海底堆積物
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、極地軟泥では珪藻がより一般的である。シリカ殻が海底に沈み、その後に別の堆積物層で覆われると、それらはもはや溶解せず、堆積物が蓄積する。海底の約15%は珪質軟泥で覆われている。
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溶解を超える生産を必要とするが、関連するプロセス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。冷たい海水は溶存CO2を多く含み、暖かい水よりもわずかに酸性である。そのため、炭酸カルシウムの殻は、暖かい熱帯の地表水よりも、冷たくて深い極性の水に溶けやすい。両極では水は一様に冷たいので、炭酸カルシウムはあらゆる深さで容易に溶解し、炭酸塩の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ようになる。
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は、炭酸カルシウム補償深度または方解石補償深度(calcite compensation depth;CCD)と呼ばれる。リソクライン(lysocline)は、 サーモクラインおよび塩分層と同じように、炭酸カルシウムの溶解速度が劇的に増加する深さのことである。CCD より浅い水深では、炭酸塩の蓄積が溶解速度を超え、炭酸塩の堆積物が堆積する。 CCD よりも深い領域では、溶解速度が生産量を上回り、炭酸塩堆積物は蓄積できない。 CCDは通常、水深4-4.5kmの深さにあるが、地表水が冷たい極でははるかに浅い箇所で見られる。したがって、石灰質の軟泥は、ほとんどの場合、中央海嶺系や海山や台地などの深さ約4km 未満の熱帯または温帯の海域で見られる。
CCD は、太平洋よりも大西洋の方が深くなる。これは、太平洋には CO2が多く含まれているため、水がより酸性になり、炭酸カルシウムがより溶けやすくなるからである。すなわちこのことは、太平洋がより深いという事実とともに、大西洋が太平洋よりも多くの石灰質堆積物を含むことを意味している。全体として、海底の約48%は石灰質の軟泥で占められている。
深海底の残りの部分 (約38%) は、深海粘土が占めている。これは、粘土形成が大規模に起きているといよりは、他のタイプの堆積物の流入が少ないために起きているものである。粘土粒子は大部分が陸生起源のものであるが、非常に小さいため、風や海流によって容易に分散し、他の種類の堆積物が到達できない領域に到達する可能性がある。実際に、北太平洋中央部では粘土が優勢である。この地域は、粗い岩質堆積物が到達するには陸地から遠すぎる。同時に、生物起源の粒子を蓄積するには生産性が十分ではなく、また石灰質物質が溶解する前に底に到達するには深すぎる。
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を含む堆積物が存在することがしばしばある。もし仮にここで他の種類の堆積物が生成された場合、それははるかに急速に蓄積し、団塊が成長する前にそれらを埋めてしまう。
浅瀬の海洋環境は、サンゴ礁や大陸棚外縁など、海岸と深海の間の領域に見られる。この環境の水は浅く澄んでおり 、さまざまな堆積構造、炭酸塩岩、サンゴ礁の形成を可能にしている。
堆積物自体は石灰岩で構成されていることが多く、浅く暖かく穏やかな海域で容易に形成される。浅い海洋環境は、珪岩質または炭素質の堆積物のみから構成されているとは限らず、また両者が共存しない場合もある、例えば、炭素質堆積物のみで構成された浅い海洋環境や、完全に珪砕質堆積物で構成された海洋環境などもあり得る。浅い水の海底堆積物は、より大きな粒子サイズで構成されている。これは、小さな粒子がより深い水に洗い流されるためである。炭素質堆積物で構成される堆積岩内には、蒸発鉱物も含まれる場合がある。堆積物内で見られる最も一般的な蒸発岩鉱物は、石膏、硬石膏、および岩塩である。それらは、結晶層、孤立した結晶、または結晶のクラスターとして発生する可能性がある。
地質年代に関しては、堆積中で見られる(エビやカニの)甲羅の約 75% が浅い海洋堆積物で見られることから、顕生代の堆積岩のほとんどは浅い海洋環境に堆積したと考えられている。先カンブリア期の堆積岩も、同様に浅い海域に堆積したと想定される。この傾向は、北米やカリブ地域で見られる。また、超大陸の分裂やその他の構造プレートの移動過程の結果として、浅い海底堆積物は、地質時代の量に関して大きな変動を示す。
生物撹乱(Bioturbation)とは、動物や植物による堆積物の再加工のプロセスである。これらには、土砂粒の穴掘りや摂取、排便が含まれる。生物攪拌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になると考えられている。生物撹乱の研究は、1800 年代にチャールズ・ダーウィンが庭で実験を行うことによって始まった。生物攪拌による水生堆積物と陸地土壌の破壊は、重要な生態系サービスを提供する。これらには、水生堆積物とその直上水の栄養素の変化、巣穴が他の生物種にとっての避難所として使われること、および陸上での土壌の生産などが含まれる。
生物撹乱種(バイオターベーター)は、環境に物理的な変化を加えることで他の種が利用可能な資源を作り出す生態系エンジニアであるといえる。このような生態系の変化は、共存する種と環境の進化に影響を与える。このことは、海と陸の堆積物に残された生痕化石から明らかである。その他の生物撹乱効果には、堆積物のテクスチャーの変化 (続成作用)、生物灌漑(bioirrigation)、および微生物と非生物粒子の移動などが含まれる。生物撹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、生物撹乱の「効果」に焦点を当てた用語である。
セイウチとサケは生物撹乱を担う大型生物の例である。これらの大きなマクロファウナ(大型底生生物)の生物撹乱種の活動は目立ちやすいが、実環境でより大きな影響力を持つのはむしろより小型の多毛類、ゴーストシュリンプ、マッドシュリンプなどの小さな無脊椎動物(マクロファウナ)である。これらの小さな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たり、排泄したりすることが含まれ、混合と堆積物の構造の変化に寄与する。
生物灌漑は具体的には、底生生物が巣穴を掘ることで堆積物の深部に海水を浸透させるプロセスである。この結果として堆積物中の間隙水と海水との間で溶解物質の交換が起こる。このプロセスは、海洋の生物地球化学の文脈において重要である。沿岸の水生環境には、堆積物を不安定にする生物がいることがよくある。それらは堆積物の物理的状態を変化させ、自身を含む多くの生物種の生活環境を整え改善する効果をもたらす。これらの生物は、生物撹乱を引き起こすことも多く、よく生物撹乱と生物灌漑という用語は同義的に使用されることがある。
バイオ灌漑は 「粒子の再加工」と「換気」という2つの異なるプロセスとして機能する。このプロセスは底生の大型無脊椎動物(通常は穴を掘るもの) が摂食 (動物性摂食)、排便、巣穴の構築、そして呼吸をすることで引き起こされる。生物灌漑は大量の酸素の輸送(酸化輸送)を担っており、生物地球化学的サイクルに大きな影響を与えている。
遠洋性堆積物(Pelagic sedimentsまたはpelagite)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する細粒の堆積物である。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視的な石灰質または珪質の殻で、そして粘土サイズの珪砕質堆積物、またはこれらの混合物から構成されている。微量の隕石のちりや火山灰も、遠洋堆積物内で見られる。軟泥の組成に基づいて、遠洋性堆積物には主に 3 つのタイプが存在し、それぞれ珪質軟泥、石灰質軟泥、赤色粘土と呼ばれる。
HMS チャレンジャー号 (1872–1876) の航海以来、過去 150 年間にわたって、深海のプロセスと堆積物に関する広範な研究が行われてきた。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。その先駆的な遠征から何十年もの間、そして 20 世紀の前半を通して、深海は本質的には遠洋性であるとみなせると考えられている。
遠洋堆積物の組成は、3 つの主な要因によって制御される。1つ目の要因は、陸生または土地由来の堆積物による希釈に影響する主要な陸地からの距離である。 2 つ目の要因は水深である。これは、ケイ質と石灰質の両方の生体粒子が海底に沈降する際の保存に影響を与える。3つ目の要因は海の肥沃度(生物生産性、バイオマス)であり、表層水で生成される生物起源の粒子の量を制御する。
タービダイトは濁流の地質堆積物であり、流体と堆積物重力流の融合の一種であり、膨大な量の砕屑堆積物を深海へと送り込む。タービダイトは、大陸棚の端の急な斜面を滑り落ちる水中の雪崩によって、大陸棚の下の深海の谷、または深い湖の同様の構造に堆積する。物質が海の谷に沈むとき、最初に沈降するのは砂やその他の粗い物質であり、次に泥、そして最終的には非常に細かい粒子状物質が沈降する。この堆積の順番は、これらの岩石を特徴付けるボウマ シーケンス(Bouma sequences)を作成する。
タービダイトは 1950年代に初めて認識され、最初の相モデルは 1962年にBoumaによって開発された。その時以来、タービダイトは最も集中的に研究されている深海堆積物相の1つであり、深海や地下(炭化水素)ボアホール、陸上に露出している古代の露頭などの堆積物コアからよく知られている。特定のタービダイト系を調べる事により、その地点における堆積物特性や層相を明らかにすることができる。
コンターライト(contourite)は、一般的に大陸隆起から低斜面に形成される堆積物であるが、嵐の波の基部より下にある場所ならどこでも発生する可能性がある。コンターライトは熱塩誘起の深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。コンターライト堆積物の地形は、主に深海底流速度、堆積物供給、および海底地形の影響を受ける。
コンターライトは、1960年代初頭にブルース・ヒーゼンとウッズホール海洋研究所の同僚によって最初に特定された。彼らの重要な論文は、北アメリカ東部沖の大陸隆起の形成において、等高線に沿った海底流が非常に重要な影響を及ぼしていることを示した。これらの半永久的な斜面に沿った流れの堆積物は、すぐにコンターライトとして知られるようになり、等高線で主に構成された斜面に平行で細長く盛り上がった堆積体の境界は、等高線ドリフトとして知られるようになった。
半遠洋性堆積物(Hemipelagic sediments、hemipelagite)は、堆積物に最も近い陸塊または水中に生息する生物に由来する陸生およびいくつかの生物起源物質である粘土およびシルトサイズの粒子で構成される海洋堆積物の一種である。半遠洋性堆積物は大陸棚と大陸隆起に堆積し、遠洋性堆積物とは組成が異なる。遠洋堆積物は、主に水柱または海底に生息する生物からの生物起源の物質で構成されており、陸生物質はほとんどまったく含まれていない。陸生物質には、長石や石英などのリソスフェアからの鉱物が含まれる。陸上の火山活動、風に吹かれた堆積物、および川から放出された粒子状物質は、半遠洋堆積物に寄与する可能性がある。これらの堆積物は、気候変動を特定し、堆積物起源の変化を特定するために利用できる。
ベントス(βένθος (bénthos)、古代ギリシャ語で「the depths (of the sea)」を意味する )は、海底上(底生帯)や海底中、またはその近くに生息する生物の群集である。特に堆積物のすぐ上で生息する生物はHyperbenthos(hupérは古代ギリシャ語で'over'を意味する)、堆積物の上部に生息する生物はEpibenthos(epí はon top ofの意味)、堆積物に穴を彫り内部に生息する生物はEndobenthos(éndonはinnerの意味)と呼ばれる。
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あり、海底の近くや表層堆積物内に生息している。ベントスという言葉はギリシャ語に由来し、「海の深い所」を意味する。底生微生物は大陸棚の海底上やその周辺ではいたるところに見られ、深海だけでなく、海底堆積物内や堆積物上でより多様である。浅瀬では、海草の繁茂地、サンゴ礁、ケルプの森が特に豊かな生息地を提供する。有光帯では、底生珪藻が光合成生物として優勢である。潮間帯では、潮の変化がマイクロベントスの育成に大きな影響を与える。珪藻は、主に単細胞藻類からなる約100,000種が知られており、門を形成する(ただし、この数には議論がある)。珪藻は、地球上で毎年生成される酸素の約20% を生成し 、珪藻が生息する水域から毎年 67億トン以上のケイ素を取り込み 、海洋に見られる有機物質のほぼ半分を占めている。
円石藻は、移動用の 2 つの鞭毛を持つ微細な単細胞の光合成原生生物である。それらのほとんどは、coccolithsと呼ばれる華やかな円形のプレートまたはスケールで覆われた殻によって保護されている。Coccolithsは炭酸カルシウムからできている。円石藻の英語名であるcoccolithophore 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、その小さなサイズとそれらが運ぶココリス石のことを指している。適切な条件下では、他の植物プランクトンと同様にブルームを形成し、海を乳白色に変えることができる。 放散虫は単細胞の捕食性原生生物である。通常はシリカでできた、微小な穴が開いた精巧な球状の殻に包まれている。英語の名前(Radiolarians)はラテン語の「半径」(radius)に由来する。穴から体の一部を伸ばして獲物を捕らえる。珪藻のシリカフラストルと同様に、放散虫が死んで海洋堆積物の一部として保存されると、放散虫の殻は海底に沈む。これらの化石は微化石として、過去の海洋状況に関する貴重な情報を提供する。 放散虫のように、有孔虫は単細胞の捕食性原生生物であり、穴のある殻で保護されている。彼らの名前foraminiferansはラテン語の「穴を掘る人」(hole bearers)に由来する。しばしばテストと呼ばれる彼らの殻にはチャンバーがある(有孔虫は成長するにつれてチャンバーを追加していく)。殻は通常方解石でできているが、凝集した堆積物粒子またはキトン、および(まれに)シリカでできている場合もある。ほとんどの有孔虫は底生性であるが、約40種は浮遊性である。それらは、科学者が過去の環境や気候について多くのことを推測できるようにする、十分に確立された化石記録で広く研究されている。
有孔虫と珪藻はどちらも浮遊性と底生性の形態を持っている。つまり、水柱に漂ったり、海底の堆積物に生息したりできる。いずれにせよ、死んだ後、貝殻は海底に落ちてゆく。これらのシェルは、気候のプロキシとして広く使用されている。貝殻の化学組成は、貝殻が形成されたときの海洋の化学組成の結果である。過去の水温は、シェル内の安定した酸素同位体の比率から推測することもできる。これは、軽い同位体が温かい水中でより容易に蒸発し、重い同位体がシェル内に残るためである。過去の気候に関する情報は、有孔虫と珪藻の豊富さからさらに推測できる。
6600 万年前に恐竜を絶滅させた突然の絶滅は、他のすべての動植物種の 4 分の 3 を絶滅させた。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査し、その結果を使用してこれまでで最も詳細な地球の気候記録を作成したことが報告された。
いくつかの岩石内微生物(endoliths)は非常に長い寿命を持っている。 2013 年に、研究者は海底におそらく数百万年前のendolithsの証拠を報告し、生成時間は10,000年であった。これらはゆっくりと代謝され、休眠状態ではない。シベリアで見つかったいくつかの放線菌は、50 万年前のものと推定されている。
右の図は、堆積物コアの例を示している。このサンプルは、2018年頃にウペルナビクフィヨルド(Upernavik Fjord)から回収された。粒度測定が行われ、上部 50 cm が210Pb法により年代測定された。
海洋炭素と炭素隔離についての考え方は、近年、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に移行している。有機炭素と生態系の関与に関するこの見方の変化は、生物学における分子生物学的なアプローチの強化や、生命の限界に関する発見、定量的モデリングの進歩、海洋炭素循環の古研究、新しい分析技術、そしてそれらに係わる様々な学際的な取り組みによるところが大きい。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広い視野を概説している。
原初の地球ではまず、極端な火山活動と他の天体との頻繁な衝突により、地球は溶けていた。しだいに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。ガス放出と火山活動が原始大気を作り出した。彗星から運ばれた氷によって強化された凝縮水蒸気は、海を作り出した。
約40億年前の始生代の開始までに、岩石はしばしば硬砂岩、泥岩、火山性堆積物、帯状鉄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 ベルトは典型的な太古の地層であり、高品位と低品位の変成岩が交互に並んでいる。高品位の岩は火山島の弧に由来し、低品位の変成岩は、隣接する島の岩から浸食され、前弧盆地に堆積した深海堆積物を表している。知られている最古の超大陸ロディニアは、約10億年前に形成され、約2億5000万年後の原生代の後半に分裂し始めた。
地球の表面は、何十億年にもわたって絶えず形を変えてきており、大陸の形成や分裂、地表を横切る移動、そして時には結合して超大陸を形成してきた。知られている最古の超大陸であるロディニアは約10億年前に誕生し、約7億年前に分裂し始めた。分かれた大陸は後に再結合し、6億から5億4000 万年前にパンノティアを形成し、最後に2億年前に分裂してパンゲアになった。}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、三畳紀の外洋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、特に三畳紀後期に裂けたが、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の最初の非海洋堆積物は、三畳紀後期のものである。 三畳紀は西ヨーロッパで良く研究されているものの、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。たとえば、北米では、海洋堆積物は西側のいくつかの露頭に限定されている。したがって、三畳紀の層序は、エステリア甲殻類や陸生脊椎動物などの主にラグーンや塩分濃度の高い環境に生息する生物に基づいている。
生物撹乱のパターンや痕跡は、石化した岩石に保存されている。このようなパターンの研究はichnology 、または「痕跡化石」の研究と呼ばれる。これは、生物撹乱種の場合、動物が穴を掘ったり埋まったりすることによって残された化石である。これは、これらの動物が残した足跡と比較することができる。場合によっては、生物撹乱が非常に普及しているため、積層層やクロスベッドなどの堆積構造が完全に消滅する。したがって、それは地質学内の堆積学と層序学の分野に影響を与える。生物撹乱種のichnofabrics の研究では、化石の深さ、化石の横断面、および化石の明確さ (すなわち、どの程度明確に定義されているか)などの情報を利用して、古い堆積物で発生した活動を評価する 。通常、化石が深ければ深いほど、標本はよりよく保存され、明確に定義できる。
潮汐、沿岸および深海の堆積物からの海洋堆積物には、生物撹乱の重要な微量化石が発見されている。さらに、砂丘、または風成の堆積物は、多種多様な化石を保存するために重要である。生物撹乱の証拠は、長い記録を含む深海堆積物コアで発見されているが、コアを抽出する行為は、特に浅い深さで生物乱流の兆候を乱す可能性がある。特に節足動物は、風成堆積物の生物乱流の地質学的記録にとって重要である。砂丘の記録は、中生代の下部、250 Ma までさかのぼる動物の穴掘りの痕跡を示しているが、他の堆積物における生物撹乱は 550Ma までさかのぼって見られている。
深海堆積物に関する最初の主要な研究は、1872 年から 1876 年にかけてHMSチャレンジャー遠征隊によって行われ、海水と海洋堆積物をサンプリングするために約 70,000 海里を移動した。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ことと、存在する粒子状物質や海洋生物とともに化学組成を決定できるようにサンプルを採取することであった。これには、深海底からのサンプルの採取と堆積物の分析が含まれていた。チャレンジャー号の航海以前は、海洋学は主に投機的でった。 初めての真の海洋クルーズとして、チャレンジャー遠征は学術および研究分野全体の基礎を築いた。
大陸移動の初期の理論では、運動中の大陸が固定された不動の海底を「掻き分けた」(plowed)と表現された。 1960 年代後半に、海底自体が移動し、中央のリフト軸から広がるときに大陸を運ぶという考えが、 Harold HessとRobert Dietzによって提案された。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る。 2つのプレートが離れている場所、中央海嶺では、海底が広がる過程で新しい海底が絶えず形成される。1968 年、海洋調査船Glomar Challengerが進水し、15年間にわたる深海掘削計画に着手した。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により、海底拡大仮説を支持する重要なデータを提供した。