第九章深海沉积ppt课件.ppt

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1、第九章 深海沉积,一、深海沉积物的来源二、深海沉积物的分类三、深海陆源沉积四、深海生物源沉积五、深海粘土和火山沉积六、深海沉积中的矿物七、海洋沉积地球化学的基本内容八、深海沉积层和沉积速率九、大洋沉积的分布规律十、大洋沉积作用,一、深海沉积物的来源,陆源物质：河流、海岸侵蚀、风、冰川、海流海洋源物质：生物沉积、海底风化、自生矿物其他来源物质：火山、宇宙物质,1.陆源物质,河流把陆源剥蚀产物输入海洋，它要先通过陆架，如陆架狭窄时可以快速输入深海，但是当通过宽缓的陆架时，所携带的大部分物质堆积在陆架上，当堆积到足够厚度时，在边缘容易产生液化、蠕动、滑塌或因地震引起的崩塌而形成浊流，再次搬运到深海。

2、一部分悬浮物通过海流带到大洋各处，每年进入深海的悬浮物约有13亿吨。 围绕大洋长44万公里的海岸线上，波浪和潮汐的侵蚀作用产物每年不足5亿吨，主要堆积于浅海，少量输入深海。 风从陆上，主要从沙漠或半沙漠地区卷起的尘沙，随信风或季风飘向大洋。风尘物遍布于大洋沉积物中，每年约有16亿吨，远多于海岸侵蚀产物。,大西洋和印度洋上空信风中尘沙的含量为0.687.7微克/立方米，邻近撒哈拉大沙漠的大西洋海区有“昏暗海”之称。太平洋信风带中的尘沙要少得多。中国海上空的尘沙微0.21微克/立方米，在西北太平洋深海沉积物中可以检出我国黄土高原的泥和蒙古戈壁的砂粒。,2.海洋源物质,海洋生物的遗骸，下沉到海底堆积

3、而成为深海沉积物的一种主要来源。 海洋生物主要有钙质（有孔虫、颗石等）和硅质（硅藻和放射虫等）的浮游生物，通常生活在水深500米以上水体内。底栖生物相对甚少。浮游生物的生长和繁殖依赖于陆地供应的营养盐（主要由河流输入），浮游动物吞食浮游植物和细粒悬浮物及吸取海水中的各种营养盐类，组成有机体、骨骼和壳体。 浮游植物因为还要依赖阳光进行光合作用，所以通常生活在水深100米以内的表层海水中，作为海洋第一食物链，他的生产力影响着浮游动物的生长和繁殖。,据估计，表层海水中浮游植物的生产力（初级生产力）每年约150亿吨碳，所消耗的营养盐大大超过了河流的供应量（约7亿吨有机质），所不足的营养盐是由浮游生物死

4、亡之后，在下沉的过程中大部分（90以上）被分解而使营养物质再进入海水来补充的。浮游生物的世代交替需要水体充分的对流和循环，并需要适于生物生长的温度和阳光的环境。,在赤道带，尤其上升流幅散带，具有这样良好的条件，所以成为生物繁盛带（即高生产带），这是由于温暖的表层海水在地球自转和大气环境影响下，以暖性洋流运移方式向南北两极流去，而南北两极的海水由于温度低，密度高而下降，潜入海底，以冷性洋流运动的方式向赤道方向流去，所以洋流和气候带不但控制了浮游生物的生产力而且也控制了洋底生物源沉积的特点和分布。,海底的基岩经过海解作用（海底的风化作用）形成的物质，也成为深海沉积的一部分。海底的海解速率远远低于陆

5、上的风化。在大洋底流流经处，不但促使海解作用的加速进行，而且还把海解产物搬至较远处，碎屑颗粒的分选性和磨圆度也随之变好。 在海水中，尤其在海水和沉积物之间的界面上，由于海解而溶于海水中的物质和陆源输入的溶解物质（包括海底火山喷出的）通过化学沉淀而析出各种水成矿物海洋自生矿物，其中部分是固体物质水化蚀变而成。,3.其它来源物质,大洋周围和大洋内部（火山岛屿和海底火山）、火山喷发物每年约有30亿吨抛向海洋。枕状熔岩分布在海底火山附近；火山弹散落在火山周围数十公里的海域内；浮石在海面上可以漂浮很远；火山灰在大气中可以飘扬几千公里，甚至绕地球几圈后才慢慢散落入大洋。 宇宙物质（陨石和尘埃），每年约有几

6、千吨（每日约有12千万颗）落到地球表面。其中约有3/4落入海洋，主要见于沉积速率非常低的褐色粘土中。它们常呈直径0.10.5毫米的黑色强磁性小球，多者在每平方米内可发现2030颗，甚至几千颗，从表层向下迅速减少，5米以下便难以查出，可能因石陨石不易和其它沉积物相区别，而铁陨石容易分解。,二、深海沉积物的分类,(一)以水深为主要依据的分类,默莱等(1891)、奈须纪幸(1976)的分类和沈锡昌(1988)的分类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二大类，然后再细分。 谢帕德(1973)的分类也基本上属于此种分类。,(二)以成分、粒度为主要依据的分类,安德烈(T.HVAnd

7、re，1981)的分类和帕克(WHBerger，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。,据THVAndre，1981,(三)以成因为主要依据的分类,斯特拉勒(ANStrahler，1981)的分类和沈锡昌(1992)的分类(表93)属于这种型式。沈锡昌在表93中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。各大类下又分若干亚类。 沉积物分类的最终目的是要了解各种沉积作用及其

8、相互联系。因此，沉积学的一个重要目标就是发展一种既能反映沉积物成因又能反映其历史的分类系统。遗憾的是，至今对很多沉积过程的了解还很不够，而难以从一系列交替的过程中选择出单一的形成过程。所以，描述性分类目前仍然最广泛地得到利用。,三、深海沉积物的分布,研究表明钙质沉积物覆盖于洋隆或浅台之上，而红粘土则遍布于整个深海盆地。硅质沉积是生物高繁殖力地区，特别是大洋边缘，赤道幅散带，南极辐合带以南的特征产物。陆源沉积物是经过几种过程被搬运到海底去的，有些离来源区很远。,这个图表明钙质软泥和粘土在整个洋盆内的分布主要受地形的控制。硅质软泥富集在高纬度区和赤道太平洋和印度洋以及诸如南美洲西部岸外等海岸上升流

9、地区。冰川海洋沉积物主要分布在高纬度地区。,深海沉积作用有4种主要机制，即从水柱中沉降；重力流的底部搬运作用，包括浊流、碎屑流、颗粒流及滑坡；地转流的搬运作用，包括等深流；或洋底上的化学和生物沉淀作用。陆源沉积物是来源于陆地的沉积物，其中包括纵多的近岸沉积物，浊积物、水道沉积物以及风成和冰川海洋沉积物。生物沉积物是生物成因的。近岸生物沉积类型包括钙质砂和珊瑚、苔藓或软体动物的生物灰岩，而深海生物沉积类型则包括碳酸盐和硅质沉积物以及富有有机质沉积物。,远洋沉积物是通过水柱沉积的，并包括尘物物质、陆源粘土和粉砂，通过大气飞入大洋的火山碎屑物质，冰载碎屑物质以及宇宙物资。半远洋沉积物是陆源和生物成因

10、的物质的混合物。火山成因沉积物包括风运火山灰，海底火山碎屑流，由喷发于海底的火山碎屑所构成的玻质碎屑以及改造过的火山碎屑物质。多种物质是经过改造再沉积于洋底之上的，包括由重力流向陆坡下搬运的（主要由河流）陆源物质和由于海底火山活动和改造产生的火山物质以及由底层流改造再沉积的深海沉积物。,三、深海陆源沉积,浊流沉积 浊流是发生于浅海的一种水和泥沙混杂的高密度的底流，它沿着陆坡向下流动，侵蚀海底峡谷，直到深海平原把泥沙沉积下来而消逝。,1.浊流沉积 1936年，戴利为解释海底峡谷的深海砂，提出了浊流的概念。 1939年，约翰逊在讨论类似现象时，使用了“浊流”一词。 其后许多学者对它进行了大规模的调

11、查和模拟试验，直到1950年奎年等人提出浊流可导致沉积深海砂。模拟试验还证实了它具有巨大的破坏、搬运、沉积作用的能力，随之确立了浊流沉积作用的理论，并用它来重新认识大陆上复理石建造的成因。 1957年奎年把已经固结的浊积层称为“浊积岩”。 1962年，鲍马提出著名的浊积岩层的沉积序列。 此后，不但在海洋中而且在湖泊中 ，不但在现代而且在古代（古生代以来）的沉积层中，发现越来越多的沉积层，是属于浊流成因的。,浊流的形成,浊流是由大量松散的沉积物和水混合，比重大于周围水体而向下流动的流体，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

12、一般规模较小，但是发生的频率较高。但是如果河流因携带的物质量少且颗粒细小，成为密度小于海水的浑水流，则散流于海水表层，不成为浊流。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，由于自生液化，以及触发作用可导致滑塌而形成浊流。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，但是频率低。,2.浊流的流动,浊流具有很高的流速和巨大的搬运侵蚀能力。纽芬兰大浅滩电缆的折断使得电讯中断而成为良好的时间记录，1952年的调查中测定了陆坡坡度和浊流搬运沉积物的距离而获得了时距剖面和曲线（如图）。可以计算出了流速及其变化。,

13、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、流速大、具有侵蚀破坏能力。身部含泥沙的载体，涡动力把泥沙悬起，在流速加大时，沿途还席卷泥沙，在流速减慢时，泥沙逐渐沉积下来。尾部含泥沙量低，颗粒细，容易受周围水体的影响。到流动极缓慢时，形成大片的沉积。,2.浊流的流动,3.浊流的沉积作用,当浊流流出峡谷口，由于坡度变小，流速减慢，所携带的泥沙在重力作用下沉积在深海平原上。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。因此，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。 浊流的堆积体常呈扇状，

14、称为“浊积扇”，大小不等，其坡度一般小于2。通常每次浊流的堆积厚度不大，浊积扇由浊流多次加积而成的。它与深海沉积常呈过渡或相关关系。,3.浊流的沉积作用,浊流沉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、海绿石以及钙质和泥质物等。 分选度和磨圆度中等至较好。粒度通常粗于深海沉积物，且常含有浅水生物群，甚至植物的枝叶等。浊积层与深海沉积层呈互层或过渡的关系。,3.浊流的沉积作用,海洋浊流沉积主要分布于大陆边缘，特别在大河口外和海底峡谷口外和深海盆间的宽缓地带，形成平坦地形或扇状地形，呈环太平洋的带状分布。如在太平洋东北部和印度洋的周围

15、，大西洋的低平地带也广泛分布有浊流沉积。 浊积层是世界上许多大油田的良好储集层。 因为浊流把富含有机质的浅水沉积物大规模地搬到深水区，在该处浊流的快速的堆积，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，本身可以构成良好的储集层。,浊流沉积的发育机制沉积物重力流有两种类型，包括湍流在内的由各种机制所支撑的高浓度沉积物流；浊流，它是由湍流支撑的低浓度沉积物流。高浓度沉积物流的密度稍小于未固结沉积物的密度（ 1.52.4g/cm3），而低浓度沉积物流（浊流）的密度往往是1.031.3g/cm3。,梅德尔敦（Middleton&Hempton 1976）根据沉积物的主要支撑特征，对沉积物重

16、力流进行了分类，它们分出了4个主要类型（如图）：1.浊流：在其中，沉积物主要由液态湍流向上的分力所支撑。2液化沉积物流：在其中，当沉积物的颗粒在重力作用下沉降时，从沉积物颗粒之间逸出的向上流动的液体支撑了沉积物。3.颗粒流：在其中，沉积物是由颗粒与颗粒间直接的相互作用所支撑。4.碎屑流：在其中，较大颗粒是由孔隙水及细粒沉积物的混合物构成的一种具有有限屈服强度的基质所支撑。,颗粒流由颗粒与颗粒间接触而产生，而不是由液体内的扰动所产生。所显示出的扩散压力与颗粒间传递的剪切力成正比关系，而且它必须超过颗粒沉降的趋势（1976）。颗粒相互脱离向上弹起使得颗粒处于悬浮状态，而扩散压力是由重力产生的。颗粒

17、流中的沉积作用是以整体就位的方式进行，它是由于一厚几个颗粒的层的同生沉积使流动突然停止。拖拉搬运包括个别颗粒沉降过程。海底峡谷上端砂的向下流动现象可以作为液化沉积物流或颗粒流的例子。这样的海底峡谷水道中分选良好的粗砾可能是由这种机制搬运的（1966）。,碎屑流由重力引起的粗细碎屑和水的混合物的向下移动，它类似于湿混凝土流（1970）。这时颗粒是由强度和浮力所支撑。粘土矿物和水结合成一种混浊液体，这种液体具有能保持碎屑流的有限结合力（强度）。由周围液体的强度来支撑颗粒是纯碎屑流与颗粒流及浊流的差异点。当重力驱动力减低到碎屑的浓度之下时，通过快速整体就会发生碎屑流沉积作用。飘砾碎屑流沉积物结构很像

18、冰碛岩，因此容易引起对某些古代沉积物的错误解释。飘砾碎屑流沉积物具有典型杂乱块状构造，大块飘砾存在于细粒基质中。锐角接触合各种颜色的泥质碎屑可能是重要特征。碎屑流可能完全是活动的，甚至在小于0.1度的坡度上也能移动。碎屑流在大洋可能是常见的现象，而且在它们发生的地方广泛分布。,液化沉积物流 它是液化的，无粘合性的质点运动。通过松软沉积物的液体上升流把颗粒扩散开来足以使它们表现为一种粘性液体。当孔隙水压力上升到正常静水压力之上时，这种现象可能发生在松散砂质沉积物中。这时，不再是由原来颗粒间的接触所支持，而是变得颗粒由孔隙水所支撑，使得砂作为推移层，即使在缓坡上亦可以向下移动。当孔隙水压力减弱时便

19、发生沉积。,浊流浊流是密度大于用水的沉积物同水的稀释混合物组成的，短暂的，强大的重力驱动流，这种流的运动由内部湍流所支撑。浊流中可以含有大量物质，它在从浅水区到深海盆地的陆源物质搬运过程中起着重要作用。浊流在深海盆地的许多地方造成比较平坦的深海平原。浊流中沉积物的沉积作用造成浊积物，它的特征是具有粒级层，中度分选和原生构造发育。浊积物和海底滑动和崩塌有联系，而且很可能是由滑动和崩滑产生浊流。海底滑动沉积物的总密度是1.52.4g/cm3，此值远大于推算的浊流值（ 1.031.3g/cm3）。有关浊流成因方面的一个主要问题是海洋沉积物如何被稀释成为形成浊流所需的低密度。在崩滑或滑动和浊流之间需要

20、有一个沉积物搬运的过渡阶段，这个阶段可能是碎屑流。,浊流可以由各种方式产生。它们可以高含沙量的河流产生，也可以由产生滑动的地震所触发，还可以由沉积物构成的沉积破面过渡而产生。在第四纪期间海平面多次发生过下降，聚积在陆架和沿岸地区的大量沉积物搬运到陆坡上，从而促进了浊流作用。而且，许多河流把其中沉积物排泄到陆架外缘而不是排泄到宽阔的陆架上，而且形成了大量侵蚀谷。浊流通常与沿着大陆边缘分布的海底峡谷系有关。大多数海底峡谷是河系的延伸并主要搬运河流携带的沉积物。,与浊流有关的沉积物有3类1.深海谷沉积物2.深海扇沉积物3.深海平原沉积物 在这些沉积物之间发生完整的分级作用。实际上浊流的某些最有力的证

21、据是来自海底地形。在海底峡谷谷口，广泛发育着超覆的海底扇，表现为平缓的斜坡。这些海底扇被一个或较多的堤成谷切割成放射状。 这些海底峡谷中包含着由各种重力流搬来的浅水成因的沉积物，但是其大部分被推测为浊流成因的。在它们的外测，海底扇逐渐消失和并合于邻近的深海平原。,浊积物,供给构成深海平原的沉积物几乎都是来自浊流。因为浊流是间隙性的，所以它产生的浊积物一般由与细粒远洋沉积物互层的砂构成。反射剖面表明深海平原中的单一粗粒沉积层延伸可以超过数百公里，反映一次沉积事件。这种粗粒沉积层在孤立的丘陵或海岭，甚至在高出深海平原中心不到100米的海岭上都是见不到的。,浊积物,把浊积物分为4个主要相，每个代表着

22、不同环境内的沉积作用。1.谷底沉积物，由砂和砾组成，它们可能是颗粒流沉积物而不是浊积物。2.近源浊积物，它比较接近沉积物来源区，其特征是呈块状，拖拉构造不发育，颗粒分级作用较弱，很少与远洋粘土和陆源泥互层。3.典型的浊积物，它具有明显的粒级层理，定向侵蚀，砂层底部有充填痕叫做底痕，有呈互层出现的远洋粘土，具有特征性的沉积构造序列。现在称为鲍马序列。4.远源浊积物，这种沉积物离来源区最远，由薄的细粒沉积层构成，缺块状层和纹层，但是斜纹理很发育。,1鲍马层序(序列、模式) 1962年，鲍马根据许多地区的资料综合，提出著名的浊积岩层的沉积序列，称为鲍马层序(Bouma sequence)。鲍马层序(

23、图97)是一次浊流事件所形成的浊积层的理想层序，在垂向上自下往上分为A、B、C、D、E五个段,图97鲍马层序,E段 通常为远洋沉积的页岩或泥岩，有时也具水平纹理，故与D段不易分开。它是远洋或次深海的细粒降落沉积物。D段 为具有水平层理的粉砂级沉积，与B段相对应，也有人称之为上平行纹层(将B段称之为下平行纹层)。本段系薄的边界层流所造成，厚度不大。C段 一般为粉砂级颗粒，具有流水沙纹型层理及包卷层理，它是下部水流动态的产物。B段 颗粒粒度较A段中的砂粒小，具有平行的纹理，它与A段都是上部水流动态的产物。A段 一般由砂级颗粒组成，为块状层或粒序层，近底部含砾石，其粒径很少10mm。底面上有冲刷一充

24、填构造，具有多种印模构造。砂岩中有充填了的生物潜穴，并可有撕裂碎屑。本段常较其它段厚度大，代表快速堆积。,浊积物层理 浊积物中常见的层理有递变层理和交错层理。,(1)递变层理 又称粒序层理，按粒级递变方向可将其分为正递变层理和反(逆)递变层理 正递变层理中的粗尾递变层理是砾质高密度浊流在近源陡坡上快速堆积的产物；分配粒级递变层理是低密度浊流缓慢沉积时形成的；反(逆)递变层理中的复合递变层理是快速堆积形成的；牵引毯单层厚度一般5 cm，最厚可达30 cm，由颗粒流沉积而成，常见于砂质高密度浊流的牵引毯阶段，反复沉积形成若干单层(罗厄，1982)。(2)交错层理 过去认为浊积物为悬浮沉积，只形成递

25、变层理，“没有大型交错层理”(刘宝珺，l980)，因此，将它作为浊流沉积与非浊流沉积的重要区别。但理论和实践的研究都证明在浊流沉积中，牵引沉积作用和悬浮沉积作用将碎屑颗粒分别从底负荷和悬浮负荷中直接沉积下来(罗厄，1982)。海底调查表明，深海扇的上扇与中扇的水道中可有大型交错层理(沃克，1978)；小型交错层理在牵引毯中十分普遍(JSanders，1965)。,浊积层底面构造浊积层的底面构造记录了浊流的水动力状况。经典的浊积岩层，都发育有清晰的底痕，可分为两类：侵蚀痕(冲刷痕)，其中槽模(槽形印模)是常见的一种侵蚀痕；工具痕(刻痕)，其中沟模(沟形印模)是最常见的一种工具痕，其它有跳模、刷模

26、、椎模等(刘宝珺，1980；余素玉，1989)。,等深流沉积,(一)等深流的沉积环境和发育机制 1等深流的沉积环境 等深流：又称等高流、水平流、平流，发育在深水环境，它是大洋盆地中沿等深线作水平流动的一种大洋底流，主要分布在20005000 m深的海底，某些海湾的外陆架也有分布；密度梯度力是等深流的驱动力，它基本上在同一地形单元内流动，流动方向受柯氏力的影响，属全球温盐密度环流。 等深流沉积主要分布在大洋盆地的西缘，海峡口外也有分布。,2等深流沉积的发育机制等深流是一种流速缓慢、流动持久、流程很远的底层流，其流速一般为220 cm/s(龚一鸣，1986)，或525 cms(王琦等，l989)，

27、最快时可达55.55 cms(NARnpke，1978)。,(二)等深流的沉积和侵蚀地形1等深流沉积地形 有中、小底形(沙丘、底流波痕)和大型地形。沉积脊堆是洋底最壮观的沉积地貌景观之一，沿某一等深线分布，大型者可长数百公里、宽数十公里、厚数公里。 2等深流侵蚀地形 可分为深水海渠和环形小海壕两种地形。 (1)深水海渠；它是深海底最重要的一种侵蚀痕，长数千米、宽数米乃至数十米、深度20 m，沟距50200m，等距相间；沟垄与水流方向平行，可随等深线转向；沟底平坦，可有基岩出露，沟坡有沉积物分布。其形成机制正在研究中。 (2)环形小海壕：它分布在冰川漂砾、锰结核等障碍物边缘，是水流遇障碍物发生分

28、离、产生较强的涡流冲刷而成。,(三)等深流沉积物等深流形成的沉积物称等积物或等深积物(Contourites)，已成岩者则称等积岩。现代海洋调查表明，95以上的等深流沉积发育在深海环境中。可见，等积物是一种深水相沉积物。等积物按粒度与成因可划分为三类：泥质等积物；粉砂一砂质等积物；滞留砾石质等积物 。,1泥质等积物 泥质等积物又称远洋等积物、悬积等积物，它是等积物的主要类型(占总量的3/4)。粉砂质粘土是其主要成分，含砂1015，分选很差，块状构造、生物扰动构造发育，有觅食迹、斑团构造等。 2粉砂一砂质等积物 粉砂一砂质等积物又称簸选等积物，中粉砂和粗粉砂是其主要成分(50)，砂含量40，粘土

29、含量50)，分选良好，可见水平纹层和交错层理。现代沉积中的粉砂一砂质等积物常以厚l20 cm的不规则夹层出现于泥质等积物的层间，两者的关系以过渡为主(正粒序或逆粒序)，也可见侵蚀面接触。,3滞留砾石等积物 滞留砾石质等积物又称簸选滞留等积物，它是流速高的等深流将细颗粒簸选搬走后滞留下来的粗碎屑物质。 等积物与浊积物常共生，通常是等深流改造浊积物而形成等积物。将两者区分开来很重要，区分的方法是运用希曾的等积物标志和鲍马的浊积物标志，并且加以对比(DAVStow，1979)。,冰川沉积,1、深海的冰川沉积物的来源：（1）自南北两极区，漂浮于海面的冰山携带来的陆源物质，随着冰川向低纬度漂移，逐渐溶解

30、而散落到海底堆积而成。（2）南北纬较高的海面上漂浮的海冰，也可把沿岸的物质带入大洋。2、冰川沉积物的特点：是颗粒大小不一，从砾到泥都有，混杂一起，不显分选和化学风化，呈棱角状和次棱角状。其颜色呈灰、浅灰绿色或浅棕褐色。3、深海冰川沉积物的组成：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，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，尚有少量的碳酸盐（小于5），有机质含量甚低，除硅藻外其他生物群少见。在海水中停积较久的碎屑物表面会蒙上一层铁锰薄膜。,冰川沉积,海洋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，

31、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，分布在陆架、陆坡以及邻近的深海区。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6065以北，过渡为硅藻软泥的分布区。北极区的冰山主要分布在大西洋格陵兰附近，少数在北冰洋的阿留申群岛以北。在太平洋北部缺失现代冰山沉积而出现海冰的沉积，但是在岩心中发现有第四纪的冰川沉积层存在。海洋冰川沉积对古海洋学和古气候学的研究非常重要。,冰和冰山,在南极，冰内搬运沉积物中起主导作用的是冰山。海冰几乎没有什么重要性，因为冰架的广泛发育基本上阻碍了海冰内捕获沉积物。冰山大部分是由包围南极海岸几乎

32、一半的巨大冰架所产生。冰的年排泄量大约为1450km3，其中大部分（60）流入并形成冰架。冰山中含有1.6体积的沉积物，其产生的最大年总输沙量为3550亿吨。冰山中所含的沉积物总量是随着大陆上冰川和冰川侵蚀作用的演化而发生变化。,冰和冰山,当易侵蚀的物质再得不到供给或大陆地形变得较为平缓时，早期的更为广泛的侵蚀效力就逐渐消失。因此南极周围海底上的第四纪冰川沉积物浓度并不反映其长期的冰川环境。最高的冰山密度和最大的冰山出现在大冰架外侧尤其在罗斯海和威德尔海的内部边缘更是如此。 冰川密度向北急剧减小，并且在南极辐合带以北变得微不足道，虽然在现代冰山分布范围以北更远的海底发现过冰运碎屑沉积，这只是表

33、明过去的冰山分布范围比现在更广阔些。,冰川海洋沉积物南极洲,冰川海洋沉积物，由含有大量粉砂的岩粉，较粗的和分选差的岩屑，少量方解石以及少量生物物质组成。粘土基质中的砂和砾的杂乱分布是冰山沉积作用的标志。冰川海洋沉积物在南极周围形成一个广阔的沉积晕（如图），而且分布在北极和北大西洋以及北太平洋的一些小范围内。环南极带约有3001000千米宽，主要由从薄的粘土质泥到飘砾粒级的沉积物所构成。,冰川海洋沉积物的北界由0的表层水等温线所控制，而这种等温线则控制着冰山融溶速率。Goodell等人（1973）把砂和更大粒级沉积物含量大于30,且粉砂:粘土1.0而通常超过2.0的沉积物定义为冰川海洋沉积物。这

34、种分类法，某些人看来局限性很大，因为它排除了冰川海洋沉积物分布带内明显是冰川成因的，而且表现出没有沉积后改造痕迹的沉积物。,冰川海洋沉积物南极洲,冰川海洋沉积物南极洲,Goodell把南极周围的冰川海洋沉积物区分为4个带，每一个带是根据结构和成因标志区分的，而且每个带在纬度上常和其他带合并。南带由海底冰碛物、砾、砂和生物沉积等未分异的海岸沉积物构成。冰碛物未受到海洋过程的变动并占据南极陆架内带的1/3。它们有粗的具有棱角状、刻蚀面和擦痕的砾石和团块。这一带向北合并到砂粉砂带内，后者类似于南面的沉积物，但是它们是较粗的比较容易鉴定的外陆架及陆坡冰川海洋沉积物与深海底远洋粘土之间的过渡产物。它们反

35、映着粗粒碎屑物质随着远离大陆逐渐减少。这一带再往北合并入粘土粉砂和远洋粘土中，后者也偶尔含有冰运碎屑。这种粉砂质粘土，再往北并入表现为硅质或钙质软泥的生物沉积物中。因此，冰运物质的沉积速率和沉积物的粗度与离南极大陆的距离有密切的关系。沉积速率同时决定于整个环流风暴路线以及大块浮冰分布所控制的冰山主要途径。,冰川海洋沉积物分类,冰川海洋沉积物的分类，大部分涉及到区分有关的作用和直接冰运作用，再造作用以及正常沉积过程的比例。下面的分类是Anderson等人（1977）和Kurtz&Anderson(1979)的方案：正冰碛物：由底冰形成的沉积物。结构未分选的，从飘砾到粘土级物质，含砾砂质泥；构造块

36、状，无碎屑组构；化石除有时具有经改造的类型之外，一般无化石；分布限于陆架，可以达到相当大的厚度（数十米）。副冰碛物：由浮冰沉积的沉积物，它们后来受到海洋营力的影响。有2大类型。,冰川海洋沉积物分类,副冰碛物：由浮冰沉积的沉积物，它们后来受到海洋营力的影响。有2大类型：1.残余副冰碛物由海流或底流簸选产生的副冰碛物，形成一种残余滞后沉积。结构比正冰碛物粗，一般缺少细粒物质，砾质砂；构造从粗糙到良好发育的层理；分布 出现于大陆边缘并随着远离冰缘显著减少。2.复合副冰碛物由冰运沉积物和正常半远洋沉积作用联合产生的副冰碛物。结构比正冰碛物细，可能有双峰态，中砾质或砂质泥；构造粗到成层良好；分布在冰运作

37、用带的任何一个地方都可以出现。,控制冰运沉积作用的速率的四大因素1.大陆侵蚀速率；2.冰川或冰架的热构造，即它们的侵蚀和融溶情况；3.冰架的大小；4.海水温度冻结冰架中的沉积作用可能是最微弱的，因为在冷冻的近岸地区内并不释放出冰架中所含的碎屑物质。靠近冻结冰架的陆架地区主要是泥和泥质砂。冰山的底融作用可能是从厚的海冰的外侧开始，这时在这个远源地区发生砂质泥的沉积作用。在湿底阶段，一个冰架的底融作用在冰架附近很快产生含砾泥质砂的沉积。在地质记录中，从干底（冷）到湿底（湿）环境的最初过渡阶段将产生含沉积物冰山的显著的冰裂作用，并由较快的溶解使厚的海冰变小。在干底环境时期，冰运物质向北的分布范围可能

38、更大些。,冰川海洋沉积物北极,夏季，当海水遭到破裂时，含碎屑冰岛，冰山和冰流受到盛行流和盛行风的控制而横过北极地区进行漂流，当它们融溶时将沉积物分配到海底。陆块周围几乎没有冰架，因而使得冰流在近岸环境内容易接近浅水沉积物。擦刮或冻结海底的冰流掘取沉积物，然后作为表层冰融物上升并在底部生长新的海冰。在河口和海岸线附近冻结到块冰中的沉积物也添加到北极沉积物中。河流块冰在近岸块冰溶融之前就由于春汛而破裂，然后载着大量沉积物顺流而下。这些沉积物一直被搬运到流水溶融或毁灭为止。北极沉积物有比南极沉积物为细的倾向，这反映着比较多的泥被海冰搬运。北极地区沉积物的来源主要是产生细粒土壤的永久冻土地区。,Rud

39、diman(1977)计算了第四纪期间不同大洋上的冰川海洋沉积物的沉积速率。研究表明，亚极区北大西洋（62）和环南极地区（12）积蓄着世界冰运沉积物的大部分（74）。其余则出现在北冰洋（6），北太平洋（8）和挪威海（12）。,风成沉积,风成物质广泛散布于深海沉积中，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，磨圆度差到中等。风成沉积物的组成有石英、长石、云母、角闪石等碎屑矿物，伊利石、高岭石等粘土矿物，以及还有陆上的动植物碎片和孢子花粉等，它们与补给区的物质有密切的关系。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以及印度洋的西北海区。风成物通常不单

40、独成为深海沉积物的一类，但在大西洋南北纬30 附近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,通过风搬运的沉积物叫做风成沉积物。风运物质有非火山成因和火山成因两种。风成沉积物很少构成深海沉积物的主要成分，其他过程很容易掩盖它们。然而，深海沉积物的极细组分大部分是风成的。风成物质可以搬运溶解组分到海洋中，但是大部分物质是非溶解的石英和生物成因的二氧化硅。,尘埃搬运作用,最适于产生风成沉积物的地区是空气干燥和有信风的地区。在湿润地区，风成物质往往被雨水从大气中冲刷掉并局部发生沉积。沙漠物质被风长距离搬运所必须的主要条件包括干燥的地表条件、强劲的地面风、物质颗粒小，进

41、入对流层的适当轨道，对流层中的保持空气对颗粒悬浮的强烈垂直混合作用，到沉积地点才开始沉降等。沙漠地区高的表面温度引起其上对流层的强烈混合。由于温度倒置，使对流层从平流层分离，质点的搬运受到对流层中盛行风向和风速的控制。进入平流层的物质可能由速度达500千米/小时的风进行全球性的搬运。直径2到10微米的质点在射流中的滞留时间为约2个星期。,风成沉积物组分,从大气中聚集的尘埃是非常细的粒级，且一般带有红褐色，石英是其主要成分。风成沉积物与诸如方解石等其他矿物和生物组分，特别是蛋白石质植物岩，淡水硅藻甚至还有菌类孢子相伴生。植物岩在风吹尘埃中达5。植物岩和淡水硅藻在赤道地区最为丰富，而菌类孢子在中纬

42、度地区是占主导低位的。因此，植物岩和淡水硅藻可以表示由信风搬运到赤道大西洋中的风成沉积物的量。不管植物岩的古气候意义如何，在追溯风的活动方面最有用的组分是石英。石英只产于陆地，而且特别稳定，因此多把大量石英判为风成沉积物。,古气候意义,风成沉积物、现代风况、干燥来源区之间的关系，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

43、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。,四、深海生物源沉积,深海沉积物中某种生物群组分超过30，或所有生物组分超过50时称为生物源沉积，也称为生物软泥、常见的为有孔虫软泥，白垩软泥，翼足虫软泥，统称为钙质软泥；放射虫软泥、硅藻软泥统称为硅质软泥。生物软泥的堆积取决于海洋浮游生物的生产力（1000m3海水中由1100kg生物干物质），也取决于生物残骸在下沉过程中的溶解度和到达海底后被掩埋的速度,（一

44、）钙质软泥 它约占世界深海碳酸盐的75。碳酸钙含量一般大于30，平均约65，在硅质软泥和褐色粘土中碳酸钙含量不到10。主要分布在世界大洋的热带和亚热带。常见的有：有孔虫软泥、颗石软泥、翼足类软泥，三类合称钙质软泥。,深海生物源沉积,深海钙质软泥的形成，受介壳产量、溶解效应和稀释作用等因素控制。（1）钙质软泥的沉积环境 由于钙质软泥的物源是有孔虫、颗石藻、翼足类等钙质浮游生物，所以要了解钙质软泥的沉积环境，首先必须明确钙质浮游生物的生态环境。正常盐度的海水适合浮游生物生长，因为大多数属种为狭盐性；温暖的海水适合大多数属种发育，其它水温也有钙质浮游生物，但发育较差。 研究表明，不同水温有不同的属种

45、，呈现出明显的纬度分带性。,1、钙质软泥的沉积环境和发育机制,大西洋现代颗石藻组合分区图,浮游生物绝大多数生长在表层海水中，但其壳体则可降落在不同深度的海底。海底深度这一环境因子，又直接影响着碳酸盐沉积物的溶解和堆积。生物沉积要求以生物介壳成分为主，因此能否形成生物沉积不仅取决于生物介壳的绝对数量，而且还取决于介壳被海水的稀释溶解程度。,钙质软泥的发育机制,影响深海钙质软泥发育机制的因素有三：（1）海水肥力和生命周期对海域介壳产量、面貌的控制在深海生物源沉积物的分布上，有一个肥力深度模式(图9-10)。海水肥力是营养盐多寡等水体综合特征的反映，在图9-10中，近岸海域或上升流区为高肥力区，生物

46、生产率较高，硅藻特别发育，故海底多分布硅藻软泥；远洋为低肥力区，生物生产率低，但颗石藻对肥力的灵敏度小，相对量多，所以海底主要分布颗石软泥；而有孔虫软泥和放射虫软泥则分布在较高肥力区的海底。一般来说，生物量大时介壳产量高。但是，生命周期也明显地影响着介壳的产量。在同一水域，生物量相同的两类生物群相比生命周期短者介壳产量高，生命周期长者介壳产量低。如大洋中，浮游有孔虫活体数量与翼足类、异足类的数量相近或略少，但有孔虫的生命周期短，与后者相差4倍，再加上介壳成分不同而引起的差异溶解，致使沉积物中有孔虫介壳的数量远远大于翼足类、异足类的壳体数量。,深海生物源沉积物分布的肥力一深度模式 ACD文石补偿

47、深度CCD方解石补偿深度,(2)差异溶解效应和深度溶解效应对埋葬介壳产量、面貌的影响 介壳是形成生物源沉积的物质基础，但并非全部介壳都能保存在沉积物中。埋葬介壳往往比水层中的介壳少，这是由于介壳的耐溶性和海水的溶解能力不同而引起的。 差异溶解效应，系指由于介壳的耐溶性随生物群及属种而异，导致海域生物群与埋葬生物群面貌不同的现象。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(方解石)。浮游有孔虫中有刺类比无刺类易溶；,深度溶解效应，是指海水对介壳的溶解能力随海水深度的变化而变化，不同水深介壳遭受溶解的程度不同的现象。钙质介壳和硅质介壳都有深度溶解效应，但具体表现不同。CaC

48、O3的饱和度为D，大洋水体不同深度的D值不同，导致对CaCO3的溶解效应也不同（图9-12）。大洋上层水体的D1，为过饱和层，钙质介壳不溶解；深水层水体的D1，为不饱和层，钙质介壳遭受溶解；两者之间必有一处的D1，称饱和面（或饱和层）。 在此面以下，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增快，称为溶跃面（或溶跃层）。在饱和面和溶跃面之间的水体中，钙质介壳为弱溶的P相；溶跃面内为L相，溶解能力有所增强。在溶跃面以下的水体中，介壳供应量相对减少，而溶解速率增加很快；当到达某一深度，钙质介壳的供应量对减少，而溶解速率增加很快；当到达某一深度，钙质介壳的供应量与溶解量相等而达到

49、平衡时，称之为碳酸盐补偿深度(Carbonate compensation depth)，简称CCD。,中太平洋碳酸盐饱和层、溶解跃层和补偿深度面的位置，以及有孔虫溶解相模式,(3)稀释作用对深海生物源沉积物形成的制约 在两个介壳产量相等、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由其它环境因素决定的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。当硅质介壳与钙质介壳同时沉积时，虽不影响生物源沉积物的形成，但由于它们互相稀释，对形成单一的硅质或钙质沉积物有一定影响。,钙

50、质软泥的分布,钙质软泥沉积的分布见图92 。从图92和表94可以看出，钙质软泥在大洋中分布最广，占大洋总面积的47.7；但在三大洋中分布不均，大西洋为67.5，太平洋为36.3，印度洋居中。在水深CCD的洋底，没有钙质软泥分布。而CCD在各大洋的深度是不同的，太平洋5 km，印度洋居中，这就是三大洋中钙质软泥面积频率不同的原因。另外，CCD的深度还与纬度有关，赤道区深达555 km，高纬度海区仅34 km(见图91 2)，所以钙质软泥主要分布在热带和亚热带洋区。,（1）有孔虫软泥：也称为抱球虫软泥。绝大部分为浮游有孔虫，底栖有孔虫含量不足1，还有翼足虫、颗石等其他生物碎片、有孔虫的介壳由方解石