第十二章海洋沉积(2)分析ppt课件.ppt

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1、第十二章 大洋沉积作用和沉积物性质,主要内容,1、深海沉积物的来源、分类和分布2、深海陆源碎屑沉积3、深海生物源沉积4、深海粘土和火山碎屑沉积5、深海沉积速率与沉积分布规律,大洋沉积物来源,全世界海洋每年接受相邻陆地输入的剥蚀产物超过200亿吨(包括悬浮和溶解物质)，这些陆源碎屑物质主要通过河流、冰川、风和海流等搬运至海洋底部，成为深海陆源沉积物。另外，大洋本身通过海洋生物和化学作用积累了各类生物软泥和各种自生矿物，还有来自地球外部的宇宙物质和地球内部的火山物质等。因此，深海沉积物的来源有陆源物质、海洋源物质、火山物质和宇宙物质,深海沉积的概念,水深200m的海域，泛指深海环境。包括半深海（水

2、深200 2000m）和深海（水深2000m）。在深海环境下形成的沉积物叫做深海沉积。深海沉积物较难进行直接观察，19世纪70年代之前，人们对深海沉积知之甚少。自从1968年“格罗玛挑战者”号执行深海钻探计划（DSDP-JOIDES）以来，迄今已在世界大洋钻取了千余孔的岩芯，提供了丰富的深海沉积资料，才使得人们对深海沉积物的来源、性质、组成、沉积作用等方面有了较为深入的了解。,深海沉积物的分类,自从1891年“挑战者”号调查时首次对深海沉积物进行分类以来，至今有很多种分类。可以将这些分类归纳为三种型式。. 以水深为主要依据的分类. 以成分、粒度为主要依据的分类. 以成因为主要依据的分类,默莱等

3、人提出了第一个海洋沉积物的分类。此后，克伦麦、安德烈、克莲诺娃、谢帕德等在此基础上作了多次修改和补充。沈锡昌(1992)进一步修改完善，将深海沉积物划分为五大成因类型：陆源碎屑沉积、生物源沉积、火山碎屑沉积、深海粘土沉积和自生成因沉积，各大类又分若干亚类。,（1）以水深为主要依据的分类,默莱等（1981）、奈须纪幸（1976）、沈锡昌（1988）的分类属于这种型式。谢帕德（1973）的分类也基本上属于这种型式。该分类型式的共同特点是，首先将沉积物分为半深海沉积和深海沉积两大类，然后再细分,(2) 以成分、粒度为主要依据的分类,安德烈（1981）、帕克（1974）的分类属于这种型式。该分类型式的

4、共同特点是以沉积物颗粒成分、粒度及其百分含量为依据，不涉及沉积物的水深。这种型式的分类对大洋钻探样品进行自动化鉴定很适合，因此近年来在深海钻探及近海调查中被广泛采用。,(3) 以成因为主要依据的分类,斯特拉勒（1981）、沈锡昌（1992）的分类属于这种分类型式。沈锡昌将深海沉积物划分为五大成因类型：陆源碎屑沉积、生物源沉积、火山碎屑沉积、深海粘土沉积和自生成因沉积，各大类又分若干亚类。,1、 深海沉积物的来源、分类和分布,（1）、深海沉积物的来源全世界海洋每年接受相邻陆地输入的剥蚀产物超过200亿吨(包括悬浮和溶解物质)，这些陆源碎屑物质主要通过河流、冰川、风和海流等搬运至海洋底部，成为深海

5、陆源沉积物。另外，大洋本身通过海洋生物和化学作用积累了各类生物软泥和各种自生矿物，还有来自地球外部的宇宙物质和地球内部的火山物质等。因此，深海沉积物的来源有陆源物质、海洋源物质、火山物质和宇宙物质。,（1）、深海沉积物的来源,谢帕德归纳的深海沉积物来源,（2）、深海沉积物的分类自从1891年“挑战者”号调查时首次对深海沉积物进行分类以来，至今有很多种分类。可以将这些分类归纳为三种型式。. 以水深为主要依据的分类. 以成分、粒度为主要依据的分类. 以成因为主要依据的分类默莱等人提出了第一个海洋沉积物的分类。此后，克伦麦、安德烈、克莲诺娃、谢帕德等在此基础上作了多次修改和补充。沈锡昌(1992)进

6、一步修改完善，将深海沉积物划分为五大成因类型：陆源碎屑沉积、生物源沉积、火山碎屑沉积、深海粘土沉积和自生成因沉积，各大类又分若干亚类。,（2）、深海沉积物的分类以水深为主要依据的分类默莱等（1981）、奈须纪幸（1976）、沈锡昌（1988）的分类属于这种型式。谢帕德（1973）的分类也基本上属于这种型式。该分类型式的共同特点是，首先将沉积物分为半深海沉积和深海沉积两大类，然后在细分。,以水深为主要依据的分类,以成分、粒度为主要依据的分类安德烈（1981）、帕克（1974）的分类属于这种型式。该分类型式的共同特点是以沉积物颗粒成分、粒度及其百分含量为依据，不涉及沉积物的水深。这种型式的分类对大

7、洋钻探样品进行自动化鉴定很适合，因此近年来在深海钻探及近海调查中被广泛采用。,以成分、粒度为主要依据的分类,以成因为主要依据的分类斯特拉勒（1981）、沈锡昌（1992）的分类属于这种分类型式。沈锡昌将深海沉积物划分为五大成因类型：陆源碎屑沉积、生物源沉积、火山碎屑沉积、深海粘土沉积和自生成因沉积，各大类又分若干亚类。,以成因为主要依据的分类,（3）、深海沉积物的分布陆源碎屑沉积主要分布于大陆边缘，海洋冰川沉积主要分布在高纬度地区，而广大洋盆底部则分布着深海粘土、钙质软泥和硅质软泥三种沉积类型。,深海沉积特征,陆源碎屑沉积主要分布于大陆边缘，海洋冰川沉积主要分布在高纬度地区，而广大洋盆底部则分

8、布着深海粘土、钙质软泥和硅质软泥三种沉积类型,(1)、深海沉积物的分布三大洋中深海沉积物主要成因类型的面积分布频率,2、 深海陆源碎屑沉积,深海陆源碎屑沉积是指陆源碎屑物质占30以上的深海沉积物，主要包括浊流沉积、冰川沉积、风运沉积和等深流沉积。陆源碎屑物质主要通过浊流、冰川、风和海流等搬运至海洋底部。陆源碎屑沉积主要分布在大陆坡、大陆裾，少量分布于深海盆地。,（1）、浊流沉积什么是浊流？浊流是一种特殊的海流，是发生于浅海的一种水和泥砂混杂的高密度的底流，比重大于周围水体，它沿着陆坡向下流动，侵蚀形成海底峡谷，在陆坡下部和大陆裾上把挟带的泥砂沉积下来而消逝。浊流具有巨大的侵蚀、搬运和沉积作用能

9、力，海底峡谷是其主要的侵蚀地形，深海扇是其沉积作用的主要堆积地貌。,一、浊流沉积浊流的形成浊流主要有两种形成过程：(1) 洪水期河流携带大量泥沙穿过狭窄的陆架，直接顺着口外的峡谷向深海流去而形成浊流。这种浊流一般规模较小，但发生的频率较高。(2) 河流把携带的泥沙大部分堆积在宽缓的陆架上，形成巨厚的沉积，由于自身液化、蠕动、滑塌，以及触发作用可导致崩塌而形成浊流。地震、火山爆发、海啸等可触发沉积物崩塌而产生浊流。暴风浪把大量近岸水下的泥沙席卷起来，亦可形成浊流。这类浊流一般规模大，但频率低。,（1）、浊流沉积 浊流的流动浊流在流动过程中本身逐渐形成头、身、尾三部分。头部含泥沙量高、粒度粗、流速

10、大，具有很强的侵蚀破坏能力。身部为泥沙的载体，涡动力把泥沙悬起，在流速加大时，沿途还会席卷底部的泥沙。尾部含泥沙量低，颗粒细，易受周围水体的影响。,（1）、浊流沉积 浊流的流动1929年9月28日20时23分，在纽芬兰大浅滩北坡水深约1800米处发生了7.5级地震，震中海底电缆当时被折断，使该处20km2 30m厚的松散沉积物崩塌而形成强大的浊流，沿坡向下流动，在坡度最大处的流速高达28.3m/s。然后随着坡度变缓，流速减慢，但仍依次折断电缆。当折断最后一根离震中480km的电缆时，坡度已降为1/1500，流速降至6m/s。此股浊流到达水深6000m的深海平原时，流速仍有4m/s，并在惯性作用

11、下延续几千公里。浊流把携带的0.6km3的泥沙沉积在深海平原上，形成厚度40130cm的具递变层理的浊积层。经取样分析，该浊积层颗粒较粗，并含有浅水微体生物和双子叶树枝。,（1）、浊流沉积浊流沉积作用浊流在陆坡下部或陆裾上，由于坡度变小，流速减慢，所携带的泥沙在重力作用下发生沉积。浊流通常头、身、尾依次沉积，同时，其沉积物也先粗后细地依次沉积，细粒物往往超覆叠置在粗粒物之上，并且比粗粒物散布更远。每一浊流沉积体，在垂向上和横向上沉积物粒度都由粗到细递变。,一次浊流形成的浊积层层序,浊流沉积作用:浊流的堆积体常呈扇状，称“浊积扇”或“深海扇”，大小不等，其坡度一般小于2。浊积扇是由浊流多次加积而

12、成的，它与深海沉积常呈过渡或相变关系。恒河和印度河三角洲外的深海扇体积达94万km3，沉积层厚度最大可达10km，一般为2.53km，几乎覆盖了整个印度洋洋底。,(1) 浊流沉积浊流沉积作用浊流沉积物（浊积物）的组成以砂和泥为主，基本上类似浅海沉积的陆源物质，不同于深海沉积物。它的矿物成分有石英、长石、云母、海绿石等。常含有浅水生物遗体、植物枝叶等。,(1)、浊流沉积浊流沉积作用浊流沉积主要分布于大陆坡下部和大陆裾，特别在大河口外和海底峡谷口外，形成扇状地形（浊积扇），呈环大洋的带状分布。,(1)、浊流沉积 浊流沉积作用浊积层是世界许多大油田的良好的储集层。这是因为浊流把富含有机质的浅水沉积物

13、大规模地搬运到深水区，在该处浊流快速堆积，有机质被很快埋藏而有利于石油的形成。浊积物的颗粒又较粗，本身可构成良好的储集层。,2 深海陆源碎屑沉积,(2)、冰川沉积深海的冰川沉积是源自南北极大陆冰川的冰山在大洋中向低纬度漂移时，因逐渐融化而将其挟带的陆源碎屑物坠落海底而堆积形成的，简称冰海沉积物。冰川沉积物的特点是颗粒大小不一，从砾到泥都有；没有分选，混杂堆积在一起；磨圆度差，颗粒呈棱角状或次棱角状。深海冰川沉积物其颜色呈灰、浅灰绿色或浅棕褐色，以粉砂和泥组成的冰川泥为主，物质组成与冰源区的岩性有关，矿物以石英、长石、云母、角闪石和伊利石等为主，也保存易风化的橄榄石、钾长石、斜长石等矿物，有机质

14、含量很低，除硅藻外其它生物少见。,冰川沉积分布：深海的冰川沉积物通常围绕南北两极分布。南极区的冰山融化后的碎屑物在太平洋散布至南纬45，而在大西洋和印度洋可达南纬25，构成环绕南极大陆的3001200km宽的几乎连续的海洋冰川沉积带。随着远离陆地，碎屑物逐渐减少，同时混入越来越多的硅藻残体，约于南纬60-65以北，过渡到硅藻软泥的分布区。北极区的冰川沉积主要分布在大西洋格陵兰附近，少数在北太平洋的阿留申群岛以北。在太平洋北部缺失现代冰川沉积，但在岩芯中发现有第四纪冰川沉积层存在。,在北冰洋钻探的岩芯中发现的冰川沉积层表明冰川发生于350万年前，而南极的罗斯海和德雷克海峡中钻取的岩芯中的冰川沉积

15、层表明冰川始于2000万年前，说明南极冰川不仅大于北极，而且出现时代远早于北极。海洋冰川沉积对古海洋学和古气候学的研究是非常重要的。,（3）、风运沉积邻近撒哈拉大沙漠的大西洋海区有“昏暗海”之称，西非几内亚佛德角外深海沉积物中可检出来自撒哈拉沙漠的覆有氧化铁薄膜的砂粒，甚至远至大西洋彼岸的特立尼达岛也有这种砂粒。,（3）、风运沉积 风成物质广泛地散布于深海沉积物中，吹入深海区的物质以泥为主，颗粒一般小于5微米，有一定的分选性，磨圆度差至中等。风成沉积物的组成主要是粘土矿物，包括伊利石、高岭石、蒙脱石、绿泥石等粘土矿物，其次是石英、长石、云母、角闪石等碎屑矿物，还有陆上的动植物碎片和孢子花粉等。

16、石英是风运沉积物的特征矿物。因为石英是大陆地壳岩石中最常见的矿物，性质稳定，但在大洋地壳的基岩中几乎缺失。故大洋盆地中心或大洋中脊的高石英含量表明有风运沉积发生。如北太平洋30N的深海粘土中石英含量可达20%，澳大利亚东、西深海有两个石英高含量带，均与风运沉积有关。,(3)、风运沉积风成物主要分布在南纬30和北纬30附近的太平洋和大西洋海域干燥气候带，及印度洋的西北海区。风运沉积物往往混入生物软泥和深海粘土等其它深海沉积物中，故不单独成为深海沉积物的一类，但在大西洋南、北纬的30附近以及新西兰以东太平洋的局部深海沉积物中，风成物的含量可高达30以上。,风成沉积物、现代风况、干燥来源区之间的关系

17、，为判断古气候环境提供了线索。它能提供关于干燥地区分布（有些风成微粒，如植物岩是某种气候的灵敏指标）、搬运尘埃的信风位置以及风强度方面的信息。很大程度上取决于风力的上升流带是海洋中生物生产力的主要地带。上升流的强度受到风力和风向的控制。因此，估算过去的风力和风向可以推断古生产力提供依据。这种信息对区分是上升流变化所引起的生物碎屑沉积作用上的变化，还是由二氧化硅等营养盐向大洋的供给量的变化所引起的变动是必不可少的。例如，可以利用大西洋和太平洋中石英含量和粒级分布方面的变化研究过去的信风位置。另外，风成沉积物的丰度也随着来源区的干燥度和植被的变化而发生变化。,3 深海生物源沉积,深海沉积物中生物骨

18、屑含量超过30（谢帕德，奈须纪幸等）时称为深海生物源沉积。深海生物源沉积包括钙质软泥、硅质软泥、珊瑚碎屑沉积和有机质沉积四个亚类。钙质软泥和硅质软泥合称生物软泥，是深海生物源沉积的主体，其分布面积占世界大洋总面积的61.9%(W.H. Berger, 1976)。生物软泥的物源是大洋浮游生物，植物性软泥的生物碎屑颗粒大多63m；珊瑚碎屑的物源是底栖生物；有机质沉积的物源主要是大洋浮游生物。,(1)、钙质软泥钙质生物骨屑含量超过30的深海沉积物，叫做钙质软泥。钙质软泥约占世界深海碳酸盐的75%，CaCO3含量一般大于30，平均约65。常见的为有孔虫软泥、颗石软泥、翼足类软泥，三者合称钙质软泥。钙

19、质软泥主要分布在热带和亚热带生物生产力高的海底。,1.有孔虫软泥（抱球虫软泥）海洋中有孔虫绝大部分为浮游类，底栖有孔虫含量不足1。有孔虫的介壳由方解石组成，壳体大小一般在0.051mm间，为砂和粉砂粒级。有孔虫骨屑含量超过30的深海沉积物，叫做有孔虫软泥。除了有孔虫骨屑外，还含有翼足类、颗石等其它生物碎片，还有石英、长石、海绿石、磁铁矿、辉石、火山玻璃等矿物碎屑及铁锰结核。有孔虫软泥常呈乳白色，有时出现棕黄或淡蓝等色。CaCO3含量在3090%，最高可达98，非晶质SiO2含量不超过5%。,有孔虫软泥由于浮游有孔虫的生产力高，因此堆积速度快，保存也较好，厚度大，分布广，覆盖了现在洋底约1/3的

20、面积。有孔虫软泥除南北两极周围海区外，在大洋中分布广泛。因受气候带和碳酸盐补偿深度的控制，主要分布在热带和亚热带的洋脊和高起的地形上。在热带，有孔虫的属种多，生产力高，壳体多呈左旋，而在寒带仅有几种有孔虫，生产力低并且壳体要小24倍，壳的饰纹致密，壳体多呈右旋。洋盆深处，碳酸盐补偿线下不形成有孔虫软泥。,2.颗石软泥（白垩软泥）颗石藻是自养超微浮游植物，个体大小560m。颗石是颗石藻上的磷屑，由低镁方解石组成，直径315m，多属粉砂粒级，一般称为超微化石。一个颗石藻上的颗石数目随种而异，一般为10150个。颗石藻死亡以后，颗石散落下沉到洋底。或者颗石被浮游动物吞食，包裹在粪便中排出，然后沉积到

21、洋底。颗石在表层海水中有几万至几千万颗/升。在下沉过程中被溶解和被生物吞食。仅盘星石和弓颗石等不到20种耐溶的颗石沉到洋底，小于总量的20，在极地海洋沉积物中不到1。,颗石含量超过30的深海沉积物，叫做颗石软泥。颗石软泥又称超微化石软泥，其状如白垩土，故亦称白垩软泥。颗石软泥中除了主要成分颗石外，还含有有孔虫、翼足类等其它生物碎屑，还有石英、海绿石等矿物碎屑。颗石软泥的分布也受气候带和碳酸盐补偿深度的控制。,3.翼足类软泥 海洋中活着的浮游有壳的翼足类和异足类软体动物的壳体的数量接近有孔虫的数量，甚至多于有孔虫，但由于翼足类和异足类的壳体由文石组成，比方解石组成的有孔虫壳更容易溶解，翼足虫又比

22、有孔虫的生活周期长4倍，所以落到洋底的量远小于有孔虫。翼足类软泥只占三大洋洋底总面积的很小部分（约0.6%），其中占大西洋面积的2.4%，占太平洋和印度洋面积的0.2%。它的分布也受气候带和碳酸盐补偿深度的控制，呈斑状分布于有孔虫软泥的分布范围之中。,4.影响深海钙质软泥沉积的因素 深海钙质软泥的形成，受生物介壳产量、溶解效应和稀释作用三种因素的影响。,（1）生物介壳产量一般来说，生物生产率高时介壳产量高。生物介壳产量高，沉积到洋底的绝对量就多。海水肥力影响生物介壳产量。海水肥力是营养盐多寡等水体综合特征的反映。近岸海域或上升流区为高肥力区，生物生产率高，远洋为低肥力区，生物生产率低。有孔虫软

23、泥分布在较高肥力区，颗石软泥和翼足类软泥分布在低肥力区,生物生命周期影响生物介壳产量。在同一水域，生产力相同的两类生物群相比，生命周期短的生物其介壳产量高，生命周期长的介壳产量低。大洋中，浮游有孔虫活体数量与翼足类、异足类的数量相近或略少，但翼足类、异足类的生命周期比有孔虫长4倍，再加上介壳成分不同引起的差异溶解，使得大洋底有孔虫介壳的数量和分布面积远大于翼足类、异足类。,（2）溶解效应差异溶解效应：是指生物介壳的耐溶性随生物群及属种而异，导致海域活体生物群与沉积生物介壳群面貌不同的现象。生物钙质介壳从易溶到难溶的顺序是：翼足类（文石）有孔虫（方解石）颗石（低镁方解石）。浮游有孔虫中有刺类比无

24、刺类易溶。深度溶解效应：是指生物介壳的溶解速率随海水深度变化而变化的现象。其原因是水深越大、压力越大、温度越低、CO2含量越高，CaCO3相应溶解度就越大。,深度溶解效应：大洋上层水体CaCO3溶解度达到过饱和，生物钙质介壳不溶解。在饱和层之下，钙质介壳开始溶解。,深度溶解效应：在饱和层之下，CaCO3的溶解速率随深度的增加而增大。到某一深度溶解速率突然加快，称为溶跃面（溶跃层）。,深度溶解效应：在CCD面以下，生物钙质介壳被完全溶解掉，洋底不能形成钙质软泥，只出现深海粘土或硅质软泥。所以，CCD是洋底碳酸盐沉积的下限界面。,深度溶解效应：,碳酸盐补偿深度线,碳酸盐补偿深度(CCD)在世界大洋

25、中深度分布情况是：在赤道平均位于水深约5500m处，在太平洋平均位于水深约4700m处，在大西洋平均位于水深约5300m处，向两极变浅，平均位于水深约3500m处。,在水温较高的亚热带、热带或暖流经过的海区，有利于有孔虫、颗石、翼足类等钙质生物繁殖，生物生产率高，可以有较多的生物钙质介壳沉积到CCD（方解石补偿深度面）线之上的洋底，而其它海区生物生产率低，生物介壳还没来得及在洋底沉积之前便溶解消失完了，所以，钙质软泥主要分布在热带、亚热带或暖流经过的CCD线之上的洋底。,（3）稀释作用在两个生物介壳产量相等、溶解效应相同的海区，于同一时期形成的沉积物中，虽然生物碎屑的绝对含量相同，但其相对含量

26、却可因两个海区非生物碎屑量的多寡而不同。在稀释作用弱的海区，因陆源碎屑或火山碎屑少，可形成生物源沉积；反之，不能形成生物源沉积。即在陆源碎屑或火山碎屑少的海区，钙质介壳可在数量上占据优势而形成钙质软泥。,（2）、硅质软泥硅藻软泥和放射虫软泥，二者合称硅质软泥。因为在具有硅质介壳的四种海洋生物中，硅藻和放射虫的数量最多，所以可以分别形成硅藻软泥和放射虫软泥，而硅鞭藻和硅质海绵的量较少，一般不单独构成软泥。,1. 硅藻软泥硅藻是一种浮游单细胞藻类，现代硅藻长52000m，繁殖速度快，表层海水中有几千几千万/升，死亡后硅藻的硅质细胞壁下沉到海底堆积成硅藻软泥。硅藻的硅质细胞壁含量超过30的深海沉积物

27、，叫做硅藻软泥。硅藻软泥中除了主要成分硅质细胞壁外，还含有放射虫、海绵骨针、钙质生物碎片和矿物碎屑等，但非晶质氧化硅的含量可达80以上，常以蛋白石（SiO2nH2O）的形式出现。硅质软泥通常呈棕黄色，干时呈乳白色，在还原环境中呈淡灰绿色。毛毡状，粘度小，比重很小 (0.40.5g/cm3)，孔隙率大，含水量高达8090%，大部分颗粒粒径为510m。,硅藻软泥主要分布在南纬50附近的宽约9002000km的环带中，其沉积量占所有硅质软泥的3/4。其次分布在北纬40以北的太平洋的阿拉斯加湾、白令海、鄂霍次克海、日本海。赤道带表层海水中硅藻较分散，不形成硅藻软泥。印度洋和大西洋中不出现大片硅藻软泥。

28、,2. 放射虫软泥放射虫为海洋浮游生物，个体大小50400m，广布于大洋中，主要在赤道附近较繁盛。放射虫骨屑含量超过30的深海沉积物，称作放射虫软泥。放射虫软泥堆积于氧化环境中，呈暗灰或灰绿色的粉砂质软泥。含非晶质氧化硅很少超过50，CaCO3小于20，还含有有孔虫、海绵骨针、硅藻等生物碎片和矿物碎屑。,3.影响深海硅质软泥沉积的因素深海硅质软泥的形成，同样受生物介壳产量、溶解效应和稀释作用三种因素的影响。,（1）生物介壳产量一般来说，生物生产率高时介壳产量高。生物介壳产量高，沉积到洋底的绝对量就多。海水肥力影响生物介壳产量。海水肥力是营养盐多寡等水体综合特征的反映。近岸海域或上升流区为高肥力

29、区，生物生产率高，远洋为低肥力区，生物生产率低。放射虫软泥分布在较高肥力区，硅藻软泥分布在高肥力区。,（2）溶解效应差异溶解效应：是指生物介壳的耐溶性随生物群及属种而异，导致海域活体生物群与沉积生物介壳群面貌不同的现象。生物硅质介壳从易溶到难溶的顺序是：硅鞭藻硅藻放射虫海绵骨针。放射虫中棘刺虫和暗囊虫的壳体易溶，因此其骨屑稀少。,深度溶解效应：是指生物介壳的溶解速率随海水深度变化而变化的现象。组成硅质软泥的硅藻和放射虫都生活在表层海水中，南、北太平洋分别为80微克/升和140微克/升。南、北大西洋分别为20微克/升和40微克/升。它们死亡之后，在下沉过程中绝大部分硅质介壳被溶解，到达海底时的不

30、到1。同钙质介壳一样，也存在氧化硅溶跃面和氧化硅补偿深度线。,深度溶解效应：不过，氧化硅溶跃面的深度小于碳酸盐的溶跃面，而其补偿深度又大于碳酸盐补偿深度，然而两者的界线没有碳酸盐的那么明显。,深度溶解效应：由于硅质介壳常被快速堆积的钙质介壳所分散，所以只有在碳酸盐堆积较少或碳酸盐被分解较快（CaCO3的溶解速度快于非晶质SiO2而使硅质的含量相对增高）的海域才出现硅质软泥。如南北两极附近和赤道的碳酸盐补偿深度线以下才有硅质软泥的分布。,（3）稀释作用在两个生物介壳产量相等、溶解效应相同的海区，于同一时期形成的沉积物中，虽然生物碎屑的绝对含量相同，但其相对含量却可因两个海区非生物碎屑量的多寡而不

31、同。在稀释作用弱的海区，因陆源碎屑或火山碎屑少，可形成生物源沉积；反之，不能形成生物源沉积。即在陆源碎屑或火山碎屑少的海区，或碳酸盐CCD以下海区，硅质介壳可在数量上占据优势而形成硅质软泥。,(3)、深海珊瑚碎屑沉积和有机质沉积深海珊瑚碎屑沉积分布于深海的珊瑚碎屑大多来源于热带海域陆架边缘的浅水珊瑚礁，少量来自海底高原的深水珊瑚礁。深海珊瑚碎屑沉积属于重力流碳酸盐沉积，通常在礁前的大陆坡或岛坡上形成滑塌堆积或颗粒流沉积，如大西洋巴哈马群岛、我国南海环礁周围海域有珊瑚碎屑沉积。,深海有机质沉积深海有机质沉积的形成与底层水含氧量的多寡有很大关系。海洋表层水体因为有来自大气和浮游植物光合作用的氧气，

32、溶解氧含量丰富。但是，一般在水深大于150m的海水中，缺乏大气氧的来源，加之生物尸体的分解作用又消耗了大量的氧，形成缺氧环境。缺氧海底的沉积物富含有机物，从而形成深海有机质沉积。,4 深海粘土和火山碎屑沉积,深海粘土深海粘土又称褐色粘土、远洋粘土或红粘土，一般呈黄、红、褐色，是被铁、锰氧化物（Fe3+，Mn4+，Mn3+）所染之故。,1. 深海粘土的沉积环境深海粘土形成在沉积速率低、生物生产率低、远离大陆和水深很大的洋底，这是其重要的沉积环境特征。（1）沉积速率低和远离大陆大陆边缘沉积速率较高，如大陆坡和大陆裾为100mm/103a，而深海粘土沉积区沉积速率很低，如北太平洋小于5mm/103a

33、。造成这种差异的原因首先与离大陆的距离有关，沉积物供给少；其次与海沟的分布有关，因为海沟阻挡了陆源碎屑在洋底的扩散。太平洋周边海沟众多，是造成其深海粘土沉积面积比大西洋和印度洋大的原因之一。,（2）生物生产率低在生物生产率高的海区，往往会产生较多的生物介壳，沉积在海底形成生物软泥，而且其沉积速率比深海粘土区大。如钙质软泥的沉积速率为10100mm/103a，平均为30mm/103a。由于大洋边缘、上升流区和热带等海域的生物生产率很高，因此在这些海域不会形成深海粘土沉积。深海粘土沉积一般发生在大洋中心，因为那里海水肥力低，生物生产率也低。,（3）水深大于碳酸盐补偿深度或氧化硅补偿深度由于水深大于

34、碳酸盐补偿深度或氧化硅补偿深度的海区，钙质介壳和硅质介壳绝大部分被溶解掉，所以，使粘土质陆源碎屑占据优势，从而形成深海粘土沉积。,2. 深海粘土的组分特征深海粘土是所有深海沉积类型中颗粒最细者，粒径一般低于5微米，泥质含量占80以上。深海粘土的主要组分是粘土矿物，含量可达50%70%以上。其中伊利石含量最高，高岭石和绿泥石含量次之，这三者均是陆源碎屑矿物；含量居第四的矿物为蒙脱石，既有陆源成因，也有自生成因（基性火山熔岩原地海解而成）。石英、长石、角闪石等陆源碎屑矿物是深海粘土的次要组分，其中石英含量可占530%，粒径110m。,石英在太平洋深海粘土中的含量分布有两个特点：太平洋北部高于南部，

35、这是大洋周围陆地多寡的反映，表明石英为陆源；最高含量分布区与陆地干燥气候带相一致，表明石英的来源主要是被风从沙漠搬运进入大洋的。长石的来源有两个：属于陆源的大多为酸性斜长石和钾长石；属于海底火山喷发的多为中性斜长石和基性斜长石。,深海粘土组分中自生矿物和陨石相对富集，其含量比其它类型的深海沉积物中相对要高。自生矿物主要有钙十字沸石、铁锰结核和多金属软泥，钙十字沸石是洋底玄武岩碎屑蚀变作用的产物，铁锰结核和多金属软泥则是很有价值的海底矿产资源。陨石粒径一般为毫米级，有时可见厘米级。三类陨石中，石陨石最多，铁陨石次之，石铁陨石最少。此外，深海粘土中还含有钙质和硅质生物骨屑等物质。重矿物可达3040

36、%。化学组分中铁、锰、镍、钴、铜、铅等金属元素高于其它类型深海沉积物，而有机质的含量非常低。,深海火山碎屑沉积火山碎屑是指火山作用过程中形成的各种碎屑。火山碎屑被搬运到深海中，沉入洋底形成火山碎屑沉积。深海火山碎屑主要来源于洋盆内火山岛屿以及海底火山喷发物质，大陆火山喷发的火山灰经风吹运到深海的为数很少。火山碎屑中以火山灰搬运距离最远，分布最广，南、北太平洋和大西洋中部表层的碎屑物有30是火山灰。所以，火山灰层以其分布面积大、范围广成为深海火山碎屑沉积的主要亚类型。,5 深海沉积速率与沉积分布规律,(1)、深海沉积速率在深海各部分，各沉积层的沉积速率几乎都不相同。深海沉积速率是由沉积环境和沉积

37、作用决定的。深海沉积速率可由地层厚度和年龄资料计算获得。根据铀钍铅法和放射性碳(C14)法测定的放射性绝对年龄以及利用古生物确定的相对年龄与实测的沉积厚度计算获得，现代深海的沉积速率为0.110cm/103a。大洋沉积速率最低带与陆上的干旱气候带一致，一般为0.1cm/103a。三条沉积速率最高带与南、北温湿带和赤道带一致，一般为13cm/103a，在轴部可达10cm/103a，显然受生物生产力的影响。,(1)、深海沉积速率,1:10,(1)、深海沉积速率从洋盆边缘到中心，沉积速率逐渐变小，是受陆源物质供应的影响。,太平洋西北海盆沉积速率,(2)、深海沉积分布规律深海沉积作用既受气候、距陆地远

38、近、水深等外力作用因素控制，也受到内力作用，即构造因素的制约。这就是说，深海沉积作用存在着气候(纬度)地带性、环陆地带性、垂直地带性以及构造地带性。,1. 气候地带性地球上明显存在纬向分布的气候带，不同气候带具有不同的温度和湿度，它影响到基岩风化(物源供给)、搬运方式等，从而与陆源沉积作用息息相关。不同的气候带及其所造成的大洋环流特点也控制了海洋生物的繁衍和分布。这样，气候带的差异必然会在海洋沉积中得到反映。在大洋中从两极往赤道方向，可划分出冰带、温带、干燥带和赤道带。温带和赤道带都属于湿润带的范畴，其间被干燥带(相当于亚热带)所分隔。,（1）冰带广布着海洋冰川沉积。南冰带以冰山沉积为主；北冰

39、带，格陵兰附近为冰山沉积，北冰洋地区多海冰沉积。由于太阳辐射弱和覆冰的关系，光合作用受到抑制，波浪作用也因冰封而几乎消失，故其它沉积物类型十分少见(可见少量硅质沉积物)，粘土矿物主要是绿泥石和伊利石。,（2）温带在南温带以硅质软泥占优势。在北温带除硅质沉积外，还有钙质和陆源沉积。温带的粘土矿物主要是伊利石和绿泥石。深海粘土仅见于邻近干燥带的洋底。,(3）干燥带以钙质软泥和深海粘土为主。陆源输入主要是风成物质，由于进入该带的陆源物质数量较少，因而钙质软泥占了优势，但其堆积速度也较缓慢(生物生产力低)。由于风力强劲，带入的火山灰较多，大多被改造成沸石、橙玄玻璃等自生矿物，形成特有的沸石沉积。铁锰结

40、核在该带也很常见。,（4）赤道带尽管本带陆源碎屑沉积率相当高，但由于生物生产力很高，故广布放射虫、有孔虫和颗石软泥。由于陆上化学风化强盛，输入的陆源物质几乎全是细粒物质。粘土矿物主要是高岭石和蒙脱石。深度大的地方有深海粘土。,气候地带性不但表现在沉积物的种类和性质上，而且也表现在沉积物的数量上，即沉积速度和沉积厚度上也有反映。最低的沉积速度见于干燥带(小于0.1cm/103a)，最高沉积速度则见于温润带(10cm/103a)。这样，在赤道两侧各有一个沉积速度最小地带(南、北干燥带)，同时存在三个高沉积速率带(南温带、北温带和赤道带)。相应地，在干燥带沉积厚度最小(在太平洋小于100m)，在温润

41、带沉积厚度最大(在太平洋达600m)。,横穿太平洋某南北向剖面的沉积速率和沉积厚度,2. 环陆地带性在环绕陆地的洋缘海底，广泛发育了陆源沉积，而在远离陆地的远洋洋底，则沉积了深海粘土、钙质和硅质软泥等远洋沉积物。随着远离大陆向大洋方向，沉积数量及沉积速度逐渐降低。在陆源物质大量输入海洋的湿润带，沉积量递减的环陆地带性表现最为明显，其影响所及，可达陆地以外上千公里。在印度洋北部，环陆地带性影响范围达2000km。但在干燥带，由于陆源输入量有限，环陆地带性不甚明显。,3. 垂直地带性碳酸盐沉积最严格地服从垂直地带性，它见于水深小于碳酸盐补偿深度的海域。相反，深海粘土总是分布在深水区。在垂直地带性的

42、一般图式中，可划分为三个相带：介壳保存完好的钙质沉积物(溶跃面以上)；介壳被溶蚀破碎的钙质沉积物(溶跃面以下、补偿深度以上)；非钙质沉积物(补偿深度以下)。,深海沉积分布规律在气候、环陆和垂直地带性共同作用下，可以认为，大洋中沉积速度最低之处，是干燥带中离大陆较远的深海粘土分布区。,4. 构造地带性深海沉积作用是在海底扩张的背景下进行的。新的大洋地壳一旦从中脊轴部新生出来，便开始了接受沉积的过程。同时，洋底边扩张、边沉降、边接受沉积。海底扩张速度约为每年数厘米，比大洋沉积速度大好几个数量级，所以在中脊轴部，构造因素起主导作用，其上沉积层缺失或仅充填于凹地中。向两翼，随着洋底年龄增大，沉积层厚度

43、也逐渐增大。,4. 构造地带性在水深较浅的中脊轴部，通常覆盖钙质沉积物 ，中脊轴部是热地幔物质上涌的地方，在水热作用下形成特有的重金属软泥。随着海底向两翼扩张，水深加大，逐渐过渡为硅质软泥或深海粘土，再往洋缘方向，在岛弧海沟系附近，可出现火山灰层沉积。由于洋底在边扩张边沉积，中脊轴部的沉积物最先沉积，直接覆于新生的玄武岩基底上，中脊两翼、洋缘所接受的沉积物依次覆盖在上。这种洋底沉积物在侧向上的岩相变化，也会在沉积物的垂直层序上表现出来。,大洋沉积作用,垂直沉降作用远浊流作用底层流效应等深流雾浊层效应深海暴流,作业,1、大洋沉积物的来源？2、大洋沉积物的分布规律？名词：垂直沉降作用；远浊流作用；底层流效应等深流；雾浊层效应；深海暴流,