深海海底地貌及沉积物(1)

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。
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。
五、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。
四、深海生物源沉积
深海沉积物中某种生物群组分超过30％，或所有生 物组分超过50％时称为生物源沉积，也称为生物软 泥、常见的为有孔虫软泥，白垩软泥，翼足虫软泥， 统称为钙质软泥；放射虫软泥、硅藻软泥统称为硅 质软泥。 生物软泥的堆积取决于海洋浮游生物的生产力 （1000m3海水中由1～100kg生物干物质），也取决 于生物残骸在下沉过程中的溶解度和到达海底后被 掩埋的速度
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、宇宙物质
二、深海沉积物的类型
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。
（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。
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。
深海生物源沉积
（一）钙质软泥 它约占世界深海碳酸盐的75％。碳酸钙含量一般 大于30％，平均约65％，在硅质软泥和褐色粘土中碳 酸钙含量不到10％。主要分布在世界大洋的热带和亚 热带。常见的有：有孔虫软泥、颗石软泥、翼足类软 泥，三类合称钙质软泥。
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深海生物源沉积
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。
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。
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。
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。
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。
谢谢
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。
六、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.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。
(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 表现在沉积物的数量上，即沉积速度和沉积厚度上也有反映。
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
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。
粘土矿物
粘土矿物是深海沉积中重要的组分。尤其在非生物源 沉积物中所占比例很高，在深海粘土中他的含量常常超过 50％，其中主要的粘土矿物有伊犁石、蒙脱石、高岭石和 绿泥石，还有少量海泡石和坡镂石等。它们在三大洋的分 布情况如图。
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。
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。
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。
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。