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地質學
第一章 概論
第十二章 河流與河流的地質作用
第十三章 地下水
第十四章 風的地質作用
第十五章 冰川與冰川的地質作用
第十六章 湖泊和沼澤的地質作用
第十七章 海洋
第十八章 海水的地質作用 - 海水的剝蝕和搬運作用
第十九章 板塊構造學說
第十一章 地質圖與地質圖的判讀
第十章 地層與地質時間
第二章 我們居住的地球
第三章 礦物
第四章 岩石概論
第五章 火山與火山作用
第六章 風化和土壤
第七章 地質作用、地殼變動與構造運動
第八章 化石與古生物學
第九章 地殼與生物進化的歷程概述
第二十章 環境地質學
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18-4 海水的沉積作用
海洋是一個巨大的儲水盆地。陸地上的河流,地下水所攜帶的剝蝕產物源源不靳地匯集到大海。海洋本身除在濱海帶巨有強烈的動力條件外,絕大部分海域動力條件圴較弱,因此海洋是產生沉積作用的主要場所。
 
海洋中的沉積物除來自海水本身剝蝕海岸和海底的物質及海洋生物遺骸碎屑而外,通過其它地質作用從陸地帶到海洋的物質是十分可觀的。全世界每年由河流輸入海洋的碎屑物質約為135.05億噸帶到海洋的溶解物質約50億噸在乾旱地區,風每年將約1億噸的細小碎屑物質帶到海洋中沉積。兩極地區,冰川每年也向海洋提供1~10億噸碎屑物質。除此之外還有火山物質及少量的宇宙物質。被帶到海洋中的這些物質由於海水的機械動能減小、化學平衡的變化以及生物條件的影響,分別在不同的海洋環境沉積下來。
 
一、濱海帶的沉積作用
 
濱海帶具有十分強烈的水動力條件。除在某些特殊的環境下,因具有生物與化學條件,可由生物與化學作用引起生物化學沉積而外,濱海帶幾乎均為機械沉積作用。在此帶中生長的動物往往是厚殼動物和鑽孔動物,它們死亡後與其它沉積物一起混雜堆積,極少單獨存在。在強大的水動力作用下,生物遺體實難完整保存,常以碎片殘存於沉積物之中。
 
由於水動力減碣而沉積的濱海帶機械沉積物常形成海灘,潟湖,潮坪及沙嘴等海岸沉積地貌(圖18-13)。
 
 
 
1.海灘
海灘(beach)是濱海帶沉積物組成的平坦地形。據沉積物的顆粒大小分為礫灘和沙灘。
 
主要由礫石組成的海灘稱礫灘。礫灘主要形成於坡度比較大的海岸。礫石具有良好的分選性和磨圓度,礫石長軸方向平行於海岸線,AB面傾向海洋。主要由沙組成的海灘稱沙灘。
 
沙灘形成於坡度較緩的海岸(表18-1)。沙粒具有良好的分選性和磨圓度,內部具交錯層理,層面具有蟲跡和渠跡構造。沙灘中常有比重較大的重礦物富集,如磁鐵礦、石榴子石、鋯石、獨居石、黑鎢礦、鍚石,甚至有金剛石等。當富集到一定品位和儲量時,則可成為沙礦床。
 

 
2.沙嘴
沙嘴(Spit)是由沙粒堆積而成的長條形壟崗狀地貌,一端與海岸相連接,另一端伸入海中(圖18-13)。沙嘴是由沿岸流攜帶著沙粒流到海岸彎曲的海灣地帶,由於水流失去海岸的限制而使動能分散引起沙粒下沉而形成。一般在沙嘴頂端有向
陸一側呈鉤狀彎曲的沙鉤,有些沙嘴有許多沙鉤存在。在沙嘴靠陸一側常發育沼澤。沙嘴最發育的地方是向陸內凹的海岸,在這裏沙嘴的生長可使海灣與外海半隔絕起來,形成潟湖。
 
由波浪侵蝕和沿岸流搬運的沉積物在海岸邊能量低的地方可以造成很多不同的地形和沉積作用。最普通的沉積現象是海灘,可以發育在波蝕台地或波築台地之上(見圖18-13),由沒有膠結的沈積物在海濱上沉積而造成。沙是最普通的沉積物,也有較粗的礫石和較細的黏土。海灘的形狀,坡度和成分與波浪的能力,沉積物的供應量和大小有關,細粒沉積物組成的沙灘要比粗粒者更為平坦。沙灘上沉積物的主要來源為河流,海岸經侵蝕作用後也可以供應不少沉積物,有珊瑚礁發育的地方則很多沉積物是有機物的來源。海灘是不斷在變動的,其沉積物也不固定,不時可以向陸或向海搬運,也可以在風暴後消失。如果沉積物向海被搬運到海水波底以下,就可以造成波建台地。其他最常見的沉積現象有沙嘴(Spit),是一長條砂礫所成的狹脊,由陸地上的海岬或海灘延伸入海中,大致和海岸線平行,如果它的頂端進入深水後受到波浪的屈折作用彎曲如鉤狀,則名為沙鉤(Hooked Spit)。如沙嘴橫越海灣的出口而將之部封閉,則造成海灣洲(Bay 
barrier)或灣口沙洲(Bay-mouth Bar)。為海灣洲所封閉的海灣則造成潟湖(Lagoon),含有半鹹水或淡水,或成沼澤地。有時潮水或波浪可以把海灣洲再沖擊成一個小缺口,使海水可以再度進入海灣,這就名為潮口(Tidal Inlet)。在海灣內所發生的波浪屈折可以產生洋流把沉積物在海灣內堆積,就造成灣頭沙洲(Bayhead Bar)。連島沙洲(Tombolo )是連接海灘和一個濱外島嶼或是連接兩個外海島嶼的一個沙洲,是波浪的屈折和沿岸流連合作用所造成的現象。圖18-13表示若干重要的海濱沉積地形。
 
在全世界以平原低地為主的海岸的外海,常有濱外沙洲或離岸沙洲(Offshore Bar)及離岸沙洲或堰洲島(Barrier Island)的發育(圖18-13)。這主要是由沙堆積而成的長島,遠離海岸,但和海岸平行,和海岸之間有潟湖相隔。濱外沙洲的造成方式很多,主要因素為早期全世界的海水曾經普遍上升或海岸下降,使一部聖地及海灘和本土脫離,再經過波浪作用把海底的沙粒攪動剷起,堆積成為一條長沙洲,逐漸出露海水面而形成濱外沙洲;也可能是原來的沙嘴經過強烈的風暴
把它和陸地切斷隔離所造成。美國紐約市外的康內島(Coney Island)遊樂地就是濱外沙洲一個最好的例證,我國台灣島西南部嘉義台南外海的王爺洲、頂傘洲、青山洲等都屬之。因為海浪的不斷侵襲,濱外沙洲為圖存起見,就慢慢向陸地移進,最後可以和陸地相接,成為沙灘。
 
3.潮坪
在濱海帶寬闊而起伏的受潮汐作用的潮坪上,也普遍產生沉積作用。潮坪沉積物的特徵往往受氣候、局部沉積物的來源以及潮汐強度的強烈影響。在乾旱氣候條件下,潮坪上可產生碳酸鹽的沉積稱海灘岩。在潮汐作用強烈的時候,潮水將泥、粉沙帶到潮坪沉積下來。退潮時,潮水在寬闊的潮坪上切割出槽溝,槽溝中水動力條件較強,可以產生沙粒沉積,形成水平層理。在潮濕且特大高潮才被淹沒的地區,沉積物較長時間暴露於海水面之上,生物作用強烈,往往形成海岸沼澤。大量的生物沉積,在一定的地質條件下可形成大規模的煤田。
 
4.潟湖
濱海帶的化學沉積只在較特殊的沉積環境— 潟湖(Lagoon)中才能較大量的產生。由於潟湖水與外海呈半隔絕的環境,當地氣候和陸源水系的補給對潟湖環境的影響甚大。視其影響因素的特點,可將潟湖分為淡化潟湖和鹹化潟湖。
 
在潮濕氣候區,降水量大於蒸發量,往往大陸上河流十分發育,水量的淡水補給使其潟湖中鹽度降低,形成淡化潟湖。淡化作用首先從潟湖的上層開始,上層水變成鹽度低、密度小的水體,而下部則為鹽度較高,密度相對較大的水體,致使上、下水層處於相於穩定的狀態。由於大量淡水不斷地補給,潟湖水面高出海平面,上層淡水經某些出口流入海洋。在漲潮時少量海水湧入潟湖,因鹽度和比重較大,補充的海水像楔子一樣插入下層水體。由於潟湖中的水上輕下重,阻礙了上下水層的對流,造成湖底為閉塞的靜止狀態,氧氣缺乏,底棲生物漸趨絕滅,代之為一種單調的漂浮生物大量繁殖。這些生物死亡之後沉入湖底,屍體分解消耗湖底僅有的氧氣,釋放出硫化氫氣體,形成還原環境(圖18-14a)。有機物與河流帶來的陸源碎屑一起形成黑色頁岩,並有黃鐵礦、菱鐵礦等在還原條件下形成的礦物富集。水平層理和微細協律層理發育。沉積物中的生物遺體為淡水生物。淡化潟湖逐漸被沉積物淤塞,其上長滿喜濕植物則可演化為沼澤。
 
 
 
在乾旱氣候區,蒸發量大於降水量,防上補給潟湖的淡水少,僅靠漲潮時由海水補給鹹水。由於蒸發量大,導致潟湖水面降低,鹽度增高而形成鹹化潟湖(圖18-14b)。在鹹化潟湖形成的初期階段,因為表層水大量蒸發,其鹽度比下層水
高而產生下沉,並聚集在潟湖底部,從而引起湖水上下對流。隨著海水不斷地補給,水分不斷地蒸發,潟湖水鹽度不斷增高,生物漸趨絕滅。當潟湖水中所含某種鹽類物質的含量達到飽和時,便開始產生鹽類沉積。鹹化潟湖沉積物以鹽漬化粉沙及泥質為主,並有碳酸鹽、硫酸鹽、食鹽、鉀鹽等沉積。四川自流井的鹽礦便是下三疊統潟湖沉積。
 
二、淺海帶的沉積作用
 
淺海是最重要的沉積區,絕大多數沉積岩都屬於淺海沉積。淺海帶水深小於200m,海底平坦,海水動力作用由海岸向外海不斷減弱。在波浪和潮流的攪動下,海水中氧氣豐富,鹽度較穩定,加之陽光充足,從大陸或上升洋流帶來的營養物質豐富,因而淺海帶成為生物繁殖的理想地帶,90%以上的海洋生物集中在淺海區,種類繁多,不僅有底棲生物如腕足類、軟體動物,也有游泳生物和漂浮生物。這些生物在生命過程中,產生一系列的生物化學作用,促進了物質的化學沉積。生物死亡後,一方面可做為生物堆積的物質來源,另一方面由於屍體腐爛和分解,影響了海水的化學性質,也可造成化學沉積。

淺海沉積物主要來自大陸和海水剝蝕海岸的物質,這些物質絕大部分沉積在淺海帶,僅有極細小的懸浮物質和部分化學物質被帶到深海區沉積,所以淺海帶無論是機械的、化學的和生物的沉積作用都十分顯著。但由於海水動力條件,深度、離岸距離和陸源物質的性質和供給量的差異,不同地區的淺海沉積物的分布和類型也有差異。
 
1.淺海帶的機械沉積作用
被帶到淺海的碎屑物質,由於海水深度增大,動能減小,碎屑顆粒按大小,重輕先後依次沉積下來,這種作用稱機械沉積分異作用。顆粒大的碎屑通常沉積在近岸帶,較細的碎屑沉積在近岸帶。淺海的機械沉積物主要以沙,粉沙和泥組成,礫石較少。沉積物顯示出良好的分選性,碎屑顆粒磨圓好,具有明顯的層理。層面發育波痕,往往在近岸帶為不對稱波痕,遠岸帶為對稱波痕。沉積物中常含有大量各種類型且保存完好的生物遺體。
 
在拍岸浪與底流相遇的地方,機械能量降低迅速,海水所攜帶的碎屑物反在此產生沉積,往往形成平行於海岸的水下壟崗狀的沙埧。據水槽實驗結果,沙埧只能成長到原始海底斜坡的碎波水深的2/3的深度處,當沙埧的高度超過碎波水深的2/3時就會被波浪剝蝕掉,因此沙埧是淺海區水下的一種沉積地貌。
 
2.淺海帶的化學沉積作用
淺海帶的化學沉積作用極為普遍。引起化學沉積作用的因素主要是化學組分的含量、溶解度,水中氧和二氧化碳所引起海水的pH值和Eh值的變化,海水電解質作用以及極細粒帶電物質的吸附等。造成上述因素的差異除了無機的原因而外,生物在其中也起了相當大的作用。生物在生命活動和死亡腐爛過程中,進行呼吸和分解,造成各種氣體含量的變化,致使化學環境變化,引起化學沉積。化學沉積的方式主要有過飽和析出、電性中和、顆粒吸附和生物化學作用。

海水中溶解的物質以氯、鈉和鎂離子為最多,這就是海水又苦又鹹的原因。這除了它們本身的溶解度大而外,還與它們在海水中的滯留時間有關。氯離子和鈉離子在海洋水中的滯留時間為90Ma,故不易產生沉積。海水中主要溶解鹽分的溶解度由小到大的順序為:
 
Al2O3 — Fe2O— MnO2  — SiO2 — P2O5 — CaCO3 — CaSO4 — NaCl —MgCl2

鐵、錳、鋁的氧化物溶解度比鈉、鎂的氯化物溶解度小數百倍。前4種化合物主要以膠體形式存在於海水中,後者叫真溶液形式出現。按溶解度大小進行沉積時,先沉積鋁、鐵、錳的氧化物和氫氧化物,其次是硅酸鹽和磷酸鹽,最後沉積碳酸鹽。硫酸鹽和氯化物的溶解度很大,在正常的海水中不發生沉積。這種按沉積物溶解度大小先後依次沉積的過程稱化學沉積分異作用。由於海洋的這種化學沉積分異作用,致使在正常情況下,化學沉積物呈平行海岸的帶狀分布。

呈膠體形式帶到淺海的化學物質,與海水電解質相互作用,致使膠粒表面吸附帶相反電荷的離子而產生電性中和,失去穩定性而產生凝聚沉澱。在淺海帶常有大量的粘土和氧化鐵的沉積物,有時可聚集成鐵、鋁、錳等的巨大沉積礦床。如我國東北石灰系下部的鋁土礦、湖南泥盆系底部的赤鐵礦等。
 
磷和矽的分解與沉積受生物影響極大。磷酸和矽酸在海水中的含量隨著生物的繁殖而減少,生物死亡後,屍體在深部分解,含量又迅速回升(圖18-15)。深層環流把海洋下層富磷質的低溫海水沿著大陸斜坡帶到淺海帶,由於壓力減小,溫度升高以及海水對碳酸鈣的溶解作用使二氧化碳含量降低,磷酸鈣便沉澱出來。長期沉積可富集成大型磷塊岩礦床。我國南方寒武系底部磷礦床和四川什邡的磷塊岩等屬這種類型,矽質的沉積是在適當的環境下(水溫10~15 ℃、Eh→0,pH=7~8) 沉澱為結核狀燧石,或與鋁、鐵等膠體混合並吸附鉀離子而形成海綠石。
 

 

淺海溫水中大量沉積的是碳酸鹽岩。引起碳酸鹽沉積的原因有膠體凝聚,壓力減小或溫度增高造成二氧化碳含量降低,碳酸鈣達到過飽和以及生物的化學作用等。在動蕩的過飽和的碳酸鈣海水中以動物碎片、岩屑或膠體凝聚為中心吸附沉積呈同心圓狀生長時,形成鮞粒沉積物(<2mm),成岩後形成鮞狀石灰岩。鮞粒繼續長大成為球粒(>2mm),形成球粒狀石灰岩。
 
波斯灣,阿布達比(Abu Dhabi),薩勃卡(Sabkhas, Marginal Marine Sabkhas)地帶的蒸發沈積作用,是一個特殊的潟湖沈積作用。在波斯灣,阿布達比沿海地帶離開藻坪和正常高潮面以上的內陸形成一鹽坪帶,當地人稱為薩勃卡。薩勃卡平行於海岸延伸,多處寬達16km。強勁的西北風與高潮線配合時,即可淹沒廣泛的薩勃卡地區。這種水體有時可以保存兩、三星期。強烈的蒸發作用使鹽度增加,導致石膏和白雲岩的沈澱。
 
由於季節風的關係,整個地區又遭到風蝕和風積,於是泥質的薩勃卡又被幾厘米厚的風成碳酸岩砂所覆蓋(砂質薩勃卡)。造成一特殊的蒸發沈積環境(圖18-16)。
 
3.淺海帶的生物沉積作用
淺海是生物最繁盛的區域,所以生物的沉積作用十分明顯與重要。主要是由生物成礦作用形成外殼與骨骼而產生,當淺海中大量的生物死亡後,屍體的硬質部分可直接堆積在海底,形成生物堆積,這些硬體、骨骼以碎片或整體的形式混雜在碎屑沉積物和化學沉積物中,經成岩後形成生物碎屑岩。在生物碎屑岩中,以珊瑚礁和鈣質海藻堆積經成岩後分別為礁灰岩和藻灰岩最為量要。生物礁灰岩疏鬆多孔,常是極好的儲油層。美國和加拿大的石油絕大多數產於這種礁灰岩中。
 
一般珊瑚生長在水深小於50m,氧和陽光充足,水質清澈透明,含鹽度在35%左右,水溫在20℃左右的平靜環境中。對地質歷史時期的珊瑚礁分布特徵的研究,可以幫助我們恢復古地理、古氣候狀況和海岸的發展。
 
由低等植物的活動,造成CO2的減少亦可大量產生灰岩的沉積。淺海帶的低等生物大量死亡堆積,經過複雜的物理、化學變化可形成石油和天然氣。現代海洋的大陸架約有5.7%面積內已發現有石油的分布。在波斯灣地區就已經發現了30多個海底油田,其中沙特阿拉伯的薩法尼亞赫石油的儲量達16億多噸。我國沿海廣闊的大陸架內也蘊藏著相當豐富的石油資源。
 

 
 
三、半深海帶和深海帶的沉積作用
 
此兩帶為水深大於200m的廣闊水域,距離大陸較遠,受陸地因素的影響小,水深壓力大,海底一片黑暗,底棲生物極少,主要為一些游泳和漂浮生物,除海水表層外,其它地區機械動力極弱,僅在海峽和河口等局部地帶有濁流和深層洋流的機械作用。陸源物質一般只有粒徑小於0.005mm的懸浮物在此帶沉積。濁流可將淺海堆積的粗粒沉積物卅往深海溝沉積。除此之外,海底火山噴出物、宇宙物質和冰山攜帶的粗粒物質可在半深海、深海中沉積。因此半深海、深海帶的沉積物多為泥質和生物殘骸為主的軟泥沉積。
 
1.深洋沉積物
深洋的沉積物依據其來源可以分為陸源性(Terrigenous)和遠洋性(Pelagic)兩種,也有來自外太空的沉積物。根據1976年杜雷金(Turekian)的分類,深洋沉積物共有下述四類:
 
(一)深海陸源碎屑沉積物(Pelagic-detrital Sediments),在海洋中的碎屑沉積物主要來自陸地,多數為河流、風、或冰川帶入海洋中沉積而成,也有少數來自外太空的隕石等碎片。主要沉積物有下列各類:
(1)冰運的沉積物 在海洋上漂流的冰山常挾帶看從陸上大陸冰川區域運來的岩屑和岩塊。當冰山漂流到較溫暖地區而融化後,這些岩塊岩屑就沉積在海底,以細粒者為主,甚少受到風化的影嚮。
(2)火山岩屑 在島上或陸上火山爆發後產生的火山灰或塵,因為顆粒細小,可以搬運很遠,常被風或河輸送到深洋而沉積於海底。
(3)紅黏土(Red Clay) 又名褐土(Brown Clay),分布在最深的海盆地區,幾乎覆蓋半個太平洋,是一種質軟而具可塑性的褐紅色黏土,由黏土礦物、石英和雲母及火山灰組成。黏土礦物通常是火成岩受風化以後的殘餘產物,成為陸地上的風化土壤,為河流波浪和風運送到海洋中漂浮,在氧化環境中黏土物質和氧化鐵混合,下沉到海底成為紅色黏土,其中一部分可能來自火山灰塵和宇宙塵。黏土中常含有孔蟲或其他有機物的碎片,以及鈣十字石、錳結核和其他海中自生礦物的細粒。
 
(二)深洋遠洋性有機沉積物(Biogenic-pelagic Sediments) 在深洋中的微體浮游性生物(Plankton Organisms)具有鈣質或矽質的外殼,當其死亡或由分裂成二個以後,原來這些微小的就紛紛如雨點般的向下降落沉積到海底,就造成軟泥
(Ooze)(表18-2),其沉積速率約為每千年一至五公分。浮游性生物有某些種屬是很好的洋流指準生物(Indicator of Currents),有的只生存在某種暖流中,有的僅生活在寒流裏。軟泥可以分為鈣質(Calcareous)和矽質(Siliceous)兩種。在深洋沉積物的軟泥中,如含有百分之三十以上的鈣質生物體骸,就稱做鈣質軟泥,但是其分布深度很少超過四千五百公尺。這些生物以下列三種最重要:
 
有孔蟲(Foraminifera)是單細胞的動物(Protozoans),因為其鈣質體骸含有小孔而得名,其平均大小約為一公厘。(圖18-17a)
 
翼足類(Pteropod),是浮游性的軟體動物(Gastropods),約比有孔蟲大一倍,但其在海底的分布遠不及有孔蟲為廣。
 
球菌類(Coccolith),是非常微小的單細胞植物(Algae),僅有百分之一公厘大小。這類植物需依靠日光而生存,故僅生活在海水的表面(圖18-17b)。
 

 
 
碳酸鹽類的溶解度,隨深度增加而增加,在很深的海水中,全部被溶解,所以鈣質軟泥不能存在於很深的海水中。這是因為在海面以下由4500到5000公尺處有一個名叫碳酸鹽溶解深度(Carbonate Compensation Depth)的水位,在這個深度以下,所有鈣質微生物都要被溶解。碳酸岩溶解深度在不同的大洋中有不同的深度。在太平洋為4500公尺,在大西洋為5000公尺。所以鈣質外殼在太平洋只能到達海底深度在4500公尺以內。在大西洋為5000公尺以內。
 
凡在深洋沉積的軟泥中,如含有百分之三十以上的蛋白石質矽質生物體骸,就叫做矽質軟泥,矽質軟泥樍棸的海水中不能有太多陸地上下來的侵蝕物質,否則要沖淡矽質生物的外殼。主要構成矽質軟泥的有下列兩種生物。
 
放射蟲(Radiolaria),也是單細胞的動物,以放射狀而得名,約有百分之三十公厘大小。(圖18-17c)
 
矽藻(Diatom)是單細胞的綠色植物藻類,稍比放射蟲為大,主要分佈在較冷的海水中,以太平洋北部和南極洋最多。(圖18-17d)


      

 
(三)底運碎屑沉積物(Bottom-transported Detrital Sediments)這類沉積物以巨厚堆積的濁流岩或濁積層(Turbidite)為主。陸地上的河流挾帶泥沙礫等流到平緩的大陸棚上,這些泥沙進入海水中後,可以增加海水的比重,成為重流,沿著陡急的大陸斜坡滑落到其底部,沉積在大陸隆堆或海洋盆地中形成濁流岩。1962年齙馬(Bouma)提出了濁積層的標準層序。較粗的沙或礫先沉積在底部,較細的泥土沉積在上部,造成由粒級層(Graded Bedding),水平紋層,波痕層到泥層的組合層,名叫濁流岩(圖18-18)。
 
 
 
 
(四)其他
(1)錳結核(Manganese Nodules)
錳結核通常是黑色或深褐色,是深海沉積一種多金屬元素的聚合體,主要由錳、鐵和與其伴生的銅、鎳、鈷組成。這些元素的含量隨地區的不同而存在差異(表18-3)。錳結核生長在海底沉積物的表面,準確地說是生長在沉積物和水的交界
面上。根據所有的深海鑽探資料,在沉積層的內部末找到錳結核的存在,就是證明。錳結核的分布密度,可呈散點狀或像鋪路石那樣一個接一個地鋪在海底沉積物上,也可呈單一的層狀出現。錳結核表面呈褐至黑色,直徑1~15cm,從海底剛打撈上來時是軟的,經過一段時間乾燥之後,變得硬而脆。錳結核與沉積物接觸的一面較粗糙,與海水接觸的一面較光滑。絕大多數錳結核都具有一個核心,內部可看到有各種色調的呈同心圓狀層層重疊的條帶狀薄層。在中緯度的不同深度上,火山玻璃、魚類骨片和硅質、鈣質海綿的骨針等是常見的核心。在高緯度地區則常以冰屑和冰漂岩屑作為核心,在富集區也常見有由老結核碎塊做為核心的現象。
 
形成錳結核的物質主要來源於大陸風化剝蝕的產物、岩漿熱液、從兩極地區帶到海洋的物質和宇宙物質。這些物質通過河流、地下水、冰川、生物、火山作用及宇宙塵埃隕落帶入海水,由洋流帶到Eh值較高的鹼性環境,以氫氧化物的形式沉積下來。這些沉積下來的分散狀的金屬物質通過沉積物中的裂隙水以擴散的方式從沉積物中帶到沉積物表面聚集而形成錳結核。顯然錳結核的分布主要是在海底洋流所經過的鹼性環境地帶。

 


 
錳結核生長的速度十分緩慢,平均生長速度為1~10mm/Ma。對平頂山上的錳結核進行測定,2mm厚的結核表層的生長速度為1~6.7mm/Ma,往裏的平圴生長速度為39mm/Ma。
 
大洋中的錳結核是工業用錳的不可忽視的新資源,有待於我們去開發利用。
 
(2)鈣十字石(Phillipsite) 這是含水的矽酸鹽類,屬沸石(Zeolite)的一種,由玄武岩質的火山物質變化而成。
 
(3)蒙脫石(Montmorillonite) 這是一種黏土礦物,由洋底的火山物質所變成者。
 
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