沉积地质学-深海半深海

1、半深海-深海沉积中国地质大学（武汉）杜远生半深海-深海沉积8.1 概述8.2 水动力和物理-化学-生物场8.3 背景沉积8.4 事件沉积8.5 海底扇8.1 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8.2 水动力和物理-化学-生物场水动力：表面洋流，底部洋流（温盐循环）；等深流；浊流; 内潮汐和内波物理-化学-生物

2、场：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表层洋流水密度变化底层洋流1-自由氧补偿界面（OCD）OCD为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3-5 ml/l，有时可达0.5 ml/l，因此在中等深度（1

3、50-1000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，既OCD界面。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。海洋物理化学场大洋中氧的分布 大洋表层中的溶解氧来自大气/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）

4、称为缺氧层（oxygen minimum）。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。方解石补偿界面（CCD）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CaCO

5、3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CCD。因此在大洋海水柱状上就有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，如太平洋区海水中含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。海洋物理化学场海水化学碳酸盐海洋碳酸钙来源：河流输入和大洋中脊热液作用，0.11 g/cm2

6、Ky；海洋碳酸盐沉积：1.3 g/cm2Ky所以：1 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2 大洋碳酸钙溶解和沉积间断常见海底雪线CCDCCD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)，在此界面以下，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Alytic10%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CaCO2

7、溶跃层溶跃层CCD第8章 半深海-深海沉积8.1 概述8.2 水动力和物理-化学-生物场8.3 背景沉积8.4 事件沉积8.5 海底扇钙质软泥（抱球虫软泥）硅质软泥（放射虫软泥）深海粘土（红色软泥）半深海软泥（青泥、绿泥、黄泥等）冰海沉积（含砾泥岩）等深积岩和非等深积岩半深海、深海背景沉积、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）：A远洋粘土。CaCO3和硅质化石30%（1）CaCO31-10%，（低）钙质粘土；（2）CaCO310-30%，高钙质（或泥灰质）粘土（3）硅质化石1-10%，（低）硅质粘土；（4）硅质化

8、石10-30%，高硅质粘土B软泥。CaCO3或硅质化石30%（1）CaCO330%。CaCO330%：泥灰质软泥。CaCO32/3：白垩软泥；（2）CaCO330%。硅质化石30%：硅藻或放射虫软泥、半远洋沉积（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）：A 钙质泥，CaCO330%。（1）CaCO32/3：泥灰质泥，CaCO32/3：白垩泥；（2）骸骨CaCO330%：有孔虫软泥、贝壳软泥等。B陆源泥，CaCO330%。石英、长石、云母为主。陆源为：石英质、长石质、云母质C火山泥，CaCO330%、火山灰、火山玻璃等为主。半深海、深海背景沉积

9、印度洋软泥中的生物大洋中的等深积岩等深流和等深积岩是1966年由Heezen等引入沉积地质学的两个概念。等深流是在科里奥利力和水体密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。大洋中的等深积岩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t1.5t1.5（福（福克）克）好至极好好至极好t0.75t0.75（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10-10010-100厘米厘米通常小于通常小于55厘米厘米等深流有较薄的层等深流有较薄的层

10、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

11、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，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（22微米）微米）10-20%10-20%0-5%0-5%等深岩的杂基少等深岩的杂基少微体化石微体化石岩层中普遍常见，保存完好岩层中普遍常见，保存完好有分选有分选稀少，磨损或破碎，重矿物稀少，磨损或破碎，重矿物砂有分选砂有分选等深岩显示更多再改造的证等深

12、岩显示更多再改造的证据据 植物及骨骼植物及骨骼残屑残屑岩层中普遍常见，保存完好岩层中普遍常见，保存完好有分选有分选稀少，磨损或破碎稀少，磨损或破碎岩石类型岩石类型杂砂岩，岩屑杂砂岩杂砂岩，岩屑杂砂岩岩屑杂砂岩、长石砂岩、石岩屑杂砂岩、长石砂岩、石英砂岩英砂岩等深岩成熟度更高一些等深岩成熟度更高一些细粒等深积岩的序列均质泥相斑杂状粉砂和泥相具粉砂层的斑杂相粉砂-砂相含粉砂层的斑杂相斑杂的粉砂和泥相均质泥相大洋中的等深积岩大洋中的等深积岩第8章 半深海-深海沉积8.1 概述8.2 水动力和物理-化学-生物场8.3 背景沉积8.4 事件沉积8.5 海底扇岩 崩滑移和滑塌沉积物重力流碎屑流（水下泥石流

13、）颗粒流液化流浊 流海洋重力流沉积半深海深海事件沉积作用岩 崩岩崩：在陡崖或同沉积断层陡斜坡或碳酸盐台地陡边缘，已石化的沉积物碎块突然迅速地自由掉落或滚动，这就是岩崩。岩崩一般分布比较局限，形成水下倒石堆积。倒石堆由大小悬殊、杂乱堆积的岩石碎块组成，分选差，角砾呈棱角 或次棱角状，颗粒支撑或泥基支撑，厚度变化大，呈窄相带平行于陡壁分布。 海洋重力流沉积滑移和滑塌滑移（Sliding）和滑塌（slumping）：指半固结的沉积物块体受重力作用沿破裂的底面顺坡向下的滑动，其内部保持一定的粘连性。滑移强调沉积物块体的整体移动，而滑塌沉积物内部产生变形、位移和破碎。滑移和滑塌经常紧密共生，有人将二者作

14、同义语使用。滑坡和滑塌在坡度大于0.5的斜坡上均可产生，滑塌块体可从1立方米到100平方公里，厚度从几厘米到几百米，移动距离几百米到数公里。滑坡滑塌体后部具拉张构造，底平滑或弯曲，前部具挤压特征，具沉积层的逆掩和叠覆。滑塌变形层位于上下未扰动层之间，变形层中普通形复杂，常见宽背斜 、窄向斜的褶皱，后为张性断裂，前部为逆断层，变形构造及断裂构造均指示滑动方向，与区域构造无关，褶皱轴面和逆掩断层面的倾向背向滑动方向。此外，滑塌体下部可与下伏岩层渐变或吻合，而上部多呈“不整合”状接触。海洋重力流沉积沉积物重力流沉积物重力流：沉积重力流之沉积物与水的混合物在重力作用下顺坡向下运动形成的流动。这种流动在

15、陆和水下均可发生，但洋底沉积物重力流沉积经常保存在地质记录中。沉积物重力流是重力驱使沉积物运动而带动隙间流体运动，其层内颗粒的粘连性被破坏，单个颗粒在液体介质中移动并推进液体介质。沉积物重力流按支撑沉积物颗粒的机理差异可分为四种类型：即碎屑流、颗粒流、液化流和浊流。 海洋重力流沉积沉积物重力流分类Vertical sequence of the indicators-facies modelBouma sequenceUpper Devonian Turbidite from Rheinisches Schiefergebirge Becke-Oese, Germany. Complete B

16、ouma SequenceABCDE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，分选差或无分选，具漂浮碎屑、底部为突变的冲刷面。深水细粒浊积岩粉砂质浊积岩序列泥质浊积岩序列P：远洋半远洋沉积，常具生物扰动构造。T8：浊

17、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。深水细粒浊积岩泥质浊积岩序列微生物浊积岩序列F：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

18、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。深水细粒浊积岩微生物浊积岩序列无组构浊积岩序列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第8章 半深海-深海沉积8.1 概述8.2 水动力和物理-化学-生物场8.3 背景沉积8.4 事件沉积8.5 海底扇8.5 海底扇海底扇环境类型海底峡谷（物源供应水道）上扇（水道和天然堤）中扇（辫状水道和朵叶体）下扇（席状体和新

19、朵叶体）深海平原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，滑塌层可达几十米甚至几百米厚。由海底滑移和滑塌作用形

20、成。 海底扇沉积的岩相类型上扇主水道：递变层砾岩、反向-正向递变砾岩、块状砾岩碎屑支撑的砾岩根据其递变性及内部构造可分为不同类型。这些砾岩单层厚度可从1米到50米以上，底面清楚，常为水道底，侧向不稳定，延伸不远。层间很少保存泥质层。在正一反递变砾岩中，反递变段厚度小，一般不超过20-30厘米，向上逐渐过渡为正递变或块状层。各类中的叠瓦状砾石指示古流向，即长轴平行流向并向上游倾斜。紊乱层砾岩中砾石杂乱排列，无递变、无层理并无叠瓦状构造。 海底扇沉积的岩相类型中扇辫状水道：块状砂岩相：由很厚的砂岩层组成，砂岩中页岩夹层少或无。层底部具侵蚀模或工具模，内部均一，递变层理一般不发育，典型的沉积构造为泄

21、水管和碟状构造。为沉积物液化流沉积。含砾砂岩相：含砾砂岩不适用Bouma层序，没有页岩夹层，其底部界面明显突变，具大的底模（槽模可达1米长）。层内部一般显递变性，从底部的含砾砂岩向上逐渐递变到中或细砂岩。内部具粗糙的平行层理和良好的板或槽状交错层理，纹层平均厚5-10厘米，层系厚20-30厘米。露头上许多含砾砂岩可形成几十或几百米厚的席状砂，由许多个单个递变层在垂或侧向上叠置联结而成。 海底扇沉积的岩相类型中扇朵状体：近源浊积岩（缺顶鲍马序列）下 扇：经典浊积岩 (完整或缺底鲍马序列)经典浊积岩：以 Bouma层序为代表。缺顶浊积岩：发育在海底扇的中扇部位，以粗粒的底部层序为主，主要由AE段组

22、成。缺底浊积岩：发育在外扇外部，底部层序发育不好，沉积粒度较细，厚度较小，缺乏A或B段。在外扇内部具发育完整的Bouma序列。 海底扇沉积的岩相类型海底扇进积型沉积序列海底扇的进积作用进积作用序列向上变粗序列：深海平原下扇席状体中扇朵叶体中扇辫状水道上扇主水道和天然堤海底峡谷物源供应水道海洋重力流沉积海底扇进积型沉积序列Area of study:Cape Liptrap33Area of study:Cape LiptrapGeological setting:3Stratigraphy: Turbidite fan Sedimentology:7 Five facies associati

23、ons have been recognized from the Liptrap Formation: debris and slump deposits, conglomerates with massive bedding, massive sandstones with massive bedding, typical turbidites with complete or incomplete Bouma sequences, (1) fine-grained siltstone and mudstones Facies association 1: debris and slump

24、 depositsFacies association 1: debris and slump depositsFacies association 1: debris and slump depositsFacies association 1: debris and slump depositsFacies association 2: conglomerates with massive beddingFacies association 2: conglomerates with massive beddingFacies association 3: massive sandston

25、es with massive beddingFacies association 3: massive sandstones with massive beddingFacies association 4: typical turbidites with complete or incomplete Bouma sequencesFacies association 4: typical turbidites with complete or incomplete Bouma sequencesFacies association 4: typical turbidites with complete or incomp