沉积地质学-深海半深海

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3-5ml/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，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）称为缺氧层（oxygenminimum）。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，0.11g/cm2Ky；海洋碳酸盐沉积：1.3g/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10%，主要为深海褐色软泥(硅质为主)，因此该界面为海洋中钙质沉积与非钙质沉积的转折深度界面。由于不同矿物和不同生物类别溶解速度不同，故有不同的补偿深度，主要依据浮游有孔虫来确定；现代太平洋CCD为4000米左右，大西洋局部达5500米。翼足类补偿深度(PCD)完整的翼足类——文石文石补偿深度(ACD)(指文石组成的翼足类碎片)——文石有孔虫补偿深度(FCD)(指浮游有孔虫)超微化石补偿深度(NCD)(指颗石藻)方解石补偿深度(CCD)(指所有方解石，实际上与NCD几乎一致)方解石补偿界面（CCD）CCD浓度主要取决于以下因素：1）大洋表层水钙质壳体生物的生产率，生产率越大，CCD越深，如赤道附近CCD较深。2）大洋中CO2的含量，洋底多余的CO2可导致CaCO3沉积物的溶解，从而使CCD面升高。如太平洋深水中有机物氧化年代的CO2比大西洋多5%左右，而太平洋的CCD比大西洋约浅1000米左右。在近大陆的海区及上升流区有机质高，故CCD从赤道向两极逐渐变浅。3）非碳酸盐沉积物的冲淡作用，非碳酸盐沉积物含量越高，可使CCD上升，反之，则使CCD下降。海洋物理化学场全球大洋CCD分布图CCD影响因素1钙质生物产率。高产率，CCD下降，因此赤道地区CCD较深；2海水中CO2含量；3非碳酸盐沉积物的冲淡，较多时，可使CCD上升（CO2增加1%，CCD上升200m）1）水温低时，CO2含量高，CCD上升，如两极地区CCD浅；2）高有机质含量(演化产生CO2)，CCD上升，如近大陆海区；3）太平洋新得到的有机质比大西洋多5%，所以CCD浅1000m。海洋物理化学场许靖华等（1970）划分的5个溶解作用相溶解相Hsu&Andrews(1970)Violantietal.,(1979)陆源物有孔虫陆源物有孔虫(63微米）未溶相Alytic10%高（理想化的沉积物）始溶相Eolytic10%10%10%6%渐溶相Oligolytic10-30%10%30%6%中溶相Mesolytic30-70%3%30-70%通常1%更溶相Pleistolytic70%通常1%全溶相Hololytic70%0深海粘土，不含CaCO2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Ⅰ、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）硅质化石10-30%，高硅质粘土B．软泥。CaCO3或硅质化石＞30%（1）CaCO3＞30%。CaCO3＜30%：泥灰质软泥。CaCO3＞2/3：白垩软泥；（2）CaCO3＜30%。硅质化石＞30%：硅藻或放射虫软泥Ⅱ、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，CaCO3＞30%。（1）CaCO3＜2/3：泥灰质泥，CaCO3＜2/3：白垩泥；（2）骸骨CaCO3＜30%：有孔虫软泥、贝壳软泥等。B．陆源泥，CaCO3＜30%。石英、长石、云母为主。陆源为：石英质、长石质、云母质C．火山泥，CaCO3＜30%、火山灰、火山玻璃等为主。半深海、深海背景沉积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等深岩结论颗粒分选性中等至分选差Бt1.5（福克）好至极好Бt0.75（福克）等深岩有较好的分选性层厚通常10-100厘米通常小于5厘米等深流有较薄的层原生沉积构造粒序普遍存正粒序，底部接触清楚，向上接触不清楚正粒序及逆粒序，顶底接触都清楚等深岩的递变性规律较差，而顶部接触明显交错纹层普遍，由细屑岩集中而显示出普遍，由重矿物集中而显示出等深岩与浊积岩明显的区别是纹层水平纹层仅见于上部，由细屑岩集中所显示出整个层中都有，由重矿物或有孔虫介壳集中所显示出层中有重矿物块状层理特别在岩层的底部，常见缺乏等深岩普遍是纹层颗粒组构在块状递变层中少或没有优选方向整个层中普遍地颗粒优选平行层面等深岩有较好的颗粒定向砂和粉砂极组分杂基（2微米）10-20%0-5%等深岩的杂基少微体化石岩层中普遍常见，保存完好有分选稀少，磨损或破碎，重矿物砂有分选等深岩显示更多再改造的证据植物及骨骼残屑岩层中普遍常见，保存完好有分选稀少，磨损或破碎岩石类型杂砂岩，岩屑杂砂岩岩屑杂砂岩、长石砂岩、石英砂岩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）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Verticalsequenceoftheindicators----faciesmodelBoumasequenceUpperDevonianTurbiditefromRheinischesSchiefergebirgeBecke-Oese,Germany.CompleteBoumaSequenceABCDE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：