第九章深海沉积

1、 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

2、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。 2.2.海洋源物质海洋源物质 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

3、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。 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

4、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

5、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。 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。 据THVAndre，1981 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

6、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

7、 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。 浊流的形成浊流的形成 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

8、。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。 2.2.浊流的流动浊流的流动 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

9、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。 2.2.浊流的流动浊流的流动 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

10、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。 3.3.浊流的沉积作用浊流的沉积作用 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

11、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

12、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

13、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

14、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

15、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 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，强大的重力驱动流的，强大的重力驱动流，这种流的运动由内部湍流所支撑。浊，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

16、用。浊流在深海盆地的许多地方造成比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。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，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产生浊流。海底滑动沉积物的总密度是1.52.4g/cm1.52.4g/cm3 3，此值远，此值远 大于推算的浊流值（大于推算的浊流值（ 1.031.31.031.3g/

17、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。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。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。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

18、次发生过下降，聚积在陆架和沿岸地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，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。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。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

19、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

20、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

21、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 (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

22、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

23、递变层理是快 速堆积形成的；牵引毯单层厚度一般Mg2+Ca2+ K+次序 进行的。而有机炭可促进活动的强度。随着沉积物成岩作 用的进行，沉积物颗粒间隙真水溶液的性质受到沉积物的 物化性质影响越来越大，水溶液和沉积物颗粒表层物质逐 渐趋向化学平衡。 随着成岩作用的进行，软泥水的性质与大洋底层水的性质越 来越不同。现在讨论几种海洋沉积物真Cl-Na+SO2+4 Mg2+型软泥水的情况。 1.深海粘土和放射虫软泥类中软泥水的元素浓度及它们 的比值几乎和大洋底层水一样，总浓度为2.3毫克当量/千 克。垂向上软泥水中总浓度的变化和其中个别元素的平均浓 度的变化相差甚微，甚至在较长的地质时期几乎保持不变，

24、 仍为Cl-Na+SO42+Mg2+型。 2.钙质软泥类中软泥水的平均总浓度为1.8毫克当量/ 千克。太平洋稍高于大西洋，基本情况和1类相似，仍属 ClNa+SO42+Mg2+型。 3.还原性深海粘土类中软泥水的总浓度为1.22毫克当量/ 千克，只显示微弱的变化；仍为ClNa+SO42+Mg2+型。软 泥水在垂向上，随深度增加， Na+ 和K不断累积，Br-没 有明显的增加，这种变化因有机质含量不高而进行得缓慢 微弱，虽然最终可能变成氯化物碱性类水，但是仍为 ClNa+SO42+Mg2+型。 4.硅藻软泥和粘土质硅藻软泥类中（在洋盆边缘）的软泥 水有机质含量高，可迅速变为氯化物碱性类软泥水，在

25、 洋盆中央的软泥水中有机质含量少，变化不大，仍保持为 ClNa+SO42+Mg2+型软泥水。 （五）深海沉积物的有机组分 在深海沉积物中有机质仅占1%左右。近岸可以达到2.5。在 太平洋北部沉积物中有机质为11.15，南部为0.41； 大西洋0.31.5。海洋沉积物中有机质的组分繁多，其中包 括有机碳、蛋白质、核酸、碳水化合物、脂类及残余物等，通 常以有机碳或氮的百分含量来表示；而特拉斯克则用 C1.8(或1.724)或N18值来表示。由于氮的演化速率快于碳， 所以C/N值可用于以表示有机质分解程度的指标。如C/N值在各 类沉积物中平均约8.5，在有孔虫软泥中可达20.8，褐色粘土 中仅为4.

26、5。C/N值之所以出现这样大的波动，是由于有机质已 在下沉过程中发生消解而使C/N值增大之故。但如果有机质被 充分氧化（在褐色粘土中），则氮和碳都被消解到最低值， C/N值又趋变小。有机质分解残留下来的为稳定的腐植质。 影响深海沉积物中有机质含量有以下因素： 1.浮游生物的生产力。 浮游动物中有机质占4070，死后下沉过程中分解成 低分子化合物，经聚合成腐殖酸类，降落到海底时，在半深 海只剩下510，在深海不足5。浮游植物的在半深海只 剩下0.10.5，深海不足万分之一。在浮游生物生产力高 的海域，海底有机质堆积的速度快和绝对量高，反之则低。 2.深海沉积物和有机质沉积速率之比。 沉积速率慢，

27、有机质容易被游离氧和微生物分解，而堆 积速度快可使有机质分散，但是快速堆积可掩埋和保存有机 质。 3.沉积物所处环境的氧化还原电位。在氧化环境中， 有机质较快地分解。在还原环境中有机质分解缓慢， 随着成岩作用的进行，可以演化为石油。温度地增加 只是使得以上的分解速率加快。 4.成岩作用。有机质在成岩过程中主要进行脱氢和加 热作用，连腐殖酸中的络合物也开始降价，剩下的不 溶物可能为干络根。所以它们的比值可以表示成岩程 度（也称成熟度）的指标。 八、深海沉积层和沉积速率 （一）深海沉积层 大洋底层存在许多地震反射层，其中一些良好的反射 层可以延续数百至数千公里，从上向下分别对这些反 射层称为“层A

28、”、“层B”等。（如图） 大洋沉积层大多数为侏罗纪以来的连续沉积， 厚度不大，变形小，成岩性差，生物群丰富，所以 成为地球上研究新生代地层的最佳对象。 通过生物群，主要是微体化石群的演化和对比 的研究，可以确立大洋、甚至全球的新生代的标准 剖面，由此可以进行大洋发展史和古气候的研究。 1.物质供应 大洋中沉积层的厚度取决于沉积物的供应量。在大洋周 缘，陆源物资的供应量大，所以沉积厚度大，等厚线呈明显 的环带现象。 除了以陆源为主的沉积带外，沉积层的厚度明显受生物 源物质的供应量的影响，而生物源的供应量又取决于浮游生 物的生产力。生产力高低又与气候有关。所以生物源沉积层 的厚度变化与气候带一致，

29、其等厚线明显的平行纬线呈东西 向分布。 2.地形与深度 沉积层的厚度总是受洋底地形的控制，通常正向地形变薄， 负向地形增厚。但是整个大洋沉积层的厚度又受陆源物供应量 的多寡，碳酸盐补偿深度线，氧化硅补偿深度线的控制，后面 两条线之上的沉积层厚度均大于其下的沉积层，甚至大几倍到 几十倍，形成与地形控制沉积层厚度相反的格局。于是出现洋 盆中深度小的地方沉积层厚度大，深度大的地方，反而沉积层 厚度小。 3.构造 深海沉积层在扩张的 新生洋脊上较薄，而向两 翼增厚。如图，大西洋中， 洋脊向两翼沉积层厚度增 加，且呈明显的带状分布。 太平洋海沟阻止浊流搬运 陆源物资进入海盆。 从洋盆边缘向中心，随着深度

30、的增加，随着陆源物供应量的减少，沉积层厚 度变薄。由于生物源物资叠加其上，厚度又起了变化。 从陆缘向洋盆中心依次出现陆源沉积、钙质沉积、硅质沉积、 深海粘土，沉积厚度逐渐变小（如图） 各大洋中沉积层的厚度不一。 （二）沉积速率 大洋的沉积速率由可靠的地层厚度和年龄资料计算获得。 通过计算得到现代的深海沉积速率为0.110厘米/千年。 大洋的沉积速率最低带和陆上的干旱气候带一致，一般 约为0.1厘米/千年，太平洋小于此数，大西洋0.31厘米/千 年。 三条沉积速率最高带和南北温湿带和赤道带一致，为1 3里米/千年，在轴部可达10厘米/千年，显然受生物生产力的 影响。从洋盆边缘到中心，沉积速率也由

31、大逐渐变小，是受 陆源物供应的影响（图924）。当洋底处于CCD线以下时， 沉积速率又降低。 九、大洋沉积的分布规律九、大洋沉积的分布规律 大洋沉积作用存在气候地带性、环陆地带性、垂直地带性 以及构造地带性。 1.1.气候地带性气候地带性 不同的气候带具有不同的温度和湿度，他 影响基岩风化（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。 （1）冰带。广布着冰川海洋沉积。南冰带以冰山沉积为 主；在北冰带，格陵兰附近为冰山沉积，北冰洋地区多海 冰沉积。含少量硅质沉积物，其他

32、沉积物类型十分少见。 粘土矿物主要是绿泥石和伊犁石。 （2）温带。在南温带以硅质软泥占优势，该带南部边界 是南极辐聚带，北部为大洋环流的上升幅散带。在北温带 除硅质沉积外多钙质和陆源沉积。温带的粘土矿物主要是 伊犁石和绿泥石。深海粘土仅仅见于邻近干燥带的地方。 (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，但是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，大多数被改造 成沸石、橙玄玻璃等自生矿物，形成特有的沸石沉积。铁 锰结核在本带也常见。 （4）赤道带。尽管本带陆源沉积率相当高，但是由于处 在

33、幅散带，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。在浅水的海山或海岭上发育了珊瑚礁。 总的来看，冰川海洋沉积主要见于冰带，深海粘土多限 于干燥带和赤道带的深水区。在冰带，生物沉积作用几乎消 失；在干燥带，由于水动力停滞，生物沉积作用相对较弱 （有钙质沉积却缺少硅质沉积）；只有在水动力活跃的湿润 带，生物沉积作用最为旺盛（既有钙质沉积又有硅质沉积）， 硅藻软泥主要分布在温带湿润带（南温带为主），放射虫软 泥则见于赤道湿润带。 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

34、在沉积物的数量上，即沉积速度和沉积厚度上也有反映。 2.环陆地带性 在环绕陆地的洋缘地带，广泛发育了陆源沉积；而在远 离陆地的远洋地带，则停积了深海粘土、钙质和硅质软泥等 远洋沉积物。 就沉积量而论，在大陆及群岛周围的大陆坡麓处，乃是 巨厚沉积的分布区，随着远离大陆向着大洋方向，沉积数量 及沉积速率逐渐降低，通常在距大陆坡麓数百公里以外，这 种沉积量的递降现象不明显。 在陆源物质大量输入海洋的温湿带，沉积量递减的环陆 地带性表现最为强烈，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约达2000km。但在干燥 带，由于陆源输入量有限，环陆地带性不甚显著。 3.垂直地带性

35、碳酸盐沉积最严格的服从于垂直地带性，他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。在水深较小的海山 和海岭的顶峰处经常覆盖着近于白色的钙质沉积物。因为钙质沉积物的 沉积速度大于相邻的深海粘土十倍左右，这种情况下海底高地上的沉积 厚度反而超过了周围的深海盆。由于海底高地上底流比较活跃，其沉积 物的粒度往往较粗。在垂直地带性的一般图式中，可以划分为3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）；非钙质沉积物（补偿深度以下）。 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，乃是干燥带中离大陆较远的深海粘

36、土分布区。 4.构造地带性 海底扩张和板块运动导致洋底年龄从洋中脊轴部向两翼 规律递增。 洋底边扩张、边沉降、边接受沉积。在中脊顶部，构造 因素起主导作用，其上沉积层缺失或充填于凹地中。向两翼， 随着洋底年龄增大沉积厚度也逐渐增加。 构造作用下，存在水热作用，使得出现特有的重金属软 泥。海底火山活动可以形成玄武质组成的玻璃质火山碎屑夹 层。 在大洋沉积过程中，气候地带性、环陆 地带性、垂直地带性和构造地带性是同时存 在的，它们相互交织在一起，使得我们所看 到的大洋沉积物的分布，呈现出相互穿插的 复杂格局。 地带性规律的研究，有助于揭示大洋沉 积物类型以及数量上分布的根源。同时,掌握 地带性规律

37、，对于运用现实主义原则恢复古 代深海沉积的形成环境也是大有益处的。 十、大洋沉积作用十、大洋沉积作用 1.垂直沉降作用 大洋中沉积物沉降，除了斯托克斯规律，还受以下因素 的影响。 （1）颗粒形状不规则将减缓下沉速度。 （2）水体紊流或洋流等使得颗粒在水平方向流动也将减缓 下沉速度，并使得他远离原生部位。 （3）如果是粘土矿物或壳体外附着有粘土矿物，在海水中 产生絮凝作用会减缓沉降速度。 （4）钙质壳体的溶解作用也将影响沉降速度，受CCD面影响， 一般钙质壳体下沉到CCD面以下深处，便被全部溶解。 2.远浊流作用 浊流在陆架和陆坡上沉积后，其悬移细组分继续向深 海平原运移并堆积下来，称为远浊流作

38、用，由远浊流形成 陆隆和深海平原上的远浊扇，称为远浊流沉积，他具有以 下性质： （1）平均粒径为10微米，如果深海平原坡度为 1/1000，则其搬运速度为0.10.2m/s，最高可达2m/s， 当其流速较大时，在洋底也具有侵蚀能力，如形成槽形地 和加深其本身通道。 （2）远浊流和浊流一样，具有阵发性和脉动性，随 着上部浊流和物源供应而变化。 2.远浊流作用 （3）美国东海岸哈特拉丝深海平原上，远浊流沉积 厚达1000多米，有的深海盆地被填平，厚度更大。 （4）多发生在晚更新世低海面时期，美国西海岸晚 更新世发生过8次远浊流，平均1000年一次，低海面时， 大陆侵蚀作用强，沉积物来源丰富。 3.底层流效应 主要是南极四周底层水向北流动，可能引起最强劲的底 层流。它往往与深层冷水团循环相伴生，属于密度流。以大 西洋西岸特别明显，北冰洋也有南下底层流，但不及南极洲 海区北上的底层流强劲。底层流一般速度为520cm/s，最 大可达32cm/s，底层流有以下效应： （