海底堆積物
海底堆積物(かいていたいせきぶつ)、または海洋堆積物(かいようたいせきぶつ)は、海底に蓄積した不溶性粒子の堆積物のことである。これらの粒子は、土壌や岩石に由来し陸地から主に河川を経由して海まで運搬されてきたものや、風によって運ばれた塵、氷河などによって運ばれ海に流れ込むものが含まれる。また、海洋生物や海水中の化学的沈殿物、および海底火山や隕石の残骸なども含まれている。
中央海嶺の数km近辺などの火山岩が多く見られる例外的な場所を除いて、海底の大半は堆積物によって覆われている。堆積物を構成する成分の由来源は複数あり、その組成は非常に多様である。海底の堆積物の厚さは、数mmから数十kmに及ぶ。海底堆積物は海面近くでは未固結のままであるが、数百mから数千mの深さでは水圧のため堆積物が石化(岩石化)する。
堆積物の蓄積速度は、海洋の大部分では非常に遅く、明確な堆積物の層が形成されるまでに数千年もの時間がかかる。陸地から運ばれた堆積物は最も速く蓄積し、粗い粒子の場合は1000年あたり1m以上の速度で堆積することもある。また、流量の多い大河川の河口付近などでは、堆積速度がさらに桁違いに早くなる可能性がある。一方で、生物起源の軟泥などは 1000年に約1cm程度の速度で蓄積し、小さな粘土粒子に至っては1000年に約1mm程度の速度で堆積する。
陸地からの堆積物は、地表流出、河川流出、およびその他のプロセスによって大陸斜面に堆積し、さらに濁流によって大陸斜面から深海底まで運ばれる。そして深海底に蓄積された堆積物は、中央海嶺から広がるプレートの動きに従って、地球の内部にゆっくりと沈み込んでいく。内部に取り込まれた堆積物は溶融し、その一部は溶岩流や熱水噴出孔から放出されることで再び地表へと戻る。
堆積物は、多数の底生海洋生物、特に海洋微生物にとって重要な生息場所となっている。堆積物の化石には、過去の気候、プレートテクトニクス、海洋循環パターン、主要な絶滅のタイミングなどに関する情報が含まれており、学術的にも重要な研究題材である。
比較的若い火山岩によって構成される中央海嶺の数km近辺といった若干の例外を除いて、海底のほとんどの部分は堆積物で覆われている。堆積物を構成する物質の由来は様々であり、大陸への近さや水深、海流、生物活動、気候などに応じて組成が大きく異なる。海底堆積物 (および堆積岩) の厚さは、数mmから数十kmに及ぶ。表面近くでは、海底堆積物は未固結のままであるが、堆積物の種類やその他の要因によって異なるものの、数百から数千mの深さで 堆積物は石化する。海底堆積物の由来は次のように要約できる。
陸生堆積物(Terrigenous sediment):河川、風、海流、氷河によって運ばれる大陸源に由来する。石英、長石、粘土鉱物、酸化鉄、陸生有機物などが主要な成分である。
遠洋性炭酸塩堆積物(Pelagic carbonate sediment):海洋(水深はさまざまであるが、大半は海洋表層近く)に生息する生物(有孔虫など)に由来し、方解石などの炭酸塩鉱物が多く含まれる殻(テスト)が主な成分。
遠洋性珪質堆積物(Pelagic silica sediment):シリカ (微結晶石英) から殻を作る海洋生物 (珪藻や放散虫など) に由来する。
火山灰やその他の火山物質:地上と海底の両方の噴火に由来する。
鉄とマンガンの団塊:海底水から直接沈殿物として形成される。
これらの物質の海域分布は、この記事の冒頭の図に示したとおりである。陸生堆積物は、大陸の近くや内海、大きな湖の中などで優勢である。これらの堆積物を構成する粒子は比較的粗い傾向があり、通常は砂とシルトを含むが、場合によっては小石や玉石が含まれる。粘土は沿岸環境に定着するものもあるが、多くは海流によってその発生源から遠く離れた場所へと分散する。粘土鉱物は、深海の広い地域で優勢であり、この粘土のほとんどは大陸起源である。珪質軟泥 (主に放散虫と珪藻に由来) は、南極地域や太平洋の赤道沿い、アリューシャン列島の南、インド洋の大部分などでよく見られる。炭酸塩の滲出物は、赤道および中緯度地域内のすべての海洋に広く分布している。実際、粘土は海のいたる場所の堆積物で観察されるが、シリカと炭酸塩を生成する生物が豊富な海域では、粘土以上に多くのシリカや炭酸塩を含む堆積物を生成する。
炭酸塩堆積物は、炭酸塩から殻を作る、海洋表層で広範囲に存在する遠洋生物に由来する。これらの小さな殻や、砕けたときに形成されるさらに小さな破片は、水柱を通ってゆっくりと沈降するが、必ずしも底に到達するとは限らない。これは、方解石は地表の水には溶解しないが、その溶解度は深さ (圧力) とともに増加するため、4,000m付近では炭酸塩の破片は海水中へと溶解するためである。この水深は炭酸塩補償深度(CCD)として知られており、緯度と水温によって変化する。その結果、海の最も深い部分 (4,000m以深) には炭酸塩の滲出は見られないが、大西洋中央海嶺や東太平洋海膨 (南アメリカの西) 、ハワイ天皇海山群 (北太平洋)、および多くの孤立した海山の頂上などの浅海域ではよく見られる。
堆積物の組織(テクスチャ)の評価方法にはいくつかの種類がある。
一つ目は粒度であり、粒度階区分(ウェントワーススケール)に従って粒子サイズで分類することができる。例えば、粘土は粒径が 0.004mm未満の最も細かいものを指し、巨礫は最大で粒径は 256mm以上のものを指す。粒子サイズは他の因子と比較して、堆積物が堆積する条件を最もよく説明できる。例えば強い流れや波などの高エネルギーが存在する条件下では通常、細かい粒子が運び去られてしまうため、大きな粒子のみが堆積する。逆により低いエネルギー条件下では、より小さな粒子が沈降し、より細かい堆積物を形成する。
Clearleft2つ目は粒子サイズの分布(ソーティング、Sorting)であり、堆積物のテクスチャを分類し粒子サイズの均一性から評価される。砂浜の砂のようにすべての粒子が同様のサイズである場合、堆積物はよく選別されていると言えるが、逆に例えば氷河堆積物のように粒子サイズが様々である場合、堆積物の選別が不十分であると言える。
3 つ目の方法は、その成熟度、すなわちその粒子が水によって運ばれた時間の影響を調べることである。この成熟度を示す 1 つの方法は、粒子の丸さを調べることである。堆積物が成熟すればするほど、時間の経過とともに摩耗し、その結果粒子が丸くなる。また、時間の経過とともに小さな粒子が洗い流され、同じサイズの粒子が同じ距離にわたって移動してくるため、高度な選別がかかる可能性もある。また、少なくとも岩石粒子に由来する堆積物では、堆積物が古く成熟しているほど石英(クォーツ)の含有量が高くなる。クォーツは地球の岩石によく見られる鉱物であり、非常に硬く、摩耗に強い。そのため時間の経過とともに、他の材料でできた粒子がすり減り、クォーツだけが残る。浜の砂は非常に成熟した堆積物であり、主に石英で構成されており、粒子は丸みを帯びており、同様のサイズ (高度に選別されている)である。
海底堆積物は、その起源によっても分類することができる。次の 4 つのタイプが挙げられる。
陸生堆積物(Lithogenous sediments)(または岩成堆積物;terrigenous sediments):岩石に由来し、川、氷、風、およびその他のプロセスを介して陸地からもたらされる。大半が陸地に由来するため、陸生堆積物と呼ばれる。
生物起源堆積物(Biogenous sediments):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壊れることで発生する。
海水源堆積物(Hydrogenous sediments):海水中で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る。
宇宙起源堆積物(Cosmogenous sediments):宇宙から来たり、大気を通過したり、隕石に乗って地球に運ばれたりする、地球外の源に由来する。
陸生堆積物は、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る。これらの堆積物には、微視的な粘土から大きな岩まで、あらゆる範囲の粒子サイズが含まれている可能性があり、大半の海底で見られる。岩石堆積物は、風雨、水流、温度や氷結による亀裂、およびその他の侵食プロセスの作用により、岩石や鉱物がより小さな粒子に分解される風化のプロセスを通じて、陸上で作成される。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へと運ばれる。
河川:河川を通じて、岩石や砂などがより細かい粒子となり運ばれ、大量の堆積物として海洋に堆積する。海洋の岩石性堆積物の約 90% は、河川の流出物、特にアジアからのものであると考えられている。この堆積物の大半、特に大きな粒子は、堆積して海岸線の近くに留まるが、小さな粘土粒子は長期間水柱に浮遊したままになり、発生源から遠く離れた場所に運ばれる可能性がある。
風:風成輸送により、砂やほこりなどの小さな粒子は、発生源から数千キロもの距離を移動する。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(氷晶核)として機能する。風輸送は、砂漠地帯の近くで特に重要なプロセスである。
氷河とアイスラフティング(Ice rafting):氷河が陸地を進むに従い、非常に大きな岩を含む大量の土や岩の粒子が運ばれ、氷河が海に入り崩壊したり融解することによって、これらの粒子が海洋へと放出され堆積する。ほとんどの堆積物は、氷河が水に接する場所の近辺で発生するが、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(氷山)が氷河から遠くへと漂流した後に堆積物を放出する。
重力: 地滑り、土砂崩れ、雪崩、およびその他の重力による事象は、海岸近くで発生すると、大量の物質が海に流れ込み堆積する。
波: 海岸線に沿った波の作用は、岩を侵食し、浜辺や海岸線から水中へと遊離した粒子を輸送する。
火山: 火山の噴火は、大量の灰やその他の残骸を大気中に放出する。灰は風によって運ばれ、最終的に海に堆積する。
胃石(Gastroliths): 岩石質の堆積物を海に運ぶもう 1 つの比較的マイナーな手段は、胃石である。 海鳥、鰭脚類、一部のワニを含む多くの動物は、故意に石を飲み込み、吐き出す行動をとる。陸上で飲み込んだ石は、海で吐き出される可能性がある。石は、胃の中で食物を粉砕するのを助けたり、浮力を調整するバラストとして機能する。大抵の場合、これらのプロセスは、岩質堆積物を海岸近くに堆積させることに繋がる。その後、堆積物粒子は波と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越えて深海底に到達する可能性がある。
岩成堆積物は通常、それらが由来する元々の物質の組成を反映している、そのため、石英、長石、粘土鉱物、酸化鉄、および陸生有機物などの、地球の岩石を構成する主要な鉱物によって構成されている。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、砂を含む岩石堆積物の主要な成分である。
生物起源堆積物は、生物が死んだときに沈降する生物の残骸に由来する。堆積物に寄与するのは生物の「硬い部分」であり、例えば貝殻、歯、骨格要素などである。これらの部分は通常ミネラル化されており、死後に急速に劣化する肉質の「柔らかい部分」よりも腐敗しにくい。
巨視的な生物起源堆積物ものとしては、大型生物の骨格や歯、殻などの遺物も含むと考えることができる。このタイプの堆積物は、海洋の大部分でかなりまれである。なぜなら、このような大型生物は一般に、これらの残骸が堆積し蓄積するのに十分な密度で死ぬことはないからである。ただし、1 つの例外として、サンゴ礁が挙げられる。この環境で、その遺体(すなわちサンゴの骨格)を残す生物が非常に豊富に存在しており、実際に熱帯の砂の大部分を占める成分でもある。
微視的な生物起源堆積物は、微生物の硬い部分、特にその殻(テスト)で構成されている。一つ一つは非常に小さいものの、これらの生物は非常に豊富に存在し、毎日数十億個体も死んでいくため、大量の殻が海底へと沈み生物起源の堆積物を作り出している。微視的な殻で構成された堆積物は、巨視的な粒子による堆積物よりもはるかに豊富であり、そのサイズの小ささのため、きめの細かいどろどろした堆積物層を作り出す。堆積層が少なくとも30%の微視的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として分類される。このような堆積物の残りの部分は、多くの場合、粘土で構成される。
微視的な生物起源の堆積物の主な供給源は、炭酸カルシウム(CaCO3) またはシリカ(SiO2) の殻を作り出す単細胞藻類および原生動物である。シリカ殻は、珪藻(藻類) と放散虫(原生動物) の 2 つの主要なグループに由来する。
珪藻は、光合成を行う植物プランクトン(小さな漂流藻類)の重要なメンバーである。珪藻は、それ自体が分泌する精巧なシリカ殻に囲まれた単一の藻類細胞から構成されている。珪藻には多様な形状のものが存在し、細長い羽状の形から円形、星型などがある。珪藻が豊富な地域では、下層の堆積物はシリカ珪藻殻に富んでおり、これは珪藻土と呼ばれている。
放散虫は動物プランクトン (プランクトン性原生動物) であり、珪藻と同様にシリカ殻を分泌する。殻は細胞を囲んでいるが、アメーバのような腕(偽足)を伸ばすことができるように小さな開口部の含んでいる。放散虫の殻では多くの場合、浮力を助けるように、殻から突き出た多数の棘が見られる。珪藻または放散虫の殻が多くを占める軟泥は、珪質軟泥と呼ばれる。
珪質堆積物と同様に、炭酸カルシウム、つまり石灰質の堆積物も、微視的な藻類および原生動物の殻から作られる。この場合、主な由来生物は円石藻(Coccolithophores)と有孔虫である。円石藻は、珪藻よりも約100倍小さい単細胞の浮遊性藻類である。彼らの殻は、細胞を取り囲む球を形成する多数の連結した CaCO3プレート (coccoliths) から構成されている。円石藻が死ぬと、個々のプレートが沈み、軟泥を形成する。時間の経過とともに、円石藻の軟泥は石化してチョークになる。イングランドのホワイトクリフドーバー(White Cliffs of Dover、ドーバーの白い崖)は、円石藻が豊富な軟泥で構成された白亜期の堆積物である。
有孔虫は、カタツムリの殻と同様に、部屋(チャンバー)構造の殻を持つ原生動物である。生物が成長するにつれて、自身が入り込む新しい大きな部屋が構築される。ほとんどの有孔虫は底生生物であり、堆積物の上や中に生息しているが、一部には水柱のより高い位置に生息するプランクトン種も存在する。円石藻と有孔虫が死ぬと、それらは石灰質の軟泥を形成する。
古い石灰質の堆積層には、別の種類の生物としてDiscoastersの残骸も含まれることがある。これは、炭酸カルシウムの殻をもつ、円石藻と近縁の単細胞藻類である。Discoasterの殻は星形で、5~40μmの幅サイズに達する。Discoasterは約200万年前に絶滅したが、その殻は絶滅以前の時代の堆積物層が見られる、熱帯の堆積物の深部に残っている。
サイズが小さいため、これらの殻は非常にゆっくりと沈む。一つの微生物の殻が海底へと沈むのに、約10〜50年もの時間がかかる場合もある。そのゆっくりした降下のため、1cm/秒程度の弱い海流であって殻を運搬するには十分であり、海底に到達するまでに原点から 15,000 kmも移動してしまう可能性がある。しかしながら、そのような高い流動性にもかかわらず、堆積物中に含まれる生物の種類と直上の海洋表層で見られる生物の生産性の程度は、よく一致していることが多い。このことは、堆積物粒子がはるかに速い速度で底に沈み、流れがそれらを分散させる前に堆積物として元の場所の直下に蓄積していくことを意味している。この理由は、殻のほとんどは実際には個々の粒子としては沈まず、約 99% は他の生物によって消費され、凝集して大きな糞粒として排出されるためである。これは殻単体よりもはるかに速く沈み、わずか10~15日程度で海底へと到達する。これは粒子が分散するのに十分な時間を与えず、下の堆積物は表面近くで発生する生産を反映するものである。このメカニズムによる沈下速度の増加は、糞便急行(fecal express)と呼ばれている。
海水にはさまざまな溶存物質が含まれており、化学反応によってこれらの物質が固体粒子として沈殿し、堆積物として蓄積することがある。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、溶解状態を維持できる物質量が減少することにより引き起こされる。岩石性または生物起源の堆積物と比較して、海水起源の堆積物は多くはないが、興味深い形態がいくつか存在する。
例えば熱水噴出孔では、海水が海底に浸透し、マグマによって過熱され噴出孔から放出される。この過熱水には多くの溶存物質が含まれており、噴出口から出て冷たい海水に触れると、主に金属硫化物として沈殿する。これらの粒子は通気口(チムニー)から流れ出る「煙」を構成し、最終的には海水源堆積物として海底に沈む。熱水噴出孔は地球のプレート境界に沿って分布しているが、ホットスポットと呼ばれる火山など、一部はプレートの内側にも見られる。現在、約500 の活動的な海底熱水噴出域が知られており、その約半分は海底で直接的に観察され、残りの半分は水柱指標や海底堆積物から存在が予想されているものである。
マンガンノ団塊(マンガンノジュール)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ある。一般に3~10cm程度のサイズであるが、中には直径30cmにも達するものもある。その団塊は、真珠に似たプロセスで形成される。すなわち、中心に核となる物質があり、その周りに同心円状の層がゆっくりと堆積し、時間の経過とともに団塊が成長していく。団塊の組成は、その海域や形成条件などにより多少異なるが、通常は酸化マンガンと酸化鉄が優勢である。また、銅、ニッケル、コバルトなどの金属が少量含まれている場合もある。マンガン団塊の沈殿は、今日知られている最も遅い地質学的プロセスの1つであり、百万年ごとに数ミリメートルというスピードで成長する。そのため、他の堆積物が団塊を覆いそれ以上の成長を阻害することが無いような、岩成・生物起源堆積物の蓄積率が低い海域でのみ形成される。したがってマンガン団塊は通常、海底に大量に蓄積する岩石起源や生物起源の堆積物流入が非常に少ない、陸地から遠く離れた中央海洋の領域に限定される(図 12.4.2 右)。
団塊には多くの商業的に価値のある金属が含まれているため、過去数十年にわたってノジュールの採掘に大きな関心が寄せられてきている。これまでのところ、ほとんどの努力は探索段階にとどまっている。深海採掘事業の高コスト、採掘権に関する政治的問題、これらの再生不可能な資源の採掘を取り巻く環境問題など、多くの要因がノジュールの大規模な採掘を妨げている。
蒸発岩(Evaporites)は、海水が蒸発するときに形成される海水起源堆積物であり、溶解した物質が固体、特に岩塩(塩、NaCl) として沈殿したものである。海水の蒸発は食用塩の生産の最も古典的な形式であり、今日でも行われているものである。岩塩蒸発岩の大規模な堆積物は、地中海の下を含む多くの場所に存在する。例えば、約600万年前に始まった地殻変動によって、大西洋から地中海が遮断され、温暖な気候によって大量の水が蒸発したため、地中海はほぼ完全に乾燥し大量の塩の堆積物が残された。これはMessinian Salinity Crisisとして知られている。さらに地中海は約530万年前にも再び氾濫し、それらの氾濫によって生まれた岩塩堆積物は他の堆積物により埋没したが、一部は海底に残存している。
left オーライト(Oolites)は、浮遊粒子の周りの材料の同心円状の層から形成された、小さく丸みを帯びた粒子である。それらは通常、炭酸カルシウムで構成されているが、リン酸塩やその他の物質から構成されている場合もある。オーライトはオーライト砂として蓄積され、これはバハマで最も豊富に見られる。
メタンハイドレートは、産業用途の可能性がある、海洋起源の鉱床である。すべての陸源生成物には、主に陸生植物に由来する少量の有機物が含まれている。この少量の有機物に加え、海洋植物や動物からの有機物が、特に海岸から数百km以内の陸生堆積物として蓄積する。堆積物が積み重なると、より深い部分が地熱によって加熱され、微生物の働きにより有機物が分解されはじめる。これは酸素のない状態 (嫌気性条件) で行われるため、この代謝の副産物はメタンガス (CH4) である。細菌によって放出されたメタンは、海底に向かって堆積物を通ってゆっくりと上向きに上昇する。水深500m~1,000mの海底は低温(4℃)であり、水とメタンが結合して、メタンハイドレートとして知られる物質を生成する。海底下の数メートルから数百メートル程度の堆積物深度では、メタンハイドレートが安定する程度に温度が低いため、ハイドレートは堆積物内に蓄積される。メタンハイドレートは、加熱するとメタンガスとして放出される、可燃性の物質である。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ある。様々なエネルギー企業や国家政府は、このメタンを回収して販売する方法を開発しようとしている。
宇宙起源の堆積物は、地球外の供給源に由来し、微視的な小球体(Spherules)とより大きな隕石の破片という2種類に大きく分類できる。小球体は主にシリカや鉄、ニッケルで構成されており、流星が大気圏に突入した後に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、隕石が地球に衝突してできたものである。これらの強い衝撃の衝突によって粒子が大気中に放出され、最終的には地表に戻り、堆積物として蓄積される。小球体と同様に、隕石の破片はほとんどがシリカや鉄、ニッケルから成る。これらの衝突による破片の 1 つの形態は、ガラス状の小さな液滴であるテクタイトである。それらは、隕石の衝突中に放出されて溶融した地球上由来のシリカで構成されている可能性が高く、地表に戻ったときに冷却され固化することで作られる。
宇宙起源の堆積物は海洋ではかなりまれであり、通常、堆積物として大規模に蓄積することはない。しかし、それは地球に降り注ぐ宇宙塵を通して、絶えず追加されている存在でもある。飛来する宇宙からのゴミ(隕石等)の約90% は大気圏に突入する際に気化するが、それでも毎日5~300トンの宇宙塵が地表に着陸すると推定されている。
珪質軟泥は、深海底に位置する生物起源の遠洋性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% を占めている。軟泥は、遠洋微生物の骨格の残骸を少なくとも 30% 含む堆積物と定義される。珪質軟泥は、主に珪藻や放散虫などの微視的な海洋生物のシリカベースの骨格で構成されている。大陸縁辺付近の珪質軟泥の他の成分には、陸生由来のシリカ粒子と海綿骨片が含まれる可能性がある。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対照的に、オパール シリカSi(O2)から作られる骨格で構成される。シリカ (Si) は生物に不可欠な要素であり、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る。陸地からの距離、水深、海の肥沃度はすべて、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の一つである。
方解石やアラゴナイトといった炭酸カルシウムの割合が高い堆積物や堆積岩は、石灰質(calcareous)堆積物と呼称される。石灰質の堆積物 (石灰岩) は通常、陸地近くの浅瀬に堆積する。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ある。一般的に陸地から離れるほど、堆積物中の石灰質は少なくなる。ただし一部の地域では、嵐や海流の変化により、石灰質の堆積物が多く見られる場所もある。石灰質軟泥は、海底に蓄積するプランクトン生物に由来する炭酸カルシウムの一種である。これは、海洋が炭酸塩補償深度よりも浅い場合にのみ発生する。この深さより下では、炭酸カルシウムが海洋水に溶解し始め、珪質軟泥や遠洋性赤色粘土などの非石灰質堆積物のみが安定的に堆積するためである。
詳細は堆積岩を参照。
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や、発生源からの距離、堆積物が蓄積するのに必要な時間、堆積物の保存度、堆積システムによって供給される他の種類の堆積物の量、などの様々な影響を受ける。
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、明確な堆積物が形成されるまでに数千年かかる。岩質堆積物は最も速く蓄積し、より粗い粒子の場合は1000 年あたり1メートル以上のオーダーである。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可能性がある。
生物由来の軟泥は、1000 年あたり約1cm の割合で蓄積し、小さな粘土粒子は1000年あたり約1mm の割合で深海に堆積する。前述のように、マンガン団塊の蓄積速度は非常に遅く、1,000 年ごとに0.001mm程度である。
海洋堆積物は、大陸縁辺近くで最も厚く、10kmの厚さを超えることがある。これは、大陸縁辺近くの地殻は非常に古いことが多く、長期間の堆積物の蓄積が可能であり、また大陸から大量の陸生堆積物が流入しているためである。新しい海洋地殻が形成されている中央海嶺系付近では、若い地殻に堆積する時間が少ないため、堆積物は薄くなる。海嶺の中央部からの距離が広が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離れるごとに堆積物が約100-200m増加する。海底拡散率は20-40km/百万年であり、これは 2500万年から5000万年ごとに約100-200m程度の速度で堆積することを表している。
この記事の冒頭にある図は、海底の主要な種類の堆積物の分布を示している。宇宙起源の堆積物は、海のどの部分にも行き着く可能性があるが、他の種類の堆積物に圧倒されるほど少量しか蓄積されないため、どの場所でも支配的ではない。同様に、海水源堆積物は特定の場所で高濃度になる可能性があるが、地球規模でみると非常に限定的な地域にとどまる。そのため、地球規模の堆積物パターンの議論では、宇宙生成堆積物と海水源堆積物はほとんど無視できる。
陸地の流出、河川の流出、およびその他のプロセスにより、これらの物質が大陸棚に大量に堆積するため、大陸縁部近くでは粗い岩成/陸成堆積物が支配的である。この堆積物の多くは大陸棚の上や近辺に留まるが、濁流などの現象により大陸斜面から深海底 (深海平原) まで運ばれることもある。岩質堆積物は、厚い氷の覆いが一次生産を制限している北極・南極海域においても一般的であり、氷河の崩壊が氷の縁に沿って堆積物を堆積させる。これらの岩成堆積物は、発生源から遠い海洋の中央部などではあまり一般的ではない。ただし非常に小さな粘土粒子は例外であり、以下に説明するように、他の岩質堆積物が到達しない領域に蓄積する可能性がある。
生物起源の堆積物の分布は、他の堆積物による生産、溶解、および希釈の速度に依存する。沿岸地域は非常に高い一次生産を示しているため、これらの地域では豊富な生物起源の堆積物が期待される。しかし、生物起源の軟泥と見なされるには、生物起源の成分が堆積物全体の30%を超えている必要がある。生産性の高い沿岸地域でさえ、生物起源の物質を圧倒するほど多くの岩石起源の流入があり、この30%のしきい値に達しないことも多い。そのため、沿岸地域は岩石性堆積物が支配的であり、岩石性物質の流入がほとんどない遠洋環境ではじめて生物起源堆積物がよく見られるようになる。
生物起源の堆積物が蓄積するためには、その生産速度が微生物殻が溶解する速度よりも大きくなければならない。シリカは海洋全体で不飽和であり、より暖かい水と低い圧力でより容易に海水に溶ける。つまり、深海よりも地表近くでより速く溶解する。したがってシリカ堆積物は、溶解するよりも速く蓄積するような、生産性が高く冷涼な地域にのみ蓄積する。このような海域としては、栄養分が豊富で水温が低い赤道付近や高緯度の湧昇地域が含まれる。