないままですが、深さ数百メートルから数千メートル（堆積物の種類やその他の要因によって異なります）のところでは堆積物は石化します。^[2]

海底堆積物の様々な発生源は以下のようにまとめられる。  ^[2]

• 陸源堆積物は、河川、風、海流、氷河によって運ばれた大陸起源のものです。主に石英、長石、粘土鉱物、酸化鉄、陸生有機物で構成されています。
• 遠洋性炭酸塩堆積物は、海水中（さまざまな深さ、主に表面近く）に生息する生物（有孔虫など）から生成され、方解石などの炭酸塩鉱物から殻（殻とも呼ばれる）を作ります。
• 遠洋性シリカ堆積物は、シリカ（微結晶石英）を成分とする海洋生物（珪藻類や放散虫など）に由来します。
• 火山灰やその他の火山性物質は、陸上の噴火と海底の噴火の両方から発生します。
• 鉄とマンガンの団塊は、海底水から直接沈殿して形成されます。

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は、この記事の冒頭の図に示されています ↑。陸源堆積物は、大陸の近く、内海、大きな湖で優勢です。これらの堆積物は比較的粗い傾向があり、通常は砂とシルトを含みますが、場合によっては小石や玉石も含まれています。粘土は沿岸環境でゆっくりと沈殿しますが、粘土の多くは海流によって発生源から遠くまで拡散します。粘土鉱物は海洋の最深部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（放散虫と珪藻に由来）は、南極地域、太平洋の赤道沿い、アリューシャン列島の南、およびインド洋の大部分で一般的です。炭酸塩軟泥は、赤道および中緯度地域のすべての海洋に広く分布しています。実際、粘土は海洋のどこにでも沈殿しますが、シリカや炭酸塩を生成する生物が繁殖している地域では、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します。^[2]

炭酸塩堆積物は、炭酸塩で殻を作る表層近くの浮遊生物の広範囲に由来する。これらの小さな殻と、それらが砕けたときにできるさらに小さな破片は、ゆっくりと水柱に沈んでいくが、必ずしも底までたどり着くわけではない。方解石は表層水には溶けないが、その溶解度は深さ（および圧力）とともに増加し、約 4,000 メートルで炭酸塩破片は溶解する。この深さは緯度と水温によって異なり、炭酸塩補償深度として知られている。その結果、炭酸塩の軟泥は海洋の最深部（4,000 メートルより深い）には存在しないが、大西洋中央海嶺、東太平洋海嶺（南米西部）、ハワイ海山/天皇海山のトレンド（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地域ではよく見られる。^[2]

堆積物の質感は、いくつかの方法で調べることができます。最初の方法は、粒度です。^{[1]堆積物は、}ウェントワーススケールに従って粒子サイズで分類できます。粘土堆積物は、粒径が0.004 mm未満で最も細かく、玉石は粒径が256 mm以上で最も大きくなります。^[3]とりわけ、粒度は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、より細かい粒子は運び去られるため、大きな粒子のみが堆積します。より低いエネルギー条件では、より小さな粒子が沈殿し、より細かい堆積物を形成します。^[1]

選別は堆積物の質感を分類するもう一つの方法です。選別とは、粒子の大きさがどの程度均一であるかを指します。砂浜のように粒子がすべて同じ大きさであれば、堆積物はよく選別されています。粒子の大きさが大きく異なる場合、氷河堆積物のように堆積物は選別が不十分です。^[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。成熟度を示す方法の 1 つは、粒子の丸さです。堆積物が成熟するほど、時間の経過とともに磨耗して粒子は丸くなります。また、選別の程度が高いことも成熟度を示します。これは、時間の経過とともに小さな粒子が洗い流され、一定のエネルギーで同じサイズの粒子が同じ距離を移動するためです。最後に、堆積物が古く成熟するほど、少なくとも岩石粒子から生成された堆積物では石英の含有量が多くなります。石英は陸生岩石によく見られる鉱物で、非常に硬く、磨耗に強いです。時間の経過とともに、他の材料でできた粒子は磨耗し、石英だけが残ります。浜辺の砂は非常に成熟した堆積物です。主に石英で構成され、粒子は丸く、サイズも似ています (よく選別されています)。^[1]

海洋堆積物は起源によっても分類できる。4つのタイプがある:  ^{[3] [1]}

• 岩石性堆積物は陸源性堆積物とも呼ばれ、既存の岩石から生成され、河川、氷、風、その他のプロセスを通じて陸から来ます。ほとんどが陸から来ているため、陸源性堆積物と呼ばれます。
• 生物起源の堆積物は海洋生物の残骸で構成されており、プランクトンなどの生物の外骨格が分解してできたものである。
• 水素沈殿物は水中の化学反応から生じ、水に溶解している物質が沈殿して固体粒子を形成するときに形成されます。
• 宇宙起源堆積物は、宇宙からやってきて大気圏を通過したり、隕石によって地球に運ばれたりした地球外起源のものである。^{[3] [1]}

岩石性または陸源性の堆積物は、主に海に流れ込んだ既存の岩石の小さな破片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石まで、あらゆる粒子サイズが含まれており、海底のほぼすべての場所で見つかります。岩石性堆積物は、風化のプロセスを通じて陸上で形成されます。風化では、風、雨、水の流れ、温度または氷による亀裂、その他の侵食プロセスによって岩石や鉱物が小さな粒子に分解されます。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を通じて海洋に運ばれます。  ^[1]

河川と小川: さまざまな形態の流出水が大量の堆積物を海に沈積させますが、そのほとんどはより細かい粒子の形で堆積します。海洋の岩石堆積物の約 90% は、特にアジアからの河川流出物から来たものと考えられています。この堆積物の大部分、特に大きな粒子は堆積して海岸線にかなり近いところに留まりますが、小さな粘土粒子は長期間水柱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:風による輸送は、砂やほこりの小さな粒子を発生源から数千キロメートル離れた場所まで運ぶことがあります。これらの小さな粒子は、風が弱まると海に落ちたり、雨滴や雪片を形成する核として機能したりします。風による輸送は、砂漠地帯の近くでは特に重要です。^[1]

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  海に溶けていく青い氷河の氷面
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  アラスカ州ユーコン デルタの河川流出。淡い色は河川を通じて海に流出した大量の堆積物を示しています。
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  スーダン（左）からの風に運ばれた粒子の柱が紅海上を吹き渡る

氷河とアイスラフティング：氷河が陸地を削り進むと、氷に運ばれる非常に大きな岩石を含む多くの土や岩の粒子を巻き込みます。氷河が海に接して崩れたり溶け始めると、これらの粒子が堆積します。堆積のほとんどは氷河が水に接する場所の近くで発生しますが、少量の物質はラフティングによって長距離輸送され、大きな氷片が氷河から遠くまで漂い、堆積物を放出します。^[1]

重力：地滑り、土石流、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ります。^[1]

波：海岸線に沿った波の作用により岩が侵食され、砂浜や海岸線から緩い粒子が水中に引き込まれます。^[1]

火山：火山の噴火により大量の灰やその他の破片が大気中に放出され、それが風によって運ばれ、最終的に海洋に堆積します。^[1]

胃石: 岩石性堆積物を海に運ぶもう 1 つの比較的マイナーな手段は、胃石です。胃石とは「胃石」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に役立ち、浮力を調整するバラストとして機能します。ほとんどの場合、これらのプロセスにより、岩石性堆積物は海岸近くに堆積します。堆積物の粒子は、波や海流によってさらに遠くまで運ばれ、最終的には大陸棚を抜けて深海底に到達する可能性があります。^[1]

構成

岩石性堆積物は通常、その起源となった物質の組成を反映しているため、陸生岩石のほとんどを構成する主要な鉱物が主成分です。これには、石英、長石、粘土鉱物、酸化鉄、陸生有機物が含まれます。石英（ガラスの主成分である二酸化ケイ素）は、ほぼすべての岩石に含ま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、砂を含む岩石性堆積物の主要成分です。^[1]

生物起源の堆積物は、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生じます。堆積物に寄与するのは、生物の「硬い部分」、つまり殻、歯、骨格要素などです。これらの部分は通常、ミネラル化されており、死後急速に劣化する肉質の「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、殻などの大きな残骸が含まれています。このタイプの堆積物は、大型生物が集中して死滅することはないため、これらの残骸が蓄積されることがないため、海洋のほとんどの場所ではかなりまれです。例外はサンゴ礁の周辺です。ここでは、熱帯の砂の大部分を占めるサンゴの石の骨格の破片など、残骸を残す生物が非常に豊富です。^[1]

微細堆積物は、微生物の硬い部分、特に殻や殻殻で構成されています。これらの微生物は非常に小さいですが、非常に豊富で、毎日数十億個が死ぬと、殻殻が下に沈み、生物起源の堆積物を形成します。微細な殻殻で構成された堆積物は、マクロ粒子の堆積物よりもはるかに豊富で、サイズが小さいため、細粒でどろどろした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、生物起源の軟泥として分類されます。堆積物の残りの部分は粘土でできていることがよくあります。^[1]

微細生物堆積物の主な発生源は、炭酸カルシウム（CaCO ₃）またはシリカ（SiO ₂ ）の粒子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。シリカ粒子は、珪藻類（藻類）と放散虫（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中でも特に重要なメンバーで、小型の漂流藻の光合成生物として機能しています。珪藻は、藻類細胞 1 個と、藻類細胞が自ら分泌する精巧なシリカ殻で構成されています。珪藻の形状は多様で、細長い羽根状のものから、円形や中心型 (ペトリ皿のように 2 つの半分を持つものが多い) まであります。珪藻が豊富な地域では、その下の堆積物はシリカ珪藻テストに富んでおり、珪藻土と呼ばれています。^[1]

放散虫はプランクトン性原生動物（動物プランクトンの一部）であり、珪藻類と同様にシリカテストを分泌する。テストは細胞を取り囲み、放散虫がアメーバのような「腕」または仮足を伸ばすことができる小さな開口部の配列を含むことができる。放散虫テストは、浮力を助けるために殻から突き出ている多数の放射状構造を示すことが多い。珪藻類または放散虫テストが主である軟泥は、珪質軟泥と呼ばれる。^[1]

珪質堆積物と同様に、炭酸カルシウム、または石灰質堆積物も、微細藻類や原生動物の殻から生成されます。この場合は円石藻類と有孔虫です。円​​石藻類は単細胞のプランクトン性藻類で、珪藻類の約 100 倍の大きさです。円石藻類の殻は、細胞を囲む球体を形成する、多数の CaCO ₃板 (円石) が絡み合って構成されています。円石藻類が死ぬと、個々の板が沈み、軟泥を形成します。時間が経つと、円石藻類の軟泥は石化して白亜になります。イギリスのドー​​バーのホワイト クリフは、白亜の堆積物に変わった円石藻類を多く含む軟泥で構成されています。^[1]

有孔虫（有孔虫とも呼ばれる）は、カタツムリの殻に似た、部屋のある殻を持つ原生動物である。生物が成長するにつれて、居住するための新しい、より大きな部屋を分泌する。ほとんどの有孔虫は底生で、堆積物の上または中に生息するが、水柱の上部に生息するプランクトン種もいる。円石藻類と有孔虫は死ぬと、石灰質の泥沼を形成する。^[1]

古い石灰質堆積層には、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、炭酸カルシウムの殻を生成した円石藻類に関連する単細胞藻類です。ディスコースターの殻は星型で、直径は5～40μmでした。ディスコースターは約200万年前に絶滅しましたが、その殻は絶滅前の熱帯の深層堆積物に残っています。^[1]

これらのサンプルはサイズが小さいため、沈む速度が非常に遅い。顕微鏡レベルのサンプル 1 つが海底に沈むのに 10 ～ 50 年かかることもある。沈降速度が遅いため、わずか 1 cm/秒の流れでもサンプルは発生地点から 15,000 km も離れた場所まで運ばれ、ようやく海底に到達する。それにもかかわらず、特定の場所の堆積物は、その上部の水で発生する生物の種類や生産性の程度とよく一致している。つまり、堆積物の粒子ははるかに速い速度で海底に沈んでいるはずであり、海流によって分散される前に発生地点の下に蓄積される。サンプルのほとんどは個々の粒子としては沈まない。その約 99% は最初に他の生物によって消費され、その後凝集して大きな糞便ペレットとして排出される。この糞便ペレットははるかに速く沈み、わずか 10 ～ 15 日で海底に到達する。そのため粒子が分散する時間はそれほど長くなく、その下の堆積物は表面近くで発生している生産を反映することになる。このメカニズムによる沈下速度の増加は「糞便の急速な増加」と呼ばれています。^[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、水素含有沈殿物として蓄積されます。これらの反応は通常、温度、圧力、pH の変化などの条件の変化によって引き起こされ、溶解状態で残ることができる物質の量が減ります。海洋には、岩石起源または生物起源の沈殿物に比べて水素含有沈殿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排出されます。この過熱された水には多くの溶解物質が含まれており、噴出孔を出た後に冷たい海水に触れると、これらの粒子が沈殿します。主に金属硫化物です。これらの粒子は噴出孔から流れる「煙」を構成し、最終的には水素を含む堆積物として海底に沈降します。^[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の場所でも見つかることがあります。現在、約500の活発な海底熱水噴出孔が知られており、そのうち約半分は海底で目視で観察され、残りの半分は水柱指標や海底堆積物から推測されています。^[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の丸い塊で、直径は通常 3～10 cm ですが、時には 30 cm に達することもあります。団塊は真珠に似た方法で形成されます。中心となる物体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ます。団塊の成分は、場所や形成条件によって多少異なりますが、通常はマンガンと鉄の酸化物が主です。銅、ニッケル、コバルトなどの他の金属も少量含まれることがあります。マンガン団塊の沈殿は、知られている地質学的プロセスの中で最も遅いものの 1 つで、100 万年に数ミリメートル程度で成長します。そのため、マンガン団塊は岩石性または生物性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すぐに団塊が覆われ、団塊の成長が妨げられるためです。そのため、マンガン団塊は通常、中央海洋の、重要な岩石起源または生物起源の流入から遠く離れた地域に限定され、海底に大量に蓄積されることがあります (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、過去数十年間にわたって団塊の採掘に大きな関心が寄せられてきましたが、これまでのところほとんどの取り組みは調査段階にとどまっています。深海採掘作業の高コスト、採掘権をめぐる政治的問題、これらの再生不可能な資源の採掘を取り巻く環境への懸念など、多くの要因が団塊の大規模な採掘を妨げています。^[1]

蒸発岩は、海水が蒸発して溶解した物質が固体、特に岩塩（塩、NaCl）に沈殿したときに形成される水素を含む堆積物です。実際、海水の蒸発は、人間が使用する塩の生産の最も古い形態であり、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、地殻変動により地中海は大西洋から遮断され、温暖な気候により大量の水が蒸発したため、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、地中海は約530万年前に再び洪水に見舞われ、岩塩の堆積物は他の堆積物に覆われましたが、海底の下に残っています。^[1]

ウーライトは、浮遊粒子の周囲に物質が同心円状に沈殿して形成された、小さく丸い粒子です。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から構成されることもあります。ウーライトが蓄積するとウーライト砂となり、バハマで最も多く見られます。^[1]

メタンハイドレートは、工業用途の可能性がある別のタイプの水素含有堆積物です。すべての陸上侵食生成物には、主に陸上植物に由来する有機物が少量含まれています。この物質の小さな断片と海洋植物および動物から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します。堆積物が積み重なると、深部が（地熱により）温まり始め、細菌が含まれた有機物を分解し始めます。これは酸素がない状態（いわゆる嫌気性条件）で起こるため、この代謝の副産物はメタンガス（CH ₄）です。細菌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メートルで、海底の典型的な低温（約4℃）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、メタンハイドレートが安定するのに十分な温度が低く、堆積物の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。海底堆積物内のメタンは、化石燃料エネルギーの膨大な貯蔵庫です。エネルギー企業や政府は、このメタンの生産と販売の方法の開発に熱心に取り組んでいますが、その抽出と使用が気候変動に与える影響を理解している人なら誰でも、これが愚かなことだとわかります。^{[1] [2]}

宇宙起源堆積物は地球外起源で、主に2つの形態、すなわち微小な球状体とより大きな隕石の破片がある。球状体は主にシリカまたは鉄とニッケルで構成され、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る。隕石の破片は隕石が地球に衝突することで発生する。これらの高衝撃衝突により大気圏に粒子が放出され、最終的に地球に降り積もって堆積物に寄与する。球状体と同様に、隕石の破片も主にシリカまたは鉄とニッケルである。これらの衝突による破片の1つがテクタイトで、これは小さなガラスの滴である。テクタイトは隕石衝突時に放出されて溶融した地球のシリカで構成され、地表に戻る際に冷却されて固まったものと考えられる。 ^[1]

宇宙起源の堆積物は海洋では非常に稀で、通常は大きな堆積物として蓄積されることはありません。しかし、地球に降り注ぐ宇宙塵によって絶えず追加されています。入ってくる宇宙塵の約90％は大気圏に入ると蒸発しますが、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ある生物起源の遠洋堆積物の一種である。珪質軟泥は深海堆積物の中で最も一般的ではなく、海底の約15％を占める。^[5]軟泥は、遠洋微生物の骨格残骸を少なくとも30％含む堆積物と定義される。^{[6]珪質軟泥は主に}珪藻類や放散虫などの微小海洋生物のシリカベースの骨格で構成される。大陸縁辺付近の珪質軟泥の他の成分には、陸生シリカ粒子や海綿動物の骨針が含まれる場合がある。珪質軟泥はオパールシリカSi(O ₂ )からできた骨格で構成され、炭酸カルシウム生物（すなわち円石藻類）の骨格からできた石灰質軟泥とは対照的である。シリカ（Si）は生体必須元素であり、シリカサイクルを通じて海洋環境で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。

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  珪藻土は、単細胞珪藻の殻の形をした微化石でできた、柔らかい珪質の堆積岩です（3倍をクリックすると完全に拡大します）
  

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るか、炭酸カルシウムを高濃度に含む化石、堆積物、または堆積性岩に適用できます。石灰質堆積物 (石灰岩) は通常、陸地近くの浅瀬に堆積します。これは、陸地由来の栄養素を必要とする海洋生物によって炭酸塩が沈殿するためです。一般的に、堆積物が陸地から離れるほど、石灰質は少なくなります。一部の地域では、嵐や海流の変化により、石灰質堆積物が層状に混ざることがあります。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。この深さより下では、炭酸カルシウムは海に溶解し始め、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。

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  海洋堆積物から採取された石灰質微化石。主に星形のディスコスターから成り、コッコリスが散在している。
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  グロビゲリナの粘液のイラスト
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  深海底の有孔虫の軟泥から採取された、通常は炭酸カルシウムでできた貝殻（テスト貝）

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  オパールには珪藻類、放散虫類、珪質鞭毛虫類、エブリディアンなどの原生生物の微化石が含まれていることがある^[13]
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  大理石には、有孔虫、円石藻類、石灰質ナノプランクトン、藻類、貝虫、翼足類、カルピオネリッド類、コケムシ類などの原生生物の微化石が含まれていることがある^[13]
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  炭酸塩-ケイ酸塩サイクル

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堆積物がどこにどのように堆積するかは、発生源から来る物質の量、発生源からの距離、堆積物が堆積するのに要した時間、堆積物がどれだけよく保存されているか、また、システムに追加される他の種類の堆積物の量によって異なります。^[1]

堆積物の堆積速度は海洋のほとんどの部分で比較的遅く、多くの場合、有意な堆積物が形成されるまでに数千年かかります。岩石質堆積物は最も速く堆積し、粗い粒子の場合、1000年あたり1メートル以上です。ただし、流量の多い大河川の河口付近では、堆積速度が桁違いに高くなることがあります。^[1]

生物起源の泥は1000年あたり約1cmの割合で堆積しますが、深海では小さな粘土粒子が1000年あたり約1mmの割合で堆積します。前述のように、マンガン団塊の堆積速度は信じられないほど遅く、1000年あたり0.001mmです。^[1]

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海洋堆積物は大陸縁辺部で最も厚く、その厚さは10kmを超えることもあります。これは、受動的な大陸縁辺部の地殻が非常に古い場合が多く、長期間にわたって堆積が続くことと、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システムの近くでは、堆積物はより薄くなっています。これは、堆積物が若い地殻に堆積する時間が短いためです。^[1]

海嶺拡大中心からの距離が増すにつれて堆積物は次第に厚くなり、海嶺軸から1000km離れるごとに堆積物はおよそ100～200m増加します。海底拡大速度は100万年あたり約20～40kmであるため、これは2500万年～5000万年ごとにおよそ100～200mの堆積物が蓄積する速度を表しています。^[1]

この記事の冒頭にある図は、海底における主要な堆積物の分布を示しています。宇宙起源堆積物は、潜在的には海のあらゆる場所に堆積する可能性がありますが、蓄積量が非常に少ないため、他の堆積物の種類に圧倒され、どの場所でも優勢にはなりません。同様に、水素含有堆積物は特定の場所で高濃度になる可能性がありますが、これらの地域は地球​​規模では非常に小さいです。そのため、宇宙起源堆積物と水素含有堆積物は、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]

大陸棚には陸地流出、河川流入、その他のプロセスによって大量の岩石質/陸源堆積物が堆積するため、大陸棚付近では粗い岩石質/陸源堆積物が優勢である。この堆積物の多くは棚上またはその近くに留まるが、濁流によって大陸斜面から深海底（深海平原）まで物質が運ばれる。岩石質堆積物は、厚い氷が一次生産を制限する極地でも一般的であり、氷河の崩壊によって氷縁に沿って堆積物が堆積する。^[1]

粗い岩石性堆積物は中央海域ではそれほど一般的ではない。なぜなら、これらの地域は堆積物が堆積するには発生源から遠すぎるからである。非常に小さな粘土粒子は例外であり、後述するように、他の岩石性堆積物が届かない場所に堆積する可能性がある。^[1]

生物起源堆積物の分布は、その生成、溶解、および他の堆積物による希釈の速度によって異なります。沿岸地域で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であることが期待されます。ただし、生物起源の軟泥とみなされるには、堆積物の 30% 以上が生物起源である必要があります。また、生産性の高い沿岸地域でも、岩石起源の流入が多すぎて生物起源の物質が圧倒され、30% の閾値には達しません。そのため、沿岸地域は岩石起源の堆積物で占められており、岩石起源の流入が少ない遠洋環境では生物起源の堆積物が多くなります。^[1]

生物起源の堆積物が蓄積するには、その生産速度が堆積物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飽和度が低く、海水に溶解しますが、より暖かい水とより低い圧力でより容易に溶解します。つまり、深海よりも表面近くでより速く溶解します。したがって、シリカ堆積物は、溶解よりも蓄積速度が速い、生産性が高くより冷たい地域にのみ蓄積します。これには、赤道近くの湧昇地域と、栄養素が豊富でより冷たい水がある高緯度地域が含まれます。^[1]

赤道付近で形成された軟泥は通常放散虫が優勢であるが、極地の軟泥では珪藻類がより一般的である。シリカ質の岩石が海底に沈降し、次の層に覆われると、もはや溶解することはなく、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、堆積物が蓄積するには生成量が溶解量を上回る必要がありますが、そのプロセスはシリカの場合とは少し異なります。炭酸カルシウムは酸性度の高い水でより容易に溶解します。冷たい海水には溶存二酸化炭素が多く含まれており_、暖かい水よりもわずかに酸性です。そのため、炭酸カルシウムのテストでは、暖かい熱帯の表層水よりも、冷たく深い極地の水で溶解する可能性が高くなります。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さで容易に溶解し、炭酸塩堆積物は蓄積しません。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ほど容易に溶解します。^[1]

炭酸カルシウムが蓄積するのと同じ速さで溶解する深さを炭酸カルシウム補償深度または方解石補償深度、あるいは単に CCD と呼ぶ。溶解度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す（サーモクラインやハロクラインと同様）。CCD より浅い深さでは炭酸塩の蓄積が溶解速度を上回り、炭酸塩堆積物が堆積する。CCD より深い領域では溶解速度が生成量を上回り、炭酸塩堆積物は蓄積できない（右の図を参照）。CCD は通常 4 - 4.5 km の深さにあるが、表層水が冷たい極地ではもっと浅い。したがって、石灰質軟泥は主に、中央海嶺系や海山や台地の頂上など、深さ約 4 km 未満の熱帯または温帯の海域で見つかる。^[1]

CCD は太平洋よりも大西洋の方が深い。これは太平洋の方が二酸化炭素が多く_、海水がより酸性で炭酸カルシウムがより溶けやすいためである。これ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ことになる。全体として、海底の約 48% は石灰質の泥で占められている。^[1]

深海底の残りの大部分（約 38%）は深海粘土で占められています。これは粘土層が豊富だからというよりは、他の種類の堆積物が流入していないことが原因です。粘土粒子は主に陸生起源ですが、非常に小さいため風や海流によって容易に拡散し、他の種類の堆積物が到達できない領域に到達することがあります。たとえば、北太平洋中央部では粘土が優勢です。この地域は陸地から遠すぎて粗い岩石堆積物が到達できず、生物起源の堆積物が蓄積するほど生産的ではなく、石灰質物質が溶解する前に底に到達するには深すぎます。^[1]

粘土粒子の蓄積が非常に遅いため、粘土が主成分の深海底にはマンガン団塊のような水素を含む堆積物が多く存在します。他の種類の堆積物がここで生成された場合、はるかに速く蓄積され、団塊が成長する前に埋もれてしまうでしょう。^[1]

浅瀬海洋環境は、海岸と深海の間の岩礁壁や棚の切れ目などの領域に見られます。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、浅くて暖かく穏やかな海域で容易に形成される石灰岩で構成されることが多い。浅海環境は、珪質堆積物または炭素質堆積物のみで構成されているわけではない。それらは常に共存できるわけではないが、炭素質堆積物のみで構成された浅海環境、または完全に珪質堆積物で構成された浅海環境が存在する可能性はある。浅海の海洋堆積物は、より小さな粒子が深海に洗い流されているため、より大きな粒子サイズで構成されている。炭素質堆積物で構成される堆積岩の中には、蒸発岩鉱物も含まれることがある。^[16]現代および古代の堆積物で見つかる最も一般的な蒸発岩鉱物は、石膏、無水石膏、および岩塩であり、結晶層、孤立した結晶、または結晶のクラスターとして存在する可能性がある。^[16]

地質時代の観点から見ると、堆積層の約75％が浅海堆積物で構成されているため、顕生代の堆積岩のほとんどは浅海環境で堆積したと言われています。したがって、特に断りがない限り、先カンブリア時代の堆積岩も浅海水域で堆積したと想定されます。^[17]この傾向は、北米および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移動の結果として、浅海堆積物は地質時代における量の点で大きな変動を示します。^[18]

生物撹乱とは、動物や植物による堆積物の再生である。これには、堆積物の粒子の掘削、摂取、排泄が含まれる。生物撹乱活動は環境に大きな影響を与え、生物多様性の主な推進力であると考えられている。^{[19] [20]}生物撹乱の正式な研究は、1800年代にチャールズ・ダーウィンが自宅の庭で実験したことから始まった。^[20]生物撹乱活動による水生堆積物と陸地土壌の撹乱は、重要な生態系サービスを提供する。これには、水生堆積物とその上にある水の栄養素の変化、陸上および水生生態系における巣穴の形での他の種の隠れ家、陸上での土壌生成などが含まれる。^{[21] [22]}

生物擾乱者は、環境に物理的な変化をもたらすことで他の種の資源の利用可能性を変えるため、生態系エンジニアである。 ^[22]この種の生態系の変化は、共存する種の進化と環境に影響を与え、^[22]これは海洋および陸地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、堆積物の質感の変化（続成作用）、生物灌漑、微生物および非生物粒子の置換などがある。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り、生物灌漑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撹乱動物の例である。^{[23] [24] [25]これらの大型マクロ動物の生物撹乱動物の活動はより顕著であるが、支配的な生物撹乱動物は多毛類、}オニエビ、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、堆積物の混合や構造の変化に寄与している。

バイオ灌漑とは、底生 生物が巣穴を上層の水で洗い流すプロセスである。その結果生じる間隙水と上層の海水との間の溶解物質の交換は、海洋の生物地球化学の文脈において重要なプロセスである。沿岸 水域環境には、堆積物を不安定にする生物がしばしば存在する。それらは堆積物の物理的状態を変化させる。したがって、他の生物と自分自身の状態が改善される。これらの生物はしばしばバイオターベーションも引き起こし、バイオターベーションは一般に互換的に、またはバイオ灌漑に関連して使用される。^[27]

バイオ灌漑は、2 つの異なるプロセスとして機能します。これらのプロセスは、粒子の再加工と換気として知られており、底生の大型無脊椎動物(通常は穴を掘る動物)の働きです。この粒子の再加工と換気は、生物が餌を食べたり (動物の摂食)、排便したり、穴を掘ったり、呼吸したりするときに発生します。バイオ灌漑は大量の酸化輸送を担っており、生物地球化学的循環に大きな影響を与えます。

• 遠洋性プロセスと半遠洋性プロセス
• 
  陸源および生物源からの堆積物の供給
  と水柱を通じた分散および沈降 ^[28]

遠洋堆積物、またはペラジットは、陸地から遠く離れた外洋の底に粒子が沈降した結果として蓄積される細粒の堆積物です。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、粘土サイズの珪砕 屑堆積物、またはこれらの混合物で構成されています。遠洋堆積物には、微量の隕石の塵やさまざまな量の火山灰も含まれています。泥の組成に基づいて、遠洋堆積物には主に3つのタイプがあります。珪質泥、石灰質泥、および赤粘土です。^{[29] [30]}

深海のプロセスと堆積物に関する膨大な研究は、HMSチャレンジャー号の航海（1872-1876年）以来150年間にわたって積み重ねられてきました。この航海では、海底堆積物に関する最初の体系的な研究が行われました。^{[31] [32]}この先駆的な探検以来数十年間、そして20世紀前半を通じて、深海は完全に遠洋性であると考えられていました。^[28]

遠洋堆積物の組成は、3つの主な要因によって制御されます。最初の要因は主要な陸地からの距離であり、陸起源の堆積物による希釈に影響します。2番目の要因は水深であり、海底に沈む珪質および石灰質の生物起源粒子の保存に影響します。最後の要因は海洋の肥沃度であり、これが表層水で生成される生物起源粒子の量を制御します。 ^{[29] [30]}

• 
  大陸棚では地震やその他の地質学的変動によって斜面崩壊が起こることがある。その結果、懸濁堆積物を含む濁った水が斜面を流れ落ちるため、濁流が発生する。堆積物の流れの混沌とし​​た動きによって濁流が持続し、深海平原に到達すると、数百キロメートルにわたって流れ続けることがある。^[33]

タービダイトは、流体と堆積物の重力流が融合した一種の混濁流の地質学的堆積物であり、大量の砕屑性堆積物を深海に分配する原因となっています。タービダイトは、大陸棚の端の急斜面を滑り落ちる水中雪崩によって、大陸棚の下の深海の谷間、または深い湖の同様の構造に堆積します。物質が海の谷間に落ち着くと、最初に砂やその他の粗い物質が沈降し、次に泥、そして最終的に非常に微細な粒子状物質が沈降します。この堆積の順序により、これらの岩石を特徴付ける ブーマ層が形成されます。

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。タービダイトは現在、現代の深海システム、地下（炭化水素）ボーリング孔、現在陸上に露出している古代の露頭から回収された堆積物コアから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]}

• 海底（等高線）の流れ
• 
  深海塊内の海流の中心、渦、および海流帯の特定 ^{[38] [28]}

コンターライトは大陸棚から斜面下部にかけて形成される堆積性堆積物であるが、嵐の波の基底より下であればどこにでも発生する可能性がある。コンターライトは熱塩性海底流によって生成され、風や潮汐力の影響を受ける可能性がある。^{[39] [40]}コンターライト堆積物の地形は、主に深海底流の速度、堆積物供給、海底地形の影響を受ける。^[41]

等深線は、1960年代初頭にウッズホール海洋研究所のブルース・ヒーゼンと同僚によって初めて特定されました。彼らの今では独創的な論文 ^[42]は、等深線に沿った底層流が北米東部沖の深い大陸棚の堆積物の形成に非常に重要な影響を及ぼしていることを示しました。これらの半永久的な斜面に沿った流れの堆積物はすぐに等深線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は主に等深線で構成され、等深線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（半遠洋岩）は、陸源性の粘土やシルト大の粒子と、堆積物に最も近い陸地または水中に生息する生物に由来する生物起源の物質で構成される海洋堆積物の一種である。 ^{[45] [46]}半遠洋性堆積物は大陸棚や大陸棚隆起に堆積し、組成が遠洋性堆積物とは異なる。遠洋性堆積物は主に水柱または海底に生息する生物起源の物質で構成されており、陸源物質はほとんどまたは全く含まれていない。^[45]陸源物質には、長石や石英などの岩石圏の鉱物が含まれる。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が半遠洋性堆積物に寄与する可能性がある。^[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る。^{[48] [49]}

• 遠洋堆積物の種類の図
• 
  中粒タービダイトファミリー
  理想的なブーマ相モデルは、区分A～Eの完全な順序を示しています。^[50]一方、Fは自然界で見られる典型的な部分的な順序です。  ^[28]
• 
  砂質コンターライトファミリー
  （泥質砂、細粒～中粒砂
  、中粒～粗粒砂）  ^{[51] [28]}
• 
  半遠洋岩相モデル
  粘土質部分と生物起源部分が単純な周期性を持つことを示す標準モデル。変動は成分の投入量に依存する。^[28]

ベントス（古代ギリシャ語 のβένθος（bénthos）  「（海の）深み」に由来）は、海底、海底内、または海底付近に生息する生物の集団であり、底生帯としても知られています。

• ハイパーベントス（またはハイパーベンティクス生物）は、古代ギリシャ語の hupér  「上」に由来する接頭辞で、堆積物のすぐ上に生息します。
• エピベントス（または表底生物）は、古代ギリシャ語の  「上に」を意味するepíに由来する接頭辞で、堆積物の上に生息します。
• エンドベントス（またはエンドベントス生物）は、古代ギリシャ語の éndon （内側）に由来する接頭辞で、堆積物、多くの場合は酸素を豊富に含む表層 に埋もれて、または穴を掘って生息します。

海洋ミクロベントスは、海洋の底生帯に生息する微生物です。つまり、海底付近または海底上、あるいは海底堆積物の表面内または上に生息します。ベントスという言葉はギリシャ語に由来し、「海の深さ」を意味します。ミクロベントスは大陸棚の海底上または海底付近のあらゆる場所、さらに深海にも生息しており、海底堆積物内または海底堆積物上にはより多様な生物が生息しています。浅瀬では、海草の草原、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。光合成生物として、光合成帯では底生珪藻が優勢です。潮間帯では、潮の満ち引き​​によってミクロベントスが生息する機会が大きく左右されます。

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  エルフィディウムは、底生有孔虫の広範囲に分布する属である。
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  ヘテロヘリックス、絶滅した底生有孔虫の属

• 海洋微小動物
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  堆積粒子の間に生息する、体長0.06～3.0 mmの虫のような動物、胃虫の暗視野写真
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  体長約0.2mmの装甲Pliciloricus enigmaticusは、海砂利の間の隙間に生息しています。

珪藻類は、主に単細胞藻類の約10万種を含む（議論の余地のある）門を形成しています。珪藻類は、地球上で毎年生成される酸素の約20％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摂取し、 ^[53]海洋に存在する有機物質のほぼ半分を占めています。

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  珪藻は最も一般的な植物プランクトンの一種である。
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  彼らの保護殻（フラスル）はシリコンでできている
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  さまざまな形や大きさのものがあります

コッコリソフォアは、移動のための2本の鞭毛を持つ微小な単細胞の光合成性原生生物である。そのほとんどは、コッコリスと呼ばれる装飾的な円形の板または鱗で覆われた殻で保護されている。コッコリスは炭酸カルシウムでできている。コッコリソフォアという用語は、種子を運ぶ石を意味するギリシャ語に由来しており、その小ささと運ぶコッコリスの石を指している。適切な条件下では、他の植物プランクトンと同様に繁殖し、海を乳白色に染めることができる。^[54]

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  BBCのドキュメンタリーシリーズ「ブループラネット」にちなんで名付けられた円石藻類
  

放散虫は単細胞の捕食性原生生物で、通常はシリカでできていて穴があいている精巧な球形の殻に包まれている。その名前はラテン語で「半径」を意味する言葉に由来する。放散虫は体の一部を穴に通して獲物を捕らえる。珪藻のシリカ殻と同様に、放散虫の殻は死ぬと海底に沈み、海洋堆積物の一部として保存される。これらの残骸は微化石として、過去の海洋状況に関する貴重な情報を提供する。^[56]

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  珪藻類と同様に、放散虫にも様々な形がある
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  放散虫の殻も珪藻類と同様に、通常は珪酸塩でできている。
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  しかし、アカンタリア放散虫は硫酸ストロンチウムの結晶でできた殻を持っている。
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  球状放散虫殻の断面模式図

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、やはり穴の開いた殻で保護されている。有孔虫の名前はラテン語で「穴をあけるもの」を意味する。有孔虫の殻はしばしば殻殻と呼ばれ、空洞がある（有孔虫は成長するにつれて空洞が増える）。殻は通常方解石でできているが、凝集した堆積粒子やヒザラガイでできている場合もあり、まれにシリカでできている場合もある。有孔虫のほとんどは底生だが、約40種はプランクトン性である。^[57]有孔虫は広く研究されており、化石記録が確立されているため、科学者は過去の環境や気候について多くのことを推測できる。^[56]

有孔虫と珪藻はどちらもプランクトン性および底生性であり、水柱を漂ったり、海底の堆積物上で生活したりします。いずれにしても、その殻は死後海底に沈みます。これらの殻は気候プロキシとして広く使用されています。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。殻の安定酸素同位体の比率から過去の水温を推測することもできます。軽い同位体は暖かい水でより容易に蒸発し、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でより豊富になる傾向があるため、過去の気候に関する情報は、それらの豊富さから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絶滅事件は、他のすべての動物と植物種の4分の3も絶滅させました。しかし、深海の底生有孔虫はその後繁栄しました。2020年には、研究者がこれらの底生有孔虫の何千も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ました。^{[59] [60]}

一部の内生石は非常に長生きである。2013年に研究者らは、おそらく数百万年前のもので、世代時間は1万年である海底の内生石の証拠を報告した。^[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類の中には、50万年前のものと推定されるものがある。^{[62] [63] [64]}

右の図は堆積物コアの例を示しています。サンプルは2018年頃にウペルナヴィクフィヨルドから採取されました。粒径測定が行われ、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、構造に基づく化学反応性の観点から、有機炭素の分解速度における生態系の役割を含む観点へと移行している。^[69]有機炭素と生態系の関与へのこの観点の移行には、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、学際的な取り組みなどが含まれる。2020年、ラロウらは、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]}

そもそも、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けていた。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た。その後すぐに月が形成されたが、これはおそらく小惑星が地球に衝突した結果である。ガス放出と火山活動により原始大気が形成された。凝縮した水蒸気に彗星から運ばれた氷が加わり、海が形成された。^{[71] [72] [73]}

約40億年前の始生代初めまでに、岩石は多くの場合、グレーワック、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。緑色岩帯は典型的な始生代の地層であり、高変成度と低変成度の変成岩が交互に重なって構成される。高変成度の岩石は火山島弧に由来し、低変成度の変成岩は近隣の島岩から浸食されて前弧盆地に堆積した深海堆積物である。^[74]最も古い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2億5千万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、パンノティアの分裂後間もなく、全球氷河期の終わりに始まった。古生代初期を通じて、地球の陸地は相当数の比較的小さな大陸に分裂していた。この時代の終わりに向けて、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った。^[75] 4億4400万年前に始まったシルル紀の間、 ^[75]ゴンドワナ大陸は南の高緯度に向かってゆっくりと南下し続けた。氷冠と氷河が溶けたことで海面が上昇し、これはシルル紀の堆積物が侵食されたオルドビス紀の堆積物を覆い、不整合を形成していることからわかる。他のクラトンと大陸の断片は赤道付近で一緒に移動して、ユーラメリカと呼ばれる2番目の超大陸の形成が始まった。

三畳紀には深海の堆積物が堆積し、その後海洋プレートの沈み込みによって消失したため、三畳紀の外洋についてはほとんどわかっていない。超大陸パンゲアは三畳紀、特に後期に地溝を形成したが、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の最初の非海洋堆積物は、後期三畳紀のものである。 ^[76] 1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ったが。たとえば、北アメリカでは、海洋堆積物は西部のいくつかの露出部に限られている。したがって、三畳紀の地層学は主に、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、岩石化した岩に保存されています。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、生物擾乱の場合、これは掘削または穴を掘る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、積層や交差層などの堆積構造が完全に消失します。したがって、地質学の堆積学と地層学の分野に影響を及ぼします。生物擾乱生痕構造の研究では、化石の深さ、化石の横断、および化石の鮮明さ（または明確さ）^[78]を使用して、古い堆積物で発生した活動を評価します。通常、化石が深いほど、標本はよりよく保存され、明確になります。^[78]

生物撹乱による重要な生痕化石は、潮汐、沿岸、深海の海洋堆積物から見つかっている。さらに、砂丘、または風成堆積物は、多種多様な化石を保存する上で重要である。^[79]生物撹乱の証拠は、長い記録を含む深海堆積物コアで見つかっているが、コアを採取する行為は、特に浅い深さで生物撹乱の兆候を乱す可能性がある。^[80]特に節足動物は、風成堆積物の生物撹乱の地質学的記録にとって重要である。砂丘の記録は、2億5000万年前の前期中生代まで遡る穴掘り動物の痕跡を示しているが、^[79]他の堆積物における生物撹乱は、5億5000万年前まで遡っていることが確認されている。^{[81] [82]}

深海堆積物に関する最初の大規模な研究は、1872年から1876年にかけて行われたHMSチャレンジャー号の遠征で、約7万海里を航海して海水と海洋堆積物を採取した。^[83]遠征の科学的目標は、さまざまな深さで海水の物理的測定を行うとともに、サンプルを採取して化学組成や存在する粒子状物質や海洋生物を特定することだった。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た。^[84]チャレンジャー号の航海以前は、海洋学は主に推測的なものでした。^[83]最初の真の海洋学航海として、チャレンジャー号遠征は、学術的および研究的分野全体の基礎を築きました。^[85]

大陸移​​動の初期の理論では、大陸が動いて固定された不動の海底を「耕して」いったと提唱されていた。1960年代後半には、海底自体が中央の亀裂軸から広がる際に大陸も一緒に移動するという考えがハロルド・ヘスとロバート・ディーツによって提唱された。^{[86] [87]}この現象は今日ではプレートテクトニクスとして知られている。2つのプレートが離れる場所、つまり中央海嶺では、海底拡大中に新しい海底が絶えず形成される。^[88] 1968年、海洋調査船 グロマー・チャレンジャーが進水し、15年にわたるプログラムである深海掘削プログラムに着手した。このプログラムは、中央海嶺から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た。 ^{[89] [90]}

• スタンリー、スティーブン・M（1999）。地球システムの歴史。ニューヨーク：WHフリーマン。ISBN 978-0-7167-3377-5。