1.地貌特征
半深海分布在大陆斜坡地带。一般把水深200m处的坡折点作为大陆斜坡和陆棚的分界。大陆坡的平均坡度为4°，最大倾角可达20°。最大深度在1400～3000m之间。大多数情况下，大陆坡具有界线清楚的洼地、山脊、阶梯状地形或孤立的山，有时被许多海底峡谷所切割。大陆坡上的海底峡谷横断面呈“V”字形，可以从陆棚一直延伸到大陆坡。海底峡谷是陆源沉积物搬运的主要通道。海底峡谷的前端经常发育海底扇（图8-19）。
图8-19 半深海和深海环境的地貌特征略图
（据R.C.Selley，1982）
①大陆架；②海底峡谷；③海底扇；④斜坡滑塌沉积；⑤深海盆地
深海分布于深海平原或远洋盆地中，通常是一些较平坦的地区，平均深度4000m左右。在有些地区由于火山的发育而形成海山（可高出海底1km）、平顶海山（被海水夷平的海山，一般被淹没于水下）、海丘（其突起程度较海山小）。大洋盆地中有一些比较开阔的隆起地区，其高差不大，无火山活动，是海底构造活动比较宁静的地区，称海底高地或海底高原。无地震活动的长条形隆起区称为海岭。
2.半深海沉积特征
半深海带的海底已无波浪作用，但海流或底流仍在起一定作用。在水深400～500m内的透光带，可有大型软体动物存在。更深处则以放射虫和有孔虫为主，为半深海沉积物提供了一定的物质来源。大量的陆源泥以悬浮方式进行搬运，并在平静的半深海水中沉积下来。另外，重力流沉积是半深海沉积的一个重要方面。半深海主要沉积类型如下：
青泥（蓝色软泥）是在还原条件下沉积的，颜色为青灰色或暗灰蓝色。主要由细粒陆源碎屑物组成，粉砂和黏土可占75%以上，碳酸盐岩含量一般少于30%，并含有少量生物残骸。
黄泥和红泥 黄泥和红泥是青泥的变种，仅是其陆源供应物不同而已。如中国黄海外的黄泥，是中国大陆黄土在大陆坡沉积而成的；大西洋大陆坡上沉积的红泥中陆源碎屑含量为10%～25%，碳酸盐岩含量6%～60%，细泥30%～60%。
绿泥 绿泥和青泥相似，其中含有较多的叶绿素和海绿石，还含有少量的长石、石英和云母。
总而言之，半深海沉积物主要是陆源泥质沉积物，底栖生物少见，已发现的有薄壳双壳类，腕足类和其他一些软体动物。在大陆坡的海底峡谷中，主要发育重力流沉积，其中以滑塌沉积为主。
3.深海沉积特征
深海沉积物在性质上不均匀，是通过不同的沉积作用形成的。现代大洋沉积物的组成是多种多样的，主要沉积物有陆源碎屑沉积物、硅质沉积物、钙质沉积物、深海黏土，还有与冰川有关的沉积物等（图8-20）。
一般来说，在深海远洋环境中洋流流动缓慢，海底温度低（近于零度），物理风化作用微弱，化学作用也很缓慢，沉积速率很低。深海沉积物主要由软泥及黏土组成。其类型划分的主要依据是成因和生物残体及物质组分的含量。深海富集着从大洋沉淀下来的细粒悬浮物质和胶体物质，它们常和生物（浮游生物和植物）的残骸一起以极慢的速率沉积下来。如果主要由微体生物残骸组成（＞30%）称为软泥或深海软泥，如抱球虫软泥和放射虫软泥。前者主要由浮游有孔虫，特别是抱球虫的介壳组成的，碳酸盐岩含量平均65%，也可称为钙质软泥。后者主要由放射虫残骸构成（达50%以上），碳酸盐岩含量少于30%，可称为硅质软泥。
如果生物成因物质的含量少于30%，称为深海黏土，如褐色黏土。褐色黏土是深海远洋中最主要的一种沉积物类型，主要由黏土矿物及陆源稳定矿物残余物组成，尚有火山灰和宇宙微粒，碳酸盐岩含量少于30%。
在局部地区，各种矿物的化学和生物化学沉淀作用也是形成深海沉积的一个重要因素，如锰结核、钙十字沸石等，可导致Fe、Mn、P等矿产的形成。另外，火山喷发、海底火山活动、风以及宇宙物质也为深海环境提供了一定数量的物质来源。
图8-20 现代大洋底主要深海沉积物类型分布图
（据J.A.Davies＆D.S.Gorsline，1976；转引自王良忱和张金亮，1996）
4.浊流沉积特征
在各种浅水环境中，沉积物的搬运均由牵引流控制。深水环境中沉积物的搬运常以沉积物与水混合的形式形成一种密度流，在重力的直接作用下沿斜坡呈块体搬运。这种块体重力搬运可以说是由沉积物的滑移重力带着液体搬运。这种在重力直接作用下沉积物与水的混合物发生的顺斜坡的块体运动，称为重力流。按搬运过程中颗粒的支撑机理和堆积方式，可将重力流分为四种类型：碎屑流、颗粒流、液化流、浊流。关于重力流的形成条件、形成机制及其类型见第四章。以下简要介绍浊流沉积特征。
（1）浊积岩沉积特征
浊积岩沉积序列特征 浊积岩是由浊流作用形成的重力流岩石的一种类型，它可以是陆源碎屑岩，也可以是钙屑浊积岩和火山碎屑浊积岩。典型的浊积岩有鲍马序列特征。浊积岩在宏观上是由砾岩或含砾砂岩、砂岩、粉砂岩和深海泥岩频繁互层组成的一套巨厚的韵律沉积。韵律组成比较单调，单个韵律的厚度一般几十厘米到2m不等。在内部结构上，一个完整的浊积岩序列由五个具特殊沉积构造的单位组成，即鲍马序列（图8-21）。鲍马序列是鉴定浊流沉积的重要标志。
递变段（块状层或粒序层，A段）递变段是浊积岩层序的底部单位，一般由砂岩和含砾砂岩组成，具明显的递变层理。底部含砾石，底面上有槽铸型、沟铸型等各种底痕，与下伏岩石为冲刷侵蚀接触。在厚的递变层底部可出现几厘米厚的逆粒序层，但很快就变成正粒序层。
平行层理段（B段）平行层理段主要由中、细粒砂级物质组成，有时也显示递变特征，沿层理面有时可见剥离线理。有时B段为块状砂岩，并与A段呈递变关系。
图8-21 浊流沉积的鲍马序列模式
（A据A.H.Bouma，1962；转引自《沉积构造与环境解释》编写组，1984；B剖面实例据肖勒；转引自孙永传和李蕙生，1986）
水流波痕纹理段或变形层理段（沙波纹层理段或包卷层理段，C段）一般由粉砂岩组成，常显示水流波痕纹理（如波状交错层理）或变形层理（如包卷层理），偶尔有爬升波痕交错层理或大型水流波痕层理，与下伏的水平层理段（B段）为突变接触。
水平层理段（D段）一般由粉砂岩和粉砂质泥岩组成，有明显的水平层理，与C段为渐变接触。
块状泥岩段（E段）一般由块状泥岩组成，为浊流之后稀薄的悬浮物质沉积形成的。其中有时含半深水、深水有孔虫化石和平行层面或与层面微斜交的表生生物遗迹化石。
在E段之上发育有深海泥岩或泥灰岩，含典型的远洋生物化石，是浊流之间的间歇期正常深海沉积作用的产物，称F段。F段与E段不易区分。
一个完整的鲍马序列从底部到顶部代表了浊流的流动强度和悬浮物沉积速度逐渐减弱的沉积过程。粒度分布上表现为从底到顶由粗变细的正韵律特征。完整的鲍马层序仅见于很厚的浊流沉积或复理石沉积发育的地区。鲍马序列常不完整，沉积序列类型在时间和空间上的分布有一定的规律性。因为各个段在平面上呈舌状体展布（图8-22），后一个舌状体比前一个范围大，因此远离源头A段缺失，或者受到再一次浊流的侵蚀，第二次浊流发生在第一次浊流的尾部沉积之前，这样就造成缺失底部，或顶、底部都缺失的层序。
图8-22 鲍马序列从底部A到顶部E的平面分布
（据A.H.Bouma，1962；转引自刘宝珺和曾允孚，1985）
古生物特征 浊流沉积之间的深海沉积中含典型的远洋浮游生物化石，如有孔虫、放射虫等，沿层面分布有形态复杂的表面遗迹化石，如弯曲状、螺旋状、网格状等。而在浊积岩中则可含有异地带来的浅水动物化石，如浅水底栖有孔虫、钙藻化石和大型介壳化石等。
岩矿特征 深海浊积砂岩的成熟度低，其矿物成分为陆源碎屑，且多为不稳定成分。除石英之外，还有相当多的岩屑、长石、云母和泥质，多为硬砂岩或岩屑砂岩及长石砂岩类。有时含浅水生物碎屑，分选和磨圆均较差，基质含量一般大于15%。
（2）海底扇及其沉积相模式
海底扇主要是由浊流和部分滑塌作用在海底峡谷出口处的深海中形成的水下扇形堆积体。海底扇沉积中除了浊流沉积外，还包括下列主要岩相类型：
块状砂岩相 主要由块状砂岩组成，与其互层的页岩一般很薄或无。砂岩底部具冲刷或注入构造，递变层理一般不发育，有时在其底部发育反递变层理。其形态一般呈水道状，可能是由液化流或颗粒流形成的。
具碟状和管状构造的块状砂岩相 其特征与块状砂岩相类似，所不同的是这种类型中常发育有因颗粒间液体逸出而形成的碟状和管状构造。该相由液化流所形成。
递变层理砾状砂岩相 与经典浊积岩的递变层理砂岩相比，该相沉积粒度明显变粗，而且可以单独产出。与其互层的页岩很少。其特征是具有突变的底界和冲刷成因的大量底痕，内部通常发育有良好的递变层理，有时可见比较粗糙的平行层理。递变层理砾状砂岩层一般呈水道状，侧向上不连续。它们主要是由高密度浊流搬运和沉积形成的，但其沉积晚期可转化为牵引作用，形成交错层理。
颗粒支撑的砾岩相 根据其递变性、层理和组构特征可区分出块状混杂砾岩、双向递变砾岩、正递变砾岩和递变-层状砾岩四种类型。
基质支撑的块状混杂砾岩相 在砾石之间含有大量泥和砂的基质，分选性差，无定向组构，沿层面常分布有向上凸出的大碎屑颗粒，但无滑塌现象，由水下碎屑流沉积而成。
滑塌岩相 具有基质支撑的混杂结构，但一般都见有明显的滑塌现象。
根据海底扇的地貌及其沉积特征，可将其分为扇根（上扇、内扇）、扇中和扇端（下扇，外扇）三个部分（图8-23）。
图8-23 海底扇沉积相分布模式
（据R.G.Walker，1984；转引自王良忱和张金亮，1996）
扇根是主水道发育的地区，其外侧发育水下天然堤或阶地。在主水道中堆积了各种砾岩相，主要是各种粗碎屑（砾质）组成的非浊流块体——重力搬运沉积物，其分布的先后次序大致为块状混杂砾岩，双向递变砾岩和递变-层状砾岩。主水道两侧的天然堤上沉积的主要是粉砂和黏土组成的低密度浊积岩，相当于鲍马序列的C、D、E段。
位于扇根上方的海底峡谷或补给水道中主要堆积由碎屑流和滑塌作用所形成的粗粒碎屑沉积岩。有时也可能被细粒黏土和粉砂物质所充填，这通常是由于海平面上升使其原始物质来源断绝而造成的。
扇中是水下网状水道和扇前叶朵的分布区。网状水道中主要发育了递变层理砾状砂岩、块状砂岩或者具碟状构造的块状砂岩，而水道之间的漫堤沉积物主要是细粒的低密度远洋浊积岩，相当于鲍马序列的C、D、E段。
扇端区地形较平缓，无水下水道发育。其中主要沉积了经典的浊积岩，而且随着远离源区，逐渐由根部浊积岩或近源浊积岩（由A和E段或A、B、C、D和E段组成）变为末梢浊积岩或称远源浊积岩（主要由C、D和E段组成）。
刻切水道是由于重力流能量突然增加而刻切底层所造成的，因此粗粒碎屑物可以直接覆于深海远洋泥岩、黏土或低密度浊流沉积之上。
根据海底扇的岩相和沉积环境在纵向上的分布，其沉积序列可划分为反旋回沉积序列和正旋回沉积序列两种类型。反旋回沉积序列沉积颗粒由下向上逐渐变粗，层状特征由下向上逐渐变厚（图8-24）。下部首先出现的是浊积岩，然后向上依次出现块状砂岩相、递变层理砾状砂岩相、各种砾岩相以及滑塌岩相等。反映下部属扇端沉积，然后向上依次为扇中和扇根的水下水道沉积。反旋回沉积序列由海底扇的进积作用形成，与三角洲的沉积序列相类似，但内部结构则完全不同。前者是重力流或浊流形成的，其中发育了像递变层理砾岩、砾状砂岩、具碟状构造块状砂岩和浊积岩等岩相类型；后者是牵引流所造成的。正旋回沉积序列与上述沉积序列完全相反，是一种由下向上变细变薄的沉积序列。从下向上依次出现扇根、扇中和扇端沉积。这是由海底扇的退积作用或海底扇的废弃转移而造成的。有时，也可见到上述两种类型组合而成的完整沉积序列。这反映了海底扇先进后退的变化过程。
图8-24 海底扇反旋回的沉积序列
（据R.G.Walker，1984；转引自王良忱和张金亮，1996）
5.等深流与等深积岩
等深流是由大洋温盐旋回（thermo-haline circutation）循环驱动的大洋底流，一般都沿着大陆坡等深线低速流动（20cm/s），其沉积规模甚至与某些海底扇相当，可以搬运大量细粒沉积物。等深流沉积物常与远洋、半远洋沉积层共生。由等深流沉积形成的沉积岩称等深积岩。等深积岩的主要特征及其与浊积岩的区别见图8-25和表8-1。
图8-25 具逆-正递变层偶的等深积岩沉积模式
（据E.G.Gonthiers et al.，1984；转引自王良忱和张金亮，1996）
表8-1 等深积岩与浊积岩特征对比
续表
（据C.D.Hollister＆B.C.Heezen，1973；转引自王良忱和张金亮，1996）