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해양 퇴적물
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해양 퇴적물(영어: Marine sediment) 또는 해저 퇴적물(영어: ocean sediment)은 해저에 쌓인 불용성 입자들의 퇴적물이다. 이 입자들은 흙과 암석에서 유래하여 주로 강물에 의해, 때로는 바람에 실려온 먼지나 빙하가 바다로 흘러들어 운반되어 육지에서 바다로 이동한 것이거나, 해양 유기체의 생체물질 침전물 또는 해수에서의 화학적 침전물, 해저 화산 및 운석 잔해에서 비롯된 것이다.
화산암이 여전히 비교적 젊은 해령에서 몇 킬로미터 이내를 제외하고, 해저의 대부분은 퇴적물로 덮여 있다. 이 물질은 여러 다른 출처에서 왔으며 구성이 매우 다양하다. 해저 퇴적물의 두께는 몇 밀리미터에서 수십 킬로미터에 이른다. 표면 근처의 해저 퇴적물은 아직 굳어지지 않았지만, 수백에서 수천 미터 깊이에서는 퇴적물이 암석화된다.
대부분의 해양에서 퇴적물 축적 속도는 비교적 느려서, 상당한 퇴적물이 형성되는 데 수천 년이 걸리는 경우가 많다. 육지에서 운반된 퇴적물은 거친 입자의 경우 천 년당 1미터 이상으로 가장 빠르게 쌓인다. 그러나 유량이 많은 큰 강어귀 근처의 퇴적 속도는 몇 배 더 높을 수 있다. 생물 기원 연니는 천 년당 약 1센티미터의 속도로 쌓이며, 작은 점토 입자는 심해에서 천 년당 약 1밀리미터의 속도로 퇴적된다.
육지에서 온 퇴적물은 지표면 유출, 강물 유출, 기타 과정에 의해 대륙사면에 퇴적된다. 저탁류는 이 퇴적물을 대륙사면을 따라 심해저로 운반할 수 있다. 심해저는 해령에서 자체적으로 확장되어 나가는 과정을 겪으며, 이후 심해저에 쌓인 퇴적물은 지구의 녹은 내부로 서서히 섭입된다. 차례로, 내부의 녹은 물질은 용암류와 심해 열수분출공에서의 방출 형태로 지구 표면으로 되돌아와 이 과정이 무한히 지속되도록 한다. 이 퇴적물은 수많은 해양 생물, 특히 해양 미생물의 서식지를 제공한다. 이들의 화석 잔해는 고기후, 판 구조론, 해양 순환 패턴, 그리고 대멸종의 시기에 대한 정보를 담고 있다.[1]
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개요
요약
관점
화산암이 여전히 비교적 젊은 해령에서 몇 킬로미터 이내를 제외하고, 해저의 대부분은 퇴적물로 덮여 있다. 이 물질은 대륙과의 근접성, 수심, 해류, 생물학적 활동 및 기후에 따라 여러 다른 출처에서 왔으며 구성이 매우 다양하다. 해저 퇴적물(및 퇴적암)의 두께는 몇 밀리미터에서 수십 킬로미터에 이른다. 표면 근처의 해저 퇴적물은 아직 굳어지지 않았지만, 수백에서 수천 미터 깊이(퇴적물 유형 및 기타 요인에 따라 다름)에서는 퇴적물이 고화 작용된다.[2]
해저 퇴적물의 다양한 출처는 다음과 같이 요약할 수 있다: [2]
- 육성 퇴적물은 강, 바람, 해류 및 빙하에 의해 운반된 대륙성 출처에서 유래한다. 석영, 장석, 점토 광물, 산화철 및 육상 유기물이 지배적이다.
- 원양 탄산염 퇴적물은 해수(다양한 깊이, 주로 표면 근처)에 서식하는 유기체(예: 유공충)가 방해석과 같은 탄산염 광물로 껍질(시험이라고도 함)을 만들면서 유래한다.
- 원양 규산염 퇴적물은 규산(미정질 석영)으로 시험을 만드는 해양 유기체(예: 돌말류 및 방산충)에서 유래한다.
- 화산재 및 기타 화산 물질은 육상 및 해저 분출에서 유래한다.
- 철 및 망가니즈 단괴는 해저수에서 직접 침전되어 형성된다.
이러한 물질들의 해양 주변 분포는 이 문서 상단 ↑의 다이어그램에 나타나 있다. 육상 퇴적물은 대륙 근처와 내륙해 및 큰 호수에서 우세하다. 이 퇴적물은 비교적 거칠며, 일반적으로 모래와 미사를 포함하지만, 어떤 경우에는 조약돌과 코블도 포함한다. 점토는 연안 환경에서 천천히 침전되지만, 많은 점토는 해류에 의해 원산지에서 멀리 분산된다. 점토 광물은 해양의 가장 깊은 부분에서 넓은 지역에 걸쳐 우세하며, 이 점토의 대부분은 육상 기원이다. 규질 연니(방산충과 돌말류에서 유래)는 남극 지역, 태평양 적도, 알류샨 열도 남부, 인도양의 넓은 지역에서 흔하다. 탄산염 연니는 적도 및 중위도 지역의 모든 해양에서 널리 분포한다. 사실, 점토는 해양 어디에서나 침전되지만, 규산염 및 탄산염 생산 유기체가 풍부한 지역에서는 점토보다 우세할 만큼 충분한 규산염 또는 탄산염 퇴적물을 생산한다.[2]
탄산염 퇴적물은 탄산염으로 껍질을 만드는 광범위한 표면 근처의 원양 유기체에서 유래한다. 이 작은 껍질들과, 부서질 때 형성되는 훨씬 더 작은 조각들은 수층을 통해 천천히 가라앉지만, 반드시 바닥에 도달하는 것은 아니다. 방해석은 표면수에는 불용성이지만, 깊이(및 압력)가 증가함에 따라 용해도가 증가하며 약 4,000m 깊이에서는 탄산염 조각이 용해된다. 위도와 수온에 따라 달라지는 이 깊이를 탄산염 보상 깊이라고 한다. 결과적으로 탄산염 연니는 해양의 가장 깊은 부분(4,000m보다 깊은 곳)에서는 존재하지 않지만, 중대서양 해령, 동태평양 융기대(남미 서쪽), 하와이/엠퍼러 해산열(북태평양) 및 많은 고립된 해산 정상과 같은 얕은 지역에서는 흔하다.[2]
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조직
웬트워스 스케일은 퇴적물을 낟알 크기로 분류한다
퇴적물 조직은 여러 가지 방법으로 조사할 수 있다. 첫 번째 방법은 낟알 크기이다.[1] 퇴적물은 웬트워스 스케일에 따라 입자 크기로 분류될 수 있다. 점토 퇴적물은 입자 직경이 0.004mm 미만으로 가장 미세하며, 볼더는 입자 직경이 256mm 이상으로 가장 크다.[3] 무엇보다도 낟알 크기는 퇴적물이 퇴적된 조건을 나타낸다. 강한 해류나 파도와 같은 고에너지 조건에서는 미세한 입자들이 쓸려가기 때문에 일반적으로 더 큰 입자만 퇴적된다. 저에너지 조건에서는 더 작은 입자들이 침전되어 더 미세한 퇴적물을 형성할 수 있다.[1]
구형성 (수직) 및 원마도 (수평)와 같은 낟알 모양의 차이
분류는 퇴적물 조직을 분류하는 또 다른 방법이다. 분류는 입자 크기 균일성을 의미한다. 해변 모래와 같이 모든 입자 크기가 비슷하면 퇴적물은 잘 분류된 것이다. 빙하 퇴적물과 같이 입자 크기가 매우 다양하면 퇴적물은 불량하게 분류된 것이다.[1]
해양 퇴적물 조직을 설명하는 세 번째 방법은 성숙도, 즉 입자가 물에 의해 운반된 시간이다. 성숙도를 나타낼 수 있는 한 가지 방법은 입자가 얼마나 둥근지이다. 퇴적물이 성숙할수록 시간이 지남에 따라 마모되어 입자가 더 둥글어진다. 높은 분류도 또한 성숙도를 나타낼 수 있는데, 시간이 지남에 따라 더 작은 입자들이 쓸려나가고, 주어진 양의 에너지는 비슷한 크기의 입자들을 같은 거리만큼 이동시키기 때문이다. 마지막으로 퇴적물이 오래되고 성숙할수록 석영 함량이 높아지는데, 적어도 암석 입자에서 유래한 퇴적물의 경우 그렇다. 석영은 육상 암석에서 흔한 광물이며, 매우 단단하고 마모에 강하다. 시간이 지남에 따라 다른 물질로 만들어진 입자들은 마모되어 석영만 남는다. 해변 모래는 매우 성숙한 퇴적물이다. 주로 석영으로 구성되어 있으며, 입자는 둥글고 크기가 비슷하다(잘 분류됨).[1]
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기원
요약
관점
해양 퇴적물은 또한 기원원에 따라 분류될 수 있다. 네 가지 유형이 있다: [3][1]
- 리소제닉 퇴적물은 육성 퇴적물이라고도 불리며, 기존 암석에서 유래하여 강, 얼음, 바람 및 기타 과정을 통해 육지에서 온다. 대부분 육지에서 오기 때문에 육성 퇴적물이라고 불린다.
- 생물기원 퇴적물은 해양 유기체의 잔해로 구성되며, 플랑크톤과 같은 유기체가 외골격이 분해될 때 형성된다.
- 수성 퇴적물은 물 속의 화학 반응에서 비롯되며, 물에 용해된 물질이 침전되어 고체 입자를 형성할 때 형성된다.
- 우주기원 퇴적물은 외계에서 유래하며, 우주에서 대기를 통과하거나 운석에 실려 지구로 운반된다.[3][1]
암원성
암원성 또는 육성 퇴적물은 주로 기존 암석의 작은 파편으로 구성되어 바다로 유입된 것이다. 이 퇴적물은 현미경 크기의 점토에서 큰 볼더까지 모든 범위의 입자 크기를 포함할 수 있으며, 해저 거의 모든 곳에서 발견된다. 암원성 퇴적물은 풍화 작용을 통해 육지에서 생성되는데, 풍화는 바람, 비, 물의 흐름, 온도 또는 얼음으로 인한 균열 및 기타 침식 과정에 의해 암석과 광물이 더 작은 입자로 부서지는 과정이다. 이 작은 침식된 입자들은 다양한 메커니즘을 통해 바다로 운반된다: [1]
개울과 강: 다양한 형태의 유출수는 많은 양의 퇴적물을 바다로 퇴적시키는데, 대부분 미세한 입자 형태로 퇴적된다. 해양 암원성 퇴적물의 약 90%는 강물 유출, 특히 아시아에서 비롯된 것으로 생각된다. 이 퇴적물 중 대부분, 특히 더 큰 입자들은 해안선에 상당히 가깝게 퇴적되고 남아있지만, 더 작은 점토 입자들은 오랫동안 수층에 부유되어 원산지에서 먼 거리로 운반될 수 있다.[1]
바람: 바람에 의한 (풍성) 운반은 작은 모래와 먼지 입자를 수천 킬로미터 떨어진 곳으로 이동시킬 수 있다. 이 작은 입자들은 바람이 잦아들 때 바다로 떨어지거나, 빗방울이나 눈송이가 형성되는 핵 역할을 할 수 있다. 풍성 운반은 사막 지역 근처에서 특히 중요하다.[1]
바다로 녹아내리는 푸른 빙하 얼음의 모습
알래스카 유콘 삼각주의 강물 유출. 옅은 색은 강을 통해 바다로 방출되는 많은 양의 퇴적물을 보여준다.
수단에서 날아온 바람에 실린 입자 기둥(왼쪽)이 홍해 위를 날아간다
빙하와 얼음 뗏목 운반: 빙하가 육지를 따라 움직이면서 매우 큰 볼더를 포함하여 많은 흙과 암석 입자를 주워 얼음에 실어 운반한다. 빙하가 바다를 만나 부서지거나 녹기 시작하면 이 입자들이 퇴적된다. 대부분의 퇴적은 빙하가 물을 만나는 곳 가까이에서 일어나지만, 소량의 물질은 더 큰 얼음 조각이 빙하에서 멀리 표류하다가 퇴적물을 방출하는 뗏목 운반에 의해 더 먼 거리로 운반되기도 한다.[1]
중력: 산사태, 진흙 사태, 눈사태 및 기타 중력에 의한 현상은 해안 근처에서 발생할 때 많은 양의 물질을 바다로 퇴적시킬 수 있다.[1]
파도: 해안선을 따라 파도 작용은 암석을 침식하고 해변과 해안선에서 느슨한 입자를 물속으로 끌어들인다.[1]
화산: 화산 폭발은 엄청난 양의 화산재와 기타 파편을 대기 중으로 방출하며, 이는 바람에 의해 운반되어 결국 바다에 퇴적될 수 있다.[1]
위석: 암원성 퇴적물을 바다로 운반하는 또 다른 비교적 작은 방법은 위석이다. 위석은 "위석"을 의미한다. 바닷새, 물개류, 일부 악어를 포함한 많은 동물은 의도적으로 돌을 삼키고 나중에 토해낸다. 육지에서 삼킨 돌은 바다에서 토해낼 수 있다. 돌은 위에서 음식을 갈거나 부력을 조절하는 밸러스트 역할을 할 수 있다. 대부분 이러한 과정은 연안 근처에 암원성 퇴적물을 퇴적시킨다. 퇴적물 입자는 파도와 해류에 의해 더 멀리 운반될 수 있으며, 결국 대륙붕을 벗어나 심해저에 도달할 수 있다.[1]
- 구성
암원성 퇴적물은 일반적으로 유래된 물질의 구성을 반영하므로, 대부분의 육상 암석을 구성하는 주요 광물이 지배적이다. 여기에는 석영, 장석, 점토 광물, 산화철, 육상 유기물이 포함된다. 석영(이산화규소, 유리의 주성분)은 거의 모든 암석에서 발견되는 가장 흔한 광물 중 하나이며, 마모에 매우 강하므로 모래를 포함한 암원성 퇴적물의 지배적인 구성 요소이다.[1]
생물기원
규질 연니 및 해양 동위원소 단계 문서를 참고하십시오.생물 기원 퇴적물은 살아있는 유기체의 잔해에서 유래하며, 유기체가 죽으면 침전물로 가라앉는다. 유기체의 "단단한 부분"이 퇴적물에 기여한다. 껍질, 이빨 또는 골격 요소와 같은 부분들은 일반적으로 생체광물화되어 사후 빠르게 분해되는 살이 많은 "연한 부분"보다 분해에 더 강하다.[1]
거대 퇴적물에는 더 큰 유기체의 골격, 이빨 또는 껍질과 같은 큰 잔해가 포함되어 있다. 이러한 유형의 퇴적물은 대부분의 해양에서 상당히 드물며, 대형 유기체가 이 잔해가 쌓일 만큼 충분히 집중적으로 죽지 않기 때문이다. 한 가지 예외는 산호초 주변이다. 이곳에는 잔해를 남기는 많은 유기체가 있으며, 특히 열대 모래의 상당 부분을 차지하는 돌산호 골격의 조각들이 그렇다.[1]
미세 퇴적물은 미세 유기체의 단단한 부분, 특히 그들의 껍질 또는 테스트로 구성된다. 비록 매우 작지만, 이 유기체들은 매우 풍부하며 매일 수십억 마리가 죽으면서 그들의 테스트는 바닥으로 가라앉아 생물 기원 퇴적물을 형성한다. 미세 테스트로 구성된 퇴적물은 거대 입자에서 유래한 퇴적물보다 훨씬 풍부하며, 작은 크기 때문에 미세하고 진흙 같은 퇴적층을 형성한다. 퇴적층이 30% 이상의 미세 생물 기원 물질로 구성되면 생물 기원 연니로 분류된다. 퇴적물의 나머지 부분은 종종 점토로 구성된다.[1]
퇴적물 분석을 통한 과거 기후 재구성
생물 기원 퇴적물은 산소 동위원소 비율을 통해 과거 기후 역사를 재구성할 수 있게 한다. 산소 원자는 해수에서 O16, O17, O18의 세 가지 형태 또는 동위원소로 존재한다(숫자는 동위원소의 원자 질량을 나타냄). O16이 가장 흔한 형태이며, 그 다음이 O18이다(O17은 드물다). O16은 O18보다 가벼워서 더 쉽게 증발하며, 이는 O16 비율이 더 높은 수증기로 이어진다. 더 추운 기후 기간 동안 수증기는 비와 눈으로 응축되어 O16 비율이 높은 빙하 얼음을 형성한다. 따라서 남은 해수는 O18 비율이 상대적으로 더 높아진다. 용해된 산소를 탄산칼슘 형태로 껍질에 포함시키는 해양 유기체는 O18 동위원소 비율이 더 높은 껍질을 갖게 될 것이다. 이는 추운 기후 기간 동안 껍질의 O16:O18 비율이 낮다는 것을 의미한다. 기후가 따뜻해지면 빙하 얼음이 녹아 얼음에서 O16을 방출하고 이를 바다로 되돌려 보내 해수의 O16:O18 비율을 증가시킨다. 유기체가 산소를 껍질에 포함시키면, 껍질은 더 높은 O16:O18 비율을 포함하게 될 것이다. 따라서 과학자들은 생물 기원 퇴적물을 조사하고, 알려진 연령의 샘플에 대한 O16:O18 비율을 계산하며, 이 비율로부터 껍질이 형성된 기후 조건을 추론할 수 있다. 동일한 유형의 측정은 빙하 코어에서도 수행될 수 있다. 얼음 샘플 간의 1ppm O18 감소는 1.5°C의 온도 감소를 나타낸다.[1]
미세 생물 기원 퇴적물의 주요 원천은 탄산 칼슘(CaCO3) 또는 실리카(SiO2)로 테스트를 분비하는 단세포 조류와 원생동물(단세포 아메바 유사 생물)이다. 실리카 테스트는 두 가지 주요 그룹, 즉 돌말류(조류)와 방산충(원생동물)에서 유래한다.[1]
돌말류는 식물성 플랑크톤의 특히 중요한 구성원으로서, 작은 부유성 조류 광합성 생물로 기능한다. 돌말류는 정교한 실리카 껍질로 둘러싸인 단일 조류 세포로 구성되며, 이 껍질을 스스로 분비한다. 돌말류는 길쭉한 깃 모양부터 둥근 중심 모양까지 다양한 형태를 띠며, 종종 페트리 접시처럼 두 개의 반쪽을 가지고 있다. 돌말류가 풍부한 지역에서는 밑에 있는 퇴적물이 실리카 돌말류 테스트로 풍부하며, 이를 규조토라고 한다.[1]
방산충은 동물성 플랑크톤의 일부인 부유성 원생동물로, 돌말류와 마찬가지로 실리카 테스트를 분비한다. 테스트는 세포를 둘러싸며, 방산충이 아메바 같은 "팔" 또는 위족을 뻗을 수 있는 작은 구멍들이 배열되어 있다. 방산충 테스트는 종종 부력을 돕는 여러 개의 광선이 껍질에서 튀어나와 있다. 돌말류 또는 방산충 테스트가 지배적인 연니를 규질 연니라고 한다.[1]
규질 퇴적물과 마찬가지로 탄산칼슘 또는 석회질 퇴적물도 미세 조류와 원생동물의 테스트에서 생성된다. 이 경우 코콜리토포어와 유공충이 이에 해당한다. 코콜리토포어는 돌말류보다 약 100배 작은 단세포 플랑크톤 조류이다. 그들의 테스트는 여러 개의 서로 맞물리는 CaCO3 판(코콜리트)으로 구성되어 세포를 둘러싸는 구체를 형성한다. 코콜리토포어가 죽으면 개별 판들이 침전되어 연니를 형성한다. 시간이 지남에 따라 코콜리토포어 연니는 석회화되어 백악이 된다. 영국 도버의 백악 절벽은 코콜리토포어가 풍부한 연니가 백악 퇴적물로 변한 것으로 구성되어 있다.[1]
유공충(포람이라고도 함)은 종종 달팽이 껍질과 유사하게 방이 나뉜 테스트를 가진 원생동물이다. 유기체가 성장함에 따라 새로운, 더 큰 방을 분비하여 그 안에 서식한다. 대부분의 유공충은 저서성으로 퇴적물 위 또는 안에 살지만, 수층의 더 높은 곳에 사는 일부 플랑크톤성 종도 있다. 코콜리토포어와 유공충이 죽으면 탄산염 연니를 형성한다.[1]
오래된 석회질 퇴적층에는 또 다른 유형의 유기체인 디스코아스터의 잔해가 포함되어 있다. 디스코아스터는 코콜리토포어와 관련된 단세포 조류로, 탄산칼슘 테스트를 생산했다. 디스코아스터 테스트는 별 모양이었고, 지름 5-40μm에 달했다. 디스코아스터는 약 200만 년 전에 멸종했지만, 그들의 테스트는 멸종 이전에 형성된 깊은 열대 퇴적물에 남아있다.[1]
이 테스트들은 크기가 작기 때문에 매우 천천히 가라앉는다. 하나의 미세 테스트가 바닥에 가라앉는 데 약 10~50년이 걸릴 수 있다! 그 느린 하강 속도를 감안하면, 겨우 1cm/초의 해류라도 테스트를 바닥에 도달하기 전에 원점에서 무려 15,000km까지 운반할 수 있다. 그럼에도 불구하고 특정 위치의 퇴적물은 그 위에 있는 물에서 발생하는 유기체의 종류와 생산성 정도와 잘 일치한다. 이는 퇴적물 입자가 훨씬 더 빠른 속도로 바닥으로 가라앉아 해류가 분산시키기 전에 원점 아래에 쌓여야 함을 의미한다. 대부분의 테스트는 개별 입자로 가라앉지 않는다. 약 99%는 먼저 다른 유기체에 의해 섭취된 다음, 더 큰 분변 펠릿으로 응집되어 배설되며, 이들은 훨씬 더 빠르게 가라앉아 10~15일 만에 해저에 도달한다. 이것은 입자들이 분산될 시간을 많이 주지 않으며, 아래의 퇴적물은 표면 근처에서 발생하는 생산을 반영할 것이다. 이 메커니즘을 통한 침강 속도 증가는 "분변 급행"이라고 불린다.[1]
수성
해수에는 여러 가지 용해된 물질이 포함되어 있다. 때때로 화학 반응이 일어나 이 물질들이 고체 입자로 침전되어 수소성 퇴적물로 쌓이게 된다. 이러한 반응은 일반적으로 온도, 압력 또는 pH의 변화와 같이 용해된 상태로 남아있을 수 있는 물질의 양을 감소시키는 조건 변화에 의해 유발된다. 해양에는 암석성 또는 생물성 퇴적물에 비해 수소성 퇴적물이 많지 않지만, 몇 가지 흥미로운 형태가 있다.[1]
열수분출공에서는 해수가 해저로 침투하여 마그마에 의해 과열된 후 분출구에서 방출된다. 이 과열된 물에는 많은 용해된 물질이 포함되어 있으며, 분출구를 떠나 차가운 해수와 만나면 이 입자들이 주로 금속 황화물 형태로 침전된다. 이 입자들이 분출구에서 나오는 "연기"를 구성하며, 결국 해저에 수소성 퇴적물로 침전될 수 있다.[1] 열수분출공은 지구의 판 경계를 따라 분포하지만, 열점 화산과 같은 판 내부 위치에서도 발견될 수 있다. 현재 약 500개의 알려진 활성 해저 열수분출공이 있으며, 그 중 절반은 해저에서 시각적으로 관찰되었고 나머지 절반은 수층 지표 및 해저 퇴적물에서 의심된다.[4]
망가니즈 단괴는 해저에서 형성되는 망가니즈 및 기타 금속의 둥근 덩어리로, 일반적으로 직경 3-10cm이지만 때로는 30cm에 달하기도 한다. 단괴는 진주와 유사한 방식으로 형성된다. 중심에 물체가 있고 그 주위에 동심원 층이 천천히 퇴적되어 시간이 지남에 따라 단괴가 성장한다. 단괴의 구성은 위치와 형성 조건에 따라 다소 다를 수 있지만, 일반적으로 망간 및 산화철이 지배적이다. 또한 구리, 니켈, 코발트와 같은 다른 금속도 소량 포함할 수 있다. 망가니즈 단괴의 침전은 알려진 가장 느린 지질학적 과정 중 하나이다. 백만 년당 몇 밀리미터의 속도로 성장한다. 이러한 이유로, 단괴는 암석성 또는 생물성 퇴적물 축적 속도가 낮은 지역에서만 형성된다. 다른 퇴적물 침전은 단괴를 빠르게 덮어 더 이상의 단괴 성장을 방해할 것이기 때문이다. 따라서 망가니즈 단괴는 일반적으로 상당한 암석성 또는 생물성 유입이 없는 중앙 해양 지역에 제한되어 있으며, 이 지역에서는 때때로 해저에 대량으로 쌓일 수 있다(그림 12.4.2 오른쪽). 단괴는 상업적으로 가치 있는 여러 금속을 포함하고 있기 때문에 지난 수십 년 동안 단괴 채굴에 대한 상당한 관심이 있었지만, 대부분의 노력은 현재까지 탐사 단계에 머물러 있다. 심해 채굴 작업의 높은 비용, 채굴권에 대한 정치적 문제, 그리고 이러한 비재생 자원의 추출을 둘러싼 환경 문제 등 여러 요인으로 인해 대규모 단괴 추출이 방해받고 있다.[1]
증발암은 해수가 증발하여 용해된 물질이 고체로 침전될 때 형성되는 수소성 퇴적물이며, 특히 암염(소금, NaCl)이 그렇다. 사실 해수 증발은 인간이 소금을 생산하는 가장 오래된 형태이며, 오늘날에도 여전히 수행되고 있다. 지중해 아래를 포함하여 여러 곳에 대규모 암염 증발암 퇴적물이 존재한다. 약 6백만 년 전부터 지각 과정으로 인해 지중해가 대서양과 차단되었고, 따뜻한 기후로 인해 너무 많은 물이 증발하여 지중해가 거의 완전히 말라버렸고, 그 자리에 대규모 소금 퇴적물이 남았다(메시나 염분 위기로 알려진 사건). 결국 약 530만 년 전에 지중해는 다시 물로 채워졌고, 암염 퇴적물은 다른 퇴적물로 덮였지만, 여전히 해저 아래에 남아있다.[1]
섭입대에서 발견된 가스 하이드레이트
타는 하이드레이트 ("타는 얼음")
어란석은 부유 입자 주위에 동심원 침전층이 형성되어 만들어지는 작고 둥근 알갱이다. 주로 탄산칼슘으로 구성되지만, 인산염 및 기타 물질로도 형성될 수 있다. 어란석의 축적은 어란석 모래를 형성하며, 이는 바하마에서 가장 풍부하게 발견된다.[1]
메탄 하이드레이트는 잠재적인 산업 응용 가능성이 있는 또 다른 유형의 수소성 퇴적물이다. 모든 육상 침식 산물에는 주로 육상 식물에서 유래한 유기물의 소량이 포함되어 있다. 이 물질의 미세 조각과 해양 식물 및 동물의 다른 유기물은 육상 퇴적물, 특히 해안에서 수백 킬로미터 이내에 축적된다. 퇴적물이 쌓이면 더 깊은 부분은 (지열로 인해) 따뜻해지기 시작하고, 박테리아는 함유된 유기물을 분해하기 시작한다. 이는 산소가 없는 환경(혐기성 조건)에서 발생하기 때문에 이 신진대사의 부산물은 메탄 가스(CH4)이다. 박테리아에 의해 방출된 메탄은 퇴적물을 통해 해저를 향해 천천히 거품을 내며 위로 올라간다. 수심 500m에서 1,000m, 그리고 해저에서 일반적으로 나타나는 낮은 온도(약 4°C)에서 물과 메탄이 결합하여 메탄 하이드레이트라는 물질을 생성한다. 해저에서 몇 미터에서 수백 미터 이내의 깊이에서는 메탄 하이드레이트가 안정적으로 존재할 수 있는 온도가 충분히 낮아서 퇴적물 내에 하이드레이트가 축적된다. 메탄 하이드레이트는 가열되면 메탄이 가스로 방출되기 때문에 가연성이다. 해저 퇴적물 내의 메탄은 엄청난 양의 화석 연료 에너지를 나타낸다. 비록 에너지 기업과 정부가 이 메탄을 생산하고 판매하는 방법을 개발하기를 열망하지만, 그 추출 및 사용의 기후 변화 영향을 이해하는 사람은 누구든 이것이 어리석은 짓이라는 것을 알 수 있다.[1][2]
우주기원
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우주기원 퇴적물은 외계에서 유래하며, 미세 구형 입자와 더 큰 운석 잔해라는 두 가지 주요 형태로 나타난다. 구형 입자는 주로 실리카 또는 철과 니켈로 구성되며, 운석이 대기권에 진입한 후 타오르면서 방출되는 것으로 생각된다. 운석 잔해는 운석과 지구의 충돌에서 비롯된다. 이러한 높은 충격 충돌은 대기 중으로 입자를 방출하며, 이 입자들은 결국 지구로 다시 가라앉아 퇴적물에 기여한다. 구형 입자와 마찬가지로 운석 잔해도 주로 실리카 또는 철과 니켈이다. 이러한 충돌로 인한 잔해의 한 형태는 텍타이트인데, 이는 작은 유리 방울이다. 이들은 운석 충돌 시 방출되어 녹은 육상 실리카로 구성되었을 가능성이 높으며, 지표로 되돌아올 때 냉각되면서 응고되었다.[1]
우주기원 퇴적물은 해양에서 상당히 드물며, 일반적으로 대규모로 쌓이지 않는다. 그러나 우주 먼지가 지속적으로 지구에 비처럼 내리면서 끊임없이 추가되고 있다. 유입되는 우주기원 잔해의 약 90%는 대기권에 진입할 때 기화되지만, 매일 5톤에서 300톤의 우주 먼지가 지구 표면에 떨어진다고 추정된다.[1]
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구성
요약
관점
규질 연니
규질 연니 및 규화 작용 문서를 참고하십시오.규질 연니는 심해 해저에 위치한 생물 기원 원양 퇴적물의 한 유형이다. 규질 연니는 심해 퇴적물 중 가장 드물며, 해저의 약 15%를 차지한다.[5] 연니는 원양 미생물의 골격 잔해가 최소 30% 포함된 퇴적물로 정의된다.[6] 규질 연니는 주로 돌말류와 방산충과 같은 미세 해양 유기체의 실리카 기반 골격으로 구성된다. 대륙 주변의 규질 연니의 다른 구성 요소로는 육상 기원 실리카 입자와 해면 골편이 포함될 수 있다. 규질 연니는 Si(O2)로 만들어진 골격으로 구성되며, 석회비늘편모류와 같은 탄산칼슘 유기체의 골격으로 만들어진 탄산염 연니와는 다르다. 규소(Si)는 생물학적으로 필수적인 원소이며 규소 순환을 통해 해양 환경에서 효율적으로 재활용된다.[7] 육지로부터의 거리, 수심 및 해양 비옥도는 해수 내 오팔 실리카 함량과 규질 연니의 존재에 영향을 미치는 요인들이다.
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탄산염 연니
탄산염이라는 용어는 방해석 또는 아라고나이트 형태의 탄산 칼슘으로 형성되었거나 높은 비율의 탄산칼슘을 함유하는 화석, 퇴적물 또는 퇴적암에 적용될 수 있다. 탄산염 퇴적물(석회암)은 일반적으로 육지에서 유래한 영양분을 필요로 하는 해양 유기체에 의해 탄산염이 침전되기 때문에 육지 근처의 얕고 따뜻하며 잔잔한 물에 퇴적된다. 일반적으로 육지에서 멀리 떨어질수록 퇴적물은 탄산염 함량이 낮아진다. 일부 지역에서는 폭풍이나 해류의 변화로 인해 층상 탄산염 퇴적물이 나타날 수 있다. 탄산염 연니는 플랑크톤 유기체에서 유래한 탄산칼슘의 한 형태로 해저에 축적된다. 이는 해양이 탄산염 보상 깊이보다 얕을 때만 발생할 수 있다. 이 깊이 아래에서는 탄산칼슘이 바다에서 용해되기 시작하며, 규질 연니 또는 원양 붉은 점토와 같은 비탄산염 퇴적물만이 안정하다.
주로 별 모양의 디스코아스터와 약간의 코콜리트로 구성된 해양 퇴적물의 석회질 미세화석
글로비게리나 연니 그림
심해저의 유공충 연니에서 나온 껍질(테스트), 보통 탄산칼슘으로 만들어졌다
고화된 퇴적물
오팔은 돌말류, 방산충, 실리코플라젤라테, 에브리디아와 같은 원생생물 미세화석을 포함할 수 있다.[13]
탄산염-규산염 순환
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분포
요약
관점
퇴적물이 어디에 어떻게 쌓이는지는 원천에서 오는 물질의 양, 원천으로부터의 거리, 퇴적물이 쌓이는 데 걸린 시간, 퇴적물이 얼마나 잘 보존되는지, 그리고 시스템에 추가되는 다른 유형의 퇴적물의 양에 따라 달라진다.[1]
대부분의 해양에서 퇴적물 축적 속도는 비교적 느려서, 상당한 퇴적물이 형성되는 데 수천 년이 걸리는 경우가 많다. 암원성 퇴적물은 거친 입자의 경우 천 년당 1미터 이상으로 가장 빠르게 쌓인다. 그러나 유량이 많은 큰 강어귀 근처의 퇴적 속도는 몇 배 더 높을 수 있다.[1]
생물 기원 연니는 천 년당 약 1 cm의 속도로 쌓이며, 작은 점토 입자는 심해에서 천 년당 약 1밀리미터의 속도로 퇴적된다. 위에서 설명했듯이 망가니즈 단괴는 믿을 수 없을 정도로 느린 축적 속도를 가지며, 천 년당 0.001밀리미터씩 증가한다.[1]
남해 퇴적물
해령 아래의 마그마 방에서 솟아오르는 마그마는 해령에서 퍼져나가는 새로운 해양 지각을 형성한다.
해양 지각의 연대 [14]
이 다이어그램에서 해양 지각의 가장 젊은 부분은 붉은색으로 표시되어 있다. 이 젊은 부분은 해령의 양쪽에 위치한다. 새로운 지각은 이 해령에서 생성되어 확장되며, 이 해령은 해양 중앙 부분을 가로지른다..jpg)
해양 퇴적물의 두께
퇴적물은 해양 지각 위에 놓여 있으며, 대륙붕과 대륙사면을 따라 두껍다(녹색과 노란색). 해령 근처와 해령을 따라서는 가장 얇다(짙은 파란색).해양 퇴적물은 대륙사면 근처에서 가장 두꺼우며, 10km 이상 두꺼울 수 있다. 이는 수동형 대륙사면 근처의 지각이 종종 매우 오래되어 오랜 기간 동안 축적이 가능하고, 대륙에서 오는 많은 양의 육성 퇴적물 유입이 있기 때문이다. 새로운 해양 지각이 형성되는 해령 시스템 근처에서는 퇴적물이 얇은데, 이는 더 젊은 지각에 축적될 시간이 적었기 때문이다.[1]
해령 확장 중심에서 거리가 증가할수록 퇴적물은 점진적으로 두꺼워지며, 해령 축에서 1000km 거리마다 약 100-200m의 퇴적물이 증가한다. 해저 확장 속도가 백만 년당 약 20-40km인 점을 고려하면, 이는 25-50백만 년마다 약 100-200m의 퇴적물 축적 속도를 나타낸다.[1]
이 문서 상단 ↑의 다이어그램은 해저의 주요 퇴적물 유형 분포를 보여준다. 우주 기원 퇴적물은 잠재적으로 해양의 어느 부분에서든 발견될 수 있지만, 다른 퇴적물 유형에 의해 압도될 정도로 소량으로 축적되므로 어느 곳에서도 지배적이지 않다. 마찬가지로 수소성 퇴적물은 특정 위치에서 고농도로 나타날 수 있지만, 이러한 지역은 전 세계적으로 볼 때 매우 작다. 따라서 우주 기원 및 수소성 퇴적물은 전 세계적인 퇴적물 패턴 논의에서 대부분 무시될 수 있다.[1]
거친 암원성/육성 퇴적물은 지표면 유출, 강물 유출 및 기타 과정이 엄청난 양의 이러한 물질을 대륙붕에 퇴적시키므로 대륙 주변에서 우세하다. 이 퇴적물의 대부분은 대륙붕 위 또는 근처에 남아있으며, 저탁류는 물질을 대륙사면 아래로 심해저(심해저 평원)로 운반할 수 있다. 암원성 퇴적물은 두꺼운 얼음 덮개가 일차생산량을 제한하고 빙하 파괴가 얼음 가장자리를 따라 퇴적물을 퇴적시키는 극지방에서도 흔하다.[1]
거친 암원성 퇴적물은 중앙 해양에서는 덜 흔한데, 이 지역은 이러한 퇴적물이 축적되기에는 원천에서 너무 멀리 떨어져 있기 때문이다. 매우 작은 점토 입자는 예외이며, 아래에서 설명하듯이 다른 암원성 퇴적물이 도달할 수 없는 지역에 쌓일 수 있다.[1]
생물 기원 퇴적물의 분포는 생산률, 용해율, 다른 퇴적물에 의한 희석률에 따라 달라진다. 연안 지역은 일차생산량이 매우 높으므로, 이러한 지역에서는 풍부한 생물 기원 퇴적물이 예상될 수 있다. 그러나 퇴적물이 생물 기원 연니로 간주되려면 30% 이상이 생물 기원이어야 하며, 생산성이 높은 연안 지역에서도 너무 많은 암원성 유입이 있어 생물 기원 물질을 압도하므로 30% 임계값에 도달하지 못한다. 따라서 연안 지역은 여전히 암원성 퇴적물이 지배적이며, 생물 기원 퇴적물은 암원성 유입이 적은 원양 환경에서 더 풍부하게 나타날 것이다.[1]
생물 기원 퇴적물이 축적되려면 생산률이 테스트 용해율보다 커야 한다. 실리카는 해양 전역에서 불포화 상태이며 해수에서 용해되지만, 따뜻한 물과 낮은 압력에서 더 쉽게 용해된다. 즉, 심해보다 표면 근처에서 더 빨리 용해된다. 따라서 실리카 퇴적물은 용해되는 것보다 더 빨리 쌓이는 높은 생산성의 시원한 지역에서만 축적된다. 여기에는 풍부한 영양분과 시원한 물이 있는 적도 근처 및 고위도의 용승 지역이 포함된다.[1]
적도 지역 근처에서 형성된 연니는 주로 방산충이 지배적인 반면, 극지방 연니에서는 돌말류가 더 흔하다. 실리카 테스트가 바닥에 가라앉아 후속 층으로 덮이면 더 이상 용해되지 않으며 퇴적물이 쌓일 것이다. 해저의 약 15%는 규질 연니로 덮여 있다.[1]
생물 기원 탄산 칼슘 퇴적물도 퇴적물이 쌓이려면 생산량이 용해량을 초과해야 하지만, 관련된 과정은 실리카와 약간 다르다. 탄산칼슘은 더 산성인 물에서 더 쉽게 용해된다. 차가운 해수는 더 많은 CO2를 용해하고 따뜻한 물보다 약간 더 산성이다. 따라서 탄산칼슘 테스트는 따뜻한 열대 표층수보다 차갑고 깊은 극지방 물에서 더 쉽게 용해된다. 극지방에서는 물이 균일하게 차갑기 때문에 탄산칼슘이 모든 깊이에서 쉽게 용해되어 탄산염 퇴적물이 쌓이지 않는다. 온대 및 열대 지역에서는 탄산칼슘이 더 깊은 물로 가라앉으면서 더 쉽게 용해된다.[1]
탄산칼슘이 축적되는 속도만큼 빠르게 용해되는 깊이를 탄산칼슘 보상 깊이 또는 탄산염 보상 깊이라고 부르며, 간단히 CCD라고도 한다. 용해층은 탄산칼슘 용해 속도가 급격히 증가하는 깊이를 나타낸다(수온약층 및 염분약층과 유사). CCD보다 얕은 깊이에서는 탄산염 축적이 용해 속도를 초과하여 탄산염 퇴적물이 퇴적된다. CCD보다 깊은 지역에서는 용해 속도가 생산 속도를 초과하여 탄산염 퇴적물이 쌓일 수 없다(오른쪽 그림 참조). CCD는 일반적으로 4~4.5km 깊이에서 발견되지만, 표층수가 차가운 극지방에서는 훨씬 더 얕다. 따라서 석회질 연니는 주로 해령 시스템과 해산 및 해대와 같은 열대 또는 온대 수심 약 4km 미만의 해역에서 발견된다.[1]
CCD는 태평양보다 대서양에서 더 깊은데, 태평양에는 CO2가 더 많아 물이 더 산성이고 탄산칼슘이 더 잘 용해되기 때문이다. 이 사실과 태평양이 더 깊다는 점은 대서양에 태평양보다 더 많은 석회질 퇴적물이 포함되어 있음을 의미한다. 전체적으로 해저의 약 48%는 석회질 연니로 지배된다.[1]
심해저의 나머지 대부분(약 38%)은 심해 점토로 지배된다. 이는 점토 형성의 풍부함 때문이라기보다는 다른 유형의 퇴적물 유입이 부족하기 때문이다. 점토 입자는 대부분 육상 기원이지만, 너무 작기 때문에 바람과 해류에 의해 쉽게 분산되어 다른 퇴적물 유형이 도달할 수 없는 지역에 도달할 수 있다. 예를 들어, 중앙 북태평양에서는 점토가 지배적이다. 이 지역은 거친 육성 퇴적물이 도달하기에는 육지에서 너무 멀리 떨어져 있고, 생물 기원 테스트가 축적될 만큼 생산성이 높지 않으며, 탄산염 물질이 용해되기 전에 바닥에 도달하기에는 너무 깊다.[1]
점토 입자는 매우 느리게 쌓이기 때문에, 점토가 지배적인 심해저에는 종종 망가니즈 단괴와 같은 수소성 퇴적물이 서식한다. 다른 유형의 퇴적물이 이곳에서 생성된다면 훨씬 더 빠르게 쌓여 단괴가 성장할 기회를 갖기 전에 묻힐 것이다.[1]
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연안 퇴적물
요약
관점
얕은 물
만 진흙 및 얕은 해양 환경 문서를 참고하십시오.얕은 해양 환경은 해안과 더 깊은 바다 사이의 지역, 즉 암초 벽 또는 대륙붕 끝과 같은 곳에서 발견된다. 이 환경의 물은 얕고 맑아,[15] 다양한 퇴적 구조, 탄산염 암석, 산호초가 형성될 수 있고 특정 유기체가 생존하여 화석이 될 수 있다.
퇴적물 자체는 종종 석회암으로 구성되어 있으며, 얕고 따뜻하며 잔잔한 물에서 쉽게 형성된다. 얕은 해양 환경은 쇄설암 또는 탄소 함유 퇴적물로만 구성된 것은 아니다. 항상 공존할 수는 없지만, 탄소 함유 퇴적물로만 구성된 얕은 해양 환경이나 완전히 쇄설성 퇴적물로 구성된 환경도 가능하다. 얕은 해양 퇴적물은 작은 입자가 더 깊은 물로 씻겨 내려가기 때문에 더 큰 낟알 크기로 이루어져 있다. 탄소 함유 퇴적물로 구성된 퇴적암 내에는 증발암 광물도 있을 수 있다.[16] 현대 및 고대 퇴적물에서 발견되는 가장 흔한 증발암 광물은 석고, 경석고, 암염이며, 이들은 결정층, 고립된 결정 또는 결정 덩어리 형태로 나타날 수 있다.[16]
지질학적 시간 관점에서 볼 때, 대부분의 현생이언 퇴적암은 얕은 해양 환경에서 퇴적되었으며, 퇴적 덮개층의 약 75%가 얕은 해양 퇴적물로 구성되어 있다고 한다. 따라서 선캄브리아기 퇴적암도 특별히 다른 것으로 식별되지 않는 한 얕은 해양 환경에서 퇴적되었다고 추정된다.[17] 이러한 경향은 북미 및 카리브해 지역에서 볼 수 있다.[18] 또한 초대륙 분열 및 기타 이동하는 판 구조 과정의 결과로, 얕은 해양 퇴적물은 지질학적 시간에서 양적으로 큰 변화를 보인다.[18]
생물교란
이 부분의 본문은 생물교란 § 해양 환경입니다.생물교란은 동물이나 식물에 의한 퇴적물의 재작업을 의미한다. 여기에는 퇴적물 입자의 굴 파기, 섭취 및 배설이 포함된다. 생물교란 활동은 환경에 지대한 영향을 미치며 생물 다양성의 주요 동인으로 여겨진다.[19][20] 생물교란에 대한 정식 연구는 1800년대 찰스 다윈이 자신의 정원에서 실험하면서 시작되었다.[20] 생물교란 활동을 통한 수중 퇴적물과 육상 토양의 교란은 중요한 생태계 서비스를 제공한다. 여기에는 수중 퇴적물과 상층수 내 영양소의 변화, 육상 및 수중 생태계에서 굴 형태로 다른 종에게 피난처 제공, 육상 토양 생산 등이 포함된다.[21][22]
생물교란 유기체는 환경에 물리적인 변화를 일으켜 다른 종들에게 자원 가용성을 변화시키므로 생태계 기술자이다.[22] 이러한 유형의 생태계 변화는 공존하는 종과 환경의 진화에 영향을 미치며,[22] 이는 해양 및 육상 퇴적물에 남겨진 생흔화석에서 명백히 드러난다. 다른 생물교란 효과로는 퇴적물 조직의 변화(속성 작용), 생물관개, 미생물 및 비생물 입자의 이동 등이 있다. 생물교란은 때때로 생물관개 과정과 혼동되지만, 이 과정들은 혼합하는 대상이 다르다. 생물관개는 퇴적물 내 물과 용질의 혼합을 의미하며 생물교란의 한 효과이다.[20]
바다코끼리와 연어는 큰 생물교란 유기체의 예시이다.[23][24][25] 이러한 대형 거대동물 생물교란 유기체의 활동이 더 눈에 띄지만, 지배적인 생물교란 유기체는 다모류, 고스트 새우, 진흙 새우와 같은 작은 무척추동물이다.[20][26] 굴 파기, 퇴적물 입자의 섭취 및 배설을 포함한 이러한 작은 무척추동물의 활동은 퇴적물 구조의 혼합 및 변화에 기여한다.
생물관개
생물관개는 저서생물 생물이 굴에 상층 물을 흘려보내는 과정이다. 그 결과로 나타나는 공극수와 상층 해수 사이의 용해 물질 교환은 해양의 생물지구화학적 순환에서 중요한 과정이다. 연안 수생생태계 환경에는 종종 퇴적물을 불안정하게 만드는 유기체들이 있다. 이들은 퇴적물의 물리적 상태를 변화시킨다. 그리하여 다른 유기체들과 자신들을 위한 조건을 개선한다. 이 유기체들은 또한 종종 생물교란을 야기하는데, 이는 생물관개와 혼용되거나 언급되는 경우가 많다.[27]
생물관개는 두 가지 다른 과정으로 작동한다. 이러한 과정은 입자 재작업과 환기로 알려져 있으며, 이는 저서 대형 무척추동물(일반적으로 굴을 파는 동물)의 작업이다. 이러한 입자 재작업과 환기는 유기체가 먹이를 먹고(동물군 섭식), 배설하고, 굴을 파고, 호흡할 때 발생한다. 생물관개는 많은 양의 산화 운반을 담당하며 생물지구화학적 순환에 큰 영향을 미친다.
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원양 퇴적물
요약
관점
- 원양 및 반원양 과정
심해 광물 문서를 참고하십시오.원양 퇴적물, 또는 원양퇴적암은 육지에서 멀리 떨어진 외해 바닥으로 입자들이 침강한 결과로 쌓이는 미세 입자 퇴적물이다. 이 입자들은 주로 식물성 플랑크톤 또는 동물성 플랑크톤의 미세한 석회질 또는 규질 껍질, 점토 크기의 쇄설성 퇴적물, 또는 이들의 혼합물로 구성된다. 미량의 운석 먼지와 다양한 양의 화산재도 원양 퇴적물 내에서 발생한다. 연니의 구성에 따라 규질 연니, 탄산염 연니, 원양 붉은 점토의 세 가지 주요 유형의 원양 퇴적물이 있다.[29][30]
HMS 챌린저호의 항해(1872-1876년) 이후 150년 동안 심해 과정과 퇴적물에 대한 광범위한 연구가 이루어졌는데, 이 항해 중에 해저 퇴적물에 대한 최초의 체계적인 연구가 진행되었다.[31][32] 이 선구적인 탐사 이후 수십 년 동안, 그리고 20세기 전반에 걸쳐 심해는 완전히 원양성인 것으로 간주되었다.[28]
원양 퇴적물의 구성은 세 가지 주요 요인에 의해 결정된다. 첫 번째 요인은 주요 육지로부터의 거리로, 이는 육상 기원 퇴적물에 의한 희석에 영향을 미친다. 두 번째 요인은 수심으로, 이는 규질 및 석회질 생물 기원 입자가 해저로 침전될 때의 보존에 영향을 미친다. 마지막 요인은 해양 비옥도로, 이는 표층수에서 생성되는 생체물질 입자의 양을 조절한다.[29][30]
저탁암
저탁암은 저탁류의 지질학적 퇴적물로, 유체와 퇴적물 중력류가 합쳐진 형태로 심해로 막대한 양의 쇄설성 퇴적물을 분산시키는 역할을 한다. 저탁암은 대륙붕 아래의 심해 해구 또는 심해 호수 내 유사한 구조에 해저 눈사태에 의해 퇴적되는데, 이 눈사태는 대륙붕 가장자리의 가파른 경사면을 따라 미끄러져 내려온다. 물질이 해구에 쌓이면 모래와 다른 거친 물질이 먼저 침전되고, 이어서 진흙, 그리고 결국 매우 미세한 입자 물질이 침전된다. 이러한 퇴적 순서는 이러한 암석을 특징짓는 부마 연쇄를 생성한다.
저탁암은 1950년대에 처음 인식되었고, [34] 최초의 암상 모델은 1962년 Bouma에 의해 개발되었다.[35] 그 이후로 저탁암은 가장 잘 알려지고 가장 집중적으로 연구된 심해 퇴적암 중 하나가 되었다. 현재는 현대 심해 시스템에서 회수된 퇴적물 코어, 지하(탄화수소) 시추공, 육상에 노출된 고대 노두를 통해 매우 잘 알려져 있다. 특정 저탁암 시스템에 대한 각 새로운 연구는 그 시스템에 특정한 퇴적 특성과 암상을 밝혀낸다. 가장 흔히 관찰되는 암상들은 다양한 암상 체계로 종합되었다.[36][37][28]
등심류 퇴적물
- 해저 (등심) 해류
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등심류 퇴적물은 일반적으로 대륙대에서 하부 사면 환경에 형성되는 퇴적물이며, 폭풍 파랑 기저면 아래 어느 곳에서든 발생할 수 있다. 등심류 퇴적물은 열염순환에 의해 유도된 심층 저층 해류에 의해 생성되며 바람 또는 조석의 영향을 받을 수 있다.[39][40] 등심류 퇴적물 지형은 주로 심층 저층 해류 속도, 퇴적물 공급 및 해저 지형에 의해 영향을 받는다.[41]
등심류 퇴적물은 1960년대 초 브루스 히젠과 우즈홀 해양 연구소의 동료 연구원들에 의해 처음 확인되었다. 그들의 현재는 결정적인 논문 [42]은 북미 동부 해안의 심층 대륙대 퇴적물 형성에 등심을 따라 흐르는 저층 해류의 매우 중요한 영향을 보여주었다. 이러한 준영구적인 사면 평행 해류의 퇴적물은 곧 등심류 퇴적물로 알려졌고, 주로 등심류 퇴적물로 구성된 사면 평행, 길고 언덕 같은 퇴적체는 등심류 퇴적층으로 알려졌다.[43][44][28]
반원양성
반원양성 퇴적물 또는 반원양암은 퇴적물에서 가장 가까운 육지 덩어리 또는 물속에 사는 유기체에서 유래한 육성 및 일부 생체물질 점토 및 실트 크기의 입자로 구성된 해양 퇴적물의 한 유형이다.[45][46] 반원양성 퇴적물은 대륙붕과 대륙대에 퇴적되며, 원양 퇴적물과는 구성적으로 다르다. 원양 퇴적물은 주로 수층 또는 해저에 사는 유기체에서 유래한 생물 기원 물질로 구성되며, 육성 물질은 거의 또는 전혀 포함하지 않는다.[45] 육성 물질에는 암석권에서 유래한 장석 또는 석영과 같은 광물이 포함된다. 육상의 화산 작용, 바람에 날린 퇴적물, 강에서 방출되는 입자들도 반원양성 퇴적물에 기여할 수 있다.[47] 이러한 퇴적물은 기후 변화를 정량화하고 퇴적물 원천의 변화를 식별하는 데 사용될 수 있다.[48][49]
- 원양 퇴적물 유형 다이어그램
반원양암 암상 모델
점토가 풍부한 부분과 생물 기원 물질이 풍부한 부분 사이의 단순한 주기성을 보여주는 표준 모델. 변동은 구성 요소 유입에 따라 달라진다.[28]
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생태
요약
관점
저서생물(어원: 고대 그리스어 βένθος (bénthos) '(바다의) 깊이')은 해저 또는 그 근처, 즉 저서대에 서식하는 생물군집이다.
- 하이퍼벤토스(또는 하이퍼벤토스 유기체)는 접두사 어원: 고대 그리스어 hupér '위에'가 붙어 퇴적물 바로 위에 산다.
- 에피벤토스(또는 에피벤토스 유기체)는 접두사 어원: 고대 그리스어 epí '위에'가 붙어 퇴적물 위에 산다.
- 엔도벤토스(또는 엔도벤토스 유기체)는 접두사 어원: 고대 그리스어 éndon '내부'가 붙어 퇴적물 속에 묻히거나 굴을 파고 살며, 종종 산소 공급이 잘 되는 상층에 산다.
미세저서생물
해양 미세저서생물은 해양의 저서대에 서식하는 미생물, 즉 해저 근처 또는 해저 위, 또는 표층 해저 퇴적물 내부 또는 위에서 서식하는 미생물이다. 벤토스라는 단어는 그리스어로 "바다의 깊이"를 의미한다. 미세저서생물은 대륙붕 해저 또는 그 주변의 모든 곳과 심해에서 발견되며, 해저 퇴적물 내부 또는 위에서 더 큰 다양성을 보인다. 얕은 물에서는 해초 목초지, 산호초 및 다시마숲이 특히 풍부한 서식지를 제공한다. 유광층에서는 저서성 돌말류가 광합성 유기체로 지배적이다. 조간대에서는 변화하는 조석이 미세저서생물의 기회에 큰 영향을 미친다.
광범위하게 풍부하게 분포하는 저서성 유공충 속 엘피디움
멸종된 저서성 유공충 속 헤테로헬릭스
- 해양 미세동물
갑옷을 입은 플리실로리쿠스 에니그마티쿠스, 길이 약 0.2 mm, 해양 자갈 사이 공간에 서식
돌말류는 약 10만 종의 주로 단세포 조류를 포함하는 (논쟁의 여지가 있는) 문을 형성한다. 돌말류는 매년 지구에서 생산되는 산소의 약 20%를 생성하고,[52] 매년 서식하는 물에서 67억 톤 이상의 규소를 흡수하며,[53] 해양에서 발견되는 유기물 중 거의 절반을 기여한다.
저서성 돌말류
돌말류는 가장 흔한 식물성 플랑크톤 유형 중 하나이다.
보호 껍질(프러스툴)은 규소로 만들어진다.
다양한 모양과 크기를 가지고 있다.
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석회비늘편모류는 두 개의 편모를 가진 미세한 단세포 광합성 원생생물이다. 대부분의 석회비늘편모류는 장식적인 원형 판 또는 코콜리트라고 불리는 비늘로 덮인 껍질로 보호된다. 코콜리트는 탄산 칼슘으로 만들어진다. 석회비늘편모류라는 용어는 "씨앗을 운반하는 돌"을 의미하는 그리스어에서 유래했으며, 작은 크기와 운반하는 코콜리트 돌을 나타낸다. 적절한 조건에서는 다른 식물성 플랑크톤처럼 대증식을 일으켜 바다를 유백색으로 만들 수 있다.[54]
BBC 다큐멘터리 시리즈 더 블루 플래닛의 이름을 딴 석회비늘편모류
방산충은 정교한 구형 껍질에 싸여 있고 구멍이 뚫려 있는 단세포 포식성 원생생물이다. 그들의 이름은 라틴어로 "반경"을 의미한다. 그들은 구멍을 통해 몸의 일부를 뻗어 먹이를 잡는다. 돌말류의 실리카 프러스툴과 마찬가지로 방산충 껍질은 방산충이 죽으면 해저로 가라앉아 해양 퇴적물의 일부로 보존될 수 있다. 이러한 잔해는 미세화석으로서 과거 해양 조건에 대한 귀중한 정보를 제공한다.[56]
돌말류와 마찬가지로 방산충도 다양한 모양을 가지고 있다.
돌말류와 마찬가지로 방산충 껍질도 일반적으로 규산염으로 만들어진다.
그러나 극방산충은 황산 스트론튬 결정으로 만들어진 껍질을 가지고 있다.
구형 방산충 껍질의 단면 개략도
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방산충과 마찬가지로 유공충(줄여서 포람)은 단세포 포식성 원생생물로, 껍질에 구멍이 뚫려 보호된다. 그들의 이름은 라틴어로 "구멍을 가진 자"를 의미한다. 껍질은 종종 테스트라고 불리며, 방이 나뉘어져 있다(포람은 성장하면서 더 많은 방을 추가한다). 껍질은 보통 방해석으로 만들어지지만, 때로는 응집된 퇴적물 입자나 키틴으로 만들어지며, (드물게) 실리카로 만들어지기도 한다. 대부분의 포람은 저서성이지만, 약 40종은 플랑크톤성이다.[57] 그들은 잘 확립된 화석 기록을 통해 과거 환경과 기후에 대해 많은 것을 추론할 수 있게 해주므로 광범위하게 연구되고 있다.[56]
유공충과 돌말류 모두 플랑크톤성 및 저서성 형태를 가지고 있다. 즉, 수층에서 부유하거나 해저 퇴적물에 서식할 수 있다. 어느 쪽이든, 그들의 껍질은 죽은 후 해저에 쌓인다. 이 껍질들은 기후 프록시로 널리 사용된다. 껍질의 화학적 조성은 껍질이 형성될 당시 해양의 화학적 조성의 결과이다. 과거 수온은 껍질 내 안정 산소 동위원소 비율에서도 추론할 수 있는데, 가벼운 동위원소가 따뜻한 물에서 더 쉽게 증발하여 더 무거운 동위원소를 껍질에 남기기 때문이다. 유공충과 돌말류는 따뜻한 물에서 더 풍부하게 나타나는 경향이 있으므로, 그들의 풍부함에서도 과거 기후에 대한 정보를 더 추론할 수 있다.[58]
6600만 년 전 공룡을 멸종시킨 백악기-고진기 대멸종 사건은 다른 동물 및 식물 종의 4분의 3도 멸종시켰다. 그러나 심해 저서 유공충은 그 여파로 번성했다. 2020년, 연구원들은 이 저서 유공충의 수천 개 샘플의 화학적 조성을 조사하고 그들의 발견을 사용하여 지구의 가장 상세한 기후 기록을 구축했다고 보고되었다.[59][60]
일부 내암생물은 매우 긴 수명을 가지고 있다. 2013년 연구원들은 해저에서 수백만 년 된 것으로 추정되는 내암생물에 대한 증거를 보고했으며, 세대 시간은 1만 년이었다.[61] 이들은 천천히 대사 활동을 하며 휴면 상태가 아니다. 시베리아에서 발견된 일부 방선균은 50만 년 된 것으로 추정된다.[62][63][64]
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퇴적물 코어
코어 샘플 문서를 참고하십시오.오른쪽 다이어그램은 퇴적물 코어의 예시를 보여준다. 이 샘플은 2018년경 우페르나빅 피오르드에서 채취되었다. 입자 크기 측정이 이루어졌고, 상부 50cm는 210Pb 방법으로 연대가 측정되었다.[65]
탄소 처리
해양 퇴적물에서 탄소 처리에 대한 다양한 접근 방식 [67]
고해양학자들은 퇴적 기록에 초점을 맞춘다.생물지구화학자들은 탄소 매장 및 재활용을 정량화한다.
유기 지화학자들은 유기물 변화를 연구한다.
생태학자들은 퇴적물에 사는 유기체의 먹이로서의 탄소에 초점을 맞춘다.
유기물의 빨간색-주황색-노란색 부분은 서로 다른 불안정성을 가진다.
해양 퇴적물로의 유기물 공급 [68]
(1) 수층에서 침강하는 유기물은 해저에 퇴적된다(기증자 제어; 고정된 유량 상한 조건).(2) 유광층의 퇴적물에는 저서성 미세 조류가 서식하여 그 자리에서 새로운 유기물을 생산하고, 초식 동물은 이러한 1차 생산자의 성장에 영향을 미칠 수 있다.
(3) 생물교란 동물은 불안정한 탄소를 퇴적물 표층에서 퇴적물 더 깊은 층으로 이동시킨다. (수직축은 깊이; 수평축은 농도)
(4) 부유 섭식 유기체는 부유 입자 물질을 수층에서 퇴적물로 이동시키는 것을 촉진한다(생체퇴적).
(5) 해면은 용해된 유기 탄소를 섭취하고 저서 생물에 의해 섭취될 수 있는 세포 잔해를 생산한다(즉, 해면 루프).[67]
해양 탄소와 탄소 격리에 대한 생각은 최근 몇 년 동안 구조 기반의 화학적 반응성 관점에서 유기 탄소 분해율에서 생태계의 역할을 포함하는 관점으로 바뀌었다.[69] 유기 탄소 및 생태계 개입에 대한 이러한 관점의 변화에는 생물학의 "분자 혁명", 생명 한계에 대한 발견, 정량 모델링의 발전, 해양 탄소 순환의 고대 연구, 새로운 분석 기술 및 학제간 노력이 포함된다. 2020년, LaRowe 등은 해양 퇴적물 및 전 지구적 탄소 순환과 관련된 여러 과학 분야에 걸쳐 있는 이 문제에 대한 광범위한 견해를 제시했다.[70][69]
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진화사
요약
관점
초대륙
지구의 지질학적 역사 문서에 이 부분의 추가 정보가 있습니다.처음에는 극심한 화산 작용과 다른 천체와의 빈번한 충돌로 인해 지구가 녹은 상태였다. 결국 행성의 외층은 식어 고체 지각을 형성했고, 대기 중에는 물이 쌓이기 시작했다. 달은 얼마 후, 아마도 행성체가 지구와 충돌한 결과로 형성되었을 것이다. 탈기와 화산 활동으로 원시 대기가 생성되었다. 응축되는 수증기는 혜성에서 공급된 얼음으로 보강되어 바다를 형성했다.[71][72][73]
약 40억 년 전 시생누대 초기에 암석은 종종 그레이와케, 이암, 화산 퇴적물, 호상철광층과 같은 심해 퇴적물로 심하게 변성되었다. 녹색대는 시생누대의 전형적인 지층으로, 고등급과 저등급 변성암이 교대로 나타난다. 고등급 암석은 화산 열도에서 유래했으며, 저등급 변성암은 인근 섬 암석에서 침식되어 전호 분지에 퇴적된 심해 퇴적물을 나타낸다.[74] 가장 오래 알려진 초대륙 로디니아는 약 10억 년 전에 형성되었고, 원생누대 후반에 약 2억 5천만 년 후에 분열하기 시작했다.
고생대(5억 4천 2백만 년 ~ 2억 5천 1백만 년 전)는 판노티아의 분열 직후이자 전 지구적 빙하기의 끝에 시작되었다. 초기 고생대 내내 지구의 육지는 상당한 수의 비교적 작은 대륙으로 쪼개져 있었다. 시대 말기에는 대륙들이 모여 지구 육지 대부분을 포함하는 판게아라는 초대륙을 형성했다.[75] 4억 4천 4백만 년 전에 시작된 실루리아기 동안,[75] 곤드와나는 남쪽으로 고위도 지역으로 계속해서 천천히 표류했다. 빙모와 빙하의 융해는 해수면 상승에 기여했으며, 이는 실루리아기 퇴적물이 침식된 오르도비스기 퇴적물 위에 놓여 부정합을 형성한다는 사실에서 알 수 있다. 다른 크라톤과 대륙 조각들은 적도 근처에서 합쳐져 유라메리카라는 두 번째 초대륙의 형성을 시작했다.
트라이아스기 동안 심해 퇴적물은 쌓였고 나중에 해양 판의 섭입을 통해 사라져 트라이아스기 외해에 대해서는 알려진 바가 거의 없다. 초대륙 판게아는 트라이아스기, 특히 이 시기 말에 열개되었지만 아직 분리되지는 않았다. 판게아의 초기 분열을 나타내는 열개지의 첫 번째 비해양 퇴적물은 후기 트라이아스기 시대이다.[76] 하나의 초대륙 덩어리의 제한된 해안선 때문에 트라이아스기 해양 퇴적물은 전 세계적으로 상대적으로 드물다. 이는 트라이아스기가 처음 연구된 서유럽에서 두드러지게 나타남에도 불구하고 그렇다. 예를 들어 북아메리카에서는 해양 퇴적물이 서부의 몇몇 노두에 한정되어 있다. 따라서 트라이아스기 층서학은 주로 에스테리아 갑각류 및 육상 척추동물과 같은 석호 및 염수 환경에 서식하는 유기체를 기반으로 한다.[77]
지질학적 시계로 표현된 지질 시대, 지구 역사의 시대별 상대적 길이
및 주요 사건 표시
및 주요 사건 표시
생물교란의 패턴이나 흔적은 고화된 암석에 보존된다. 이러한 패턴을 연구하는 학문을 생흔학이라고 하는데, 이는 "생흔화석" 연구를 의미하며, 생물교란 유기체의 경우 파고 굴을 파는 동물이 남긴 화석을 말한다. 이는 이 동물이 남긴 발자국에 비유될 수 있다. 어떤 경우에는 생물교란이 너무 광범위하여 층상층이나 사층리와 같은 퇴적 구조를 완전히 파괴하기도 한다. 따라서 이는 지질학 내의 퇴적학과 층서학 분야에 영향을 미친다. 생물교란 생흔상 연구는 화석의 깊이, 화석의 교차 절단, 화석의 선명도(또는 얼마나 잘 정의되어 있는지)를 사용하여[78] 오래된 퇴적물에서 발생한 활동을 평가한다. 일반적으로 화석이 깊을수록 표본이 더 잘 보존되고 잘 정의된다.[78]
생물교란의 중요한 생흔화석은 조간대, 연안 및 심해 퇴적물의 해양 퇴적물에서 발견되었다. 또한 사구 또는 풍성 먼지 퇴적물은 다양한 화석을 보존하는 데 중요하다.[79] 생물교란의 증거는 심해 퇴적물 코어에서 긴 기록에 걸쳐 발견되었지만, 코어 추출 행위 자체가 생물교란의 흔적을 방해할 수 있으며, 특히 얕은 깊이에서 그렇다.[80] 특히 절지동물은 풍성 퇴적물의 생물교란 지질 기록에 중요하다. 사구 기록은 중생대 초기, 2억 5천만 년 전부터 굴을 파는 동물의 흔적을 보여주지만,[79] 다른 퇴적물에서의 생물교란은 5억 5천만 년 전부터 발견되었다.[81][82]
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연구 역사
심해 퇴적물에 대한 최초의 주요 연구는 1872년부터 1876년까지 HMS 챌린저 탐사로 이루어졌으며, 이 탐사는 해수 및 해양 퇴적물 샘플링을 위해 거의 70,000해리(약 13만 킬로미터)를 항해했다.[83] 이 탐사의 과학적 목표는 다양한 깊이에서 해수의 물리적 측정을 하고, 화학적 조성과 존재하는 미세먼지 또는 해양 생물을 결정하기 위해 샘플을 채취하는 것이었다. 여기에는 심해저에서 퇴적물 샘플을 채취하고 분석하는 것이 포함되었다.[84] 챌린저호 항해 전에는 해양학이 주로 사변적이었다.[83] 최초의 진정한 해양학 항해로서 챌린저 탐사는 전체 학문 및 연구 분야의 토대를 마련했다.[85]
초기의 대륙 이동설은 움직이는 대륙이 고정되고 움직이지 않는 해저를 "파고" 들었다고 제안했다. 나중에 1960년대에는 해저 자체가 움직이고 중앙 열개 축에서 퍼지면서 대륙을 함께 운반한다는 아이디어가 해럴드 헤스와 로버트 다이츠에 의해 제안되었다.[86][87] 이 현상은 오늘날 판 구조론으로 알려져 있다. 두 개의 판이 해령에서 서로 멀어지는 위치에서는 해저 확장이 진행되는 동안 새로운 해저가 지속적으로 형성된다.[88] 1968년에는 해양 조사선 글로마 챌린저호가 발진하여 15년 동안 심해 시추 프로그램을 수행했다. 이 프로그램은 해령에서 멀어질수록 암석이 더 오래되었다는 것을 확인하는 암석 샘플을 수집하여 해저 확장 가설을 지지하는 중요한 데이터를 제공했다.[89][90]
같이 보기
각주
자료
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