第九章 深海沉积.ppt

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。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.HVAndre，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。,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，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，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&Hempton1976）根据沉积物的主要支撑特征，对沉积物重力流进行了分类，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(Boumasequence)。鲍马层序(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1，为过饱和层，钙质介壳不溶解；深水层水体的DCCD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5km，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555km，高纬度海区仅34km(见图912)，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组成，壳体大小在0.651mm间，为砂和粉砂粒级，所以当沉积物中绝大部分为有孔虫介壳时，通常称有孔虫砂，但是有孔虫介壳常被溶解或破碎成泥。,钙质软泥的特征,有孔虫软泥常呈乳白色，有时出现棕黄色或淡蓝等色。除了生物质外还有石英、长石、海绿石、磁铁矿、辉石、火山玻璃等矿物碎屑及铁锰结核。碳酸钙含量在3090间，最高可达98。非晶质二氧化硅含量不超过5，有时可超过30，还含少量的铁、锰、钛、铅等成分。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的面积。有孔虫软泥除了南北两极周围海域外，在大洋中分布广泛。因为受气候带和碳酸盐补偿深度的控制，主要分布在热带和温湿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，壳体多呈右旋。洋盆深处，碳酸盐补偿线下不形成有孔虫软泥。,有孔虫软泥,1.钙质软泥（2）白垩软泥（颗石软泥）：颗石（也称球石）含量大于30的深海沉积物称为颗石软泥，其状如白垩土，故称为白垩软泥。颗石是颗石藻上的鳞屑，直径115微米，颗石藻死亡之后，颗石散落下沉到海底堆积成白垩软泥。颗石在表层海水中有几万到几千万颗/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种耐溶的颗石沉降到洋底，所剩下的不到20，在极地海洋沉积物中不到1。依据深海钻探钻遇的白垩层等，整个新生界可以划分出46个超微化石带，仅新第三系就可以划分出21个超微化石带，并可以将其作海相地层的全球性对比，尤其是早已灭绝的棒石、五角石和盘星石等，是划分地层的标准化石。,深海生物源沉积,1.钙质软泥（3）翼足虫软泥：默莱等人划分出翼足虫的钙质软泥，实际上翼足虫含量很少超过30，其余为抱球虫等生物碎片和少量的碎屑矿物，往往有孔虫数量反而超过30，所以实际上为有孔虫软泥的变种。因此谢珀德又把它划归为有孔虫软泥，但是现在还常用这个名称。海洋中活着的浮游有壳的翼足类和翼足软体动物的壳体的数量接近有孔虫的数量，甚至多余有孔虫，但是由于翼足虫德壳体由霰石组成，比方解石组成的有孔虫壳更加容易溶解，翼足虫又比有孔虫的生活周期长4倍，所以落到海底德量远少于有孔虫。翼足虫软泥只占三大洋洋底总面积德很小部分。,深海生物源沉积,1.浮游钙质生产力：虽然钙质生物死亡后在下沉过程中大部分被溶解掉，但是生产力越高，在海底堆积的生物残体的绝对量就越多，所以钙质软泥主要分布在热带和温湿带生产力高的范围内。,2.溶跃面的控制：溶跃面是碳酸盐溶解度显著增加的深度面，其上有孔虫壳体受轻微的溶蚀；在溶跃面附近溶解率急剧增加，其下溶蚀更剧烈，以致全部被溶解掉。溶跃面在大西洋位于水深40006000米，太平洋35005000米。组成生物壳体的矿物溶解度不一，其溶跃面也不一。深海碳酸盐的溶解度随低镁方解石高镁方解石霰石递增，所以翼足虫的溶跃面浅于有孔虫。这种溶跃现象是由于水深越大，压力就越大，温度越低。二氧化碳含量越高，相对溶解度也越高，所以洋流和水温常可以引起溶跃面的变化。,3.碳酸盐补偿深度面（CCS）或称碳酸盐补偿深度线（CCD）：为碳酸盐沉积的下限界面。该界面附近碳酸盐的供应量和溶解量基本上达到平衡，而使其下不形成碳酸盐沉积。世界大洋中此线深度（如图）,3.碳酸盐补偿深度面（CCS）或称碳酸盐补偿深度线（CCD）：下表所示，太平洋深海沉积物中碳酸钙平均含量随纬度和深度的变化，表明在赤道带含量最高，分布深度最大，向两极碳酸钙减少，深度变小。同一纬度范围内，20003000米深度含量高，向下降低，且南半球总的低于北半球，与CCD线平面分布一致。因此可以利用CCD线来探索古海盆深度和古温度变化。,CCD线也受板块活动的影响，随洋脊扩张，两翼的碳酸盐沉积物不断下降到CCD线以下，直到被硅质软泥或深海粘土覆盖（如图），可借此推断洋底下沉和移动的速率。,碳酸盐沉积后的变化在深海中，自更新世以来未出现成岩的迹象，即使在洋底许多沉积岩层中，也还是存在未固结的碳酸盐，即未发生霰石向方解石转变。,2.硅质软泥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。它们死亡后，在下沉过程中绝大部分被溶解，到达海底时不到1。也存在氧化硅溶跃面和补偿面。其溶跃面的深度小于碳酸盐的溶跃面，而其补偿面深度又大于CCS，然而两者的界线没有碳酸盐的那么明显。硅质软泥中还含有海绵骨针，钙质生物碎片和矿物碎屑。由于硅质生物残骸常被快速堆积的钙质软泥所分散，所以只有在碳酸盐堆积较少或被分解较快的海域才出现硅质沉积。,深海生物源沉积,2.硅质软泥（1）硅藻软泥：硅藻是一种浮游单细胞藻类，繁殖速度快，表层海水有几千几万个/升，死亡后有25的藻体的硅质细胞壁下沉到海底堆积成硅藻软泥，其中非晶质氧化硅的含量可以达到80以上，常以蛋白石的形式出现，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，孔隙率大，含水量高达8090。硅藻软泥中还含有放射虫、海绵骨针和钙质生物碎片及火山和陆源物的矿物碎屑等。硅藻软泥主要分布在南纬50附近的宽约9002000km的环带中，其沉积量占了所有硅质软泥的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、鄂霍次海、日本海，这些海域的局部地方非晶质氧化硅的含量可达到30以上。赤道表层海水硅藻较分散，不沉积成硅藻软泥。印度洋和大西洋不出现大片的硅藻软泥。,2.硅质软泥（2）硅质软泥堆积后，在表层下0.53m内，非晶质氧化硅的溶解度达到最大，使底质溶液中的氧化硅含量每升中高达1000微摩尔（M），但向下陡减，可能出现了胶结作用。更新世以前的深海沉积层中广泛分布有燧石。燧石层厚度不超过1m，常呈结核状、扁透镜体状或层状，随地层便老而增多。始新统内有一在大洋底延续较广的燧石层，成为良好的地震反射层，称为A层。更新世渐新世的燧石分布与现代硅质软泥的分布范围大致相当，显然燧石是硅质软泥成岩作用过程中由生物硅形成的，其形成程序为蛋白石方石英玉髓，随着沉积层深度的增加，出现上述矿物依次被取代的现象。这个过程从硅质软泥堆积后便开始。,放射虫软泥放射虫全部为海洋浮游生物，归属为原生动物界肉足动物门射足动物纲的放射虫亚纲和棘刺虫亚纲。放射虫亚纲下分两个超目，多囊虫壳为蛋白石质；三孔虫壳为混合物（有机质95%、硅质含量为5%20%），主要为暗囊虫；棘刺虫壳为硫酸锶。放射虫软泥中主要是多囊虫的壳体，因为三孔虫、棘刺虫的遗壳不易保存。多囊虫有很多种属，但在沉积物中只发现40多种。放射虫大多为单体，个体大小为50400m，少数为群体。放射虫软泥呈暗灰色，非晶质氧化硅含量很少超过50%，除放射虫外，还含有硅藻、海绵骨针、有孔虫和矿物碎屑等。,燧石通常形成于硅质软泥和深海粘土中，少量出现在钙质软泥和火山沉积层中，但火山沉积层中的燧石的氧化硅却由火山玻璃形成。全新世不形成燧石，更新世仅少量产出，上新世至白垩纪较多，而且在始新世和白垩纪之间最多。硅质软泥的成岩作用非常缓慢，即使在始新世的放射虫软泥中也未见到结晶的氧化硅，表明成岩作用远未完成。,3.深海珊瑚碎屑沉积和有机质沉积（1）深海珊瑚碎屑沉积分布于深海的珊瑚碎屑大多来自浅海底，主要是热带海域陆架外缘的浅水珊瑚礁和大洋礁，极少量来自海底高原的深水珊瑚礁。我国南海中沙群岛环礁的礁前塌积带下限水深为400m。深海珊瑚碎屑沉积属重力流碳酸盐沉积，通常在礁前的大陆斜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、太平洋环礁和我国南海环礁周围海域有该类型的沉积物。,（2）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极大关系。现代海洋的表层水体，溶解氧含量丰富(05，7.5mlL)，因为溶解氧来自大气和植物，海水的运动和浮游植物的光合作用可使表层海水中溶解氧富集；在水深1501000m的中层海水里，因生物尸体的腐解作用消耗氧，而成为缺氧层；水深1000m的深层水含氧量较高(3.5mlL)，是因为大洋垂向环流直接将表层海水送到底部，但又被消耗掉一部分之故。因为现代大洋缺氧层的深度范围在大陆坡，所以该处缺氧海底的沉积物必然富含有机质，从而形成深海有机沉积。印度洋北部水深l501500m为缺氧层，阿拉伯海的陆坡上分布有绿灰色纹层状泥质，此类沉积物虽富含有机质，但除有孔虫外别无底栖动物(Thiede和VanAndel，1977)。黑海和波罗的海也有相似沉积物形成。,五、深海粘土和火山沉积,1.深海粘土沉积深海粘土又称为褐色粘土，曾称过红粘土，呈黄红褐等色，为铁锰的氧化物所染。深海粘土在深海沉积物中颗粒最细（小于5微米），泥质组分占80以上，较致密，沉积速度最慢，通常每千年堆积不到1cm。深海粘土的物质组成较为复杂，主要为以蒙脱石和伊利石为主的粘土矿物，还含有石英、长石、角闪石等陆源碎屑矿物，钙十字沸石、铁锰结核、橙玄玻璃等自生矿物（沸石和铁锰结核可自成一类沉积物），钙质和硅质的生物残骸，鱼类的牙齿和耳骨以及陨石等物质组成。重矿物可达3040。化学组分中铁、锰镍、钴、铜、铅等金属元素高于其他深海沉积物，而有机质的含量非常低。深海粘土主要分布于三大洋（印度洋、太平洋、大西洋）中远离陆地，深度最大的部分。,2.深海火山碎屑深海沉积物中常存在火山物质或火山沉积层（主要为火山灰层）。主要由洋盆内和周围的火山岛屿及海底火山喷溢供应的物质形成的，大陆火山喷发的火山灰经风吹运到深海为数甚少。一层火山灰代表一次火山喷发，火山灰层主要由直径0.01mm左右的具有弯曲的外形的火山玻璃和长石、角闪石、钛铁矿、石英、黑云母、磷灰石等组成。,通常洋盆中心的沉积物以基性火山物质为主，洋盆边缘和岛屿附近的深海沉积物中以中酸性火山物质为主。,从日本陆架向东南到威克岛之间，水深2008000m海区内，在厚28.6m的沉积层剖面中，分布着5种火山沉积物相（如图）：浅海陆架的火山源陆源沉积相；由基性喷出物、陆源物、火山灰及生物源物质组成。半深海硅质泥质沉积相；火山灰占94，硅质生物增加，陆源物减少。半深海深海粘土沉积相；火山灰占80以上，陆源和生物物质不多。深海粘土沉积相；深海沉积速度非常缓慢，混有较多火山物质。含沸石深海粘土沉积相；粘土中火山灰多数分解成沸石。上述5中沉积物相带依次分布，表明远离陆地和火山源，陆源物质减少，火山物质在沉积物中相对减少。,六、深海沉积物中的矿物,深海沉积物的矿物组成、形成和分布的研究，有助于了解深海沉积物的来源，沉积作用和沉积后的演化。深海各类沉积物的成分十分复杂，通常由几种，甚至几十种矿物组成，主要有方解石、霰石、非晶质氧化硅、粘土矿物和碎屑矿物，还有钙十字沸石，铁锰的氧化物和氢氧化物等矿物（如下2表）。除了上述钙质和硅质生物软泥中的主要组成矿物外，还有下面讨论的碎屑矿物、自生矿物和粘土矿物。,深海沉积物中的矿物,（一）碎屑矿物碎屑矿物以陆源和海底岩石的分解产物为主。1.石英：为深海沉积物中的常量矿物，含量有时超过25，多呈细砂粒级颗粒。大洋玄武岩中缺乏石英