第四纪主要沉积物在《地貌学及第四纪地质学教程》中的研究成果

第十二章　第四纪主要沉积物

第四纪沉积物分布极广，除岩石裸露的陡峻山坡外，全球几乎到处被第四纪沉积物覆盖。第四纪沉积物形成较晚，大多未胶结，保存比较完整。第四纪沉积主要有冰川沉积、河流沉积、湖相沉积、风成沉积、洞穴沉积和海相沉积等，其次为冰水沉积、残积、坡积、洪积、生物沉积和火山沉积等。

第四纪沉积物中最常见的化石有哺乳动物、软体动物、有孔虫、介形虫及植物的孢粉。这些化石，有助于确定第四纪沉积物的时代和成因。

第一节　洪积物、坡积物、冲积物

一、洪积物

暴雨或冰雪消融的季节，含有大量砂石高速运动的浊水流，分散成多股槽流或者槽流连接成面状洪流，从山地流出山口或流入主流河谷，由此堆积形成的扇形堆积物称洪积物。洪积物的岩性主要是砾石、砂、黏土混合物，很少发现化学沉积物。

洪积物的主要鉴别标志是：洪积物具有明显的相变，但比较粗略，各带之间没有截然的界线；具有明显的地域性，物质成分较单一，不同地点的洪积物岩性差别较大；分选性差；磨圆度较低；层理不发育；在剖面上呈现多元结构（图12－1）。

二、坡积物和坡积裙

（一）坡积物

坡积物是片流和重力共向作用下，在斜坡地带堆积的沉积物，其中有时夹有冲沟和重力的粗粒堆积物。

图12－1　洪积物的“多元结构”

1.漫洪相含砾亚砂土、亚黏土，有细微层理；2.槽洪相砂砾透镜体，底部有冲坑；3.砂砾组成的斜层理或交错层；4.砾石呈盖瓦状排列

1.岩性

坡积物岩性以片流搬运的砂、粉砂和亚黏土为主，其正态概率曲率为细一段式。通常基岩斜坡的坡积物中含有短距离搬运的角砾（甚至含有坡上老的阶地冲积砾石），角砾以棱角—次棱角为主，岩性与斜坡上基岩一致。坡积物往坡下移动，使岩屑在混合过程中，角砾被磨损、风化和破碎，可再次释出重矿物。混合移动中轻、重矿物在重力与介质阻力作用下分异，轻粒在上层，运动较快，重粒下沉且运动较慢并滞后（图12－2），结果形成轻、重矿物在水平方向和垂向上的分异，即重矿物沉底滞后现象，使重矿物在底层基岩凹地中聚集成坡积砂矿。坡积砂矿矿物中连生体（如含锡石的石英脉）破坏程度比残积物要高。

图12－2　坡积物移动中的轻、重矿物轨迹示意图

（引自张成喜，1985，修改）
A.重矿物；B.轻矿物；空白为坡积物；斜线为基岩

2.坡积物结构、构造

由于片流往坡下运动速度逐渐变慢，在斜坡与谷地（河漫滩面或阶面）间堆积物呈现水平与垂直方向粒度变化，近坡部分以粗粒为主，夹细粒碎石砂土质透镜体，宽度和厚度不大。中部以亚砂土或亚黏土为主，夹少量碎石透镜体，宽度与厚度最大。近谷底部为亚黏土，厚度不大；有时过渡为坡积－冲积层。由于片流作用强度随季节和年变化，各带位置时有变化，在剖面中下部形成由碎石—亚砂土—亚黏土构成的韵律层。坡积物层理与坡面倾向倾角大体一致，岩屑扁平面多顺坡向排列，长轴与坡向近垂直。片流作用间隙期长时，坡积物表面发育古土壤层。随坡度降低，洗刷带上移，坡积物分布上限不断往坡上移动，并常过渡为残积－坡积层。

3.坡积物厚度

坡积物厚度与斜坡形态和坡面流速有关（图12－3），在找坡积砂矿和开挖工程时应予注意。

图12－3　不同形态斜坡与坡积物厚度关系图

（据毕利宾，1956）
（a）直线坡；（b）凹形破；（c）凸形坡；（d）复合（凸－凹形）坡。1.基岩；2.坡积物；3.冲积物

（二）坡积裙

坡积裙是坡积物围绕山坡下部形成的裙边状堆积地形。其宽度在山坡较陡处窄，缓坡地带则较宽。在平缓丘陵区坡积裙规模较大。要注意从坡面坡度、沉积物成因等方面把坡积裙与倒石锥群区别开来。

斜坡经过一系列重力作用后，从高而陡的不稳定坡逐渐演化成低而缓的稳定坡。关于斜坡上述演化过程有两种基本观点：戴维斯平行下降说，此说认为在面流水作用下，斜坡按下凹形剖面平行降低其高度与坡度，最终形成有圆顶残丘的和缓地形。彭克则认为改造斜坡的动力为重力作用，在斜坡演化过程中上部重力作用不断进行，使陡坡不断平行后退.最终形成有尖顶残丘和山足剥蚀面的和缓地形，称平行后退说，按彭克的观点斜坡即使发展到晚期仍有崩塌、错落之类的重力作用发生。实际情况斜坡演化受岩性、地质构造、气候、植被和人为活动影响，演变过程复杂、既有平行下降为主地区（湿润气候区），也有平行后退为主地区（干燥区），甚至同一地区平行下降和平行后退交替进行。

三、冲积物与冲积平原

1.冲积物在河流中的沉积

当河流能量降低，不再有足够的能力来搬运其原来所搬运的泥沙时，就要发生泥沙的沉积。首先停止运动沉积下来的是推移质中的大颗粒，随着能量进一步减小，推移质将按体积和重量大小依次停积。而悬移质将渐次转化为推移质，继而在河床上停积。引起河流搬运能力降低的因素很多，主要有河床坡度降低，河流流量减少，以及人工筑坝拦水等。

河流的侵蚀搬运和沉积作用是同时进行的。但在不同河段作用性质和强度是有差别的，一般情况下，在河流上游以侵蚀作用为主，下游以堆积作用为主，曲流河段内凹岸侵蚀，凸岸堆积。

冲积物的主要鉴别标志是：砾石成分复杂，往往具叠瓦状排列。砂和粉砂的矿物成分中不稳定组分较多；碎屑物质的分选性较好；碎屑颗粒的磨圆度较高；冲积物层理发育，类型丰富，层理一般倾向河流下游；冲积物常呈透镜状或豆荚状，少数呈板片状；冲积物往往具有二元结构，下部为河床沉积，上部为河漫滩沉积。

2.冲积平原

冲积平原是在构造沉降区由河流带来大量冲积物堆积而成的平原。它可由一条或几条河流形成。冲积平原多发生在地壳下沉的地区，这里地势平坦，有深厚的沉积层。例如江淮平原第四纪松散沉积物的厚度达数百米，组成物质主要为冲积物，表层大多为亚黏土及黏土。下部为砾石、砂及粉砂。密西西比平原、西西伯利亚平原、亚马逊平原和恒河平原等都是世界有名的大冲积平原。

冲积平原的形态与物质结构主要取决于河流的特性。由于河流泛滥，粗粒物质首先在沿河地带堆积，而较细物质被带至较远的地方，慢慢堆积下来，使沿河两岸往往形成由砂、粉砂构成的略微高起的天然堤。而河间地带地势相对低下，常有湖沼分布，组成物质多为亚黏土、黏土和湖沼的沉积物。

规模较大的冲积平原根据形成部位主要分为3类：一种是山前平原，属冲积－洪积型，由洪积扇的合并或大冲积扇构成，如黄河出孟津形成的大冲积扇；另一种是中部平原，即广阔的河漫滩平原，一般分布在河流中下游或山间盆地，主要由冲积物组成，如长江中游平原（江汉平原）；再一种为滨海平原，属于冲积－海积型，沉积物质颗粒较细，泛滥带与河间低地地势高差很小，沼泽面积较大，海面升降或周期性海潮入侵，造成海积层与冲积层相互交替的现象。它主要分布在沿海地区以及太湖湖滨地带。华北平原主要就是由黄河和海河等三角洲不断向海滩推进而形成的冲积平原。在沿底湖西部，有宽广的湖成三角洲平原。

根据形状也可分为3类：一是积扇平原，大量泥沙堆积在山地河流出山口处所形成扇形的平原；二是泛滥平原，沿河搬运的泥沙在洪水期经常泛滥、堆积在河床两侧的河浸滩上，沿河呈带状分布的平原，为大型的河漫滩；三是三角洲平原，河口区的泥沙所形成的三角洲，进一步发展而成的平原。

冲积平原的结构与它的形成过程有关，山前平原主要是较粗颗粒的洪积物和河流冲积物。中部平原以河流堆积物为主，由于中部平原的河流常有变化，故在结构上较为复杂，当构造下沉而且河流摆动范围不大时，河流沉积的砂层一层层叠加起来，形成厚层河床沉积砂体，横向过渡为河间地沉积。河间洼地常发育湖沼，在剖面中呈透镜体状。如果河流改道，放弃原来河床，在地势较低的河间地形成新河床，在剖面中就形成一些孤立分散的河床沙透镜体沉积。决口扇在平面上呈舌状分布，在剖面中呈透镜体状。中部平原沉积层中常有海相夹层，这是短期海侵作用形成的。滨海平原是由海相和河流相共同组成，不同类型的沉积物呈水平相变。如果陆源物质增多，陆地向海方向增长，河流相沉积在海相之上；如果陆源物质减少，海水伸入陆地，海相沉积又超覆在河流相沉积之上。

四、冲积物、洪积物和坡积物的区别与联系

冲积物、洪积物和坡积物都是第四系的流水作用形成的，但是由于搬运介质的动能大小不一、搬运距离和路径不同等原因，使得三者在分选、磨圆、层理、结构等方面有所不同（表12－1）。

表12－1　冲积物、洪积物和坡积物的区别

续表12－1

第二节　湖相与沼泽沉积物

湖泊与沼泽是大陆上的重要沉积场所，也具有调节气候与洪水的重要作用。湖沼堆积物是良好的第四纪气候与古环境变化记录之一。

一、湖相沉积物

湖泊按其含盐量有淡水湖（盐度＜0.3‰）、微咸水湖（盐度0.3‰～27.4‰）、咸水湖（盐度＞27.4‰）和盐湖（含盐饱和结晶）。湖泊的优势沉积物与其所处的自然地理环境有关。湖泊沉积物类型主要有淡水湖和盐湖沉积两大类（前者包括微咸水湖），淡水湖多发育在潮湿气候区，不同季节水位有变化，一般为泄水湖；咸水湖发育在干旱气候区，一般为不泄水湖。

（一）淡水湖沉积物

淡水湖沉积物以碎屑沉积物为主，化学、生物和有机沉积物次之。

1.淡水湖碎屑沉积物

湖泊碎屑沉积受湖泊规模、湖浪冲蚀、波浪作用和湖水位变化影响。物源主要为地面流水搬运的碎屑物质，其次为湖浪冲蚀湖岸岩石的碎屑，此外还有风和冰川搬运的碎屑物。湖泊的动力与沉积环境分带，导致湖泊沉积物的环带状分布（图12－4），分选作用由湖滨至湖心，沉积物粒度由粗到细，经过湖浪反复作用，磨圆性好，不泄水湖为同心环带状沉积物。

图12－4　湖泊动力与沉积环境分带

（据曹伯勋，1995）
①湖滨带；②过渡带；③湖心带

1）湖滨带

受湖浪冲蚀与波浪作用的动能较高地带，深度近于浪基面。如江西鄱阳湖最大波长15m，波高1.5m，浪基面深约20m。此带宽度取决于湖岸水下坡度。此带以粗粒堆积为主，在岩岸和河流入湖地段，主要为砂与砂砾堆积，有时为砾石层。砾径一般以2～5cm为主，砾性取决于入湖河流砾石与湖岸基岩。砾石圆度与分选良好，扁平面呈叠瓦式排列，倾向湖心方向，倾角以小于10°为主，砂砾层理的倾向、倾角亦具有与砾石相似产状。在河流入湖地段，由于发洪水时河水密度大于湖水，水下泥沙流以10～50cm/s（最大200cm/s）流速沿水下岸坡往湖心方向运动，在河流入湖稍远处形成水下扇三角洲砂质堆积体，具有与三角洲相似结构。沿岸无河地段的缓坡沙岸，以砂质堆积为主，受波浪影响发育有不对称波痕。浅水处形成浅滩、沙洲，较陡岩岸则有砾石堆积，隐蔽处有淤泥堆积。

2）过渡带

位于湖滨带与湖心带之间，是受湖水位变化影响的主要地带。洪水季节此带近湖滨带一侧水流紊动强，细粒大部分被搬向湖心带，只有较粗的粉细砂或亚砂土沉积下来；平水期水流紊动弱，沉积物质较细，由此而组成粗、细粒沉积物构成的薄层水平层理，成为湖积物典型结构、构造特征。在强风浪时，此带亦受波浪扰动，形成具有波痕的砂层。

3）湖心带

位于湖泊中心，水体波动微弱，沉积环境较为安宁。从前述两带悬移来的细粒物不断在此沉积下来，形成较厚的黏土与淤泥互层，或具有隐层理的厚层黏土层。习于静水的少量薄壳软体生物和蠕虫栖息于此，后者可以留下虫迹。

年层是湖积物特征之一。所谓年层是由颜色、粒度或化学沉积物构成的成对季节沉积物所组成，冰湖中的纹泥（季候泥）是其中之一。另一种湖积年层如瑞士苏黎世湖，夏季蒸发作用强，沉积白色碳酸钙薄层（含碳、氢、氧同位素和较多的锶）；冬季蒸发作用弱，沉积黑色粉砂与淤泥（含锶较少）；二者组合成一个年层。

大型湖泊水深、动力作用强，沉积环境的分带明显，平面上碎屑沉积物呈宽度不等的同心环带状分布（图12－5），而小型湖泊沉积分带较差。湖泊沉积物在剖面上呈湖进或湖退旋回变化，前者是湖滨带沉积物之上叠置湖心带沉积物，反映湖泊扩大，气候湿润；后者则是湖心带沉积物之上叠置湖滨带沉积物，反映湖泊缩小，气候相对干燥。湖退旋回是上新世以来湖泊发展的总趋势。

图12－5　青海湖的碎屑沉积物平面分布

（据原成都地质学院，1983）
1.砾石；2.砂砾；3.暗礁；4.砂；5.粉砂与淤泥；6.淤泥

2.淡水湖化学沉积物

淡水湖化学沉积物受气候影响，非卤化物化学沉积物如下。

1）湖成灰泥

富含重碳酸钙溶液的泉水、地下水或河水流入湖泊后，与湖底的矿物或黏土混合，形成钙质淤泥（固结后即为泥灰岩），即称为湖成灰泥。湖成灰泥水平层理发育，形成灰泥层；若重碳酸钙溶液局部集中，则形成含钙质结核的淤泥层。中国第四纪湖积物中此类沉积物分布广泛。

2）湖成铁矿

温湿气候带的低山丘陵区化学和生物风化作用较强，灰化土形成过程中，排出的低价铁Fe（HCO3）2、FeSO4和难溶元素Mn、Al等的胶体随水汇入泄流淡水湖，这些胶体在氧化、还原和生物作用下与有机物混合形成鲕状、豆状、饼状或透镜状铁矿夹层。

如：

湖成铁矿一般规模不大，不稳定，常含Mn、P、S等杂质。

3）有机质沉积物

湖泊中生长有大量植物、藻类和软体动物，这些生物死亡后，堆积在湖底还原环境中分解，并和黏土淤泥一起组成含有机质沉积物。湖泊的还原环境可以是水体长期流动不畅引起，也可以是由季节性水温变化引起，前者如长期处于窒息的湖泊（对石油生成有利），后者如温带湖泊，两者对有机物堆积都有重要影响。温带湖泊一年四季水温变化引起的水循环和水温分层最明显；春季（3月）湖水从冻结（低于4℃）向水温增高变化，表层水密度变大（4℃时水密度最大，ρ＝1.00g/cm3），与底部低温、低密度水形成上下增温对流［图12－6（a）］，含氧水遍及湖区，有利于生物生长，但生物残骸很快氧化，不利于有机质堆积。夏季（7月）湖泊表层水温增高（大于4℃），水密度变小，底部水温较低，密度较大，从而出现水温上下分层［图12－6（b）］，使上下对流终止，底部处于缺氧状态，引起生物死亡，并放出CO2和H2S，有利于有机质堆积（长期窒息湖泊情况与此相似）。秋季和冬季的水温变化与分层分别相当于春季和夏季。热带和寒带湖的水温变化与分层现象不及温带湖明显，热带湖泊多为缺氧环境，亚热带湖泊可能有冬季水温分层。

湖泊有机堆积物按其含碳量有有机质淤泥，含碳量小于20%，其余为粉砂及粘上。腐泥含碳量为20%～50%，其余为碎屑或黏土或石灰质。碎屑质腐泥形成在生长有高等植物和硅藻的近岸地带；在较寒冷的气候条件下大量硅藻堆积形成硅藻土；黏土质及石灰质腐泥由低等的水藻残体为主构成。泥炭，含碳量大于50%。在淡水湖沉积中，有机沉积呈夹层薄层或透镜体产出，若湖泊发展到沼泽阶段则形成大规模泥炭。各种湖沼有机沉积物中含有一定数量的沥青“A”（饱和“A”－链烷烃、环烷烃及含苯的芳香烃）及CH4、H2S、CO2和CO等易燃或有毒气体。

（二）盐湖沉积物

干旱气候区的湖泊多为湖水很少外流的闭口湖，湖水长期蒸发量大于补给量时，湖泊逐渐缩小，湖水含盐度不断增大，以至淡水湖转化为微咸水湖，最后向咸水湖转化（图12－7）。图12－8盐湖的成盐作用图解表明，不论何种矿化类型，成盐作用按矿物溶解度从小到大的发展顺序为：碳酸盐湖—硫酸湖—氯化物湖。

图12－6　湖泊水体的上下对流与水温分层图

（据任美萼，1975）
（a）氧化环境，上下对流还原环境；（b）还原环境，水温分层

图12－7　干旱区湖盆发育示意图

（引自曹伯勋，1998）
1.碳酸盐；2.硫酸盐；3.氯化物；4.砂层；5.冬季水位；6.夏季水位。Ⅰ.微咸湖；Ⅱ.卤水湖；Ⅲ.成盐干涸；Ⅳ.沙漠掩埋盐湖

图12－8　干旱带现代湖泊成盐作用图解

（引自曹伯勋，1998）
Ⅰ.苏打湖：Ⅰa.强苏打湖；Ⅰb.中等苏打湖；Ⅰc.弱苏打湖；Ⅱ.硫酸盐湖：Ⅱa.钠镁湖；Ⅱa′.镁钠湖；Ⅱb.钠镁钙湖；Ⅱc.镁钙湖；Ⅲ.氯化物湖，含有NaCl、MaCl2、CaCl2。
1.碳酸盐期；2.硫酸盐期；3.氯化物期；4.被苏打混入物强烈污染的硫酸盐沉积物；5.被硫酸盐混入物强烈污染的岩盐

1.碳酸盐湖阶段

碳酸盐（或苏打）湖是淡水湖向盐湖演变的过渡类型，也是盐湖沉积的第一阶段。湖水含重碳酸钠和微量钾、镁、钙的碳酸盐。沉积中形成方解石、白云石、苏打（Na2CO3·10H2O）、水碱（Na2CO3·H2O）和天然碱（Na2CO3·NaHCO3·2H2O），这种湖又称碱湖。内蒙古、吉林和黑龙江等省（区）有不少碱湖分布，如吉林省乾安县的大布苏碱泡子为著名碱湖，湖水很浅，冬季冻结时有天然碳酸钠晶体析出。

2.硫酸盐湖阶段

继碳酸盐湖阶段之后，湖水进一步咸化，饱含硫酸盐的湖水遂发生石膏（CaSO4·H2O）、芒硝（Na2SO4·10H2O）、无水芒硝（Na2SO4）等硫酸盐的沉淀，常见石膏、芒硝与白云石和方解石等共生；这种湖又称苦湖，我国新疆和青海都有这一类湖泊。

3.氯化物湖阶段

湖水蒸发浓缩到析出溶解度最大的氯化物，如食盐（NaCl）、杂卤石（2CaSO4·K2SO4· MgSO4·2H2O）、光卤石（KCl·MgCl2·6H2O）和钾盐（KCl）等，即狭义的盐湖沉积，代表盐湖沉积的最后阶段。我国青海柴达木盆地的茶卡盐池、柯柯盐池和察尔汗盐池等都属于这一阶段的盐湖。如湖水中含有硼酸盐，则可形成硼砂（Na2B4O7·10H2O），青藏地区就有这一类硼砂湖，是硼矿的重要来源。

二、沼泽堆积物

沼泽堆积物由泥炭、有机质淤泥和泥沙组成。它们是在氧气不足，细菌分解微弱，CH4、CO2、H2S等气体逸出，有机酸含量增加的环境中堆积而成。泥炭是沼泽堆积中的主要部分。泥炭呈棕褐色，含水多，质地疏松，压缩性大，含有肉眼可见的植物残片，含碳量大于50%。泥炭堆积速度为4～5cm/a，最大达10cm/a，地壳长期缓慢沉降区可堆积巨厚泥炭层。从沿岸往沼泽中心，因生长的植物不同，堆积的泥炭性质也就不同，近岸浅水区泥炭由高等植物残体组成“森林泥炭”，往外为水草本植物残体组成的草本植物泥炭（如由芦苇堆积的泥炭），在更深处沉积低等植物组成的有机质淤泥。气候冷暖变化导致植物群变化，可以形成不同气候旋回的沼泽堆积物，并具有沉积旋回界线。埋藏在地层中的前第四纪泥炭经过炭化、脱水依次变成褐煤（含碳量60%～70%）、烟煤（含碳量70%～90%）和无烟煤（含碳量90%～95%）。

第三节　岩溶堆积物

岩溶堆积物是指各种与岩溶作用有关的堆积物的统称，按其分布位置也可划分为地表岩溶堆积物和洞穴堆积物。

一、地表岩溶堆积物

分布在地表的岩溶堆积物主要为蚀余红土和石灰华。

1.蚀余红土（亦称“赭土”）

地表碳酸盐岩被溶蚀后原岩中残留的黏土杂质，由含次生氧化铝Al2O3和氧化铁Fe2O3而成红色，有时尚含未被溶蚀的灰岩角砾。蚀余红土在热带、亚热带岩溶区分布广泛，常覆盖于岩溶洼地和岩溶平原的底部。我国广西桂林、柳州、黎塘一带的峰林平原的蚀余红土甚为典型。溶隙和溶洞内也常有蚀余红土。

2.石灰华（又称钙华）

指地表岩溶水中沉积的大孔隙次生管状、层状碳酸钙物质。其成因是岩溶地区的地表水或地下水，在适宜的环境下，且往往是在植物作用影响下，产生碳酸盐过饱和沉积而成。有的可堆积成巨大的石灰华台地，如云南中甸的白水台。由泉水沉积的石灰华被称为泉钙华。管状石灰华俗称“上水石”，是加工盆景的材料。

二、洞穴堆积物

洞穴是岩溶堆积的重要场所。堆积物的种类多种多样，主要类型有化学沉积、重力堆积、地下河湖沉积、生物化石与人类文化遗存堆积，如北京周口店龙骨山猿人洞最为典型。

（一）洞穴化学沉积物

指洞穴中地下水沉淀的各种次生矿物沉积。主要类型有滴石、流石、凝结水或雾水沉积。各种次生碳酸钙洞穴沉积中有时具傲气泡，其中封存有古地下水和气体，是研究古气候的重要样品。

1.滴石

由洞中滴水形成的方解石及其他矿物沉积，其形态多样，最具有代表性的是石钟乳、石笋、石柱等。

1）石钟乳

石钟乳是地下水沿着细小的孔隙和裂隙从洞顶渗出而进入溶洞空间，随着温度的升高、压力的降低，水中Ca（HCO3）变得过饱和，CaCO3就围绕着水滴的出口沉淀下来，逐渐形成一种自洞顶向下生长的碳酸钙沉积体。石钟乳具有同心圆状结构，中心部分有一空管，形如钟乳。

2）石笋

石笋是由于水滴从石钟乳到洞底时散溅开来，促使水中的CO2进一步扩散，剩余的Ca（HCO3）2再分解，形成由下向上增长的笋状碳酸钙沉积体。石钟乳不断地向下长，与之对应的石笋也同时向上生长，两者相连接后所形成的柱状体称为石柱。

2.流石

流石是洞内流水所形成的方解石及其他矿物沉积。因基底形态、流水状态不同，流石形态各异，具代表性的有边石、石幔、石旗、钙板等。

边石是地下水流过洞底积水塘时，在其边缘形成的碳酸钙沉积。

石幔又称石帷幕、石帘，为饱含碳酸钙的薄层水，从洞顶或洞壁裂隙流出，沉积的波状或褶状的流石，形如帷幔。有时可形成一种薄而透的旗帜状次生碳酸钙，称为石旗。

钙板为洞底片状薄层水流动时析出的状似薄板的碳酸钙沉积物。

除此之外，流石还有许多其他形状，如石扇、云盆及石荷叶等。

3.雾水和凝结水沉积

雾水和凝结水沉积即呈丛花状散布在洞壁或其他洞穴堆积物表面的石花状方解石沉积物。

4.毛细管水沉积

石珊瑚、石葡萄、卷曲石就是这种沉积作用的产物。

石珊瑚在石钟乳和石笋的表面，由于毛细管水渗出而形成状如珊瑚的碳酸钙沉积物。也可形成状如葡萄的碳酸钙或石膏沉积物，谓之石葡萄。

卷曲石是一种螺旋状钟乳石，它可能是由饱含碳酸钙的水从洞壁或石钟乳的毛纫管状细孔渗出而沉积的。

（二）重力堆积物

重力堆积物是洞穴堆积物的重要组成部分，由洞顶及洞壁崩塌下来的岩块、石钟乳碎块等组成，有的经胶结形成角砾岩。在岩层倾角小、层理薄、裂隙发育的溶洞中重力堆积物更发育，在溶洞的扩大部分尤为发育，在含石膏层的地区可形成层间角砾岩。

重力堆积物可暴露于地表，亦可在地下形成。

（三）地下河湖堆积

溶洞中的河湖沉积有地表河湖沉积类似的特点，主要是具有层理的沙土和砾石，成分比较单纯。而伏流沉积的砂砾多由洞外带入，磨圆度较好，成分较复杂。有时，在地下河湖相层中含有丰富的鱼化石。

伏流沉积物含洞外带入的砂砾岩，磨圆较好。沉积物中尤其是土层中保留的洞外带入的植物孢子和花粉，通过孢粉分析可确定古气候环境。暗河沉积中无外来物质。

1.生物化石、历史文化遗存堆积

生物化石、历史文化遗存堆积物是洞穴堆积物中十分重要的组成部分。

中国南、北方岩溶洞穴堆积中常含有大型和小型哺乳动物化石。部分化石为水流冲入洞内，骨碎片常有磨圆痕迹。部分化石为原地埋藏，动物骨各部分均可保存下来。骨化石一般多被钙质胶结成化石角砾岩，需要精心修整方能复原。此外，有时有鸟类和动物粪化石堆积。

洞穴中珍贵的人类化石及灰烬层、骨器、石器、陶器等人类活动遗存，构成历史文化遗存堆积物。与前者合称为生物化石、历史文化遗存堆积物。如北京周口店龙骨山洞穴中的堆积物中不仅含有举世闻名的中国猿人化石和灰烬层、骨器、石器等文化遗存，还有丰富的哺乳动物化石，如鹿、虎、骆驼等，以鹿为多，故称中国猿人——肿骨大角鹿动物群。

2.古人类化石及其文化遗存

在有利于古人类居住的洞穴（如近水边和易防兽害的洞穴）中，有时有古人类化石埋藏，与人类化石伴生的还有石器等古文化遗存，这些是研究古人类及古文化历史的最宝贵的物证。在研究岩溶洞穴时要特别注意寻找、保护和发掘。

当上述各种洞穴堆积物在剖面中交替出现时，化学沉积（红黏土、石钟乳层或钙结层）反映温暖古气候；洞穴角砾优势层反映干冷气候（有时反映古地震），沉积间断面（或侵蚀而、不整合面）反映洞穴发展的重要阶段，流水砂砾堆积物显示洞穴与外界的连通阶段。岩溶洞穴可为第四纪古气候、古环境事件及其生物地层学和年代学研究提供了重要的物质基础。

第四节　冰川沉积物

一、冰碛物

1.冰碛物的基本特征

由冰川直接沉积，是未经其他外力特别是未经冰融水明显改造的沉积物，称为冰碛物（Till）。(www.xing528.com)

1）冰碛物的粒度成分

冰碛物粒度范围很宽，是巨砾、角砾、砂、粉砂和黏土的混杂堆积物。粒度相差悬殊，明显缺乏分选，按福克－沃德公式计算得图解粒度标准差（σZ）大于3φ，属分选极差类。64mm（－6φ）以下粒度分析表明（图12－9），多数冰碛物的粒度频率曲线呈双峰型（双众数），第一众数值平均为－4φ（16mm），属细粒级，是冰川压碎和拔蚀作用的产物；第二众数值平均为4～5φ （0.062 5～0.031 3mm），是冰川磨蚀作用的结果。4～5φ（粗粉砂）又称“极限粒级”，此值以下，矿物不再被冰川磨蚀作用变细。因此，多数冰碛物中，小于4～5φ的组分很少；有的含黏土较多，可能来源于当地基岩，如页岩、黏土岩。图12－9还表明，随着搬运距离的增加，冰碛物中各粒级的相对丰度有很大的变化。影响粒度分布的因素还有冰川区基岩性质、冰川类型、搬运沉积方式等。如搬运距离近的山岳冰川冰碛比冰盖冰碛的平均粒度（MZ）大些，但分选性（σ1）差些。融出冰碛比滞碛细得多。

图12－9　海米顿—尼亚加拉地区（加拿大）3个冰碛样品中，白云石粒度频率分布曲线图

（据Dreimanis，Vagners，1971）
图中千米数，是样品距源区的距离

2）冰碛物岩性特征

冰碛物中的岩性成分，分为远源成分（来自源区）和近源成分（来自当地），多数冰碛物严格受冰川起源区及流动区基岩控制，以近源成分为主，含有少量的远源物质。冰碛物中总是含有一定量抗化学风化能力很弱的成分，如花岗岩、石灰岩砾石，在砂中含有辉石、角闪石、长石等不稳定矿物和分解程度很低的黏土矿物（如水云母、表生绿泥石为主）。这些岩矿组分特征，是低温条件下，化学风化微弱、物理风化盛行的结果。

研究冰碛物，特别是其中砾石的岩性、来源及含量，对研究冰川运动方向，确定冰川作用中心，划分冰川地层和识别冰碛物都有十分重要的意义。

3）冰碛物的构造

冰碛物一般不具层理，以下情况例外，冰碛层中夹有冰水砂砾层或冰湖黏土透镜体。冰碛层有时具有粗糙层理，是冰川中原生构造，如冰川碎屑呈层状或带状分布（如冰内剪切带）的反映。此外，在消融的倾斜冰面上，如冰舌前端，由于岩石碎块，或整个碎屑层顺坡滑动或滚动，形成向外倾斜的层理，不同类型冰碛物的叠加或互层，也可以产生成层性。

4）冰碛砾石的磨圆度

冰碛石以棱角、次棱角为主，少数磨圆。棱角状砾石，是岩块直接被冰川从基岩面上拔起，或由两侧斜坡上崩落冰面，未受或极少受到改造的碎石。冰碛中圆砾石产生的原因，主要是早期河床圆砾石或冰川中的冰水砾石（冰面河、冰下河等）进入冰川，再沉积的结果。

5）冰碛石形状及表面特征

基岩构造（层理、节理、断层等）控制冰碛石的基本形态，如板岩、片岩砾石为板状－楔状；玄武岩砾石为柱状和菱形体；花岗岩砾石多为立方体。这些原生块体在搬运过程中相互与基岩摩擦，在岩块表面上留下刻画的痕迹，称为冰川擦痕。典型的冰川擦痕具有如下特征：①多数位于冰溜石或磨光面上；②擦痕的主要方向应大致与砾石长轴方向平行；③擦痕细长且较深，横断面对称。在冰川砾石上，有时可见到新月形擦口，是阵发性冰川运动造成的张裂隙，它与擦痕方向大体垂直。

典型冰碛石形态从平面看，呈五角状或三角状或熨斗形（图12－10）。在长轴方向上，前端窄［图12－10（c）中a点］，后面宽［图12－10（c）中a′点］，底面宽阔平坦［图12－10（c）］；有典型的磨光面，上面有大致与长轴（a—a′）平行的擦痕。底面前部翘起，状如磨损的鞋底［图12－10（a）中的a端］；侧面和顶面或被圆化或发育小刻面，也发育擦痕［图12－10（a）］，整个形态很像一个电熨斗，故称熨斗石。熨斗石是冰底长形石块，平行冰流方向搬运，与基岩面摩擦（底面）和被其他岩屑刻画（顶、侧和后面）产生的特殊形态，它是辨认冰碛物的重要成因标志。

图12－10　理想冰川砾石的形态图

（据Flint，1971，改编）
（a）侧视图；（b）后视图；（c）下视图

6）冰川石英砂表面结构特征

经过冰川压碎与碾磨作用，在扫描电子显微镜下，冰川石英砂具有如下表面结构特征：棱角状外貌，贝壳状断口、平整破裂面构成的一系列“阶梯”，有的破裂面因压力过大而扭曲变形；有的被压碎，成为细小颗粒黏附在表面上。冰川压磨作用常使石英颗粒表面上产生圆形的刻蚀“坑”“槽”或“痕”，有时也发育平行密集的擦痕。

2.冰碛物的成因分类

国际第四纪联合会1979年公布的冰碛物成因分类见表12－2，按照冰碛物的形成机理，陆地上的冰碛物，主要有3种基本类型：滞碛、融出碛和流碛。

表12－2　冰碛物的成因分类表

注：据国际第四纪联合会，1979。

1）滞碛

滞碛是冰川前进时，在冰下高围压环境中，通过滞卸作用形成的冰碛物。滞卸作用包括：①冰川压力融化，由于摩擦热的影响，基底冰发生压力融化，所含石块被释放到冰床上；②阻滞作用，当冰床与岩块间摩擦力大于冰川施加于岩块的拖拽力，石块停止运动，并滞留于冰床上；③粘贴作用，如果冰床上已滞卸的物质中细粒物质较多，冰底碎屑一旦与之接触就会被“粘住”或压入其中不能前进，这种粘贴作用将加速滞卸过程，使滞碛厚度不断增加，形成滞碛层。滞碛的固结性好，空隙率低，含砾少，以粉砂、黏土为主，具基质支撑结构。干土具应力释放后密集的裂开面。砾石上多擦痕，a轴多顺冰流方向排列。

2）融出碛

融出碛是冰面或冰下冰体发生热力融化，释放所含碎屑，在正常气压下堆积而成的冰碛。又可分为冰面融出碛与冰下融出碛。在一定条件下，两者之间分布着不连续的冰水砂砾层，或存在冲刷界面，这与冰川消融时的强烈活动有关。

融出碛较之滞碛，固结度差，由棱角状巨砾、岩块、岩屑和粗砂混杂堆积而成，分选、磨圆均很差，细粒物质少，条痕面也极少见。融出碛砾石排列也较滞碛杂乱。

3）流碛

由于冰川中融出的富含黏土和粉砂的保水岩屑或岩屑层，在重力作用下，沿着冰坡或冰碛斜坡作黏滞性流动或蠕动，在低洼处堆积而成的冰碛，称为流碛。有冰下流碛和冰面流碛。流碛与融出碛形成环境相似，均产生于冰川范围内和正常大气压下，都通过融出作用获取岩屑。两者区别在于流碛经过黏滞性流动作用，故有一定程度分选，有平行斜坡的倾斜层理，层中粒度下粗上细，砾石长轴（a轴）与坡向一致，ab平行流动表面，呈叠瓦式排列，可见到由下层为滞碛，中间为融出碛和上层融出碛或流碛组成的冰碛物剖面。

二、冰水堆积物

冰水堆积物是指冰川消融时冰下径流和冰川前缘水流的堆积物，大多数是原有冰碛物，经过冰融水的再搬运、再堆积而成。因此，它们既具有河流堆积物的特点（如有一点分选、磨圆度和层理构造），同时又保存着条痕石等部分冰川作用的痕迹。

冰水沉积物可分为冰前沉积和冰川接触沉积两类。

1.冰前沉积物

冰前沉积物是冰水流出冰川以后，在冰川外围堆积起来的沉积物。其主要地貌为冰水扇、冰水冲积平原、冰水阶地及冰湖沉积等。

1）冰水扇及冰水冲积平原沉积物

如果冰川外围是平坦开阔的地形，冰水流出冰川末端后，立即分散为没有固定河床的细小股流，形成辫状水系。冰水携带的碎屑物质就在冰前堆积起来形成平缓的扇状地形，称冰水扇或扇堆儿。一系列冰水扇连接起来就构成冰水冲积平原，又名外冲平原。

冰水扇的顶端直接与终碛堤或其他类型的冰碛物相接，呈明显的相变关系。冰水扇最厚的地方在顶端，向外逐渐变薄。冰水扇堆积物具明显的岩相变化特征：顶端部分为巨大的砾石，层理不清，砾石磨圆度差，表面可有冰川压磨痕迹。往外粒度变细，圆度增加，以含砾石层或含砾石透镜体的砂层为主，沉积构造丰富，但极不稳定，水平层理与交错层理及不同粒度和分选性的砂砾层频繁交替，冰淤构造发育，很少或没有向上变细的层序。在冰水扇的最外缘，主要沉积亚黏土—黏土类物质，称为冰水亚黏土，它一般无层理，偶见砂的夹层及小砾石层；从成分结构上看，这种亚黏土很像黄土，但颗粒较细，碳酸盐含量也较少，故又称黄土状亚黏土。

2）冰水阶地沉积物

冰川前为谷地时，则冰川融水在谷中形成冰水阶地。冰水阶地冲积物属辫状河沉积，具有厚度大、易风化岩石数量多、分选差等特点，在剖面上，下粗上细的粒序层多次重复。

3）冰湖沉积物

冰湖沉积物包括冰湖三角洲沉积和冰湖底沉积。冰湖三角洲沉积物当冰水河流流入冰湖，或冰川直接濒临湖畔，在冰湖岸边就会产生冰湖三角洲沉积，这种沉积与普通三角洲沉积没有多大差别。所不同者冰湖三角洲沉积含有冰川砾石。

冰湖底沉积物夏季冰川融化强烈，冰水充沛，搬运能力强，把大量泥沙搬到湖中，砂砾很快沉于湖底；冬季黏土才慢慢地在砂上沉积下来，形成一层浅色长石、石英粉细砂和一层深色黏土构成的年层。这种沉积作用年复一年地进行，形成了粗细相间和层理极薄的纹泥（又叫季候泥）。就像树木的年轮一样，根据年层的数目即可确定从冰川开始退缩，至冰湖停止沉积这一阶段的年限。

2.冰川接触沉积

冰川接触沉积又名冰界沉积，是冰川区内或紧靠冰川的冰水沉积物（图12－11）。因此这种冰水沉积与冰碛物相互混杂、交叉和重叠，还经常受到水流的搅动，原生堆积形态和沉积构造常被破坏，特别是沉积物四周冰的融化，导致沉积物本身的崩塌或塌陷，更加剧了这种破坏程度。冰川接触沉积的最大特征之一是沉积期后变形，这种沉积构成如下几种常见的冰阜阶地及冰砾阜、锅穴和蛇形丘地貌形态。

图12－11　冰川接触沉积的成因图解

（据弗林特，1971）
（a）冰退之前，冰水在停滞水体的各个部位堆积各种冰水沉积；（b）冰退之后，冰水沉积物坠落地面，并产生变形

1）冰阜阶地及冰砾阜沉积物

冰砾阜是一种平顶圆形或长条形的丘陵地形。其直径为0.1～2km，高为5～70m，边坡较陡，常杂乱地成群分布于山岳冰川或大陆冰川的边缘（靠近终碛的地方）。冰砾阜由亚砂土、砂及细砾组成，具有明显的水流型层理，这些层理常因冰川的挤压而发生小的褶皱和断层。冰砾阜内常夹有冰碛泥砾透镜体，而大部分冰砾阜表面还覆盖着0.5～2m厚的冰碛层。冰砾阜是冰川消融后，冰面河流沉积坠落地面的产物。在山谷冰川和大陆冰川中都发育有冰砾阜。

冰阜阶地分布于冰川谷两侧或高地的边缘。冰退时，冰融水在冰川谷两侧形成溪流，这种水流在谷壁与冰川之间堆积具有一定层次的冰水堆积物。当冰川全部融化后，堆积物的前缘（即与冰川相接触的面）因失去支撑而垮塌，形成陡坎，整个形态与河流阶地相似，故称冰阜阶地，冰阜阶地由冰水砂砾层组成，呈长条状分布于终碛堤内的冰川谷两侧，向下游逐渐降低，与冰水扇相连。

2）锅穴

当冰川向后退缩时，在冰水沉积物中常遗留有大小不等的脱离冰川的死冰，当这些死冰完全融化后，就会引起上部沉积物陷落，在地表上形成凹坑。这种凹坑称为锅穴。锅穴大部呈圆形，深数米，直径10余米至数十米。

3）蛇形丘

蛇形丘是一种狭长而曲折的垄岗地形，由于它蜿蜒伸展如蛇，故称蛇形丘。它由经过分选和冲洗的砾石、砂组成，有明显的不均匀斜交层理，是冰下河道在出水口处的冰水沉积物，随冰川后退而堆积增长。蛇形丘的成因有两种：①冰下隧道成因。在冰川消融时期，冰川融水很多，它们沿冰川裂隙渗入冰下，在冰川底部流动，形成冰下隧道，隧道中的冰融水携带许多砂砾，沿途搬运过程中将不断堆积，待冰全部融化后，隧道中的沉积物就显露出来，形成蛇形丘。②冰川连续后退，由冰水三角洲堆积而成。在夏季，冰融水增多，携带的物质在冰川末端流出进入到冰水湖中，形成冰水三角洲，到下一年夏季，冰川再一次后退，又形成另一个冰水三角洲，一个个冰水三角洲连接起来，就形成了串珠状的蛇形丘。

第五节　海洋沉积物

一、海岸沉积物

海岸沉积物指沉积在海岸线附近、潮间带和水下岸坡上的所有松散的沉积物（图12－12）。不同的环境形成的沉积物也不相同，可以有复杂多样的岩性，包括从石块、砾石、砂质、泥质、牡蛎、珊瑚、藤葫、生物贝壳碎片等到碳酸盐沉积物，也可以其中一两种为主，如中国南海诸岛海几乎百分之百为生物碎屑，南海北部沿岸则以生物碎屑和石英或岩屑为主，或二者以不同比例混合组成；北方海滩主要为碎屑沉积物。

图12－12　沿岸沉积物流所形成的堆积地形类型示意图

（引自列昂节夫，1965）
（a）入射角充填型滨岸堆积物；（b）砂嘴地形；（c）岬角隐蔽区堆积地形；A、B、C.海岸线

岩岸砾石岩性多以当地岩石为主。附近若有入海河流，则与河流流域岩性相关。砾石分选好，磨圆度高，海岬岩岸砾石磨圆分选相对较差。砾石长轴（a轴）平行海岸，扁平面向海倾斜，倾角不大于13°，一般为7°～8°。

海岸带砂质沉积物分布最广，其成分以石英砂为主，伴有长石、角闪石、绿帘石、独居石等，有时形成有工业价值的石英砂、独居石和砂金等砂矿。海岸石英砂在高能环境中反复碰击磨损，磨圆度高，表面有冲蚀的“V”形坑等微观构造。

海滩沉积物具有双向缓倾斜的冲洗交错层理或向海的一致倾斜层理（有的倾角为5°～10°），厚度几厘米至几十米。

在热带和亚热带，现代潮汐影响范围内的海滩沉积物，于低潮位是海水蒸发，碳酸盐结晶成不稳定文石和亚稳定高镁方解石，呈泥晶外皮、纤维状和粒状，基底式胶结，很快使海滩沉积物石化为海滩岩，它是热带和亚热带特有的岩石。海滩岩形成速度较快，有的地方一年内能形成一片新的海滩岩，但形成中的海滩岩厚度仅十几厘米至几十厘米。晚更新世和全新世海滩岩有的已抬升，有的沉溺，由于海滩岩是古海岸的良好标志，对古气候、海平面变化和新构造运动研究有重要的意义。

二、陆棚（大陆架）的主要地貌特征和沉积

1.陆棚主要地貌特征和沉积环境

陆棚又称大陆架，它是在正常浪基面以下，向外海与大陆斜坡相连的广阔浅海底带，海水的深度大约为10～20m以下至水深200m左右。陆棚的宽度各地不一，由几千米至上千千米，平均为75km。坡度平均只有0°07′，一般小于4°。在广阔平坦的陆棚上，发育了很多的海底阶地、海底丘陵、洼地和盆地，如侵蚀成因的低阶地、浅的槽沟；堆积地貌有阶地、沙洲、礁、滩等。它们在强风暴、海流及生物的作用下，不断地改变着。据统计，高差达20m以上的丘陵地形，在陆棚断面上占60%，深度在20m以下的洼地占35%。

2.浅海陆棚沉积物的特征

陆棚沉积物有5类：碎屑沉积（由水、风和冰带来的）、生物沉积（主要是碳酸盐的介壳和介屑）、火山沉积（火山口附近的火山碎屑）、自生沉积（主要是磷灰石和海绿石等）和残留堆积（基岩原地风化和较老的沉积物）。

从粒度上看，陆棚沉积主要是粉砂质泥、泥质粉砂和部分粗砂、细砂。

海绿石、鲕绿泥石和磷灰石是陆棚沉积中最重要的标志性自生矿物。它们的形成和海水的维度与深度密切相关。海绿石为冷水矿物，主要形成于10～1 800m的海水中，其中以30～700m最为丰富；鲕绿泥石是暖水矿物，主要形成于热带地区，水深为10～150m的海水中。陆棚沉积物的剖面粒序变化规律为：海进时，向上变细；海退时，则向上变粗。平面上颗粒按大小和比重分选，从近岸往外，由粗变细。但是，由于第四纪时期冰期与间冰期更替，引起海面的升降变化，陆棚时而裸露为陆地，发育陆地地貌和陆相沉积物，时而又被海水淹没，形成浅海环境，接受海相沉积物，从而使陆棚沉积物的岩相、岩性、结构复杂化。查明陆棚地区沉积物的变化特征和分布规律，对阐明海面变动，恢复古地理环境具有重要的意义。

三、大陆坡的主要地貌特征和沉积物

1.大陆坡主要地貌特征和沉积环境

大陆坡是指陆棚以外至深海盆地的斜坡地带。其上界是陆棚与大陆斜坡的转折处，水深约200m。大陆坡的平均倾斜度为4°，一般为4°～7°，甚至可达13°，地形显著变陡。在大陆坡的下部，坡度变缓，逐渐过渡为陆隆（大陆基）。陆隆的宽度可达300～400km，若与大陆坡相邻处有海沟存在，则没有陆隆。大陆坡的下界约在2 000m的水深处，通常又把大陆斜坡地带称为半深海带。若将海水全部排掉，那么大陆斜坡将是地球上规模最大、最为壮观的斜坡地形。其上分布有界线清楚的洼地、山脊、阶梯状地形及孤立的山丘，有时被海底峡谷切过。海底峡谷是大陆坡上最特征的地形，它向海方向沿坡下伸可达四五千米，坡度较大，有时呈阶梯状；横剖面上两壁陡峭，高数百米，而底部平坦，宽达数千米，它是大量陆源碎屑物质搬运到深海盆地的主要通道。在海底峡谷的末端有海底扇（深海扇），伸入大洋盆地（图12－13）。有时因海底地震等原因，在海底峡谷两侧或较陡的斜坡地区，形成重力滑塌堆积地形，但常被浊流所改造。

图12－13　大陆坡底部示意图

（据http://www.undersea.cn/image/deepsea/topography.jpg）

2.大陆坡沉积物的特征

大陆坡所在的水深已超过200m，波浪和阳光都影响不到，只有少量的陆源细粒物质或悬浮物质进入半深海地带；其次是火山喷发物质及生物碎屑等，但分布最广的是软泥，还有少量砂、砾、介壳和生物沉积。

灰绿色软泥在大陆坡上广泛分布，成分以粉砂、黏土为主。红色软泥较少，主要分布于热带、亚热带河口前面的浅海—半深海中，现代长江口及南美注入大西洋的河流前面的海底都有分布。红色软泥中陆源物质含量为10%～25%，软泥质30%～60%，碳酸盐6%～60%，还常有石英颗粒。碳酸盐软泥和砂，分布于热带地区，常含有许多浮游生物。冰川沉积发育于南极地区，如在水深315～3 670m处，有分选不好的角砾、砂和黏土沉积，生物较少。火山泥和砂主要分布于火山作用强烈的地区。海底峡谷中及其附近，常有滑塌及浊流沉积，浊流沉积是大陆坡上最特征的沉积物之一。浊流沉积主要为粉砂级以下粒级的物质，最粗可到中砾；浊流沉积层愈厚，粒度愈粗。单个浊流沉积层的厚度为几毫米至几米，整个浊流沉积建造的厚度可以很大。浊流沉积物的碎屑成分主要是石英、长石、绿泥石、云母、生物碎屑等。有些浊流沉积物中富含浅海生物，有时可见植物碎片。浊流沉积物的下部具特征的粒序层，上部常具流水沙纹、平行纹层等。

四、大洋底部的主要地貌特征和沉积物

（一）大洋盆地主要地貌特征和沉积环境

大洋底（又称大洋盆地）是指大陆斜坡以外的广阔水域，海水深度一般为2 000～5 000m，它具有很大的海水深度变化范围。它与半深海区间界线恰与4℃等温线一致，这也是生物群的分界线。大西洋的4℃等温线在2 000m的水深处，所以一般把大于2 000m的深水区域称为深海区。

大洋底部受外力干扰甚少，海水比较宁静，沉积比较连续，陆源物质带入甚少，而且颗粒一般在0.002mm以下，这些微细的物质，几乎都呈胶体性质，可以长期悬浮于海水中，只有在极安静的水体中才能沉入海底。

大洋盆地的主要地貌特征和沉积环境如下。

1.深海平原

深海平原指大洋底部面积广阔而又平坦的区域，平均水深为4 500～5 500m。其原始状态呈现为高差大约300m起伏（特别是太平洋）的丘陵地带，因细小物质的连续沉积，使其形成宽广的平坦地面，称为深海平原。在深海平原上，还有一些高出洋底几十米至几百米的次级地形，如平缓起伏的深海丘陵，垄状的洋隆和孤立的海山等，均为火山成因。海山一般高出洋底近1 000m，平顶山称盖约特（guyot）（图12－14）。平顶山顶部的珊瑚礁表明海山曾接近洋面，海蚀使其夷平。分布在大洋中脊两侧平顶山的顶面深度，从洋中脊往两侧方向逐渐加深，反映平顶山形成后随海底扩张而沉入更深水域。

图12－14　在太平洋海洋盆中发现第一座盖约特平顶山的剖面图

（据Hess，1946）
该座平顶海山的位置约为N9°，E163°

2.大洋中脊

大洋中脊又称海底山脉。规模巨大的海底山脉是洋底最显著、最特征的地形，它遍及全球，纵贯大洋中部，延伸达65 000km，高出洋底2 000～4 000m，宽度变化较大，平均约为1 000km，假若将全部海水抽干，它将是地球上最长的山系。由于海底山脉在大西洋和印度洋都位于大洋中部，所以也称大洋中脊。

大西洋中脊北起北冰洋，向南绵延与大西洋两岸轮廓一致，呈“S”形，绕过非洲南端好望角，与印度洋倒“V”形中脊的西支相接，其东支向南进入南太平洋盆地，再转向北，与东太平洋隆相接，北端消失在美国的加利福尼亚湾。

海底山脉与大陆山脉在地形上的显著不同之处在于大洋中脊的近山顶部位出现一个明显的裂谷，称中央裂谷（或称轴部裂谷），其宽度近20km，深达1 500～2 000m，横过大西洋中脊的典型剖面如图12－15所示。大洋中脊常被转换断层所错开，有时中央裂谷位移达600km。

3.海沟和岛弧

海沟又称海渊，是海洋最深的部分，海水深度大于6 000m，世界上最深的马里亚纳海沟深达11 033m。海沟是边坡较陡而狭长的槽谷状洼地，其宽度为40～120km，长一般为500～4 500km。位于大洋盆地的边缘而不在中部。太平洋周围的海沟特别发育，它们常与一系列的弧形岛屿（岛弧）相伴生，通常称之为岛弧－海沟系。岛弧一般呈凸向海洋的弧形排列，并在毗邻的一侧发育海沟。

图12－15　大西洋（南部）中脊典型剖面图

（引自曹伯勋，1995）

弧后盆地是指岛弧与大陆之间或两个岛弧之间较小而深的海洋盆地，如日本弧岛与亚洲大陆之间的日本海、马里亚纳弧以西琉球弧以东的海盆。

（二）大洋盆地沉积物的特征

深海地区因有很深的海水阻隔，各种外力影响因素甚小，多为悬浮质降落沉积。沉积速率很小，各大洋的平均沉积速率为：太平洋0.005～0.04mm/a；大西洋0.008 6mm/a；印度洋0.005mm/a。目前所知深海区的海盆基岩（大部分为玄武岩等基性岩）上，仅覆盖着平均450m厚的松软泥质物。

深海区沉积物主要来自海水的表流、深水低速匀速底流（它是来自北极的密度较大的水流，因平行于等深线流动，故又称等深流）、风力、海底火山喷发、冰山及宇宙尘埃等。深海沉积物主要为各种软泥，地域性差别不很明显，但其平面分布和深度上具有一定的规律性。在大洋底部的特殊环境下，可形成自生的锰结核。

1.深海软泥

根据其成分和含生物碎屑的种类分为以下几种（表12－3）。

表12－3　各大洋软泥分布和深度表

注：据曹伯勋，1995。

1）褐色软泥

它广布于大洋盆地，主要由黏土矿物、陆源的石英砂、火山灰、宇宙物质和风尘等组成，富含Fe、Al质，一般呈红褐色，所以又称红色黏土，碳酸盐含量小于30%。南太平洋的红色黏土主要由自生黏土矿物组成，它们是由火山物质在原地交代而成。

2）钙质软泥

钙质软泥以碳酸盐为主的软泥，主要分布于热带、亚热带的各大洋区，生物碎屑含量大于30%。按其主要成分有抱球虫软泥和翼足虫软泥。钙质软泥的颜色有灰色、黄色、绿色甚至红色数种。

3）硅质软泥

硅质软泥是以硅质为主的软泥，生物碎屑含量大于70%。硅藻含量在50%以上称硅藻软泥，主要分布于两极地区及寒带海区，其颜色主要为浅黄色，放射虫介壳含量在50%以上者称放射虫软泥，主要分布于赤道附近的海区，颜色主要为红色、棕色和黄色。硅质软泥在数量上较钙质软泥少得多。

2.锰结核

它们与深海沉积物密切共生，在各大洋盆地中均有沉积，它多以球状或块状的结核出现，直径一般为1cm至几厘米，个别可大于10cm，甚至达1m以上。绝大多数锰结核成黑色，都具有一个碎屑核心，呈同心环状、层层包裹。从化学分析结果中发现其含有30多种金属元素（表12－4）。

表12－4　各大洋锰结构中主要元素含量表

注：据曹伯勋，1995。

锰结核的形成速率很小，一般为0.01～3mm/1 000a，但至今它仍在不停地形成着。

锰结核主要分布于700～7 000m深的洋底，一般位于3 000m深以下的才有开采价值。它们多数松散地分布在海底表面，有的地方也只有一半埋藏在软泥里。太平洋深海底锰结核最多，分布密度最大，其中N6°～20°、W100°～180°之间为最富集区，每平方米海底上含0.5～30kg，平均每平方千米约有4 400t。含锰结核沉积有的厚几十米。总储量达（2 000～10 000）×108t，可供人类使用1 000～10 000a之久。

3.浊流沉积物

浊流作用虽主要发育于大陆坡，但可延伸到深海盆地，形成深海浊积物。

综上所述，深海沉积物受海水深度、洋流及所在纬度的控制。陆源沉积主要分布于大洋盆地边部靠近陆地部分，在寒带海底则分布有冰川入海沉积物；在高纬度的深海区发育着硅质软泥，中、低纬度则为红色软泥、钙质软泥和锰结核等自生物质。

大洋沉积物的时代，从洋脊往两侧愈远年代愈早（图12－16），反映了海底从洋脊往相反方向的扩张过程。现在已有不少洋盆钻孔岩芯的氧同位素研究等结果为第四纪气候与环境变化研究提供了重要的对比基础，如赤道太平洋的深海钻孔V28－238孔和V28－239孔等。

图12－16　南大西洋地质剖面图

（据曹伯勋，转引自格拉马挑战者号深海钻探项目，1972）
1.更新统；2.上新统—更新统；3.上新统；4.中新统；5.渐新统；6.始新统；7.古新统；剖面上的数字为钻孔编号

思考题

一、名词解释

洪积物；坡积物；冲积物；沼泽沉积物；洞穴堆积物；冰碛物；冲积平原；坡积裙。

二、简述

1.简述洪积物、坡积物、冲积物三者的异同。

2.简述湖泊沉积物与沼泽沉积物的成因及分类。

3.简述流水、湖泊及沼泽沉积物研究的实际意义。

4.如何根据湖积物来研究湖泊的类型？

5.如何识别某湖积层是属于河成、冰成还是风成？

6.如何依据湖积层的空间分布鉴别湖盆的成因和类型？

7.河成牛轭湖与风成月牙湖的沉积物有何异同？

8.为什么说湖积物是研究古气候的主要对象之一？