通知书格式范文:海洋沉积的作用

海洋沉积的作用

海洋地质 海洋是地球表面最大、最终的沉积场所。不同海区海水物理、化学和生物动力不同；沉积物来源不同。沉积物类型与沉积方式也都有明显的差异。
海洋沉积物从来源考虑基本分为它生和自生两类。它生的主要指各种碎屑物（砾、砂、粉砂和泥）；自生的主要指各种化学物和生物。
碎屑物：主要来自陆地，由陆地风化、地面流水、地下水、冰川和风等破坏作用产生的产物，它们主要经河流被带入海洋。每年经河流带入海洋的碎屑物约200多亿吨，占进入海洋碎屑物总量的95%。如仅黄河每年入海的泥沙量就达16亿吨之多。其次是海岸受侵蚀后崩塌形成的碎屑物。全世界海岸线长约450800km，其中约一半是基岩海岸。还有冰碛物和风运物。南极周围因冰山消融后有冰碛物沉积；大西洋底发现有撒哈拉大沙漠的砂。
化学物：海水中有5×1016吨的化学元素。它们以离子、化合物或胶体形式存在，其中一部分来自陆地，每年经河流入海的溶解盐约5.5亿吨；另一部分来自海底火山喷发和生物新陈代谢的产物。这些化学物质在海洋中，经化学生物化学作用沉积形成新的矿物，并且构成新的岩石。它们被归为自生沉积物。
生物：主要是海洋自生的，现代的海洋和陆地每年可提供几百亿吨有机碳，河流每年带入的仅1-5亿吨。浅海的生物量最多，不同海区生物种类各异滨海区以介壳、穴居生物为主；浅海区主要是游泳生物、底棲生物和藻类；半深海和深海区以浮游生物和菌类等微生物为主。
不同类型沉积物的沉积方式有所不同。
碎屑物的沉积方式是机械堆积。海水中经过各种水流搬运作用的沉积碎屑物其分选性、磨圆度都可达到最佳级别，碎屑物的成分也可以抗风化、剥蚀能力强的石英、硅质岩等为主。
化学物的沉积方式有过饱和、胶体凝聚、生物浓集等。
过饱和方式 呈真溶液状态的化合物如K、Na、Ca、Mg等元素的化合物在海水中可以过饱和方式发生沉淀，但海水在正常条件下，这些化合物对以过饱和。因此过饱和方式往往是在影响海水化学动力因素如海水的PH值、Eh值、温度、压力等以及CO2含量变化和生物的作用下才可能发生。
胶体凝聚方式 呈胶体状态的化合物如Al、Fe、Mn、Si和粘土等化合物，它们分别带正、负电性，当与海水中正、负离子相互吸附，或者同种胶体含量多时也会发生凝聚。其中粘土在海洋中数量多，分布广，它带负电性，在海水中往往可大量吸附各种阳离子。使某些微量元素富集。
生物浓集方式 生物新陈代谢过程吸收生命所需元素而使某些元素富集。最普遍的是各种生物礁浓集了大量CaCO3；硅藻和放射虫浓集了大量SiO2；磷质生物浓集Ca和P。海洋中许多菌藻类生物可浓集金属元素。如某些菌藻类Au的浓度可以是周围海水的830倍，Cu可以富集到3700倍，Fe可以浓集到7000倍。有的微生物还能吸收放射性元素U。
一、滨海的沉积作用
滨海区以碎屑沉积为主。水动力主要是海浪和潮汐。由于水动力条件、物质来源、所处地形位置等因素的差异，可形成海滩、沿岸沙堤和沙坝、沙咀和连岛沙坝等沉积地形。
（一）海滩
是滨海区最主要的沉积地形。位于前滨。按组成其碎屑物种类分为砾滩、沙滩、泥滩。
1．砾滩
多数分布于基岩海岸，特别是岬角附近或山区河流河口两侧的海岸地带。分布位置不同，砾石来源不同。砾石的特点也有差异。
（1）基岩海岸附近的砾滩
砾石主要来自海岸崩塌，经海浪、潮汐作用磨蚀而成。砾石的成分与基岩海岸岩性一致。分选性和磨圆度随砾滩的成熟度，即砾滩形成后经历海浪和潮汐作用时间而异。砾滩形成时间越长即成熟度越高，砾石的分选性好（即大小相近），磨圆度好（圆一次圆）如图9-19是青岛海岸一处砾滩，砾石排列平行海岸线，且倾向于大海。
（2）山区河流河口两侧的砾滩
砾石主要来自近大海的山区河流，山区河流因地形坡度大，河流流速快，动能大。海岸离河流发源地和上游比较近，所以有粗碎屑——砾石带至河口。此类砾石成分比较复杂。如位于长城起点老龙头西侧的大石河河口附近的砾石，其成分有河流中、上游流域内分布的安山岩、火山碎屑岩、石灰岩、砂岩等等。砾石大小相近分选好，磨圆几乎均为圆状。
2．沙滩
是海滩中分布最广的沉积地形。主要由进流和退流反复将沙粒搬运（剥蚀）和沉积而成。总体向海倾斜，坡度一般仅几度。坡度大沙滩宽度小，坡度小沙滩宽度很大，即沙滩发育好。如河北省南戴河的黄金海岸，沙滩可宽达数十至上百米。沙滩附近的陆地上，由于海风的作用沙丘十分发育。沙滩地形也常不是完全平坦的，涨潮时，进流带来的粗粒碎屑物沉积在高潮线附近，因此沙滩上形成有滩脊。由于高潮线位置的变化，滩脊可被破坏，也可保留有多道。图9-20是厦门一处沙滩。远处是小金门岛，沙滩滩脊之间的槽沟残留有海水。
组成沙滩的沙粒一般分选性好，成分较单一，以石英、长石为主，含生物贝壳碎粒。成熟度高的沙滩，沙粒成分可以石英为主。当石英含量高达90%以上时，可作为石英砂矿开采。沙粒中常含有用的矿物，如金刚石、金、锆石、独居石、铂等。南非和纳米比亚的金刚石砂矿；美国阿拉斯加的砂金都是世界有名的。由于颗粒细小，以及磨蚀过程中破裂等原因，沙的磨圆度不一定总是好的。沙滩的表面常留下不对称波痕。图9-21是秦皇岛山东堡附近的沙滩。沙滩向海倾斜3-4度，退潮时宽约20-30m，滩面上有槽沟和不对称波痕。远处是海，可见波痕的缓坡倾向大海。沙滩常可作为天然的海水浴场。夏季吸引无数游客到此度假。
3．泥滩
是以潮汐作用为主形成的。河流带入海洋的大量粉砂和粘土，在涨潮时由潮流带至平缓的前滨（潮间带）或海湾处沉积形成泥滩。海岸带（包括河口湾）以潮汐作用为主的被潮道和潮沟切割的平缓地带，统称为潮坪。泥滩是潮坪中的主要成员。以潮汐作用为主的沉积地形，其沉积物分布与沙滩有所不同，泥滩滩面由高向低，由粘土、粉砂为主，向海过渡为沙。
砾滩、沙滩分布的海岸带，海浪作用强于泥滩分布的地带。如舟山群岛中的普陀岛，东侧海岸向海波能较大，以沙滩为主，基岩海岸附近有砾滩；西侧海岸向陆，波能小，长江带入海中的粉砂、粘土被潮汐作用搬运至此沉积，泥滩十分发育。
（二）沿岸沙堤和沙坝
二者主要与沙滩相伴而生，沿岸沙堤位于沙滩高处与后滨相邻；沙坝位于沙滩低处，低潮线内外。它们也都主要是进流和退流使泥砂横向运动形成的。
1．沿岸沙堤
处于前滨和后滨交界处，也是海岸带高潮线所在地带。平行海岸分布，由进流带来的粗碎屑物沉积而成。沉积物以粗——中沙为主。当局部以砾石或贝壳为主时，可称为砾石堤或贝壳堤。图9-20中有砾石分布处即沿岸堤所在。组成沿岸堤的砂层可具双向交错层理。当海岸线向海推进时，高潮线位置向海移动，即会形成新的沿岸沙堤。原来的沿岸沙堤变为古沿岸沙堤，它是海岸线变迁的标志。
2．沙坝
平行海岸断续分布，高度不大，一般退潮时露出海面。有的位于水下，称为水下沙坝。主要是底流带回海中泥沙与前进海浪相遇沉积而成。海浪向岸推进过程中若遇水下沙坝，因水浅，海浪破碎。因此在沙质海岸边，一道道白色破浪带出现的地方，可推测水下有沙坝分布。
（三）沙咀和连岛沙坝
沙咀和连岛沙坝都是沿岸流造成的沙以纵向运动为主形成的沉积地形。
1．沙咀
是一端与岸相连，一端伸入海中的垅岗状地形（图9-22和9-23）。它是由沿岸流流至海湾，水域开阔，流速下降，沙顺沿岸流方向沉积而成。由与岸相连处至沙咀尾，沙粒由粗变细。由于受海浪作用的影响，沙咀尾部向陆弯曲。沙咀发育，或与沙坝相连，使沙咀沙坝向陆一侧的部分海域或海湾与大海呈半隔绝状态，这部分海域即为潟湖。图9-24是山东半岛沙咀和沙坝阻隔一部分海域，形成潟湖的实例。图中a是莱州湾东侧海岸，岬-湾相间，沙坝、沙咀和潟湖发育，其中刁龙咀的沙咀尤为典型。图中b可见月湖潟湖由沙坝和沙咀相连而成。
2．连岛沙坝

连岛沙坝位于岛屿和陆地之间(图9-25)，此处海域因岛屿阻隔了向岸推进的海浪而成为波影区。波影区因波能减弱，沿岸流带来的泥砂在此沉积。图9-25d反映了连岛沙坝形成过程，由沿陆地海岸和岛屿两侧的沿岸流首先形成沙咀。可以看出连岛沙坝由沙咀发育相连、扩大而成。图c是山东烟台北芝罘岛与陆地之间形成的一条世界著名的连岛沙坝。沙坝长7.5km，面积约20km2。沙坝的近岸段宽度大，继续发育将成为连岛沙洲，芝罘岛也将随之完全成为陆地一部分。沙坝、沙嘴和连岛沙坝的形态受海浪强度与方向，所处水下及沿岸地形等控制。如北戴河海滨区老虎石有一长90余米，宽10余米的小型连岛沙坝（图9－26），因老虎石（为一小岛）东端尾部礁石对海浪的阻挡，使连岛沙坝坝体两侧斜坡不对称，东侧波能小，坡度也比西侧缓一些。

滨海区的机械剥蚀和沉积作用共同塑造着海岸带的地形，总的趋势是弯曲、陡峻的海岸趋向平直和平缓。
二、浅海的沉积作用
浅海是离陆地最近的，终年终日有水的海域。陆源的碎屑物，化学物和有机质大部分沉积在浅海中，浅海自身也生产化学及生物物质，浅海是沉积作用最发育的海域。
（一）浅海的碎屑沉积作用
浅海的碎屑沉积作用在内陆架海域和外陆架海域有所差异。
内陆架海域受海浪影响大，海底沉积物可随海浪运动来回移动，可留有对称波痕。潮流和风暴流搬运泥沙，并随其沿水流方向动能的减弱而发生沉积。沉积物分选性好，成层性明显。
经调查发现，世界上大部分外陆架海域的碎屑沉积物颗粒较内陆架海域粗。如图9-27我国东海海域碎屑物分布状况。内陆架海域以粉砂及粉砂质泥的沉积物为主；外陆架海域以砾石、砂为主。正常情况应是粗碎屑物近岸分布，随着远离海岸碎屑物颗粒应变小。经研究外陆架海域碎屑沉积物是在滨海环境下形成的，是现代浅海形成前的沉积物。这种与现代浅海环境不相对应的沉积，称其为残留沉积。有人认为，这是第四纪冰期时海面下降，现今的外陆架海域当时正处于滨海环境。冰期过后，海面上升，至今外陆架海域的沉积物还未能将其覆盖所致。但残留沉积已受冰期后海侵时海水的冲刷，以及现代生物化学作用的改造，有一定变化。
（二）浅海的化学沉积作用
经近代研究发现，浅海的化学沉积物绝大多数是由生物特别是微生物的参与形成的，严格地说，都是生物化学作用的产物。
浅海的化学沉积物主要有碳酸盐类（以CaCO3为主）、铁、锰、铝的氧化物和氢氧化物、硅质、磷质、绿泥石等沉积物。
1．碳酸盐沉积
现代浅海中碳酸盐沉积主要是CaCO3的沉积，在加勒比海、波斯湾、澳大利亚西海岸和我国南海等局部热带海域较发育。CaCa的沉积需要热带气候及大量CaCO3物质的来源。但更重要的因素是微生物的参与。细菌死亡后产生的NH3.H2O和浅海藻类光合作用大量消耗水中CO2。这两者都使海水的PH值升高，有利于CaCO3的沉淀。CaCO3沉积物成岩后即为石灰岩。
地质历史时期浅海环境形成的石灰岩广泛分布于地表，石灰岩分布的面积约占地表沉积岩的10%以上。石灰岩是石灰和水泥的主要原料。它的重要性更在于，它是良好的生油和储油岩。石灰岩中蕴藏着世界近1/2的石油（其中包含生物礁形成的石灰岩）。
2．铝和铁质的沉积
铝和铁由于溶解度较小，它们往往在近岸的滨海和浅海中均可发生沉积。形成的岩石称为铝质岩和铁质岩。
（1）铝质岩
铝质岩是Al2O3含量多于SiO2含量的沉积岩，它几乎都与风化作用有关。原岩风化后一部分Al2O3残留在原地形成残积型铝质岩；另一部分可被地面流水搬运到海洋中，形成沉积型铝质岩。搬运距离一般不长（几十公里以内）。有的沉积型铝质岩和残积型铝质岩可连续分布，它们之间没有截然的界线。当铝质岩中Al2O3的含量大于40%，Al2O3：SiO2≥2：1时，则为铝土矿。铝土矿是提炼铝的原料。
（2）铁质岩
一般含Fe不少于15%的沉积岩，铁质有来自于陆地风化产物的。但地质历史时期存在着大量的铁质岩，有的含铁量很高可作铁矿开采。世界上90%的铁矿都是沉积型的。海水中如此多的铁，有人认为，其还来自火山喷发。据研究，铁的沉积也是有铁细菌的参与而成的。要指出的是铁质岩的成因至今仍有很大争议。
3．硅质沉积
浅海中的硅质有三个来源。一是陆地上原岩风化后形成的SiO2.nH2O（蛋白石），它们呈胶体状态被搬运到浅海中，由胶体凝聚方式沉淀，但因数量不多，往往呈团块状，透镜状等夹杂在CaCO3或泥砂等沉积物中；二是来自底火山喷发。海底热水可溶解较多的SiO2，当温度下降后SiO2发生沉淀；三是硅质藻类。硅藻具有惊人的富集硅的能力，有强大的生命力和繁殖力。不同气候带的海水，甚至淡水中均可生存。我国震旦纪大量硅质岩就是与浅海底棲型硅质藻类有关。
4．磷质沉积
磷主要来自海洋生物、海洋生物死亡后，尸体下沉至深部，磷富集在500-1500m的海水中。它们被上升洋流带到浅海，为磷质浮游生物提供食物来源，使它们大面积繁茂，它们死亡后又为浅海带来更多的磷质。在浅海较偏碱性和还原条件下磷质与其它沉积物（CaCO3、泥沙等）一起沉积成岩。当其中7.8%19.5%时则称为磷块岩。磷块岩是农业上磷肥的原料。我国南方沉积型磷矿较多如贵州、湖北等地。而北方至今没有发现。
5．海绿石的沉积
海绿石是一种有着使人过目不忘的（较特殊的）绿色泥球状矿物。主要是在浅海中铁、铝、硅和粘土胶体吸附钾离子形成的，可以说是浅海自生的标志矿物。它可被潮流、海流或浊流带到大陆坡，甚至深海底。海绿石往往与砂或泥一块沉积。海绿石含量高时，可作为钾肥使用。
（三）浅海生物沉积作用
浅海生物沉积仅指主要由原地生物遗体，遗迹及其相关产物形成的沉积。经过复合作用或生物化学方式形成的沉积物已归入化学沉积作用中。浅海中最主要的生物沉积物是珊瑚礁。
珊瑚礁 由珊瑚骨骼为主体，并有附生在礁石上的具石灰质介壳的藻类共同组成。
珊瑚是一种海生腔肠动物，生存在北纬30°至南纬25°的热带浅海海域。水深由低潮线至60m的深度上。要海水清澈，因为光照好珊瑚生长快。经调查光亮中比黑暗中珊瑚生长快2-14倍。还要求海水温度20-25℃；含盐度35‰左右；海水流通性好能提供营养丰富的清洁海水，在泥沙多的河口三角洲地带，珊瑚不发育。

根据珊瑚礁形态与分布特点，常见的有三种类型：岸礁、堡礁和环礁。
1．岸礁
沿陡峻海岸断续分布，又称裙礁（图9-28）。它与海岸之间有一狭窄水道相隔，在海岸突出部分宽度最大，在河口三角洲无岸礁分布。涨潮时可被海水淹没。落潮时露出水面。
2．堡礁

分布于滨外（低潮面以下）。平行海岸分布，与海底之间为潟湖所隔（图9-29）。堡礁也被称为障壁岛。堡礁发育地带海岸地形较平缓，所以离岸远。
关于堡礁的成因大致有以下5种。
（1）礁体发育在岛屿周围，岛屿地壳下沉，使其远离海岸形成，即“下沉理论”。
（2）礁体发育在台地或阶地边缘。
（3）礁体生长在大陆架边缘之上，如澳大利亚大堡礁长2000km，宽19.2-240km，是世界上最大的堡礁。
（4）礁体发育在断层上升盘。
（5）礁体发育在水下沙坝之上。
3．环礁
大致为圆环状，中间是潟湖（图9-30D）环礁分布在大洋及宽阔的浅海中。现代世界上最大的环礁位于太平洋马绍尔群岛附近海域，礁长283km，中间围着一个面积达2850km2的潟湖。关于环礁的形成，最流行的也是“下沉理论”。图9-30中A、B、C为火山岛周围珊瑚礁随地壳下沉由裙礁—堡礁—环礁的过程。
三、半深海的沉积作用
半深海水深200-2000m，位于大陆坡之上，远离陆地。陆源物质大多在浅海沉积，能被带至半深海的是粘土、粉砂等细粒碎屑物质，大陆坡上浊流发育，浊流携带河口区及大陆架上的碎屑物大部分搬至海底峡谷出口处深海底沉积，少部分也局限于海低峡谷中，半深海自生物质有浮游生物和海底火山喷发物。但分布并不广。半深海中分布最广的是蓝色软泥，其次是红色和绿色软泥。
蓝色软泥 由含黄铁矿及生物碎屑的粘土和粉砂组成。呈浅蓝至深蓝和蓝黑色。有硫化氢味，蓝色软泥的特征反映它形成于还原环境。海流并不活跃。
红色软泥 主要分布在湿热气候带大河河口外的半深海海域。红色粘土来自陆地上红土型风化壳。
绿色软泥 因含海绿石而成绿色。主要分布在陆架边缘与大陆坡交界处。分布有限。
四、深海的沉积作用
深海水深大于2000m。由于远离陆地，沉积物来源远不如浅海。沉积物主要是泥质和化学、生物物质，沉积速率小，约每千年几毫米。
从图9-31大洋沉积物的主要类型与分布图上可看出，深海中分布最广的沉积物是钙质沉积（钙质软泥）和硅质沉积（硅质软泥），其次是远洋粘土（大洋粘土），还有陆源沉积物（包括冰川沉积物、风运物、浊积物等）。20世纪70年
代以来在深海底陆续发现了猛结核、富钴结壳和海底热液硫化物等多金属矿产。
（一）生物软泥
由有机化合物与粘土组成。有机化合物一般超过50%。不同海区生物成分不同，可分为钙质软泥和硅质软泥。其中又以钙质软泥分布最广。
1．钙质软泥
生物物质超过65%主要是具碳酸盐介壳的抱球虫、翼足虫和颗石藻等。其中某一种含量超过30%时可称为抱球虫软泥、翼足虫软泥或颗石藻软泥等。钙质软泥主要分布于太平洋、大西洋和印度洋的热带、亚热带水深≤3500-4000m的深海底。沉积速率1-3cm/ka。
2．硅质软泥
生物物质主要是由硅质浮游生物放射虫和硅藻组成。其硅质含量大于30%。放射虫软泥分布范围小，主要在太平洋中部横穿赤道，宽约200km，水深4600m的深海海底。硅藻软泥分布在南太平洋南纬60°附近，宽1500km的冰碛物外围地带。
（二）远洋（大洋）粘土
褐色，有人称红或褐色粘土，其中50%-70%是粘土，其余成分较杂，有火山灰、自生Fe、Mn氧化物和氢氧化物、宇宙尘埃。粘土主要来自陆地和海底火山喷发蚀变后产物。大洋粘土主要分布在太平洋（占太平洋面积的49.1%）。其次大西洋西部和印度洋东部。沉积速率小于1cm/ka。表层有大量锰结核分布。
（三）陆源碎屑物
有浊积物、冰碛物、风运物等。
1．浊积物
分布在大陆坡海底峡谷出口外水深2000-5000m深海底，形成扇状地形——深海扇。浊积物由陆源碎屑物组成，可含海绿石、珊瑚礁、介壳等生物碎片。碎屑以砂与粉砂级为主，分选好，具层理。一次浊流堆积形成的堆积体——浊积层为透镜状夹杂在生物软泥等深海沉积物中。浊积层也是储存石油的有利场所。
2．海水冰碛物
主要分布在南极大陆周围的深海中。它是由大陆冰川流动到陆地边缘断裂形成的冰山消融合，所挟带的碎屑冰碛物沉积而成，故特点与陆地冰碛物相似。随着远离陆地，为硅质软泥所替代。
3．风运物
大风暴来临时可悬服起上亿吨粉砂、细砂，随风漂移。大西洋底发现有撒哈拉大沙漠的沙粒。
（四）深海底多金属矿产
1．锰结核
主要分布在太平洋水深4000-6000m褐色大洋粘土表层，半埋藏型。据调查，在太平洋1800×104km2范围内，在褐色大洋粘土表层1m之间就有17600亿吨锰结核，占锰结核总储量的56.7%。锰结核黑褐色团块状。团块直径一般8-10cm，在菲律宾以东太平洋底曾发现一个直径1m，重达850kg的锰结核。团块内部为成层的同心圆状结构，结核核心为珊瑚或贝壳、鱼骨、鱼牙等。近几年来研究表明，锰结核由内向外生长分二至三层。内部约在40Ma前就开始生长了，而表层至今还在生长。锰结核中含Mn、Fe、Ni、Co、Mo、Pt、As、Hg等元素组成的矿物。其中Mn含量最高，大约为25%，Fe14%、Co0.4%、Ni1.9%、Cu0.5%。Mn、Co、Ni、Cu都达到了工业开采要求的含量（品位）。粗略统计，锰结核可提供Mn4000亿吨，Ni164亿吨，Cu88亿吨，Co58亿吨。是陆地上储藏量的几十至几百倍。在电子显微镜下还发现锰结核内含有大量微生物化石，关于锰结核的成因至今还是个谜，但倾向于锰等金属元素来源于海底火山喷发，微生物参与了Mn等金属元素的化学沉积作用。
2．富钴结壳
20世纪80年代，海底调查发现。钴是生产高能电池必需的金属元素，又是航天航空器发动机喷气装置所需高温材料的重要元素，富钴结壳主要由铁和锰的氧化物构成，含Co、Cu、Ni、Pb、Pt、Ag、Ti、Ce等元素。其中含Co 0.5-1.8%，有的高达2%。富钴结壳主要分布在太平洋海山区（太平洋西部更为集中。我国南海和日本都有分布）水深1000m-3000m的海底岩石或岩屑表面（尤以2000-2500m为多）呈不规则球状、块状、瘤壳状等。壳厚一般1-6cm，最厚可达15cm以上。1999年我国曾在太平洋调查中获得过一块重达68kg，长60cm、宽40cm、厚20cm的富钴结壳。2002年又获比此还大的样品。对其成因研究还不足。从其分布等特点看，富钴结壳的物质来源于火山活动。火山作用产生的大量含矿热液进入海水，火山沉积岩中的成矿组分也可经海水淋滤而析出。
海底热液硫化物 主要分布在红海中央裂谷和太平洋中脊裂谷带水深2000-3000m的洋脊。它的形成与裂谷带热液活动有关。有人认为是海水沿裂谷带的张性断裂下渗，被沿裂谷上升的熔岩（火山液态喷出物）加热到350-400℃，又从玄武岩中淋滤出大量多金属元素，随玄武岩熔浆一起喷出，遇海水冷却，导致Fe、Cu、S、Zn等硫化物及Ca、Mg硫酸盐快速沉淀。在红海多金属硫化物分布在10m厚的粘土沉积物中，故又称多金属软泥。据估算，含Zn5000万吨、Cu106万吨、Ag4500吨、Au45吨。是大型的铜锌矿床。在太平洋中脊上金属硫化物呈小丘、烟囱或锥状体成群出现，与现代或古代热液喷口相伴生。
根据《联合国海洋公约》规定，沿海国家拥有12海里领海和200海里的专属经济区为管辖海域。国家管辖以外的海域为国际海域。国际海域的矿产和生物资源是全人类共同继承的财产。20世纪70-80年代大量发现了海底金属矿产后，美国等一些发达国家已开始开采。我国1998年底在太平洋锰结核富集的海域圈定了7.5×104km2的靶区。但由于锰结核分布在远离大陆水深超过4000m的深海底，开采利用它必须解决造船、运输、导航等等一系列技术问题，我国有望21世纪20年代后能进行商业开采。富钴结壳分布的海域水浅一些（1000-3000m），且我国南海就有分布，估计可早日利用。