해양 퇴적물

Marine sediment
해저 퇴적물 종류 분포
각 색상 영역 내에서 표시되는 소재의 유형은 지배적이지만 다른 소재도 존재할 가능성이 높습니다.
다이어그램에 대한 자세한 내용은 아래 참조하십시오.

해양 퇴적물 또는 해저 퇴적물은 해저에 쌓인 불용성 입자의 퇴적물입니다.이 입자들은 토양과 바위에서 유래했고 주로 강뿐만 아니라 바람과 빙하의 흐름에 의해 바다로 운반된 먼지에 의해 육지에서 바다로 운반되었다.추가적인 퇴적물은 해저 화산과 운석 잔해뿐만 아니라 해양 생물과 바닷물의 화학적 침전으로부터 온다.

화산암이 아직 비교적 어린 미드오션 능선으로부터 몇 킬로미터 이내를 제외하고는 해저의 대부분이 침전물로 덮여 있다.이 재료는 여러 가지 다른 출처에서 추출되며 구성이 매우 다양합니다.해저 퇴적물의 두께는 수 밀리미터에서 수 십 킬로미터까지 다양합니다.해수면 근처의 침전물은 고결되지 않은 상태로 남아 있지만, 수심 수백에서 수천 미터에서는 침전물이 석화된다(바위로 변한다).

대부분의 바다에서 침전물 축적 속도는 비교적 느리며, 많은 경우 상당한 침전물이 형성되기까지 수천 년이 걸린다.육지에서 운반된 침전물은 가장 빨리 축적되는데, 거친 입자의 경우 천 년당 1미터 이상이다.그러나 유량이 많은 큰 강 하구 부근의 침전 속도는 이보다 훨씬 높을 수 있다.생물성 오일은 천 년에 약 1 센티미터의 비율로 축적되는 반면, 작은 점토 입자는 천 년에 약 1 밀리미터의 속도로 심해에서 퇴적됩니다.

육지로부터의 퇴적물은 지표 유출, 하천 유량 및 기타 과정에 의해 대륙 가장자리에 퇴적된다.혼탁류대륙 경사면을 따라 이 침전물을 깊은 해저로 운반할 수 있다.심해저층은 중앙해령에서 확산되는 자체 과정을 거쳐 심해저에 쌓인 침전물을 서서히 지구녹은 내부로 흘려보낸다.그 결과, 용암 흐름과 심해 열수 분출구의 방출의 형태로 내부로부터 녹은 물질이 지구 표면으로 돌아오게 되어, 그 과정이 무한히 계속되게 됩니다.퇴적물은 많은 해양 생물, 특히 해양 미생물의 서식지를 제공한다.그들의 화석화된 유골은 과거기후, 판구조학, 해양 순환 패턴, 그리고 [1]대멸종의 시기대한 정보를 담고 있다.

개요

화산암이 아직 비교적 어린 미드오션 능선으로부터 몇 킬로미터 이내를 제외하고는 해저의 대부분이 퇴적물로 덮여 있다.이 물질은 여러 다른 원천에서 유래하며 대륙에 근접한 곳, 수심, 해류, 생물학적 활동 및 기후에 따라 구성이 매우 다양합니다.해저 퇴적물(및 퇴적암)의 두께는 수 밀리미터에서 수 십 킬로미터에 이를 수 있습니다.지표면 근처에서는 해저 퇴적물이 고결되지 않은 상태로 남아 있지만, 수심 수백에서 수천 미터(퇴적물의 종류와 다른 요인에 따라)에서 퇴적물은 [2]석화된다.

해저 침전물의 다양한 발생원은 다음과 같이 요약할 수 있다.

  • 토종 퇴적물은 강, 바람, 해류, 빙하에 의해 운반되는 대륙의 자원으로부터 얻어진다.그것은 석영, 장석, 점토 광물, 산화철, 그리고 육지 유기물로 지배된다.
  • 원양 탄산염 퇴적물은 바닷물(다양한 깊이에 있지만 대부분 표면 가까이에 있는)에 사는 생물(예: 유공체)에서 유래하며, 칼사이트와 같은 탄산염 광물로 껍데기를 만든다(예: 시험).
  • 원양 실리카 퇴적물은 실리카(미결정 석영)로 시험을 하는 해양 생물(예: 규조류 및 방사충)에서 유래한다.
  • 화산재와 다른 화산 물질은 지상 분출과 해저 분출에서 파생된다.
  • 철분과 망간결절은 해저에서 직접 침전물로 형성된다.

이러한 물질 중 일부가 바다에 분포되어 있는 것은 이 기사 ↑의 시작 부분에 있는 다이어그램에 나와 있습니다.토종 퇴적물은 대륙 근처와 내해와 큰 호수에서 우세하다.이러한 퇴적물은 비교적 거친 경향이 있으며, 일반적으로 모래와 진흙을 포함하지만, 어떤 경우에는 조약돌과 자갈도 포함합니다.점토는 근해 환경에서는 천천히 침하되지만, 대부분의 점토는 해류에 의해 근원 지역에서 멀리 떨어져 분산된다.점토 광물은 바다의 가장 깊은 부분에 있는 넓은 지역에 널리 분포하고 있으며, 이 점토의 대부분은 육지에서 유래한 것입니다.(방사능균과 규조류에서 유래한) 규조류는 남극 지역, 태평양의 적도를 따라, 알류샨 열도의 남쪽, 그리고 인도양의 많은 부분에서 흔하다.탄산염은 적도 및 중위도 지역의 모든 바다에 널리 분포되어 있다.사실, 점토는 바다 어디에나 가라앉지만, 실리카와 탄산염을 생산하는 유기체가 번식하는 지역에서는 [2]점토를 지배하기에 충분한 양의 실리카 또는 탄산염 침전물을 생산한다.

탄산염 퇴적물은 탄산염으로 껍데기를 만드는 광범위한 표면 원양 생물로부터 파생됩니다.이 작은 조개껍데기, 그리고 조각으로 부서질 때 생기는 더 작은 조각들은 물기둥을 통해 천천히 가라앉지만, 반드시 바닥까지 내려오는 것은 아닙니다.석회석은 지표수에 용해되지 않지만 깊이(및 압력)에 따라 용해도가 증가하며 약 4,000m에서 탄산염 조각이 용해된다.위도와 수온에 따라 달라지는 이 깊이를 탄산염 보상 깊이라고 합니다.그 결과, 탄산염은 바다의 가장 깊은 부분(깊이 4,000m 이상)에는 없지만, 대서양 중앙 능선, 동태평양 융기(남미 서쪽), 하와이안/황제 해산(북태평양)의 흐름을 따라 있는 동태평양 융기(East Pacific Rise) 및 고립된 많은 [2]해산과 같은 더 얕은 지역에서 흔하게 볼 수 있다.

식감

웬트워스 척도는 입자로 침전물을 분류한다.

침전물 질감은 여러 가지 방법으로 조사할 수 있다.첫 번째 방법은 입자[1]크기입니다.퇴적물은 웬트워스 척도에 따라 입자 크기로 분류할 수 있다.점토 퇴적물은 입경이 0.004mm 미만인 것이 가장 좋고, 돌멩이는 입경이 [3]256mm 이상인 것이 가장 크다.무엇보다도, 입자의 크기는 침전물이 퇴적된 상태를 나타냅니다.강한 전류나 파도와 같은 높은 에너지 조건은 일반적으로 미세한 입자가 떠내려가기 때문에 더 큰 입자의 퇴적만 초래합니다.에너지 조건이 낮아지면 작은 입자들이 자리를 잡고 미세한 [1]퇴적물을 형성할 수 있습니다.

잘 분류된 퇴적물(왼쪽)은 모두 비슷한 크기의 입자를 가지고 있습니다.제대로 분류되지 않은 퇴적물(오른쪽)은 다양한 크기의 입자로 구성됩니다.
구체도(수직)와 반올림(수평) 등 입자 형태의 차이
실리카 모래 입자를 보여주는 스캔 전자 현미경

퇴적물 질감을 분류하는 또 다른 방법이다.정렬은 입자가 크기에 있어서 얼마나 균일한지를 나타냅니다.해변 모래 등 입자가 모두 같은 크기일 경우 침전물이 잘 분류됩니다.입자의 크기가 매우 다르면 빙하 [1]퇴적물처럼 침전물이 제대로 분류되지 않습니다.

해양 침전물 질감을 설명하는 세 번째 방법은 그것의 성숙도, 즉 입자가 물에 의해 얼마나 오랫동안 운반되었는가이다.성숙도를 나타내는 한 가지 방법은 입자가 얼마나 둥글냐는 것이다.침전물이 더 성숙할수록 입자는 시간이 지남에 따라 마모되기 때문에 더 둥글게 됩니다.또한 시간이 지남에 따라 더 작은 입자가 씻겨나가고 주어진 에너지의 양이 같은 크기의 입자를 같은 거리에 걸쳐 이동시키기 때문에 높은 정렬 수준은 성숙도를 나타낼 수도 있습니다.마지막으로, 퇴적물이 오래되고 성숙할수록 적어도 암석 입자에서 파생된 퇴적물에서는 석영 함량이 높아집니다.석영은 육지암에서 흔히 볼 수 있는 광물로 매우 단단하고 마모에 강하다.시간이 지남에 따라 다른 물질로 만들어진 입자는 마모되고 석영만 남게 된다.해변 모래는 매우 성숙한 퇴적물입니다. 주로 석영으로 구성되며 입자는 둥글고 크기가 비슷합니다(잘 [1]정렬되어 있습니다).

오리진스

해양 퇴적물은 또한 그 근원에 따라 분류될 수 있다.다음 4가지 유형이 있습니다.

  • 토양 퇴적물이라고도 불리는 암석 퇴적물은 기존의 암석으로부터 파생되어 강, 얼음, 바람, 그리고 다른 과정을 통해 육지에서 온다.그것들은 대부분 땅에서 오기 때문에 토종 퇴적물이라고 불린다.
  • 생물 퇴적물은 해양 생물의 잔해로 구성되며, 플랑크톤과 같은 생물의 외골격이 분해될 때 발생한다.
  • 수소성 퇴적물은 물 속의 화학반응에서 나오며 물에 녹은 물질이 침전해 고체 입자를 형성할 때 형성된다.
  • 우주인 퇴적물은 우주에서 온 외계인으로부터 파생되어 대기를 통해 스며들거나 [3][1]운석을 통해 지구로 운반된다.

암석성

암석이나 토종 퇴적물은 주로 바다로 흘러들어간 기존의 암석들의 작은 파편들로 구성되어 있다.이러한 퇴적물은 미세한 점토에서 큰 바위에 이르기까지 모든 입자 크기를 포함할 수 있으며 해저의 거의 모든 곳에서 발견됩니다.암석 퇴적물은 풍화 과정을 통해 육지에서 생성되며, 바람, 비, 물의 흐름, 온도 또는 얼음에 의한 균열, 그리고 다른 부식 과정을 통해 암석과 광물이 더 작은 입자로 분해됩니다.이러한 작은 침식 입자는 다양한 메커니즘을 통해 바다로 운반됩니다.

하천과 강: 다양한 형태의 유출물은 많은 양의 침전물을 바다에 침전시키고, 대부분 미세한 입자의 형태로 퇴적시킨다.바다에 있는 암석성 퇴적물의 약 90%는 하천 유량, 특히 아시아에서 온 것으로 생각된다.이 침전물, 특히 큰 입자는 대부분 퇴적되어 해안선에 상당히 가깝게 유지되지만, 작은 점토 입자는 물기둥에 장기간 매달려 있을 수 있고 [1]근원으로부터 먼 거리를 운반할 수 있다.

바람: 풍력(해상) 운송은 모래와 먼지의 작은 입자를 가져와서 근원에서 수천 킬로미터 떨어진 곳으로 옮길 수 있습니다.이 작은 입자들은 바람이 잦아들 때 바다에 떨어지거나, 빗방울이나 눈송이가 형성되는 핵의 역할을 할 수 있다.사막 지역 [1]근처에서 풍력운송은 특히 중요하다.

푸른 빙하가 녹는 얼굴
알래스카 유콘 삼각주의 하천 유량입니다옅은 색은 강을 통해 바다로 방출되는 많은 양의 퇴적물을 나타냅니다.
수단(왼쪽)에서 불어오는 바람에 실려온 입자 기둥(flume)이 홍해 위를 날고 있다.

빙하얼음 래프팅:빙하가 육지를 갈면서, 그들은 얼음에 의해 운반되는 매우 큰 바위를 포함한 많은 흙과 바위 입자들을 집어 올린다.빙하가 바다와 만나 산산조각 나거나 녹기 시작하면 이 입자들이 퇴적된다.대부분의 퇴적물은 빙하가 물과 만나는 곳 근처에서 발생하겠지만, 소량의 물질 또한 래프팅을 통해 더 먼 거리를 이동하는데, 래프팅은 더 큰 얼음 조각들이 [1]퇴적물을 방출하기 전에 빙하로부터 멀리 떠내려간다.

중력: 산사태, 산사태, 눈사태, 그리고 다른 중력으로 인한 사건들은 [1]해안 근처에서 일어날 때 많은 양의 물질을 바다에 침전시킬 수 있습니다.

파도: 해안선을 따라 일어나는 파도 작용은 바위를 침식하고 해변과 해안선의 느슨한 입자를 물속으로 [1]끌어당길 것입니다.

1984년 필리핀 마욘 화산 폭발.화산 폭발에서 분출된 물질의 대부분은 결국 바다로 흘러들어갈지도 모른다.

화산:화산 폭발은 엄청난 양의 화산재와 다른 잔해들을 대기로 방출하고, 그 후에 그것은 결국 바다에 [1]침전되기 위해 바람에 의해 운반될 수 있다.

위석:암석성 퇴적물을 바다로 운반하는 또 다른, 비교적 작은 수단은 위석이다.위석은 위석을 뜻한다.바닷새, 피니피드, 그리고 몇몇 악어들을 포함한 많은 동물들은 의도적으로 돌을 삼키고 나중에 그것들을 역류시킨다.육지에서 삼킨 돌은 바다에서 역류할 수 있다.그 돌들은 위에서 음식을 갈거나 부력을 조절하는 밸러스트 역할을 할 수 있다.이 과정들은 대부분 해안 가까이에 암석성 퇴적물을 퇴적시킨다.그러면 침전물 입자는 파도와 조류에 의해 더 멀리 운반될 수 있고, 결국 대륙붕을 빠져나와 깊은 [1]해저에 도달할 수 있다.

구성.

암석성 퇴적물은 보통 그들이 유래한 물질들의 구성을 반영하기 때문에, 그들은 대부분의 지상 암석을 구성하는 주요 광물들에 의해 지배된다.여기에는 석영, 장석, 점토 광물, 산화철 및 지상 유기물이 포함됩니다.석영(이산화 규소, 유리의 주성분)은 거의 모든 암석에서 발견되는 가장 흔한 광물 중 하나이며, 마모에 매우 강하기 때문에 [1]모래를 포함한 석생 퇴적물의 주요 성분이다.

바이오제닉

생물 퇴적물은 생물들이 죽었을 때 침전물로 자리를 잡는 살아있는 유기체의 잔해에서 나온다.그것은 퇴적물에 기여하는 유기체의 "하드 파트"이다; 껍데기, 치아 또는 골격 요소 같은 것들이 보통 광물화되어 있고 [1]죽은 후에 빠르게 악화되는 살찐 "소프트 파트"보다 부패에 더 저항하기 때문이다.

거시적 퇴적물은 더 큰 유기체의 뼈, 치아 또는 껍질과 같은 큰 유골을 포함하고 있다.이런 종류의 퇴적물은 대부분의 바다에서 꽤 드문데, 큰 유기체는 이러한 유기체가 축적될 수 있을 만큼 충분히 풍부하게 죽지 않기 때문이다. 가지 예외는 산호초 주변이다; 이곳에는 특히 열대 [1]모래의 많은 부분을 차지하는 산호들의 돌조각의 파편들이 그들의 유해를 남기는 생물들이 매우 많다.

현미경 퇴적물은 현미경 유기체의 단단한 부분, 특히 껍데기 또는 테스트로 구성됩니다.비록 매우 작지만, 이 유기체들은 매우 풍부하고 매일 수십억 마리씩 죽어가면서 그들의 테스트는 생물 퇴적물을 생성하기 위해 바닥으로 가라앉는다.현미경 테스트로 구성된 퇴적물은 거시적인 입자의 퇴적물보다 훨씬 풍부하고, 작은 크기 때문에 미세한 물결 모양의 퇴적층을 형성합니다.퇴적층이 적어도 30%의 미세한 생체물질로 구성되어 있는 경우에는 생체물질로 분류된다.나머지 침전물은 종종 [1]점토로 이루어져 있다.

과거의 기후를 재구축하다
퇴적물 분석을 통해

생물 퇴적물은 산소 동위원소 비율에서 과거의 기후 역사를 재구성할 수 있다.산소 원자는 세 가지 형태 또는 동위원소로 바닷물에 존재한다: O16, O17 그리고 O18.O16이 가장 일반적인 형태이며, O18이 그 뒤를 잇습니다(O17은 희귀합니다).O16은 O18보다 가볍기 때문에 쉽게 증발하여 O16의 비율이 높은 수증기를 발생시킵니다.기후가 더 서늘한 시기에는 수증기가 비와 눈으로 응축되어 O16의 비율이 높은 빙하를 형성합니다.따라서 나머지 바닷물은 O18의 비율이 상대적으로 높다.탄산칼슘으로 껍데기에 용존산소를 함유하는 해양생물들은 O18 동위원소의 비율이 더 높은 껍데기를 갖게 될 것이다.이는 추운 기후 기간 동안 껍질에서 O16:O18의 비율이 낮다는 것을 의미합니다.기후가 따뜻해지면, 빙하가 녹으면서 얼음에서 O16을 방출하고 바다로 돌려보내 물 속의 O16:O18 비율을 증가시킨다.유기체가 산소를 껍질에 포함시키면, 껍질에는 더 높은 O16:O18 비율이 포함될 것입니다.따라서 과학자들은 생물 퇴적물을 검사하고, 알려진 나이대의 표본에 대한 O16:O18 비율을 계산하고, 그 비율로부터 껍질이 형성된 기후 조건을 추론할 수 있다.얼음 코어에서도 동일한 유형의 측정을 수행할 수 있습니다. 얼음 샘플 간 O18이 1ppm 감소하면 온도가 1.5°[1]C 감소합니다.

미세 생물 퇴적물의 주요 공급원은 탄산칼슘(CaCO) 또는 실리카(SiO2)의3 시험을 분비하는 단세포 조류와 원생동물이다.실리카 테스트는 규조류(조류)와 방사극자(원충)[1]의 두 가지 주요 그룹에서 이루어집니다.

디아톰은 작고 떠다니는 조류 광합성제인 식물성 플랑크톤의 중요한 구성원이다.규조류는 스스로 분비하는 정교한 실리카 껍질로 둘러싸인 단일 조류 세포로 구성됩니다.규조류는 길쭉한 페네이트 형태에서 종종 페트리 접시처럼 두 개의 반쪽을 가진 둥근 모양 또는 중심 모양까지 다양한 형태로 나타납니다.규조류가 풍부한 지역에서는 규조토 시험이 풍부한 토양을 [1]규조토라고 한다.

방사극성 원생동물은 규조류처럼 실리카 검사를 분비하는 플랑크톤 원생동물이다.이 테스트는 세포를 둘러싸고 방사선 치료사가 아메바와 같은 "팔" 또는 유사동물을 확장할 수 있는 일련의 작은 개구부를 포함할 수 있다.방사성 물질 검사는 종종 부력에 도움이 되는 다수의 광선이 껍데기에서 돌출된 것을 보여준다.규조류나 방사성 물질 검사에 의해 지배되는 오일은 규소성 [1]오액이라고 불린다.

규소성 퇴적물과 마찬가지로 탄산칼슘 또는 석회질 퇴적물도 현미경 조류와 원생동물(이 경우 콕콜리소포어와 유라미페론)의 테스트에서 생성됩니다.콕콜리소포어는 단세포 플랑크톤성 조류로 규조류보다 약 100배 작습니다.이 테스트는 셀을 둘러싼 구를 형성하는 다수의 연동3 CaCO 플레이트(코콜리스)로 구성됩니다.콕콜리소포체가 죽으면 각각의 판이 가라앉아 액체를 형성한다.시간이 지남에 따라, 콕콜리소포의 삼출액은 석화되어 분필이 된다.영국의 도버의 하얀 절벽은 분필 [1]퇴적물로 변한 콕콜리소포가 풍부한 액체로 이루어져 있다.

유라미니페란(forams라고도 )은 달팽이의 껍질과 비슷하게 종종 모따기를 하는 원생동물이다.유기체가 성장함에 따라, 거주할 새롭고 더 큰 방이 분비됩니다.대부분의 유충류들은 해저성이고, 퇴적물 위나 퇴적물 속에 살고 있지만, 물기둥 위쪽에 사는 몇몇 플랑크톤 종들이 있다.콕콜리소포체와 유충류가 죽으면 석회질 [1]분비물을 형성한다.

오래된 석회질 퇴적층에는 또 다른 종류의 생물인 디스코스터(discoster)의 잔해가 포함되어 있습니다. 단세포 조류로 탄산칼슘 테스트도 실시했습니다.디스코스터 테스트는 별 모양이었으며, 지름이 5~40µm에 달했다.디스코스터들은 약 2백만 년 전에 멸종했지만,[1] 그들의 실험은 멸종되기 전에 깊은 열대 퇴적물에서 남아있다.

크기가 작기 때문에, 이러한 테스트는 매우 천천히 가라앉습니다; 한 번의 현미경 테스트가 바닥으로 가라앉는 데는 약 10년에서 50년이 걸릴 수 있습니다!느린 강하를 고려할 때, 1cm/sec의 전류는 바닥까지 도달하기 전에 원점에서 최대 15,000km 떨어진 곳에서 테스트를 수행할 수 있다.그럼에도 불구하고, 특정 위치의 퇴적물은 물 위에서 일어나는 유기체의 종류와 생산성의 정도에 잘 일치한다.이것은 침전물 입자가 훨씬 더 빠른 속도로 바닥으로 가라앉아야 한다는 것을 의미하며, 따라서 침전물 입자는 전류가 그것들을 분산시키기 전에 원점 아래로 축적됩니다.대부분의 테스트는 개별 입자로 가라앉지 않는다; 약 99%는 다른 유기체에 의해 먼저 소비된 후, 더 빨리 가라앉고 10-15일 만에 해저에 도달하는 거대한 분뇨 알갱이로 집적되고 배출된다.이것은 입자가 흩어질 시간을 주지 않으며, 아래의 침전물은 표면 근처에서 발생하는 생성을 반영할 것이다.이 메커니즘을 통한 침하 속도가 증가하는 것을 "분뇨 급행"[1]이라고 부릅니다.

수소성

블랙 스모커 열수 분출구."연기"는 차가운 물에 노출되면 고체로 침전되는 용해된 입자로 구성됩니다.
열수 분출구는 주로 해양 중앙 능선을 따라 발생한다.

바닷물에는 많은 다른 용존 물질이 포함되어 있다.때때로 화학반응이 일어나 이러한 물질들이 고체 입자로 침전되어 수소 침전물로 축적된다.이러한 반응은 보통 온도, 압력 또는 pH의 변화와 같은 조건의 변화에 의해 유발되며, 이는 용해된 상태로 남아있을 수 있는 물질의 양을 감소시킵니다.해양에는 암석 퇴적물이나 생물 퇴적물에 비해 수소성 퇴적물이 많지 않지만,[1] 몇 가지 흥미로운 형태가 있다.

열수 분출구에서는 바닷물이 해저로 스며들어 마그마에 의해 과열된 후 분출됩니다.이 과열수는 많은 용존 물질을 포함하고 있으며, 통풍구를 나온 후 차가운 바닷물과 마주치면 이 입자들이 주로 금속 황화물로 침전된다.이 입자들은 통풍구에서 흘러나오는 "연기"를 구성하며, 결국 수소 [1]침전물로 바닥에 가라앉을 수 있습니다.열수 분출구는 핫스팟 화산과 같은 플레이트 내 위치에서도 발견될 수 있지만 지구의 플레이트 경계를 따라 분포되어 있다.현재 약 500개의 활성 해저 열수 분출장이 있으며, 절반은 해저에서 육안으로 관찰되고 나머지 절반은 물기둥 표시기 및/또는 해저 [4]침전물로 의심된다.

망간결절은 해저에 형성되는 망간과 다른 금속의 둥근 덩어리로, 일반적으로 직경이 3~10cm 사이이지만, 때때로 30cm까지 도달할 수도 있다.결절은 진주와 비슷한 방식으로 형성된다; 중심 물체는 주위에 동심원층이 천천히 퇴적되어 시간이 지남에 따라 결절이 자라게 한다.결절의 구성은 그 위치와 형성 조건에 따라 다소 다를 수 있지만, 일반적으로 망간과 산화철에 의해 지배된다.또한 구리, 니켈 및 코발트와 같은 소량의 다른 금속을 포함할 수 있습니다.망간결절의 강수량은 알려진 것 중 가장 느린 지질 과정 중 하나이다. 망간결절은 백만 년마다 몇 밀리미터씩 자란다.이러한 이유로, 다른 침전물 퇴적물은 결절을 빠르게 덮고 더 이상의 결절 성장을 방해하기 때문에, 암석 또는 생물성 침전물 퇴적률이 낮은 지역에서만 형성됩니다.따라서 망간결절은 보통 암석이나 생물적 투입과는 거리가 먼 중앙 대양의 영역으로 제한되며, 때때로 해저에 대량으로 축적될 수 있다(오른쪽 그림 12.4.2).결절에는 상업적으로 가치가 있는 금속이 다수 포함되어 있기 때문에, 지금까지의 대부분의 노력은 탐색 단계에 머물러 있었지만, 지난 수십 년간 결절 채굴에 상당한 관심이 있었다.심해채광작업의 고비용, 채굴권에 관한 정치적 문제, 이러한 비재생자원 [1]채취를 둘러싼 환경문제 등 많은 요인이 결절의 대규모 채취를 방해하고 있다.

증발광은 바닷물이 증발할 때 형성되는 수소성 퇴적물로, 용해된 물질들이 고형물, 특히 할로겐산염(소금, NaCl)로 침전됩니다.사실, 바닷물의 증발은 인간이 사용할 수 있는 가장 오래된 형태의 소금 생산이며, 오늘날에도 여전히 행해지고 있다.할로겐산염의 많은 퇴적물은 지중해를 포함한 많은 곳에 존재한다. 6백만 년 전에 시작된 구조 과정은 대서양으로부터 지중해를 차단했고, 따뜻한 기후가 너무 많은 물을 증발시켜 지중해가 거의 완전히 말라버렸고, 그 자리에 많은 소금 퇴적물을 남겨두었습니다.결국 지중해는 약 530만 년 전에 다시 범람했고 할로겐산염 퇴적물은 다른 퇴적물로 덮여있었지만 여전히 해저 [1]아래에 남아 있다.

태국 바닷물 증발로 남은 소금 채취
해변에서 온 우라이트
바하마에서
가스 하이드레이트:
침강대
연소 하이드레이트('불타는 얼음')

우라이트는 부유 입자 주변의 물질의 동심원 층에서 형성되는 작고 둥근 입자입니다.그것들은 보통 탄산칼슘으로 구성되지만, 인산염과 다른 물질로도 구성될 수 있습니다.우라이트의 축적은 [1]바하마에서 가장 풍부한 우라이트 모래를 만든다.

메탄 하이드레이트는 잠재적인 산업 응용을 가진 또 다른 종류의 수소 퇴적물이다.모든 지상 침식 생성물에는 주로 지상 식물에서 파생된 유기물이 소량 포함되어 있다.이 물질의 작은 파편들과 해양 식물과 동물에서 나온 다른 유기물들은 특히 해안에서 수백 킬로미터 떨어진 곳에 토종 퇴적물에 축적된다.퇴적물이 쌓이면 깊어질수록 (지열로) 따뜻해지기 시작하고 박테리아는 포함된 유기물을 분해하기 시작합니다.이는 산소가 없을 때(일명 혐기성 조건) 발생하기 때문에 이 대사의 부산물은 가스 메탄(CH)입니다4.박테리아에 의해 방출된 메탄은 침전물을 통해 해저 쪽으로 천천히 거품을 일으킨다.500m에서 1,000m의 수심과 해저의 전형적인 낮은 온도(4°C에 근접)에서 물과 메탄은 메탄 하이드레이트로 알려진 물질을 생성한다.해저에서 몇 미터에서 수백 미터 이내에서는 메탄 하이드레이트가 안정되고 하이드레이트가 침전물 안에 축적될 수 있을 정도로 온도가 낮습니다.메탄 하이드레이트는 가열될 때 메탄이 기체로 방출되기 때문에 인화성이 있다.해저 퇴적물 안에 있는 메탄은 화석 연료 에너지의 거대한 저장고를 나타냅니다.에너지 회사와 정부는 이 메탄을 생산하고 판매하는 방법을 개발하려고 애쓰고 있지만, 이 메탄의 추출과 사용에 따른 기후 변화의 영향을 이해하는 사람은 누구나 이것이 어리석은 [1][2]짓이라는 것을 알 수 있다.

코스모제닉

러시아 서부에서 발견된 테카이트 유사 유리

우주성 퇴적물은 외계인으로부터 파생되며, 두 가지 주요 형태, 즉 미세한 구체와 더 큰 유성 파편입니다.구상체는 대부분 실리카 또는 철과 니켈로 이루어져 있으며, 대기권 진입 후 유성이 타면서 분출되는 것으로 생각된다.운석 파편들은 운석과 지구의 충돌에서 나온다.이러한 고충격 충돌은 입자를 대기 중으로 방출하고 결국 지구로 다시 가라앉혀 퇴적물에 기여합니다.구상체처럼, 유성 잔해는 대부분 실리카 또는 철과 니켈이다.이러한 충돌로 인한 파편의 한 가지 형태는 작은 유리 방울인 테크타이트입니다.그것들은 운석 충돌 중에 분출되고 녹은 지상 실리카로 구성되어 있으며, 표면으로 돌아오면 냉각되면서 굳어진다.[1]

우주인 퇴적물은 바다에서 꽤 드물고 보통 많은 퇴적물에 축적되지 않는다.하지만, 그것은 계속해서 지구에 내리는 우주 먼지를 통해 끊임없이 추가되고 있다.유입되는 우주인 파편의 약 90%가 대기 중으로 유입되면서 기화되지만 매일 5~[1]300t의 우주먼지가 지구 표면에 떨어지는 것으로 추정된다.

구성.

규산액

규소성 액체깊은 해저에 위치한 생물 원양 퇴적물의 한 종류이다.규소성 오수는 심해 퇴적물 중 가장 흔하지 않고 해저의 [5]약 15%를 차지한다.오수는 원양 미생물의 [6]골격 잔해가 최소 30% 이상 포함된 퇴적물로 정의됩니다.규소성 오수는 주로 규조류방사선과 같은 미세한 해양 유기체의 규소 기반 골격으로 구성되어 있다.대륙 가장자리 근처의 규소성 오일의 다른 구성 요소로는 지상 유도 규소 입자와 스펀지 스파이큘이 포함될 수 있다.석회질 오일은 탄산칼슘 유기체(즉, 콕콜리소포어)의 골격에서 만들어지는 석회질 오물과 달리 오팔 실리카 Si(O2)로 만들어진 골격으로 구성됩니다.실리카(Si)는 생물 필수 요소이며, 실리카 [7]사이클을 통해 해양 환경에서 효율적으로 재활용됩니다.육지로부터의 거리, 수심, 해양의 비옥함은 모두 바닷물의 오팔 실리카 함량과 규소성 삼출의 존재에 영향을 미치는 요인이다.

광물
프로테이트
관련된
골격명 표준 크기
SiO2
실리카
석영
유리
오팔
셰트
규조 Lyrella hennedy 1600x contrast invertion.jpg 좌절시키다 0.002 ~ 0.2 mm Stephanopyxis grunowii.jpg 4천만 년 전의 규조 미세 화석
방사성 물질 Calocycloma sp. - Radiolarian (32163186535).jpg 테스트 또는 셸 0.1 ~ 0.2 mm Radiolarian - Heliodiscus umbonatus (Ehr.), Haeckel (28187768550).jpg 방사성 물질인 정교한 실리카 껍질

석회질 삼출액

석회암이라는 용어는 석회암이나 아라고나이트형태로 탄산칼슘이 많이 함유된 화석, 퇴적암 또는 퇴적암에 적용될 수 있다.석회질 퇴적물(석회석)은 보통 육지에서 유래한 영양분을 필요로 하는 해양 생물에 의해 침전되기 때문에 육지 근처의 얕은 물에 침전된다.일반적으로 육지 퇴적물이 멀리 떨어질수록 석회화되지 않는다.일부 지역은 폭풍이나 해류의 변화로 인해 석회질 퇴적물이 매립될 수 있다.석회질 삼출액해저에 축적된 플랑크톤 생물로부터 파생된 탄산칼슘의 한 형태이다.이것은 바다가 탄산염 보상 깊이보다 얕을 때만 발생할 수 있다.이 깊이 아래에서는 탄산칼슘이 바다에서 녹기 시작하고, 규소성 삼출액이나 원양 황토와 같은 비석회성 퇴적물만이 안정적입니다.

석회질 삼출액
광물
프로테이트
관련된
골격명 표준 크기
카코3
석회석
아라곤석
석회암
대리석
분필
유라미페란 Foram-globigerina hg.jpg 테스트 또는 셸 1mm 미만 Globigerina.png 판상 유채류 석회화 시험.유충류에는[9] 약 10,000종의 살아있는 종이 있다.
콕콜리소포 Coccolithus pelagicus 2.jpg 콕리스 0.1 mm 미만 CSIRO ScienceImage 7202 SEM Coccolithophorid.jpg 콕콜리소포어는 생물학적 탄산칼슘의 가장 큰 전지구적 공급원으로 전지구적 탄소 순환에 [11]크게 기여합니다.그들은 도버의 하얀 절벽과 같은 분필 퇴적물의 주요 성분이다.

석화 퇴적물

구리 시대에 살았던 아이스맨 외치의 돌 단검입니다.이 칼날은 방사극제, 석회구, 칼피오넬리드, 그리고 약간의 스펀지 스파이큘을 포함한 샤트로 만들어졌다.멸종된 칼피오넬리드(Calpionelid)의 존재는 이 [12]단검의 연대를 밝히는데 사용되었다.

분배

퇴적물이 축적되는 장소와 방법은 근원으로부터의 물질의 양, 근원으로부터의 거리, 퇴적물이 축적되어야 하는 시간, 퇴적물이 얼마나 잘 보존되어 있는지, 그리고 시스템에 [1]추가되는 다른 종류의 퇴적물의 양에 따라 달라집니다.

대부분의 바다에서 침전물 축적 속도는 비교적 느리며, 많은 경우 상당한 침전물이 형성되기까지 수천 년이 걸린다.암석성 퇴적물은 거칠어진 입자의 경우 천 년당 1미터 또는 그 이상으로 가장 빨리 축적된다.그러나 유량이 많은 큰 강 하구 부근의 침전 속도는 이보다 훨씬 [1]높을 수 있다.

생물성 오일은 천 년에 약 1cm의 비율로 축적되는 반면, 작은 점토 입자는 천 년에 약 1mm의 속도로 심해에서 퇴적된다.위에서 설명한 바와 같이 망간결절의 축적속도는 매우 느리고 1000년당 [1]0.001밀리미터씩 증가합니다.

남해 퇴적물
중앙해령 아래 챔버에서 솟아오른 마그마는 산등성이에서 멀리 퍼지는 새로운 해양 지각이 된다.
해양 지각의 나이
이 도표에서 해양 지각의 가장 어린 부분은 빨간색이다.이 어린 부분들은 중앙해령 양쪽에서 발견됩니다.새로운 지각은 바다의 중심부를 가로지르는 이 산등성이에서 생겨나고 퍼져나갑니다.
해양 퇴적물의 두께
퇴적물은 해양 지각 위에 위치하며 대륙붕을 따라 대륙 경사면을 따라 두껍게 형성된다.그들은 중앙해령 부근에서 가장 얇은 (진청색)에 있다.

해양 퇴적물은 대륙 가장자리 부근에서 가장 두껍고 두께는 10km 이상이다.이것은 수동 대륙 변두리 근처의 지각이 종종 매우 오래되어 장기간 축적될 수 있고, 대륙에서 유입되는 많은 양의 토종 침전물이 있기 때문이다.새로운 해양 지각이 형성되고 있는 중앙해령 부근에서는 퇴적물이 젊은 [1]지각에 축적되는 시간이 적기 때문에 퇴적물이 더 얇아집니다.

융기 확산 중심에서 거리가 증가함에 따라 퇴적물은 점차 두꺼워지며 융기 축에서 1000km 거리마다 약 100-200m의 침전물이 증가한다.해저 확산 속도가 약 20-40km/백만 년이면 이는 25-5000만 년마다 [1]약 100-200m의 침전물 축적 속도를 나타낸다.

기사 의 첫머리에 있는 도표는 해저의 주요 퇴적물의 분포를 나타내고 있다.우주인성 퇴적물은 잠재적으로 바다의 어느 부분에서나 발생할 수 있지만, 그것들은 너무 적은 양의 축적되어 다른 종류의 퇴적물에 압도되어 어느 곳에서도 지배적이지 않습니다.마찬가지로, 수소성 퇴적물은 특정 위치에 높은 농도를 가질 수 있지만, 이러한 지역은 전 세계적으로 매우 작습니다.그래서 지구 퇴적물 [1]패턴에 대한 논의에서 우주적이고 수소성 퇴적물은 대부분 무시될 수 있다.

대륙 가장자리 부근에서는 거친 암석/토종 퇴적물이 우세한데, 땅 유출, 하천 유량 및 기타 과정이 대륙붕에 이러한 물질의 방대한 양을 축적하기 때문입니다.이 침전물의 대부분은 선반 위나 근처에 남아 있으며, 탁류대륙 경사면을 따라 물질을 깊은 해저(아비살 평원)로 운반할 수 있습니다.또한 두꺼운 얼음 덮개가 1차 생산을 제한할 수 있는 극지방에서는 암석성 침전물이 흔하며, 빙하 붕괴는 얼음 [1]가장자리를 따라 퇴적물을 퇴적시킨다.

거친 암석성 퇴적물은 중앙 대양에서 덜 흔한데, 이러한 퇴적물이 축적되기에는 이 지역들이 원천으로부터 너무 멀기 때문이다.매우 작은 점토 입자는 예외이며, 아래에 설명된 바와 같이 다른 암석성 침전물이 [1]닿지 않는 영역에 축적될 수 있습니다.

생물 퇴적물의 분포는 다른 퇴적물에 의한 생성, 용해 및 희석 속도에 따라 달라집니다.해안지역은 1차 생산량이 매우 높기 때문에 풍부한 생물성 퇴적물이 예상된다.단, 침전물은 30% 이상의 생물성 진액으로 간주되어야 하며, 생산성이 높은 해안지역에서도 암석성 투입량이 많아 생물성 물질이 잠길 정도로 30%의 역치에 도달하지 못한다.그래서 해안지역은 여전히 암석성 퇴적물에 의해 지배되고 있으며, 생물성 퇴적물은 암석성 [1]유입이 거의 없는 원양 환경에서 더욱 풍부해질 것이다.

석회질 침전물은 탄산칼슘 보상 깊이(CCD)보다 낮은 깊이에서만 축적될 수 있다.CCD 밑에서는 석회질 퇴적물이 녹아서 쌓이지 않는다.용융선은 용해율이 급격히 증가하는 깊이를 나타냅니다.

생물 퇴적물이 축적되기 위해서는 그 생산 속도가 시험 용해 속도보다 커야 한다.실리카는 바다 전체에 걸쳐 불포화되어 바닷물에 녹지만, 더 따뜻한 물에서 더 쉽게 녹고 더 낮은 압력에서 더 쉽게 녹는다; 즉, 깊은 물에서보다 표면 근처에서 더 빨리 녹는다.따라서 실리카 퇴적물은 녹는 속도보다 빨리 축적되는 생산성이 높은 차가운 지역에서만 축적됩니다.여기에는 적도 부근의 융기 지역과 풍부한 영양소와 시원한 [1]물이 있는 고위도 지역이 포함됩니다.

적도 부근에서 형성되는 오수는 보통 방사선이 대부분을 차지하고 있는 반면, 규조류는 극지방 오수에 더 흔하다.일단 실리카 테스트가 바닥에 가라앉고 후속 층으로 덮이면, 그것들은 더 이상 용해되지 않고 침전물이 축적될 것이다.해저의 약 15%가 규산성 [1]진액으로 덮여 있다.

생물성 탄산칼슘 퇴적물도 퇴적물이 쌓이려면 용해량을 초과해야 하지만, 관련된 과정은 실리카와 조금 다르다.탄산칼슘은 산성수에서 더 쉽게 분해된다.차가운 바닷물은 따뜻한 물보다 용해된2 CO를 더 많이 포함하고 약간 더 산성입니다.그래서 탄산칼슘 실험은 따뜻한 열대성 지표수보다 더 차갑고 깊은 극지방의 물에서 녹을 가능성이 높습니다.극지방에서는 물이 균일하게 차가워 탄산칼슘이 모든 깊이에서 쉽게 녹고 탄산칼슘 퇴적물이 쌓이지 않는다.온대 및 열대 지역에서는 탄산칼슘이 더 깊은 [1]물에 가라앉을 때 더 쉽게 녹는다.

탄산칼슘이 축적되는 만큼 빠르게 용해되는 깊이를 탄산칼슘 보상 깊이 또는 칼사이트 보상 깊이 또는 간단히 CCD라고 합니다.용융선은 탄산칼슘 용해 속도가 급격히 증가하는 깊이를 나타냅니다(열전선할로클라인과 유사).CCD의 탄산염 축적보다 얕은 깊이는 용해 속도를 초과하여 탄산염 침전물이 퇴적됩니다.CCD보다 깊은 곳에서는 용해 속도가 생산량을 초과하여 탄산염 침전물이 축적될 수 없습니다(오른쪽 그림 참조).CCD는 지표수가 차가운 극지방에서는 훨씬 얕지만 보통 4-4.5km 깊이에서 발견됩니다.따라서 석회질 유수는 주로 중앙해령 시스템해산[1]고원 정상과 같이 약 4km 미만의 열대 또는 온대 해역에서 발견될 것이다.

태평양은 더 많은2 CO를 포함하고 있기 때문에 CCD는 태평양보다 대서양에 더 깊고, 물은 더 산성이고 탄산칼슘은 더 녹게 만든다.이것은 태평양이 더 깊다는 사실과 함께 대서양에 태평양보다 석회질 침전물이 더 많이 있다는 것을 의미한다.모두 합쳐서 해저의 약 48%가 석회질 [1]배액에 의해 지배된다.

심해 바닥의 대부분(약 38%)은 심해 점토가 지배하고 있다.이것은 점토의 풍부한 형성의 결과라기보다는 다른 종류의 침전물 유입이 부족하기 때문입니다.점토 입자는 대부분 육지에서 발생하지만 매우 작기 때문에 바람과 조류에 의해 쉽게 분산되고 다른 퇴적물이 접근할 수 없는 지역에 도달할 수 있다.예를 들어, 클레이는 중앙 북태평양에서 지배한다.이 지역은 육지에서 너무 멀어서 거친 암석성 침전물이 쌓일 수 없을 정도로 생산성이 떨어지고 석회질 물질이 [1]녹기 전에 바닥에 닿을 수 없을 정도로 깊다.

점토 입자가 매우 느리게 축적되기 때문에, 점토가 지배적인 심해 바닥은 종종 망간 결절과 같은 수소성 퇴적물의 본거지이다.만약 다른 종류의 침전물이 이곳에서 생성된다면 그것은 훨씬 더 빨리 축적될 것이고 그들이 [1]자랄 기회가 생기기 전에 결절들을 묻을 것이다.

해안 퇴적물

얕은 물

얕은 해양 환경암초 벽이나 선반 파손과 같은 해안과 깊은 물 사이의 지역에서 발견됩니다.이 환경의 물은 얕고 [15]맑으며, 다양한 퇴적 구조, 탄산암, 산호초가 형성되고, 특정 유기체가 생존하여 화석이 될 수 있습니다.

침전물 자체는 종종 얕고 따뜻한 물에서 쉽게 형성되는 석회암으로 구성됩니다.얕은 해양 환경은 규소성 또는 탄소질 퇴적물로만 구성되어 있지 않습니다.그들이 항상 공존할 수는 없지만, 탄소질 침전물이나 규소성 침전물로만 구성된 얕은 해양 환경을 가질 수 있다.얕은 바다의 퇴적물은 더 작은 알갱이가 더 깊은 물로 떠내려갔기 때문에 더 큰 알갱이 크기로 구성되어 있다.탄소질 침전물로 구성된 퇴적암 안에는 증발광물[16]있을 수 있다.현대의 퇴적물과 고대의 퇴적물 중에서 가장 흔한 증발광물은 석고, 무수물, 할로겐산염이다; 그것들은 결정층, 분리된 결정 또는 결정 [16]덩어리로 발생할 수 있다.

지질 시대의 관점에서, 그것은 퇴적 껍질의 75퍼센트는 얕은 해양 퇴적물들로 이루어져 있다. 대부분의Phanerozoic 퇴적암 얕은 해양 환경에 분산돼 있고 나서지 않는 한 분명히 그 이외의 방법은Precambrian 퇴적암들 너무, 얕은 해양 물에 입금된 것으로 추정되다고 한다.[17]이러한 경향은 북미와 카리브해 [18]지역에서 나타난다.또한, 대륙붕괴 및 다른 지각판 이동 과정의 결과, 얕은 해양 퇴적물은 지질 시간에 [18]양적으로 큰 변화를 보인다.

세계의 주요 해양과 바다의 배수 분지는 대륙 분할로 특징지어진다.회색 지역은 바다로 흘러가지 않는 내피성 분지입니다.
해안 생태계 바닥의 퇴적물 내 생물 교란 및 생물 정화

생체 자극

생물 동요는 동물이나 식물이 침전물을 다시 만드는 것이다.여기에는 침전물 곡물의 굴 파기, 섭취, 배변 등이 포함된다.생물 자극 활동은 환경에 지대한 영향을 미치며 생물 [19][20]다양성의 주요 동인으로 여겨진다.생물 동요에 대한 공식적인 연구는 찰스 다윈이 그의 [20]정원에서 실험을 하면서 1800년대에 시작되었다.생물 교반 활동을 통해 수생 퇴적물과 육지의 토양을 파괴하는 것은 중요한 생태계 서비스를 제공한다.여기에는 수생 퇴적물과 수면 위의 물의 영양소 변화, 육상 및 물 생태계의 굴 형태의 다른 종에 대한 보호, 그리고 [21][22]육지에서의 토양 생산 등이 포함된다.

생물 터브레이터는 생태계 엔지니어입니다.[22] 왜냐하면 생물 터브레이터는 환경에 대한 물리적 변화를 통해 다른 종에 대한 자원 가용성을 변경하기 때문입니다.이런 형태의 생태계 변화는 해양과 육지 퇴적물에 남아있는 화석에서 확연히 드러나는 동거종과 [22]환경의 진화에 영향을 미친다.다른 생체 교란 효과로는 퇴적물의 질감 변화(확장), 생물 세척, 미생물 및 무생물 입자의 변위 등이 있습니다.생체 교란은 때때로 생체 교란 과정과 혼동되지만, 이러한 과정은 혼합하는 과정이 다릅니다. 생체 교란이란 퇴적물에서 물과 용질이 혼합되는 것을 말하며 생체[20] 교란의 효과입니다.

바다코끼리와 연어는 대형 생물 [23][24][25]터브레이터의 예이다.비록 이러한 대형 동물성 생물 교반자들의 활동이 더 두드러지지만, 지배적인 생물 교반가들은 다채류, 유령 새우, 진흙 [20][26]새우와 같은 작은 무척추 동물들이다.이러한 작은 무척추동물의 활동은 굴을 파고 침전물 곡물을 섭취하고 배변을 포함하며, 침전물 구조의 혼합과 변화에 기여한다.

생체 세척

생물 세척은 해저 유기체가 그들의 을 덮은 로 씻어내는 과정이다.공극수와 그 결과로 생기는 바닷물 사이의 용해된 물질의 교환은 해양의 생물 지구 화학의 맥락에서 중요한 과정이다.연안 수생 환경은 종종 퇴적물을 불안정하게 만드는 유기체를 가지고 있다.그것들은 침전물의 물리적 상태를 변화시킨다.따라서 다른 유기체와 그들 자신을 위한 조건을 개선합니다.이러한 유기체들은 또한 흔히 교대로 또는 생체 [27]세척과 관련하여 사용되는 생체 교반을 일으킨다.

생체 세척은 두 가지 다른 과정으로 작동합니다.이러한 과정은 입자 재작업과 환기라고 알려져 있는데, 이것은 해저 거시 역류 동물들의 작업이다.이 입자의 재작업과 통풍은 유기체가 먹이를 주고, 배변하고, 굴을 파고, 을 쉴 때 일어난다.생물 세척은 많은 양의 산화 수송을 담당하며 생물 지구 화학적 순환에 큰 영향을 미칩니다.

원양 퇴적물

펠라지트(pelagite)는 입자가 육지에서 멀리 떨어진 외양 바닥으로 침하되면서 축적되는 미세퇴적물입니다.이러한 입자는 주로 식물성 플랑크톤 또는 동물성 플랑크톤, 점토 크기의 규소성 침전물 또는 이들의 혼합물로 구성됩니다.극미량의 운석 먼지와 다양한 양의 화산재도 원양 퇴적물 안에서 발생한다.액체의 조성에 근거하여, 원양 퇴적물에는 세 가지 주요 유형이 있습니다: 규소성 액체, 석회질 액체, 그리고 [29][30]적토.

해저 퇴적물에 대한 최초의 체계적인 연구가 [31][32]이루어진 HMS 챌린저호의 항해(1872–1876) 이후 지난 150년 동안 심해 과정과 퇴적물에 대한 광범위한 작업이 이루어졌습니다.그 개척 탐험 이후 수십 년 동안, 그리고 20세기 전반을 거치면서, 깊은 바다는 [28]자연에서 완전히 원양으로 여겨졌습니다.

원양 퇴적물의 구성은 세 가지 주요 요인에 의해 제어된다.첫 번째 요인은 주요 육지와의 거리이며, 이는 토종 또는 육지에서 유래한 침전물에 의해 희석되는 데 영향을 미친다.두 번째 요인은 수심인데, 이는 규산성 및 석회질 생체 입자가 해저에 가라앉을 때의 보존에 영향을 미칩니다.마지막 요인은 [29][30]해수에서 생성되는 생물 입자의 을 조절하는 해양 비옥함이다.

탁화석

탁암탁류지질학적 퇴적물로, 엄청난 양의 쇄설성 퇴적물을 심해에 분산시키는 역할을 하는 유체 및 침전물 중력 흐름의 혼합 형태입니다.대륙붕 가장자리의 가파른 경사면을 따라 미끄러져 내려오는 수중 눈사태에 의해 대륙붕 아래의 깊은 바다 트로프 또는 깊은 호수의 유사한 구조물에 탁암이 퇴적된다.이 물질이 해양 수조에 잠길 때, 모래와 다른 거친 물질이 먼저 침전되고 진흙이 그 뒤를 이으며, 결국 매우 미세한 입자 물질이 뒤따른다.이 퇴적 순서는 이 암석들의 특징을 나타내는 부마 서열을 만듭니다.

탁화암은 1950년대에 처음 발견되었고 최초의 표면 모델은 1962년에 [35]Bouma에 의해 개발되었습니다.그 이후로, 탁암은 가장 잘 알려져 있고 가장 집중적으로 연구되고 있는 심층수 퇴적층 중 하나이다.그것들은 현재 현대의 심해 시스템에서 회수된 퇴적물 코어, 지표면 아래(탄화수소) 시추공, 그리고 현재 육지에 노출된 고대 아웃크롭에서 매우 잘 알려져 있다.특정 탁상 시스템에 대한 새로운 연구마다 해당 시스템의 특정 퇴적물 특성 및 측면이 밝혀집니다.가장 일반적으로 관찰되는 양상은 다양한 양상 [36][37][28]체계에 다양하게 합성되었다.

윤곽선

윤곽암대륙이 상승할 때 낮은 경사면까지 일반적으로 형성되는 퇴적 퇴적물입니다. 그러나 이러한 퇴적물은 폭풍파 기반 아래 어디에서나 발생할 수 있습니다.쿠토우라이트는 열염에 의해 유도되는 깊은의 조류에 의해 생성되며 바람이나 조수의 [39][40]힘에 의해 영향을 받을 수 있습니다.윤곽암 퇴적물의 지형학은 주로 심층수 바닥 전류 속도, 침전물 공급 및 해저 [41]지형에 의해 영향을 받는다.

윤곽암은 1960년대 초 브루스 희젠과 우즈해양학 연구소의 동료들에 의해 처음 발견되었다.그들의 현재 주요 논문은 북미 동부 대륙의 깊은 융기 지대에 침전을 형성하는 데 있어 등고선을 따르는 바닥 해류의 매우 중요한 영향을 보여주었다.이러한 반영구적인 경사면 해류의 퇴적물은 곧 윤곽암으로 알려지게 되었고, 윤곽암으로 주로 구성된 경사면 평행, 가늘고 긴 퇴적물의 경계는 윤곽암 [43][44][28]표류라고 알려지게 되었다.

반독점

반독성 퇴적물 또는 반독성 퇴적물은 점토와 실트 크기의 곡물과 퇴적물에 가장 가까운 땅덩어리 또는 [45][46]물 속에 사는 유기체로부터 파생된 생물 물질로 이루어진 해양 퇴적물의 한 종류이다.반독성 퇴적물은 대륙붕대륙 융기 위에 퇴적되며, 원양 퇴적물과 구성적으로 다르다.원양 퇴적물은 주로 물기둥이나 해저에 사는 유기체의 생물성 물질로 구성되며, 토종 [45]물질은 거의 또는 전혀 없다.토종물질은 장석이나 석영과 같은 암석권의 광물을 포함한다.육지에서의 화산 활동, 바람에 날려온 퇴적물, 강에서 방출되는 미립자 등이 반독성 [47]퇴적물의 원인이 될 수 있다.이러한 퇴적물은 기후 변화를 검증하고 퇴적물 [48][49]발생의 변화를 확인하는 데 사용될 수 있다.



생태학

벤토스(고대 그리스어 βδδοδ(bénthos)의 '바다의 깊은 곳')는 해저에 사는 유기체집단으로, 해저 지대로도 알려져 있다.

  • 고대 그리스 후페르 'over'의 접두어인 쌍곡 생물은 침전물 바로 위에 산다.
  • 에피벤토스(또는 에피벤토스)는 고대 그리스 에피의 접두어로 '위'에 있는 퇴적물 위에 산다.
  • 엔도벤토스(또는 엔도벤토스)는 고대 그리스 '내부'에서 유래한 접두사로, 주로 산소가 함유된 최상층 침전물에 묻히거나 굴을 파고 있다.

마이크로펜토스

해양 마이크로벤토는 해저에 사는 미생물로 해저나 해저, 또는 지표면 해저 퇴적물 안에 살고 있습니다.벤토스라는 단어는 그리스어로 바다의 깊이를 뜻한다.마이크로엔토는 해저 퇴적물이나 해저 퇴적물의 다양성이 더 큰 심해뿐만 아니라 대륙붕의 해저 또는 주변 어디에서나 발견됩니다.얕은 물에서는 해초 초원, 산호초, 다시마 숲이 특히 풍부한 서식지를 제공합니다.광구에서는 해저 규조류가 광합성 유기체로 지배한다.조간대에서는 조수의 변화가 마이크로엔토의 기회를 강력하게 통제한다.

규조류는 주로 단세포 조류로 알려진 약 10만 종을 포함하는 (논쟁의 여지가 있는) 문체를 형성한다.규조류는 매년 [52]지구상에서 생산되는 산소의 약 20%를 생산하고,[53] 그들이 살고 있는 물에서 매년 67억 미터 톤 이상의 실리콘을 흡수하며, 바다에서 발견되는 유기 물질의 거의 절반을 차지한다.

해저 규조

콕콜리소포어는 이동을 위한 2개의 편모를 가진 미세한 단세포 광합성 원생동물이다.그들 대부분은 화려한 원형 판이나 콕콜리스라고 불리는 비늘로 덮인 껍데기에 의해 보호된다.구균석은 탄산칼슘으로 만들어진다.콕콜리소포어라는 용어는 작은 크기와 그들이 운반하는 콕콜리소포어를 뜻하는 그리스어에서 유래했다.적절한 조건하에서 그들은 다른 식물성 플랑크톤처럼 꽃을 피우고 바다[54]뽀얗게 만들 수 있다.

콕콜리소포어
'코콜리스'라고 불리는 판이 있고
...화석
콕콜리소포어[55] 해양 탄소 순환에 중요한 석회암 골격을 만든다.

방사극자는 보통 실리카로 만들어지고 구멍이 뚫린 정교한 구상 껍데기에 둘러싸인 단세포 포식성 원생동물이다.그들의 이름은 "반경"을 뜻하는 라틴어에서 유래했다.그들은 구멍을 통해 몸의 일부를 확장함으로써 먹이를 잡습니다.규조류의 실리카 좌절과 마찬가지로 방사선이 죽으면 방사성 조개껍질이 해저로 가라앉아 해양 침전물의 일부로 보존될 수 있다.이것들은 미세 화석으로서 과거의 해양 [56]상황에 대한 귀중한 정보를 제공한다.

유충류
...핵을 하나 이상 가질 수 있습니다.
방어용 가시도 있고
유라미페란은 단세포 동물성 플랑크톤 원생 동물로 칼슘 검사를 한다.

방사선과와 마찬가지로 유라미페란(줄여서 유라미페란)은 단세포 포식성 동물로 구멍이 뚫린 조개껍데기로도 보호된다.그들의 이름은 "구멍을 나르는 사람"을 뜻하는 라틴어에서 유래했습니다.종종 테스트라고 불리는 그들의 껍질은 모따기이다.껍질은 보통 석회암으로 만들어지지만, 때때로 응집된 침전물 입자 또는 키톤, 그리고 (희귀한) 실리카로 만들어진다.대부분의 포룸은 해저이지만, 약 40종이 [57]플랑크톤이다.그들은 과학자들이 과거의 환경과 [56]기후에 대해 많은 것을 추론할 수 있도록 잘 확립된 화석 기록과 함께 널리 연구되고 있다.

유충과 규조류 모두 플랑크톤해저 형태를 가지고 있다. 즉, 그들은 물기둥을 떠다니거나 해저의 침전물 위에서 살 수 있다.어느 쪽이든, 그들의 껍질은 그들이 죽은 후에 해저로 가게 된다.이 조개껍질들은 기후의 대용품으로 널리 사용된다.조개껍데기의 화학조성은 조개껍데기가 형성될 당시 바다의 화학조성의 결과이다.과거의 물의 온도는 또한 조개껍데기 안의 안정적인 산소 동위원소 비율에서 추론할 수 있는데, 이는 더 가벼운 동위원소가 더 따뜻한 물에서 더 쉽게 증발하여 더 무거운 동위원소를 조개껍데기에 남기기 때문이다.과거의 기후에 대한 정보는 따뜻한 [58]물에서 더 많은 경향이 있기 때문에, 포룸과 규조류의 풍부함으로부터 더 멀리 추론할 수 있다.

6천 6백만 년 전 공룡을 멸종시킨 갑작스러운 멸종 사건은 또한 다른 모든 동식물 종들의 4분의 3을 멸종시켰다.하지만, 심해저수지는 그 여파로 번성했다.2020년에는 연구원들이 수천 개의 해저 포룸 샘플의 화학적 구성을 조사하여 지금까지 [59][60]발견된 것 중 가장 상세한 지구 기후 기록을 세우기 위해 사용했다고 보고되었다.

어떤 내석은 수명이 매우 길다.2013년 연구자들은 해저에서 약 수백만 년 [61]된 내석(내석)의 증거를 보고했으며, 세대 수는 10,000년이라고 한다.이것들은 천천히 신진대사를 하고 있고 휴면 상태가 아닙니다.시베리아에서 발견방선균류 중 일부는 50만년 [62][63][64]된 것으로 추정된다.

퇴적 코어

침전물 코어의 예 - 라인 스캔 및 X선 [65]영상 포함.

오른쪽 다이어그램은 퇴적 코어(core)의 예를 들어,샘플은 2018년 경 Upernavik Fijord에서 회수되었습니다.입자 크기를 측정하여 상위 50cm의 날짜를 Pb [65]방법으로 측정했습니다.

남대서양에 있는 연구선 RV 폴라스테른에 의해 중력 코어(gravity corer)로 촬영된 퇴적 코어. 4차 기후 주기에 의한 명암색 변화; 코어(core)의 기본 연령은 약 100만 년(segment)이다.[66]

카본 가공

해양 퇴적물의 탄소 가공에 대한 다른 접근법 [67]
고대 해양학자들은 퇴적 기록에 초점을 맞춘다.
생물 지구 화학자는 탄소 매몰과 재활용을 정량화합니다.
유기 지구 화학자는 유기물의 변화를 연구한다.
생태학자들은 침전물에 사는 유기체의 먹이로 탄소에 초점을 맞춘다.
유기물의 적색-오렌지-노란색 부분은 다른 능력을 갖는다.
퇴적물에 대한 유기물 공급 [68]
(1) 물기둥에서 침전된 유기물을 해저에 퇴적시킨다(공여 제어, 고정 플럭스 상한 조건).
(2) 광대 퇴적물에는 새로운 유기물을 생산하는 해저 미세조류가 서식하고 있으며 방목동물은 이러한 1차 생산자의 성장에 영향을 미칠 수 있다.
(3) 생물자동동물은 침전물 표면층에서 침전물 속 깊은 층으로 불안정한 탄소를 이동시킨다.(수직축은 깊이, 수평축은 농도)
(4) 부유물 공급 생물은 물기둥에서 퇴적물로 부유물 전달을 촉진한다(바이오디포지션).
(5) 스펀지는 용해된 유기 탄소를 소비하고 해저 생물(즉, 스펀지 루프)[67]이 소비할 수 있는 세포 부스러기를 생성한다.

해양 탄소와 탄소 격리에 대한 생각은 최근 몇 년 동안 구조 기반의 화학 반응성 관점에서 유기 탄소 [69]분해율에서 생태계의 역할을 포함하는 관점으로 바뀌었다.유기 탄소와 생태계의 관여에 대한 이러한 관점의 변화는 생물학의 "분자 혁명"의 측면, 생명의 한계에 대한 발견, 정량적 모델링의 발전, 해양 탄소 순환에 대한 고생 연구, 새로운 분석 기술, 그리고 학문 간 노력을 포함합니다.2020년, LaRowe 등.해양 퇴적물과 전지구적 [70][69]탄소 순환과 관련된 여러 과학 분야에 걸쳐 퍼져 있는 이 문제에 대한 넓은 관점을 개략적으로 설명했다.

진화사

슈퍼콘티넨트
Animation of Pangaea rifting
판게아 강선 애니메이션

지구의 표면은 수십억 년에 걸쳐 끊임없이 모양을 바꿔왔다.대륙이 형성되고 분열되어 지표면을 가로질러 이주하고 때로는 합쳐져서 초대륙을 형성했다.가장 먼저 알려진 로디니아 대륙은 약 10억 년 전에 모였고, 그 후 약 7억 년 전에 분열되기 시작했습니다.대륙들은 나중에 6억에서 5억 4천만판노티아를 형성하기 위해 재결합했고, 마침내 판게아는 2억갈라졌다.

우선, 지구는 극단적인 화산 활동과 다른 물체와의 잦은 충돌로 인해 녹았다.결국 행성의 바깥쪽 층이 냉각되어 단단한 지각이 형성되었고 물은 대기 중에 축적되기 시작했다.은 그 직후에 형성되었는데, 아마도 지구와 충돌한 유성체의 결과일 것이다.가스 배출과 화산 활동이 원시 대기를 생성했다.혜성에서 전달된 얼음에 의해 증가한 응축 수증기는 [71][72][73]바다를 생성했다.

40억 년 전 시조가 시작될 무렵, 암석들은 종종 그레이왁스, 머드스톤, 화산 퇴적물, 띠철 층과 같은 심층수 퇴적물이 심하게 변형되었다.그린스톤 벨트는 전형적인 고대 지층이며, 높은 등급과 낮은 등급의 변성암으로 번갈아 구성되어 있습니다.높은 등급의 암석은 화산섬 호에서 유래한 것이고, 낮은 등급의 변성암은 인접한 섬 암석에서 침식되어 전호 [74]분지에 퇴적된 심해 퇴적물을 나타냅니다.가장 먼저 알려진 초대륙 로디니아는 약 10억 년 전에 모였고, 원생대 후반기에 약 2억 5천만 년 후에 분열되기 시작했습니다.

5억 4천 2백만 에서 2억 5천 1백만고생대판노티아의 붕괴 직후와 지구 빙하기가 끝날 무렵에 시작되었다.초기 고생대 내내, 지구의 대륙은 상당히 많은 수의 비교적 작은 대륙으로 나뉘었다.그 시대가 끝날 무렵, 대륙들은 판게아라고 불리는 초대륙으로 모여들었고, 그곳은 지구의 육지 [75]면적의 대부분을 포함했다.444 [75]Ma로 시작된 실루리아기 동안, 곤드와나는 남쪽 위도가 높은 곳으로 느린 남쪽 표류를 계속했다.만년설과 빙하가 녹은 것은 해수면 상승에 기여했으며, 실루리아 퇴적물이 오르도비스기 퇴적물을 침식시켜 부조화를 형성했다는 사실에서 알 수 있다.다른 크래톤과 대륙 조각들이 적도 근처에서 함께 떠다니면서, 유로아메리카로 알려진 제2의 초대륙이 형성되기 시작했다.

트라이아스기 동안 심해 퇴적물이 가라앉은 후 해양 의 침하를 통해 사라졌기 때문에 트라이아스기 외양에 대해서는 거의 알려져 있지 않습니다.초대륙 판게아는 트라이아스기 동안 특히 그 시기 후반에 강탈했지만 아직 분리되지는 않았다.판게아의 최초 분해를 나타내는 균열의 최초의 해양성 퇴적물은 트라이아스기 [76]후기 것이다.하나의 초대륙 덩어리의 제한된 해안선 때문에, 트라이아스기가 처음 연구된 서유럽에서 두드러졌음에도 불구하고 트라이아스기 해양 퇴적물은 세계적으로 상대적으로 드물다.를 들어, 북미에서 해양 퇴적물은 서쪽에서 몇 노출로 제한됩니다.따라서 트라이아스기 층서학은 대부분 석호와 에스더리아 갑각류와 육지 척추동물과 같은 [77]초염색 환경에 사는 유기체에 기초한다.

지질시계(지질시계)로 표시되는 지질시간(상대적인 길이)
지구 역사의 수세기 동안 주요 사건에 주목하는
데본기는 식물에 의한 광범위한 육지 식민지화의 시작을 의미하며, 이는 침식과 침전에 대한 영향을 통해 상당한 기후 변화를 가져왔다.

생물 동요의 패턴이나 흔적은 석화된 암석에 보존되어 있다.이러한 패턴에 대한 연구는 itechnology 또는 "추적 화석"이라고 불리며, 생물 터브레이터의 경우, 땅을 파거나 굴을 파는 동물들이 남긴 화석이다.이것은 이 동물들이 남긴 발자국과 비교될 수 있다.어떤 경우에는 생체 교란이 너무 만연하여 적층층이나 크로스 베딩과 같은 퇴적 구조를 완전히 말살합니다.그러므로, 그것은 지질학 의 퇴적물학과 층서학 분야에 영향을 미친다.바이오터바토르바 이크노파브릭의 연구는 오래된 퇴적물에서 일어난 활동을 평가하기 위해 화석의 깊이, 화석의 교차 절단, 그리고 화석의[78] 날카로움(또는 얼마나 잘 정의된가).일반적으로 화석의 깊이가 깊을수록 표본은 [78]더 잘 보존되고 잘 정의됩니다.

조석, 연안, 심해 퇴적물의 해양 퇴적물에서 생물 교란으로 인한 중요한 흔적 화석이 발견되었다.사구, 즉 어리안 외에도 퇴적물은 다양한 [79]화석을 보존하는데 중요하다.생물 동요의 증거는 긴 기록을 포함한 심해 침전물 코어에서 발견되었지만, 핵을 추출하는 행위는 특히 얕은 [80]수심에서의 생물 동요의 징후를 방해할 수 있다.절지동물은 특히 어류 퇴적물의 생물 동요에 대한 지질학적 기록에 중요하다.사구의 기록은 중생대 하층인 250Ma까지 [79]굴을 파는 동물의 흔적을 보여주지만, 다른 퇴적물에서는 550Ma까지 생물 [81][82]동요가 목격되었다.

연구 이력

심해 퇴적물에 대한 첫 번째 주요 연구는 1872년과 1876년 사이에 바닷물과 해양 [83]퇴적물을 채취하며 거의 70,000해리를 여행한 HMS 챌린저 탐험대와 함께 이루어졌다.탐사대의 과학적 목표는 다양한 깊이의 바닷물을 물리적으로 측정하는 것뿐만 아니라, 존재하는 입자 물질이나 해양 생물과 함께 화학 성분을 결정할 수 있도록 샘플을 채취하는 것이었다.여기에는 심해저에서 [84]샘플을 채취하고 퇴적물을 분석하는 작업이 포함되었다.챌린저호 항해 이전에는 해양학이 주로 [83]투기적이었다.최초의 해양학 크루즈로서 챌린저호는 모든 학문과 연구 [85]분야를 위한 토대를 마련했습니다.

대륙 이동의 초기 이론은 움직이는 대륙들이 고정되고 움직이지 않는 해저에서 "파쇄"되었다고 제안했다.1960년대 후반, 해저 자체가 움직이고 중앙 균열 축에서 확산되면서 대륙도 함께 운반한다는 생각은 해롤드 헤스와 로버트 [86][87]디츠에 의해 제안되었다.그 현상은 오늘날 판구조학으로 알려져 있다.두 개의 판이 갈라지는 장소인 중앙해령에서는 해저 [88]확산 중에 새로운 해저들이 지속적으로 형성된다.1968년 해양학 연구선 글로마 챌린저호가 진수되어 15년 동안 지속된 심해 시추 프로그램에 착수했다.이 프로그램은 해저 확산 가설을 뒷받침하는 중요한 자료를 제공했는데, 이 자료는 중앙해령에서 멀리 떨어져 있을수록 [89][90]오래되었다는 것을 확인해 주는 암석 표본을 수집함으로써 이루어졌다.

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원천