Морські відкладення, донні осідання сучасного і древнього Морея Землі. Переважають над континентальними відкладеннями, складаючи більше 75% загального об'єму осадової оболонки материкової земної кори. Формування М. о. почалося з появою першого Морея в архєє або в ще віддаленішому геологічному минулому, близько 3,5—4 млрд. років назад, і відбувалося протягом всієї геологічної історії. Викопні М. о. перетворені процесами діагенеза в осадові гірські породи . К М .. о. відносяться більшість вапняків, доломіту, мергелів і крем'янистих порід, значна частина глин і аргиллітов, альовролітов, піщаників, конгломератів, а з корисних копалини — багато залізних і марганцевих руд, більшість фосфорітов, горючі сланці і ін. Багато метаморфічних гірських порід (гнейси, сланці мрамори) спочатку накопичувалися як М. о.
З водоймища осадового матеріалу різного походження, що поступає на дно, утворюються основні типи М. о. — теригенні, біогенні, хемогенниє і вулканогенниє, а також різні їх поєднання.
Залежно від глибини, віддаленості берега, форм рельєфу дна, течій, умов проживання осадкообразующих організмів і ін. чинників в межах окремих морських басейнів існують одночасно всілякі обстановки осадоутворення, в яких розвиваються різні фації М. о. Так, в прибережній найбільш мілководій зоні під впливом хвилювання накопичуються теригенні піски, галечникі, черепашники, а в ділянках затишшя і поблизу гирл річок — глини, алеврити. На підводних поднятіях і на відкритих шельфах части черепашкові і детритові біогенні вапняні осідання, піски; у западинах епіконтинентального Морея переважають глини алеврити, інколи багаті органічною речовиною; зустрічаються мергелисті, вапняні, крем'янисті іли. Особливого типа мілководих М. о. представляють рифові тіла вапняків або доломіту, що часто залягають серед глибоководних М. о. До мілководих М. о. відносяться деякі осадові залізні (ооліт) і марганцеві руди, боксити, фосфоріти.
Глибоководні М. о., що накопичуються головним чином в улоговинах глибокого Морея, переважно тонкозернисті (глини, алеврити, вапняні і крем'янисті іли), але зустрічаються і піски, відкладені придонними течіями. На схилах утворюються підводно-зсувні відкладення. У центральних частинах обширного глибокого Морея, куди поступає мало теригенного матеріалу, М. о. набувають пелагічної подоби, наближаються до океанічних осідань (пелагічні діатоміти, вапняки). На дні і в подножій схилів замкнутих улоговин утворюються М. о., збагачені органічною речовиною.
Викопні М. о. розпізнаються по залишках, що містяться в них, або слідах життєдіяльності морських організмів, які, проте, можуть бути відсутніми (особливо в глибоководних М. о.). Ознаками М. о. служать деякі аутигенні мінерали (глауконіт), структурні і текстури особливості порід.
Маси М. о., їх склад і розподіл на поверхні Землі залежать в першу чергу від тектонічного режиму і кліматичних умов. Тектонічні рухи зумовлюють утворення морських басейнів, їх конфігурацію, основні межі рельєфу дна і прилеглих берегів, обумовлюють трансгресії і регресії морить, впливають на інтенсивність осадконакопленія і на потужності товщ М. о., що накопичуються Характер М. о. в тектонічно рухливих геосинклінальних областях і на відносно стабільних платформах істотно різний. Для перших характерні великі потужності, формування на початкових і завершальних стадіях тектонічних циклів глибоководних М. о.: крем'янистих і глинистих порід, туфов і туффітов, мергелів, пелітоморфних пелагічних вапняків, а також поліміктових і грауваккових уламкових відкладень — конгломератів, піщаників, альовролітов, ритмічно-шаруватого флішу, підводно-зсувних відкладень, рифових вапняків. Платформені М. о. — мілководі органогенні вапняки і доломіт, тонкозернисті теригенні породи (глини, мергелі дрібнозернисті піщаники — кварцеві, незрідка глауконітовиє) накопичилися переважно в епіконтинентальних морях і відрізняються невеликими потужностями.
Склад М. о. закономірно пов'язаний з кліматичною зональністю Землі. Як показує вивчення сучасного Морея, в основних кліматичних зонах морське осадоутворення протікає по-різному (див. Літогенез ) . В морях гумідних зон, в умовах інтенсивного винесення річками продуктів вивітрювання порід суші, як в помірному, так і в тропічному поясах панують теригенні відкладення — піски, алеврити, глини. У холодноводних басейнах помірного поясу місцями накопичуються діатомові іли. В межах арідной зони, в умовах слабкого теригенного винесення, ширше розвинене біогенне карбонатонакопленіє, утворюються черепашкові, мшанковиє, форамініферовиє, кокколітовиє, птероподовиє осідання, а у теплих водах тропічної зони — коралово-водоростеві рифові комплекси; місцями відбувається хемогенноє карбонатонакопленіє (вапняні осідання ооліту). У льодовій зоні великого значення набувають льодово-морські відкладення.
Умови утворення М. о. протягом геологічної історії не залишалися незмінними. Наприклад, в протерозоє і палеозої хемогенниє М. о. накопичувалися в ширших масштабах, ніж в мезозої і кайнозої, коли більший розвиток отримало біогенне осадоутворення. У докембрії і ранньому палеозої був широко поширений морський доломіт, а в подальші епохи — в основному вапняки. Своєрідні М. о. — залізисті кварцити (джеспіліти) відомі лише в протерозоє і так далі В цих змінах можна бачити віддзеркалення тривалої еволюції складу гідросфери і атмосфери, розвитку життя на Землі.
Літ.: Страхів Н. М., Основи історичної геології, 3 видавництва, ч. 1—2, М. — Л., 1948; Налівкин Д. Ст, Вчення про фації, т. 1—2, М. — Л., 1955—56; Страхів Н. М., Основи теорії літогенезу, т. 1—3, М., 1962; Сучасні осідання Морея і океанів, М., 1961; Крашенінников Р. Ф., Вчення про фації, М., 1971.
