陆坡、陆隆半深海和深海远洋沉积

1、1海洋沉积学Marine Sedimentology主讲：魏金辉主讲：魏金辉23 各论3.6 陆坡、陆隆半深海和深海远洋沉积陆坡、陆隆半深海和深海远洋沉积3.6.1 半深海半深海-深海概述深海概述33.6.1 半深海-深海概述 半深海相当于大陆斜坡（4-20度；水深200m） 深海相当于深海平原，平均水深4000m半深海、深海环境的复杂性：大陆斜坡，海底峡谷，大洋中脊（有震海岭）无震海岭、洋岛、海山、海底平顶山，海底高原和深海盆地45洋陆俯冲带洋陆俯冲带洋中脊附近洋中脊附近太平洋-印度洋-大西洋海底地形太平洋、印度洋海岭太平洋、印度洋海岭63 各论3.6 陆坡、陆隆半深海和深海远洋沉积陆坡、陆

2、隆半深海和深海远洋沉积3.6.2 水动力和物理水动力和物理-化学化学-生物场生物场7一、概述： 表面洋流、底部洋流（）； 等深流； 浊流; 内潮汐和内波：半深海-深海水团具复杂的温度、盐度、pH、Eh和肥力（含营养物质的多少）场及随时间和空间变化的文石、方解石溶跃面和CCD面。此外尚有海底火山、地震、温泉、热卤水和非光合作用海底生物界。他们是形成半深海和深海沉积的重要营力。8表层洋流9水密度变化10底层洋流11温盐环流12：静海条件下自由氧耗尽而被补偿的深度。 大洋的溶解氧来自大气，因此氧只在表层海水中由于与大气交换或在有光带中植物的光合作用提供。 由于生物死亡后下沉并发生腐解而消耗氧气，使氧

3、的含量逐渐变得减少。现在大洋深水中氧的饱和度接近7.5ml/l，而实际上大洋深处仅有3-5ml/l，有时可达0.5ml/l，因此在中等深度（150-1000米）处有一数百米的缺氧层，该缺氧层之下为洋流作用充氧带。 在上升流区，由于生物生产率高缺氧层更发育。现代东太平洋赤道南北两侧和印度洋北部已发现是缺氧的，而且影响范围很广泛。自由氧含量趋于0的界面为无氧沉积界面，此界面自由氧的供给和消耗趋为零，即此界面自由氧的供给和消耗趋为零，即。在标准的静海盆黑海，该深度在黑海周缘为250米，中心地带为150米左右，印度洋缺氧层的顶界为250米左右。二、自由氧补偿界面（OCD）13大洋中氧的分布 大洋表层中

4、的溶解氧来自大气/水交换和植物的光合作用； 表层海水富氧。向下因生物死亡后的腐解作用消耗，氧气含量下降，二氧化碳增加。 在水深约150-1000米处，含氧量比上覆和下伏海水低（最低含量）称为缺氧层（oxygen minimum）。具有缺氧层是世界大洋的共同现象。 缺氧层之下，由于浮游生物的腐解作用已经结束，深层水和底层水又是自高纬度区的表层水沉补而来，含氧量又回升。二、自由氧补偿界面（OCD）14 CaCO3在海水中的溶解度和海水中的HCO3-的浓度（即CO2的溶解度）有关。当温度降低或压力升高时，CaCO3的溶解度增高。 由于大洋温跃层之下海水温度变化不大，所以CaCO3的饱和度在深海区主要

5、取决于压力（水深）。水深越大，CaCO3在海水的饱和度就越小。 现代大洋除顶层水之外，CaCO3均不饱和，钙质生物壳体在从大洋表层向下降落的过程中就会发生溶解，在水深大约3500-4000米之间有一CaCO3溶解度急剧增加的区，Berger（1968）称之为溶跃层（Lysodine），溶跃层内CaCO3大量溶解，溶跃层之下即为。 在大洋海水柱状上，CaCO3饱和深度（CSD）、溶跃层（Lysocline）和CCD几个面控制着大洋壳底CaCO3沉积物的分布。 在不同大洋及不同海区各界面的深度不同。太平洋区海水中含CO2较多，CSD在北太平洋为1000米，南太平洋为2000米，CCD面在太平洋平均

6、4000米左右。而北大西洋CCD深达4000米，南大西洋不足3000米，CCD在大西洋局部达5500米。二、方解石补偿界面（CCD）15 海洋碳酸钙来源： 河流输入和大洋中脊热液作用，0.11 g/cm2ky 海洋碳酸盐沉积：1.3 g/cm2ky 所以： 大洋除顶部水层以外，对碳酸钙而言是不饱和的。主要依靠深海碳酸盐溶解补充海水碳酸钙的不足，以维持平衡 大洋碳酸钙溶解和沉积间断常见二、方解石补偿界面（CCD）16 CCD界面之上，浮游有孔虫遭受强烈溶蚀，但仍有许多抗溶的壳体（以浮游有孔虫和颗石藻类为主的钙质软泥）；在CCD界面以下，浮游有孔虫遭受全部溶蚀，沉积物中碳酸盐含量63微米）未溶相A

7、lytic10%高（理想化的沉积物）始溶相Eolytic10%10%6%渐溶相Oligolytic10-30%10%30%6%中溶相Mesolytic30-70%3%30-70%通常70%通常70%0深海粘土，不含CaCO221溶跃层溶跃层22CCD233 各论3.6 陆坡、陆隆半深海和深海远洋沉积陆坡、陆隆半深海和深海远洋沉积3.6.3 深海深海-半深海背景沉积半深海背景沉积241.钙质软泥（抱球虫软泥）2.硅质软泥（放射虫软泥）3.深海粘土（红色软泥）4.半深海软泥（青泥、绿泥、黄泥等）5.冰海沉积（含砾泥岩）6.等深积岩和非等深积岩25大洋中深远海沉积物的分布26半远洋沉积（泥）半远洋沉

8、积（泥）大于5微米的陆源、火山成因和浅海成因的碎屑25%；中值粒径5微米（自生矿物和远洋生物除外）钙质泥钙质泥：CaCO330%。CaCO32/3：泥灰质泥，CaCO32/3：白垩泥骸骨CaCO330%：有孔虫软泥、贝壳软泥等。陆源泥陆源泥：CaCO330%。石英、长石、云母为主。陆源为：石英质、长石质、云母质火山泥火山泥：CaCO330%、火山灰、火山玻璃等为主。27远洋沉积物（软泥和粘土）远洋沉积物（软泥和粘土）大于5微米的陆源、火山成因和（或）浅海成因的碎屑25%；中值粒径5微米（自生矿物和远洋生物除外）：远洋粘土远洋粘土：CaCO3和硅质化石30%CaCO31-10%，（低）钙质粘土；

9、CaCO310-30%，高钙质（或泥灰质）粘土硅质化石1-10%，（低）硅质粘土；硅质化石10-30%，高硅质粘土软泥软泥：CaCO3或硅质化石30%CaCO330%。CaCO330%：泥灰质软泥。CaCO32/3：白垩软泥；CaCO330%。硅质化石30%：硅藻或放射虫软泥28半深海、深海背景沉积29深水薄层沉积30印度洋软泥中的生物残体31深海环境中的薄层燧石32大洋中的等深积岩和是1966年由Heezen等引入沉积地质学的两个概念。33 等深流沉积等深流的沉积环境和发育机制等深流的沉积环境和发育机制等深流的沉积环境 等深流：又称等高流、水平流、平流，发育在深水环境，是在科里奥利力和水体密

10、度梯度力的综合作用下，沿盆地等深线流动的流体，是一种低速（2-20cm/sec）、持续的牵引流，在被动大陆边缘最发育。主要分布在20005000m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。 34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)，最快时可达55.55 cms(NARnpke，1978)。 35等深流的沉积和侵蚀地形等深流的沉

11、积和侵蚀地形等深流沉积地形 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。 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50)，砂含量40，粘土含量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。 383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

12、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)。39大洋中的等深积岩4041等深积岩与浊积岩的区别 浊积岩浊积岩等深岩等深岩结结 论论颗粒分选性颗粒分选性中等至分选差中等至分选差t1.5（福克）（福克）好至极好好至极好t0.75（福克）（福克）等深岩有较好的分选性等深岩有较好的分选性层厚层厚通常通常10-100厘米厘米通常小于通常小于5厘米厘米等深流有较薄的层等深流有较薄的层原生沉积构原生沉积构造造粒序粒序普遍存普遍存 正粒序，底部接触

13、正粒序，底部接触清楚，向上接触不清楚清楚，向上接触不清楚正粒序及逆粒序，顶底接触正粒序及逆粒序，顶底接触都清楚都清楚等深岩的递变性规律较差，等深岩的递变性规律较差，而顶部接触明显而顶部接触明显交错纹层交错纹层普遍，由细屑岩集中而显示普遍，由细屑岩集中而显示出出普遍，由重矿物集中而显示普遍，由重矿物集中而显示出出等深岩与浊积岩明显的区别等深岩与浊积岩明显的区别是纹层是纹层水平纹层水平纹层仅见于上部，由细屑岩集中仅见于上部，由细屑岩集中所显示出所显示出整个层中都有，由重矿物或整个层中都有，由重矿物或有孔虫介壳集中所显示出有孔虫介壳集中所显示出层中有重矿物层中有重矿物块状层理块状层理特别在岩层的底部

14、，常见特别在岩层的底部，常见缺乏缺乏等深岩普遍是纹层等深岩普遍是纹层颗粒组构颗粒组构在块状递变层中少或没有优在块状递变层中少或没有优选方向选方向整个层中普遍地颗粒优选平整个层中普遍地颗粒优选平行层面行层面等深岩有较好的颗粒定向等深岩有较好的颗粒定向砂和粉砂极砂和粉砂极组分组分杂基杂基（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。70浊积物层理 浊积物中常见的层理有递变层理和交错层理。 71(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

15、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

16、理(沃克，1978)；小型交错层理在牵引毯中十分普遍(JSanders，1965)。 72 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、椎模等(刘宝珺，1980；余素玉，1989)。 737475Vertical sequence of the indicators-facies modelBouma sequence76Upper Devonian Turbidite from Rheinisches

17、 Schiefergebirge Becke-Oese, Germany. Complete Bouma SequenceABCDE77787980深水细粒浊积岩粉砂质浊积岩泥质浊积岩微生物浊积岩无组构浊积岩海洋重力流沉积81粉砂质浊积岩序列 F：半远洋或远洋粘土质沉积，内生物扰动构造发育。 E：粘土质沉积，具或不具递变，有时可见水平纹层，常有生物扰动。 D：细粉砂质为主，粉砂和粘土互层形成平行的纹层，通常具递变性和同沉积变形构造。 C：中粒粉砂为主，具递变性和中等交错纹理及卷曲层理 B：中粒粉砂，具或不具递变性，平行纹理发育。 A：中粗粒粉砂或砂质粉砂，块状层理，递变性不好或无，分选差或无分

18、选，具漂浮碎屑、底部为突变的冲刷面。深水细粒浊积岩82粉砂质浊积岩序列83泥质浊积岩序列P：远洋半远洋沉积，常具生物扰动构造。T8：浊积泥，部分为远洋沉积，具微生物扰动。T7：无递变泥，偶具粉砂质假结构。T6：递变泥，常具分散的粉砂透镜体。T5：具米状卷曲的粉砂纹层的泥质沉积。T4：具不清楚的断续的粉砂纹层的泥质沉积。T3：具连续规则的平行的薄粉砂层的泥质沉积。T2：具不规则微细的薄粉砂层的泥质沉积，内具低振幅的爬升波痕T1：厚的泥层，常具薄的色卷粉砂纹层。T0：底部厚的透镜状粉砂纹层，顶部具衰减波痕，内部为微纹层。 底面为冲刷模和负荷模。深水细粒浊积岩84泥质浊积岩序列85微生物浊积岩序列F

19、：半远洋和远洋沉积，具生物扰动构造。F/E：生物成因浊积岩和远洋半远洋沉积的混合，具反递变和生物扰动构造。E3：生物成因的泥，极细粒，均质无递变性，具孤立潜穴，生物扰动向上增多。E2：生物成因泥，具微弱的递变，细到极细粒，稀小的孤立潜穴。E1：生物成因的粉砂和泥，具递变层，平行和弥散的纹层，粗的生物成因的颗粒和细的生物颗粒及灰泥互层，底部纹层为砂到粉砂级生物屑，底面为冲刷面，与下伏层呈突变接触。深水细粒浊积岩86微生物浊积岩序列87无组构浊积岩序列88半深海深海沉积作用和相模式小结事件相模式事件相模式背景相模式背景相模式893 各论3.6 陆坡、陆隆半深海和深海远洋沉积陆坡、陆隆半深海和深海远

20、洋沉积3.6.5 海底扇海底扇903.6.5 海底扇海底扇环境类型1. 海底峡谷（物源供应水道）2. 上扇（水道和天然堤）3. 中扇（辫状水道和朵叶体）4. 下扇（席状体和新朵叶体）5. 深海平原919293海底扇沉积的岩相类型 海底峡谷：碎屑流、杂砾岩、滑移和滑塌相 上扇主水道：递变层砾岩、反向-正向递变砾岩、块状砾岩，天然堤薄层浊积岩 中扇辫状水道：含砾砂岩、块状砂岩 中扇朵状体：近源浊积岩（缺顶序列） 下扇：经典浊积岩（鲍马序列）、缺底浊积岩海洋重力流沉积94海底峡谷 泥基支撑的砾岩相：由泥基支撑的砂、细砾、中粗砾和漂砾组成，其底面不规则，缺乏典型的工具痕和侵蚀痕。层内部混乱，无一定的组构，正反递变及层理均不发育，局部可见叠瓦状构造，为碎屑流沉积而成。 滑塌岩相：也由基质支撑砂砾岩组成，但内部高度变形，形成大的揉皱、断裂、或混合及角砾岩化