深海海底地貌及沉积物(1)
深海水文地质特征与沉积环境演变模式
深海水文地质特征与沉积环境演变模式深海是指海平面以下200米以上的水域，其水文地质特征和沉积环境演变模式是海洋地质学中一个重要的研究领域。
深海地质的研究对于深入了解海洋生态系统、地球内部构造以及古气候变化等方面具有重要意义。
在这篇文章中，我们将探讨深海水文地质特征与沉积环境演变模式的一些关键问题。
首先，深海水文地质特征是指深海区域的洋底形态、水动力学特征以及海底沉积物的分布等。
深海地形主要由海山、海沟等构造形成，而海底地势的起伏直接与洋流的流速和方向有关。
在深海地区，洋流主要受到全球风力和地球自转的影响，形成了多种不同的水流体系。
这些洋流对于深海生物的分布和海底沉积物的集聚起着重要作用。
其次，深海沉积环境的演变模式是指深海沉积物的形成、堆积和变质过程以及其对环境演变的反应。
深海沉积物主要来源于陆地的悬浮沉积物、海洋生物残骸以及化学沉积物。
这些沉积物在深海环境中经历了多个阶段的沉积过程，包括悬浮沉积、抛沉和重新搬运等。
同时，深海沉积物还受到沉积速率、水体氧化还原条件以及沉积物之间的相互作用等因素的影响，进而形成不同的地层序列和地球历史记录。
在深海水文地质特征和沉积环境演变模式的研究中，科学家利用多种技术手段收集数据和研究样本，其中包括声波测深、卫星遥感、探深器和钻探等。
这些技术手段可以有效地探测深海地形和沉积物的分布，在一定程度上揭示了深海地貌和沉积环境的特征。
此外，科学家还通过分析沉积物中的岩性、元素组成和古生物化石等信息，可以推断深海环境的演变过程，进而研究全球气候变化和生物地球化学循环等大尺度问题。
深海水文地质特征与沉积环境演变模式的研究具有重要的科学意义和应用价值。
首先，深海是地球上最大的生态系统之一，通过深入研究深海水文地质特征，可以更好地理解深海生物的分布规律和生态系统的功能。
其次，深海沉积物记录了地球历史上的重要事件和自然演化，通过分析沉积物中的古气候指标和古生物化石等信息，可以了解全球气候变化和环境演变的机制。
【高中地理】高中地理知识点：海底地形的分布
【高中地理】高中地理知识点：海底地形的分布海底地形：从大陆边缘到海洋中心，海底地形分为大陆架、大陆坡、洋盆和大洋中脊。
大陆隆：也被称为大陆基地。
它是一条从大陆坡脚向洋盆缓慢倾斜的海底沉积带。
深度约为1500-5000米。
它在大陆坡附近更陡，在海盆附近更慢。
大陆隆升主要分布在大西洋、印度洋、北冰洋和南极洲周围。
海隆：从深海海床上缓缓下降的高地。
它呈长条状或近似圆形，比海床高数百米，宽数百公里。
海山：海底1000米以上的死火山和活火山，坡度为5°-15°。
深海海底的火山呈点状、椭圆形或狭窄。
世界海底地形类型示意图及特征：海底地形：消亡边界岩石为何比生长边界的老？生长边界，即洋脊（中脊）部分，不断形成岩石。
新生成的岩石将旧岩石推到山脊两侧，旧岩石消失，直到被推到灭绝边界。
显然，灭绝边界处的岩石将比生长边界处的岩石更古老。
由此可以得出结论：靠近山脊的岩石更年轻；相反，年龄越大。
相关高中地理知识点：地球的内部圈层地球内圈的划分依据：是地震波的传播方式和传播速度。
地震波内部和地球内部结构图：圆圈范围特征莫霍面以上固态：平均厚度17千米（大陆部分平均厚度约33千米，海洋部分平均厚度约为6千米）。
地势越高，地壳越厚。
莫霍面（在地面以下33km处，P波和S波的波速显著增加）地幔莫霍面和古腾堡之间具有固态特征，主要由含铁、镁的硅酸盐类矿物组成，铁、镁含量由上至下逐渐增加。
古腾堡表面（在距表面2900公里的深度，P波减慢，S波消失）地核古腾堡下组成物质可能是极高温度和高压状态下的铁和镍。
可分为内核和外核；外核物质呈液态或熔融状态，内核呈固态。
地震波概念：当地震发生时，地下岩石受到强烈冲击，产生弹性震动，并以波的形式向四周传播，这种弹性波即为地震波。
分类特点传播速度所经物质状态共同点纵波更快固体、液体、气体所有这些都会随着穿过的物体的性质而变化横波固体不连续性：波速突然发生变化的面岩石圈范围：它包括整个地壳和由岩石组成的上地幔顶部（软流圈上方）。
探索地球的最深处：深海生物与海底地貌
探索地球的最深处：深海生物与海底地貌1. Introduction1.1 OverviewThe Earth’s deep sea remains one of the most intriguing and mysterious frontiers for exploration. With depths reaching thousands of meters below the surface, this largely uncharted territory holds a wealth of secrets waiting to be uncovered. In this article, we delve into the enigmatic world of deep-sea organisms and the fascinating seafloor landscapes that shape our planet's most remote regions.1.2 Research BackgroundThroughout history, humans have been captivated by the mysteries concealed within the depths of our oceans. However, it was only with advancements in technology and scientific understanding that we began to unlock some of these secrets. The exploration of deep-sea ecosystems and seafloor geology has offered us unprecedented insights into unique life forms and geological processes that thrive in these extreme environments.1.3 Objectives and SignificanceThe primary objective of this article is to shed light on two interconnected aspects: deep-sea organisms and seafloor geomorphology. By examining the biodiversity and adaptive strategies exhibited by species living at extreme depths, we can gain a greater appreciation for the resilience and diversity of life on our planet. Simultaneously, understanding the geological characteristics and formations found on the ocean floor allows us to comprehend how Earth's dynamic processes shape its surface.By exploring these topics, we hope to emphasize the importance of preserving these delicate ecosystems and protecting them from potential threats posed by human activities such as resource extraction. Additionally, this article aims to provide insights into sustainable practices for utilizing deep-sea resources while minimizing environmental impacts.Through a comprehensive examination of current research advancements, environmental concerns, and future prospects for sustainable development, this article aims to illuminate both scientists and general readers about the wonders hidden beneath our planet's vast expanses of water. Join us on this journey as we delve into the depths ofEarth's most fascinating frontiers: deep-sea organisms and seafloor landscapes.2. 深海生物的奇异世界2.1 生物多样性深海是地球上最大的生态系统之一，被誉为"世界上最后的边疆"。
第八章海洋和海陆交替带地貌和沉积物
2、大洋盆地沉积物特征
（1）深海软泥
褐色软泥 广布于大洋盆地，主要由粘土矿物、陆源的石英 砂、火山灰、宇宙物质几风尘等组成，富含Fe、Al质，一 般呈红褐色，碳酸盐含量小于30%.
钙质软泥 碳酸盐为主的软泥，主要分布于热带、亚热带的 各大洋区，生物碎屑含量大于30%.
硅质软泥 以硅质为主的软泥，生物碎物礁所隔离出来的一部分近岸 海礁，常有排水口与广海相连。
三、海洋和海陆交替带研究的 实际意义
1.海岸砂矿：砂金、金刚石、锡石、锆 石和独居石等砂矿的重要产地。
2.海岸工程：港口、潮汐发电、建筑物 和防止海水入侵大陆、利用海岸摊除养 殖水产和开发三角洲与海岸旅游资源等 等，都必须研究海岸带地质、地貌、沉 积物、内外动力作用过程和海平面的升 降等。
（2）沿岸流堆积地形
当波浪前进方向与海岸斜交时，波浪作用的退流方向与重力沿海底 向海的切向分力的方向不在同一直线上，泥沙便沿着波浪退流与重 力切分量的合力方向呈“之”字形沿岸运动，称泥沙纵向运动。
①沙嘴：由于海湾区波浪折射分散和波浪的季 节变化，堆积体生长端呈钩状，这种沉积体称 为沙嘴。
②连岛沙坝：在有屏障海岸，于屏障体的波影 区内，沉积物流的容量降低，最初堆积成角滩， 继而延伸成沙嘴，最后形成连岛沙坝。
（1）波浪
波浪要素与浪基面
波长
波高 波峰
平均海平面
波谷
水深
海底
浪基面(水深＝L/2) ：或r=0.5he-2a
浅水波
在水深不超过1/2波长的浅水区，波浪会因 与海底之间的磨擦而逐渐变形直至破碎。
对称波
非对称波
激浪
洗浪
波浪
倾浪 破浪
底流
波浪在不同水深作用示意图
海底地形的知识点总结
海底地形的知识点总结一、海底地形的分类海底地形根据其特征和形成过程可分为陆源海底地形和海源海底地形两大类。
1.陆源海底地形陆源海底地形是指受大陆运动、河流冲积和冰川侵蚀作用的影响而形成的海底地形，主要包括大陆架、大陆坡和大陆边缘深海盆地。
（1）大陆架大陆架是位于海岸线延伸下去的浅海地带，其宽度一般为几十到几百公里，其特点是水深变化缓慢，地势平坦。
大陆架是陆地向海洋过渡的地带，是海底沉积物的主要分布区，也是渔业资源丰富的地区。
（2）大陆坡大陆坡是大陆架向大洋深水区过渡的陡坡地带，其特点是水深急剧增加，地形起伏大。
大陆坡是沉积物的悬移和流动的主要通道，也是一些特殊生物的栖息地。
（3）大陆边缘深海盆地大陆边缘深海盆地是大洋盆地和大陆斜坡之间的过渡地带，其特点是地形复杂，水深较深。
这些地区是地质构造活跃、地震和海啸频发的地区，也是富含矿产资源的潜在区域。
2.海源海底地形海源海底地形是指主要由海水和海底地质活动形成的海底地形，包括大洋中脊、大洋盆地、海沟和海山等。
（1）大洋中脊大洋中脊是地球上最长、最壮观的山脉，主要分布在大西洋和印度洋。
大洋中脊的形成是因为海洋地壳板块的边界上，熔岩从地壳下部向上冒出并逐渐形成新的海洋地壳。
大洋中脊的存在导致了地壳板块的扩张和推动，是地球上板块构造演化的重要标志。
（2）大洋盆地大洋盆地是大洋底部的一种特殊地形，其特点是地形平坦，水深较深。
大多数大洋盆地是由海洋地壳板块的分裂和扩张形成的，也是构造活动最为活跃的地区。
（3）海沟海沟是海洋地质学中的一个重要概念，是指位于陆架和海山之间的深度超过6000米的狭长凹陷地形。
海沟是地球上最深的地方，有些海沟深度超过11000米，受到地壳板块之间的挤压和摩擦作用而形成。
（4）海山海山是宇航员勇敢勇往直前的特殊地质体，它是位于海洋中的一种突出的地形特征，通常高度在1000米以上。
海山的形成是因为地幔柱状上升引起地壳板块的局部隆起，也是地球上板块构造演化的重要标志。
海洋地貌及其沉积物
A、深水区水质点运动深水区水质点沿轨道运动一周，波形往前移动一个波长的距离。
同一波峰的平面延伸联线称波峰线，垂直波峰线的方向为波浪运动方向。
C、浅水区波浪波浪进入浅水区，水质点运动与海底摩擦，自海面向海底，水质点运动轨迹的形态发生变化，由圆形渐变为椭圆形，扁度随水深减小而增大，称浅水波。
D、进退流在浅水区（水深小于1/2波长），由于受到底部沉积物阻挡，波浪的外形变得不对称，波浪的前坡变陡，后坡变缓，波峰变窄，波谷拉长产生明显的横向流（进退流）。
此时波浪具有明显的侵蚀和搬运作用，形成各种海岸地貌。
E、波浪折射和沿岸流波浪进入浅水区后，由于波浪前进方向与岸线斜交或海底地形的起伏变化，都会随着水深的减小而使波浪传播速度改变，在一个波峰线上，有些段运动速度快，有些段运动速度慢，波峰线发生弯曲，称为波浪折射。
与此同时，形成平行海岸的波浪流，称为沿岸流。
主要的表层洋流3、海流海流的形成可由风的作用、气压梯度、海水的密度和温度、江河淡水注入以及潮汐等影响所致。
有些海流有定向性，每年大致向一个方向流动，流速和水量没有多大变化。
From Wikipedia17.5万吨重From Wikipedia海滩B、海蚀崖海蚀穴扩大后，致使上面岩石悬空发生崩坠，形成向海呈陡斜或垂直的陡壁。
C、海蚀桥F、海蚀柱D、海蚀柱E. 波切台海蚀崖逐渐后退，波浪不断冲刷磨蚀位于海蚀崖前方的基岩面，形成微微向海倾斜的基岩平台。
基岩海岸海蚀平衡剖面的形成过程E. 沙嘴:在凸形海岸，一端与陆地相连，另一端向海伸出的泥沙堆积体。
在AB段波浪作用方向与岸线夹角为45°(φ)，BC段的夹角小于45°(φ‐π)，当泥沙流进入BC段时，搬运能力降低，在海岸转折处发生堆积并不断向前伸长，便形成沙嘴。
沙嘴的尾端常呈向岸方向弯曲形状，这多是波浪折射或两个方向波浪作用所致，在港湾海岸的沙嘴，由于潮汐作用也可使沙嘴尾端发生弯曲。
F. 连岛沙坝连接岛屿与陆地的沙坝叫连岛沙坝。
第六章 大洋沉积解读
第六章 大洋沉积
第四节 钙质生物沉积 CaO3>30%，陆源粘土、粉砂<30%的远洋沉积 物。 一、类型 1、有孔虫软泥 2、钙质超微化石软泥（颗石软泥） 3、翼足虫软泥：文石 图6-12-13-14
第六章 大洋沉积
二、沉积构造 韵律性水平层理。 三、溶跃面及方解石补偿深度 1、溶跃面：碳酸盐在大洋中溶解速度随深度 增大，当到达一溶解速度梯度急剧变化的界面 称为溶跃面。 控制溶跃面的主要因素是深层和底层水的性质； 图6-15-16 2、方解石补偿深度 方解石沉降速率等于溶解速率的深度界面。
第六章 大洋沉积
骨屑溶解速度与海水CaCO3饱和度有关：
Q ([Ca ][CO3 ]) 特定海水 ([Ca ][CO3 ]饱和CaCO3海水
2 2 2 2
由于Ca2+浓度随温盐压的变化不大，CaCO3平 衡的海水中Ca2+含量与实际海水中的含量相同， 简化式为： 2
Q [CO3 ]) 特定海水
第六章 大洋沉积
各大洋的东南、东北信风带都形成由东向西的 东南、东北信风流（亦称南、北赤道流）图6-6 南北半球的西风带各形成一支向东流的西风漂 流，北半球称为北太平洋流、北大西洋流；赤 道流、西风漂流、和其间的西边界流（黑潮、 湾流、巴西海流、东澳大利亚海流、厄加勒斯 海流等）、东边界流（加利福尼亚海流、加那 利海流、秘鲁海流、本各拉海流等）构成了反 气旋（逆时针）及气旋式（顺时针）环流；各 大洋的反气旋式环流都存在纬向不对称性。
第六章 大洋沉积
3、古气候意义：反映干燥区分布、信风位置 和强度变化，风成沉积与寒冷、干燥的冰期相 对应。 第八节 火山成因沉积 1、陆地搬运到海洋的火山物质叫海洋火山碎 屑沉积； 2、火山碎屑经改造形成的沉积物叫海洋外力 碎屑沉积物； 3、海底火山喷发或海底热液活动沉积物叫海 洋自生沉积物。 4、火山灰：致密或多孔微粒组成，如浮岩火 山玻璃等。
海洋工程结构环境
目前，人们已经 可以用仪器对海底地 貌进行连续扫描并记 录下来。从地质构造 看，在大陆和海洋之 间，有一个接触区， 称为过度带或者大陆 边缘，其外面为大洋 底。如图1所示。
图1. 海底地貌
过度带可分为：大陆架、大陆坡、大陆裙。
(1)大陆架 指被海水淹没的大陆部分，水深：0-200米。 是目前已发现的油气储藏最为丰富的区域。 大陆架土质分为三层:表层、盖层和基地层。 表层主要为：来自大陆的松散沉积物；
五．海冰
在寒冷结冰海域，海冰可能是结构设计的控制因素，即 冰载荷大于其它流体载荷。
1、海冰的分类
根据海冰的运动状态，可以将海冰划分为：
浮 冰：不与任何固定物体或者海底连接，在风和流驱动 下漂浮运动的冰。
固定冰：没有水平方向运动，仅有垂向升降。
一般说，对于海洋结构物构成威胁的主要是浮冰，尤其 是冰排。
（2）风海流
海风吹动海面，引起风海流。
（3）密度流、盐水流等梯度流
由于海水温度、含盐量、密度等不均匀引起的海水的流动。 风引起的流速与海区的遮蔽状况有关，对于不同海区，风引起 的海流流速由风速的百分数表示，根据统计资料，如下区域风生流 流速大约为： ♣ 渤海湾、黄海：2.5%风速 ♣ 南海 30 海里：4%风速 ♣ 海南岛东岸：（5~8）%风速
♣ 台风：热带地区海洋上空的热带气旋猛烈发 展形成的急速旋转的气流运动。
对于海洋结构最具威胁的是寒潮大风和台风。
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2.风参数
风的参数包括风速和风向。
（1）风速
风的强度用风速来表示。距离海面不同高度处，风的
速度不同。距离海面5-10米的高度处，约为不受地面影
响的几公里高度处风速的0.67倍。风速比与高度比的关系
深海海底地貌及沉积物(1)
马里亚纳海沟
主要标志 在现代海沟的研究基础上，古海沟的鉴 定有3个主要标志：蛇绿岩套；高压低 温变质带，以蓝闪石片岩为特征，发育 挤压和剪切构造；混杂岩。板块俯冲作 用常被用于解释海沟成因。但海沟的形 成与俯冲的机理相当复杂，仍有待于深 入综合研究
3 大洋盆地
大洋盆地（oceanic basin）的定义：大洋盆 地是海洋的主体，是介于大陆边缘与大洋中 脊之间的较平坦地带，约占海洋总面积的 45%，其周边有的与大陆裾相邻，有的直接 与海沟相接。其中主要部分是水深在 4000~5000m的开阔水域，成为深海盆地。 深海盆地中最平坦的部分成为深海平原，其 坡度一般小于1/1000°，甚至小于 1/10000°。大洋盆地并不是真正的“平 原”，其内也有凹凸不平。凸起的部分，构 成“海底高地”、“海岭”、“海峰”、 “海山”及“平顶山”；凹下的洼地即为海 盆。
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。
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。
谢谢
Hale Waihona Puke 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 表现在沉积物的数量上，即沉积速度和沉积厚度上也有反映。
海洋地貌1
有的海和湾不加区别，如阿拉伯海是湾、又称为海，墨 西哥湾是海却又称它为湾。 世界上面积超过100万平方千米的大海湾共有5个.即位 于印度洋东北部的孟加拉湾，位于大西洋西部美国南部的 墨西哥湾,位于非洲中部西岸的几内亚湾,位于太平洋北部 的阿拉斯加湾,位于加拿大东北部的哈德逊湾。 中国重要的海湾： 渤海：辽东湾、渤海湾、莱州湾等 黄海：芝罘湾、荣成湾、石岛湾、胶州湾、海州湾等 东海：杭州湾、象化湾、三门湾、台州湾、温州湾、三 沙湾、泉州湾等 南海：红海湾、大亚湾、大鹏湾、雷州湾、北部湾、钦州 湾等
南美岛弧 南美和中美的太平洋沿岸山地则是由南极板块、 纳斯卡板块和可可斯板块俯冲造成的。其中南 极板块、纳斯卡板块俯冲时难以向下弯折，而 是与上层板块紧贴在一起，从而形成高应力的 紧耦合，称为安第斯型俯冲边界。这种俯冲由 于应力高，极容易发生大地震，也导致俯冲造 山作用比马里亚纳型更强，所形成的山脉更高 大。由于俯冲角度小，速度慢，基本上板块物 质都会在俯冲边界附近就形成中酸性岩浆形成 火山带，而没有物质深入极深处以形成基性岩 浆，也就不会形成弧后盆地，所以南美一带没 有岛弧，只有沿着俯冲带分布的高大山脉。 由于安第斯型边界向下玩折非常小，所以俯冲 带的弧形不明显，有些地方是直线甚至有些地 方出现向后弯的反弧形。
5、 岛弧
大陆板块与大洋板块碰撞，大陆板块受挤上拱隆 起形成弧状的长串岛屿。
西北太平洋岛弧
是太平洋板块向亚欧板块和菲律宾板块俯冲（阿留申 群岛是向北美板块俯冲），或 菲律宾板块向亚欧板块 俯冲形成的。这两个大洋板块俯冲时向下弯折非常厉 害，与上层板块形成低应力的松耦合，这种类型称为 马里亚纳型俯冲边界。马里亚纳型俯冲阻力小，速度 大。部分板块物质刚进入上层板块下方时由于热与水 的共同作用形成中酸性岩浆，岩浆上升喷出形成火山 从而造就一系列火山岛弧。但由于速度大，相当多板 块物质没有立即形成岩浆而是继续俯冲，到更大深处 时在缺水状态下受高热作用形成基性岩浆，基性岩浆 上涌，在岛弧后方形成次级洋壳扩张带，导致岛弧后 方地壳为大洋型地壳，凹陷成为弧后盆地。你可以去 看看海底地形图，在马里亚纳海中部也有一条中脊， 它的性质和大洋中脊是相似的。在南海、日本海中也 有这种洋壳扩张带。 由于马里亚纳型板块边界俯冲角度大，所以板块边界 的弧形也特别明显。
海洋沉积物
?二、泥火山堆积 ? 泥火山堆积是从地下喷溢出来的泥浆构成的多含硫 酸钠、硫、碘、溴泥等 ,有时也含有氧化钠。泥火山在外 形上常与火山相似 ,但规模较小 ,高出周围地面只有几米至 几十米,有的只是 -些低平的山岗。它与火山之间有本质 的区别。泥火山的喷溢是由地面以下的有机质工腐泥或 石油发生分解时产生气体 ,向地面顶冲的结果 9所以泥火 山常与油田构造有关。
? (3)淤泥相:
? 淤泥主要指粒径在 0.01mm 以下的细粒为主的物质 , 以粘土矿物为主所组成。
? 它是由河流带来的或海岸本身的久经风化和冲刷作 用的细粒物质 ,多堆积在水动力条件较安定的地带 , 如海湾、河口沙嘴内侧的浅水湾、浅海底的低洼部 分。
? 淤泥极易被水流带动 ,当流速大于 12cm/s 时,即可运 动。
?陨积物是天空降落的碎屑 ,大者称雷公墨 (冲击玻璃 陨石和微玻璃陨石 )或冲击玻璃弹 ,具熔壳状玻璃包裹 的击变岩。在薄片中可见到石英长石受冲击高压 ,虽 保持矿物晶形 ,但破碎玻璃状 ;还可见到矿物冲击纹理、 消光现象及微叶状 ;镶嵌结构以及石英的折射率降低 和长石冲击纹理等。地球化学上铱和金的含量异常
? 海岸带砾石大多是陆上河流供给的 ,河流砾石带 入海中,又为海浪海流所搬运 ,所以砾石磨圆度 较好。
? 由于这种砾石多在沿海滩斜坡同一平面往返运移 , 砾石的扁平面受到经常的摩擦 ,所以海成砾石扁平 度好。
海底地形
洋底有高耸的海山，起伏的海丘，绵长的海岭，深邃的海沟，也有坦荡的深海平原。
纵贯大洋中部的大洋中脊,绵延8万公里，宽数百至数千公里，总面积堪与全球陆地相比，其长度和广度为陆上任何山系所不及。
大洋最深点深11034米，位于太平洋马里亚纳海沟，这一深度超过了陆上最高峰珠穆朗玛峰的海拔高度(8848.13米)。
太平洋中部夏威夷岛上的冒纳罗亚火山海拔4170米，而岛屿附近洋底深五、六千米，冒纳罗亚火山实际上是一座拔起洋底高约万米的山体。
基本单元在地球表面上大陆和洋底呈现为两个不同的台阶面，陆地大部分地区海拔高度在0～1公里，洋底大部分地区深度在4～6公里。
整个海底可分为三大基本地形单元：大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊。
大洋盆地一语有两种含义：广义的泛指大陆架和大陆坡以外的整个大洋；狭义的指大洋中脊和大陆边缘之间的深洋底。
这里所用为后一种含义。
三大地形单元又可进一步划出一些次一级的海底地形单元(图1)。
大陆边缘为大陆与洋底两大台阶面之间广阔的过渡地带。
约占海洋总面积的22％，通常将大陆边缘划分为大西洋型大陆边缘（也称被动大陆边缘）和太平洋型大陆边缘（也称活动大陆边缘）。
前者由大陆架、大陆坡、大陆隆三单元构成，地形宽缓，见于大西洋、印度洋、北冰洋和南极洲的大部分周缘地带；后者陆架狭窄，陆坡陡峭,大陆隆不发育，而被海沟取代,可分两类：海沟-岛弧-边缘盆地系列和海沟直逼陆缘的安第斯型大陆边缘，主要分布于太平洋周缘地带，也见于印度洋东北缘等地。
大陆架是滨临海岸、向海缓斜的浅海地带。
陆架外缘水深多为100～200米,这里坡度发生明显转折,下延为陡斜的大陆坡。
大陆坡是地球上最绵长、壮观的斜坡，其上有深刻的海底峡谷，主要由浊流冲刷而成，为陆源沉积物输入深海底的重要通道，峡谷口外常有沉积物堆积成的海底扇。
大陆坡向下或过渡为大陆隆（在大西洋型大陆边缘），或陡降至深海沟（在太平洋型大陆边缘）。
大陆隆是大陆坡麓部，由沉积物堆大陆边缘积成的和缓坡地，向洋侧，过渡为坡度更缓的深海平原。
深海底层沉积物的化学成分和地质过程研究
深海底层沉积物的化学成分和地质过程研究深海底层沉积物是海洋底部最深处的一种特殊环境，其化学成分和地质过程的研究对于了解海洋环境演化、资源分布及地质灾害风险等具有重要意义。
深海底层沉积物主要由岩石碎屑、有机质和微生物残骸等组成，其中的化学成分和地质过程受到多种因素的影响，需要通过综合研究来揭示其内在机制。
首先，深海底层沉积物的化学成分是其研究的重点之一。
岩石碎屑是深海底层沉积物的主要成分之一，其组成主要包括矿物颗粒和有机物质。
矿物颗粒的种类和含量反映了岩石来源区的地质特征，可以用来推断沉积物的运输途径和沉积环境。
有机物质是深海底层沉积物中的另一个重要成分，其含量和类型反映了沉积物的有机质来源和降解程度，对碳循环和氧气分布等起着重要的调节作用。
其次，深海底层沉积物的地质过程是对化学成分形成和演化的综合影响。
沉积物在深海中的运输和沉积是由海水动力学和地形地貌等环境因素共同作用的结果。
海底地形的断裂、凹陷和隆起等地质过程影响了沉积物的分布和堆积，对深海底层沉积物的沉积速率和形态产生重要影响。
而海洋流体、生物和地球化学等过程也参与了深海底层沉积物的演化和再分布。
另外，深海底层沉积物中微生物的活动也是影响其化学成分和地质过程的重要因素。
微生物在深海底层沉积物中广泛存在，它们的代谢活动引起了沉积物中有机质的降解和成矿过程，对沉积物的组成和性质产生了显著影响。
特定微生物群落的分布和功能可以被用作示踪指标，揭示深海底层沉积物中的微生物生态过程。
让我们总结一下本文的重点，我们可以发现，是一个复杂而多样的领域，需要结合岩石学、沉积学、生物学和地质化学等多个学科的研究方法和技术手段。
通过深入探讨深海底层沉积物的化学成分和地质过程，可以更好地理解海洋地质环境的演化过程，为资源勘探和环境保护提供科学依据。
未来的研究应该加强微观尺度下的样品收集、实验技术和模拟模型的建立，以全面揭示深海底层沉积物的本质特征和地质机制。
第九章 深海沉积
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。
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。
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
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。
深海沉积物 特征 分布规律
深海沉积物特征分布规律
深海沉积物是指在深海水域中沉积下来的各种物质，包括有机质、碎屑物、矿物质等。
这些沉积物对于研究地球历史和生态环境具有重要意义。
其特征主要有以下几个方面：
1. 深海沉积物主要分布在深海平原、海山、海沟等地形地貌上，其中深海平原上的沉积物最为广泛。
2. 深海沉积物的成分较为复杂，其中有机质含量较高，矿物质
成分较少。
这是由于深海环境缺乏阳光和氧气等生命必需品，导致机体死亡后难以分解，形成有机质富集的沉积物。
3. 深海沉积物的分布与水深有明显关系，一般来说，水深越深，沉积物的厚度越厚。
这是由于深海环境稳定，可以使得沉积物在较长时间内逐渐沉积堆积。
4. 深海沉积物可以根据其颗粒大小进行分类，一般分为粉砂、
细砂、中砂和粗砂等。
粉砂和细砂主要分布在深海平原，中砂和粗砂则多分布在海山和海沟等地形地貌上。
总之，深海沉积物具有复杂的成分、广泛的分布和明显的水深相关性等特征，对于研究地球历史和生态环境变化具有重要意义。
- 1 -。
海底地貌与沉积过程
海底地貌与沉积过程近年来，随着科技的进步，人类对海洋的探索进入了一个新的阶段。
深海的神秘和未知吸引了众多科学家和海洋学家的关注。
他们的研究发现，海底地貌与沉积过程对我们理解地球演化和自然环境的变化有着重要的意义。
首先，我们来看海底地貌的形成过程。
海底地貌是海洋地球科学的重要组成部分，它包括了海底高山、海沟、海山以及平原等多种形态。
这些地貌的形成主要受到构造运动和沉积作用的影响。
构造运动主要包括板块运动和地震活动，它们会导致地壳的断裂和隆起，形成海底断崖和海山。
而沉积作用则是指河流、泥石流、冰川等外部力量将碎屑物质带到海洋中，沉积在海底形成沉积岩层和沉积构造。
这些构造和沉积过程相互作用，共同塑造了海底地貌的多样性。
海底地貌的形成过程对于我们认识地球演化和自然环境变化具有重要意义。
通过研究海底地貌，我们可以了解地壳的构造与演化。
比如，海底高山和海山是地壳断裂和隆起的产物，它们揭示了地球板块运动和地壳构造的规律。
同时，海沟则是地壳下沉形成的结果，它们不仅是海底地貌的重要组成部分，还是深海生物多样性的宝藏。
通过研究海底地貌，我们可以了解地球内部的构造和物质运动，进而进一步认识地球演化的过程和规律。
另外，深海沉积过程也对我们认识自然环境变化具有重要意义。
沉积作用的主要机制包括重力沉积、水动力沉积和生物沉积。
重力沉积是指由于地心引力作用，物质在水体中下沉形成沉积物。
而水动力沉积则是指水流对颗粒物质的搬运和沉积作用。
生物沉积则是指海洋生物将溶解在水中的物质进行结晶沉积。
这些沉积作用共同形成了各种不同类型的沉积岩层。
通过研究深海沉积过程，我们可以了解自然环境的演化和变化。
例如，通过研究沉积岩层中的微化石和有机碳等指标，可以了解古气候和古海洋环境的变化。
同时，深海沉积物中还蕴含了丰富的矿物资源和石油天然气等能源资源，对于能源的开发和利用具有重要意义。
总的来说，海底地貌与沉积过程对于我们认识地球演化和自然环境变化有着重要的意义。
深海沉积——【岩相古地理】
6度
陆隆：大陆斜坡底部递变成陆隆或海底扇，进入深海
平原
与斜坡、陆隆的走向平行
大陆斜坡与深海平原相连处有海沟存在，则没
有陆隆。
斜坡或碳酸盐台地的陡边缘， 碎块突然迅速地自由掉落或滚 动的现象； 2. 滑移和滑塌：通常是半固结 沉积物块体受重力作用沿破裂 地底面所产生地位移，并且保 持某些内部相干性；
（一）大陆斜坡
• 1.定义：位于外陆棚或陆棚坡折与陆隆之间的部分，是洋底的最陡部分， 一般3-6度，峡谷和海底陡坡部分可超过15度
• 2. 沉积特征
•
（1）主要有远洋、半远洋悬浮沉积和滑塌沉积
•
（2）水平纹层发育，含浮游生物的薄层泥岩、泥灰岩、微晶灰岩等
夹不同大小的变形层和滑塌岩、碎积岩和浊积岩
• 变形层和滑塌岩、碎积岩和浊积岩的存在是识别大陆斜坡的最重要标志
第三节 深海沉积环境及相模式
Submarine Canyons and Deep Sea Fans
海底地貌立体示意图（海沟型）
第三节 深海沉积环境及相模式
一、概述
1.基本概念 深海环境：陆棚向外延伸的大陆斜坡、陆隆及深海平 原 与浅海的习惯分界线——200米水深
大陆斜坡：陆棚到深海底之间最陡的部分，平均坡度3-
• 2. 等深岩：等深流对浊流和远洋、半远洋沉积物改造形成的沉积物 滨岸相类型与相层序
• 等深岩特点：
• （1）夹于浊积岩和远洋、半远洋岩中，呈似波状起伏透镜状
• （2）层厚：薄层（1－5cm）、中－厚层（5－25cm）
• （3）成分：粉砂质泥岩（泥质等深岩）和粉砂岩－细砂岩（砂
•
质等深岩）
• （4）层理：水平纹层、沙纹交错层理、生物扰动构造
深海软泥沉积名词解释
深海软泥沉积名词解释深海软泥沉积是地球上最神秘、不可思议的地理景观之一。
它是指深海底部的泥质沉积物，大多源自于深海高原、海山和火山口周围的悬浮颗粒物，由沉降速度较慢的黏土、泥和碎屑组成。
这些沉积物往往积淀在深渊地形或沉积盆地中，形成厚厚的沉积层，滋生着许多神奇的生物群落。
由于深海软泥沉积的名词较多，本文将分别解释每个名称的含义。
1.深海高原：深海高原是由火山喷发、地震活动、海啸等自然力量形成的海底地形，环绕在大洋盆地及大陆边缘。
如位于南极洲周围的埃门斯海脊和新西兰东北岸的巴克象山脊等。
2.海底山脉：海底山脉指的是在大洋底部中央脊区域形成的地表构造地形。
它们主要由地壳拉伸、断裂、里奇滨裂合作用形成，是地球壳层运动的重要标志，亦是深海软泥沉积的重要来源。
3.深海沉积盆地：指在大陆边缘、海盆、火山口等区域发生海底沉积，一段时间内形成浅海到陆地（如近海、岛屿等）之间的沉积物堆积形成的区域。
深海沉积盆地分布广泛，以太平洋区域最多，主要集中在洋内裂谷、地幔柱火山、深海坳陷等区域。
4.泥质沉积物：指岩石颗粒直径小于4微米的沉积物质。
泥质沉积物主要来源于大陆、火山等地表岩石的机械、化学风化作用和深海高原、海底山脉等地质构造活动。
它们性质稳定，不透水，对水质有很好的吸附作用。
5.深海悬浮颗粒物：指深海高原、海底山脉周围悬浮在海水中的岩石碎屑、有机物残渣和微生物。
这些具有生态重要性的悬浮颗粒物由水流、生物等强大力量扰动，不断地循环漂浮，直至沉降在自然沉积区域中。
6.深海生物群落：深海生物群落是指在深海底部形成的生物群落。
由于深海底部环境复杂，生物区域分布与深度有关。
常见的深海生物包括巨型桶水母、鳐鱼、深海石斑鱼、海蟑螂等。
一些深海生物的特殊生存能力让它们在海底不断变形的环境中存活下来，成为深海软泥沉积独特的生物观察对象。
7.碎屑物：指沉积物中粒径大于2毫米的颗粒物。
碎屑物的来源地主要为地表岩石的物质程度作用。
因为粒径较大，不同于泥、砂等细粒度物质，它们通常可以通过水流等自然力量在海底方向迅速运动、滑行到整个区域。
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马里亚纳海沟
主要标志
在现代海沟的研究基础上，古海沟的鉴 定有3个主要标志：蛇绿岩套；高压低 温变质带，以蓝闪石片岩为特征，发育 挤压和剪切构造；混杂岩。板块俯冲作 用常被用于解释海沟成因。但海沟的形 成与俯冲的机理相当复杂，仍有待于深 入综合研究
3 大洋盆地
大洋盆地（oceanic basin）的定义：大洋盆 地是海洋的主体，是介于大陆边缘与大洋中 脊之间的较平坦地带，约占海洋总面积的 45%，其周边有的与大陆裾相邻，有的直接 与海沟相接。其中主要部分是水深在 4000~5000m的开阔水域，成为深海盆地。 深海盆地中最平坦的部分成为深海平原，其 坡度一般小于1/1000°，甚至小于 1/10000°。大洋盆地并不是真正的“平 原”，其内也有凹凸不平。凸起的部分，构 成“海底高地”、“海岭”、“海峰”、 “海山”及“平顶山”；凹下的洼地即为海 盆。
深海沉积物
1、深海沉积物的来源 2、深海沉积物的类型 3、深海陆源沉积 4、深海生物源沉积 5、深海沉积物中的矿物 6、大洋沉积的分布规律
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ห้องสมุดไป่ตู้宇宙物质
二、深海沉积物的类型
大洋中脊与大洋盆地的关系
地幔物质从大洋中脊涌出后，随洋壳向 大洋俩侧运动，之后与大陆陆壳相碰之 后，与大陆基一起再次进入地幔，简而 言之，从大洋中脊到海沟之间广大的深 海平原就是一般意义上的大洋盆地
由于大洋盆地的物质部分源 自大洋中脊，其基层与大洋 中脊一脉相承，所以可以说 大洋中脊点点滴滴的都被大 洋盆地记录在案。
1.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。
大陆基
2.海沟
海沟 是大洋底上比相邻海底深2000米以上 的狭长的凹陷陡峭两壁，是海底的深渊。 海沟 多分布在大洋边缘，而且与大陆边缘相对平行。 对于海沟，目前科学家有许多不同的观点。有 人认为，水深超过6000米的长形洼地都可以叫 做海沟。另一些人则认为真正的海沟应该与火 山弧相伴而生。 海沟主要分布在活动的大陆边 缘。世界上最重要的海沟，几乎都聚集在太平 洋。世界最深点所在地-玛利亚那海沟，就在太 平洋西部。
半深海沉积物
1．蓝色软泥 2．红色软泥 3．绿色软泥 4．其他沉积物
(1)珊瑚碎屑 (2)火山碎屑 (3)冰碛物 (4)浊积物
深海沉积物
1．深海陆源沉积物 (1)浊积物 (2)冰川沉积物 (3)风运物 2．深海生物源沉积物 (1)硅质软泥 ①硅藻软泥 ②放射虫软泥 (2)钙质软泥 ①有孔虫软泥 ②翼足类软泥 ③颗石藻软泥 3．深海粘土 4．锰结核 5．多金属软泥
组员：刘明亮，张红 唐美芸，袁锐 汲广奥，连翔 于群丁,张飞杨
深海海底地貌类型
1.大陆基 2.海沟 3.深海盆地 4.大洋中脊
1.大陆基
大陆基也称陆隆，主要发育在没有海沟 的大洋中，是大陆坡向深海盆地过度的地带。
大陆基的宽度为300~400km，坡度较缓， 发育有海底扇（深海扇），是浊流堆积的产 物。
4.大洋中脊
大洋中脊又名中洋脊、中隆或中央海岭。是位 于全球海中张裂性板块边界的一系列火山结构系 统，也是世界上最长的山脉、海底山脉，长达 80,000千米（49,700英里），其中连续的山脉长 达65,000千米（40,400英里），与之相对应的地 质结构是陆地上的裂谷（地堑），地函的热对流 在中洋脊中央处上升，岩浆在此涌出后，快速冷 却为玄武岩，形成新的海洋地壳，并将较旧的地 壳向两旁推挤，从而使海底扩张，也正因为如此， 离中洋脊愈远的地壳愈年老，而中洋脊中央则是 最年轻的新生地壳，最有名的中洋脊是大西洋中 洋脊，冰岛则是大西洋中洋脊露出海面的一部分， 因此被认为是观察中洋脊构造最方便的区域。
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。
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。
全球大洋中脊分布
形态结构
洋中脊在地形上由一系列大致平行的峰脊和线状谷地组成， 中央是一条线状地堑，称轴部裂谷。轴部裂谷以高20～40 米的近直立断崖与两侧高地为界。
洋中脊的类型
大洋沉积盆地是板块的生长地带，它主要 包括洋中脊和深海盆地沉积区。其中洋中 脊分为快速扩张中脊（太平洋型）和缓慢 扩张中脊（大西洋型）两种类型。
大洋盆地
洋底地形的主要单元示意图
常见地形单元 一．海底高地及海岭 大洋盆地中的一些比
较开阔的隆起区，其高差不大，没有火山运动， 构造活动比较宁静的地区，称为海底高地或海 底高原。如大西洋中的百慕大海底高地。
二． 海山、海峰和平顶山
深海平原中分布范围不大、地形比较突 出的孤立高地称为海山；如果海山呈锥形， 比周围海底高出1000m以上，隐没于水下或 露出海面者则叫海峰。如果海山顶部被海浪 侵蚀削平，现今位于海面以下者，则成为海 底平顶山（也叫盖约特）。海底平顶山在太 平洋中最常见。