海底堆積物
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。
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。
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、1000年ごとに0.001mm程度である。
オパールは珪藻や放散虫、珪鞭毛虫、エブリア(Ebridians)などの原生生物の微小化石を含む
大理石は有孔虫や円石藻、石灰質のナノプランクトンなどの原生生物や、藻類、貝形虫(ostracodes)、翼足類, カルピオネリド(calpionellids)、苔虫(bryozoa)などを含むことがある。
炭素・ケイ素循環
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。
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。
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。
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。
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。