海參在海底什麽地蠕動？

海參在海底慵懶地蠕動，用擬人化的修辭手法把海參寫成人更形象。

擬人修辭法就是把事物擬人化，把不具有人類行動和感情的事物變成像人一樣具有人類行動和感情的事物。賦予事物以人類行爲的特症，生動地表達作者的感情，使讀者感到所描述的對象更加生動和親近，使文章更加生動。

這句話出自小學三年級的語文課文《富饒的西沙群島》:海底的岩石上生長著各種各樣的珊瑚，有的像盛開的花朵，有的像分枝的鹿角。海參到處都是，懶洋洋地在海底爬行。龍滿身铠甲，來去都很可怕。

海參在海底的運動模式

海參的主要運動是攀爬。海參運動的目的是尋找合適的棲息地，美味的食物或避免敵人的傷害，但不要低估海參，人會漂移和翻滾，畢竟許多技能不是壓倒性的。？

爬行和移動，刺參一般棲息在水底，主要依靠參體腹部密集的管足和體內肌肉的協同作用進行緩慢而有節奏的伸縮運動。然而，海參爬行速度相當慢，甚至比蝸牛還慢。？

漂浮移動，海參吸水後，身體面積擴大，會漂浮在水面上，隨著水流移動。然而，這種情況在自然水域的海參養殖池塘和海參養殖區很常見。當海底沈積物較差時，人參還會使用漂浮運動來避免噁劣的環境。？

翻滾運動，海參借助重力從高到低的運動。海參有喜歡弱光的習性。夜間或陰天，刺參會從藏身處爬出來覓食。白天陽光強烈時，擱淺在淺水區的刺參會因爲受不了強光而從淺水區翻滾到深水區躲避強光。？

沈積盆地水介質的物理化學條件包括水深、溫度、鹽度、氧化還原電位和pH值等。這些古環境條件直接控製著水中溶解物質的化學沈積分異、沈積礦物的形成和生物的繁殖。

1.1.pH和Eh的推斷

目前，判斷地質曆史上中世紀海洋水介質氧化還原作用的方法主要有以下幾種:沈積構造、礦物組合、古生態、沈積硫、微量元素（稀土元素）、有機地球化學等。

沈積構造:在富氧條件下，由於強烈的生物擾動而無法保存；在缺氧條件下，沈積物中的水平層理是完整的；在貧氧條件下，沈積構造受到不同程度的擾動。但這種簡單的判斷方法只是相對定性的，還受到沈積環境和生物種類的影響。

此外，還可以根據沈積物的顔色來判斷更直觀簡單的方法，黑色和綠色是在還原環境中形成的；紫色和紅色在氧化環境中形成。但需要注意的是，紅色沈積物在掩埋後可還原爲灰色、綠灰色甚至灰黑色。

礦物組合:通常以標志性的含鐵自生礦物組合來識別沈積環境，從氧化環境到還原環境的順序爲褐鐵礦（氧化條件）-赤鐵礦（氧化條件）-海綠石（弱氧化弱還原條件）-鲕綠泥石（弱氧化弱還原條件）-菱鐵礦（還原條件）-白鐵礦和黃鐵礦（強還原條件）。

古生態學:沒有什麽比底棲有孔蟲對氧化還原條件更敏感了。ber hard（1986）发現在富氧環境中，底棲有孔蟲具有高百分比的球形、平凹形和透鏡狀形狀；底棲有孔蟲在缺氧條件下主要呈長扁形、圓錐形和橢圓形，有孔蟲體型小，無殼飾，殼壁薄。水下1000米缺氧層的底棲有孔蟲主要是長扁形屬和長圓錐形屬和無殼飾種（王成山等，2005）。kaiho（1994）在研究現代海洋底棲有孔蟲形態與溶解氧質量濃度關系的基礎上，將底棲有孔蟲分爲五類:富氧有孔蟲，個體大於或等於350μm，壁厚殼厚；缺氧A級，個體小於350 μm；B類低氧富氧和C類低氧富氧，薄壁薄殼，低氧富氧和貧氧的中間類型；缺氧、薄、長而平的殼壁。

沈積硫:一般來說，沈積硫與有機碳的比值小於0.36爲充氧環境，大於0.36爲缺氧環境。然而，這個簡單的標準有很大的局限性。目前常用的判斷指標是DOP，即硫化物中鐵與總活性鐵的比值。Raisewell等人（1988）提出，當DOP小於0.45時，底層水爲充氧環境；0.45《DOP《0.75爲缺氧環境；DOP》0.75爲缺氧環境。瓊斯和曼甯（1994）將0.42作爲氧化環境和弱氧化環境之間的界限（圖7-7）。

圖7-7沈積氧化還原環境參數對比

（根據瓊斯和曼甯，1994年）

微量元素:許多元素對沈積環境中氧化還原條件的變化非常敏感，其中一些是變價元素，包括Mn、I、Cr、Mo、re、U和V；另一些雖然不是變價元素，但可以與其他元素反應，間接反映沈積環境的變化，如Cd、Cu、Ni、Zn等。

已經證明，一些元素的比值，如V/Cr、Ni/Co和U/Th，對沈積環境具有很好的判別作用，在缺氧環境中分別大於4.25、7.00和1.25，在氧化環境中分別小於2.00、5.00和0.75（圖7-7）（Jones和Manning，1994）。

稀土元素Ce和Eu異常已被廣泛用於判斷沈積環境的氧化還原條件。Ce3+在氧化條件下易被氧化成Ce4+，被Fe、Mn等氧化物膠體吸附，導致海水中Ce流失。在還原條件下，隨著鐵和錳等氧化物的溶解，Ce4+被還原成Ce3+並釋放出來。在還原環境中，Eu3+被還原成Eu2+。

有機地球化學:利用生物標志物判斷古環境是有機地球化學和沈積學家的長期目標。目前最常用的判斷參數是Pr/Ph比值。Didyk等人（1978年）首先提出Pr/pH值比值是一個潛在的環境指標，並認爲低Pr/Ph值表示還原環境。後來，Powell（1988）也注意到高Pr/pH與大陸氧化環境有關。然而，Pr/Ph比值與沈積環境之間的關系尚未完全了解（Ten Haven et al .，1987）。在高鹽度環境中，嗜鹽菌和其他細菌參與了沈積物中的有機質，並在成岩作用中被降解，同時還會釋放出大量的植物烷（王鐵冠，1990年）。Peters（1995年）和其他人提出，高Pr/Ph比值（》3.0）表明在氧化條件下陸源有機物的輸入，而低比值（《0.6）則代表缺氧和通常高鹽度的環境。傅家模等（1991）的研究也表明，油頁岩中強烈的植物烷優勢不僅揭示了其強還原環境，而且可能是區分高鹽度環境的指標。

此外，β-胡蘿蔔素的存在主要歸因於缺氧和鹹藻類有機物的輸入。因此，β-胡蘿蔔素也可以作爲水中氧化還原環境的指標。

2.古鹽度分析

沈積水的古鹽度分析常采用自生礦物和古生物類型來判斷。隨著水介質礦化度的增加，礦物在水介質中沈積的順序爲方解石-白雲石-天青石-石膏-石鹽。特別是含自生天青石、螢石和重晶石的白雲石，以及與蒸发鹽共生的玉髓，在超鹽度條件下可作爲指示礦物。生物對不同鹽度的水的適應性是不同的。典型的半鹹水生物群包括雙殼類、腹足類、介形類、矽藻、蠕蟲等。典型的半鹹水生物群在大的類別上與半鹹水生物群沒有太大區別。常見的淡水生物群有藍藻、輪藻、殼變形蟲、普通海綿等。隨著鹽度的增加，狹窄的鹽生植物減少甚至消失，雙殼類、腹足類和介形類的數量增加。在含鹽量過高的水中，只剩下少數嗜鹽生物，如魚類的胃杆菌。在鹽度較高的超鹹水中，只能看到植物（一些綠藻）（劉寶軍，曾運富，1985）。此外，一些沈積地球化學方法也可以推斷古鹽度，例如，可以直接測量海水中的氯離子含量，並通過轉換獲得海水鹽度（S）:S（‰）= 0.030+1.8050 Cl-（‰）；生物標志物中伽馬石蠟的含量也可用於判斷水介質的古鹽度，伽馬石蠟含量高是高鹽度水沈積的標志（Brassell et al .，1986）。

3.古代水深

確定古水深的主要指標是自生礦物、地球化學、沈積學和古生物學。

海洋中的自生礦物不僅與特定環境有關，還與水深間接相關。例如，溫暖和淺水條件有利於鲕綠泥石（溫水礦物）的形成，而寒冷和深水條件有利於海綠石（冷水礦物）的形成，溫暖和淺水也是磷塊岩形成的有利條件。高嶺石主要形成於溫暖潮濕的大陸環境，而蒙脫石和伊利石則容易在堿性海洋環境中发育。伊利石和高嶺石一般沈積在靠近物源區的海域，而蒙脫石則被帶到了洋區。

自生礦物雖然與形成環境有一定的關系，但與水深具體關系的研究資料很少。por-renga（1967）发現海綠石和鲕綠泥石與水深有明顯的關系:在熱帶氣候區，海綠石形成於125米以上，鲕綠泥石可形成於60米以上；在較冷的地區，海綠石的上限爲30米。

錳結核的形成還與特定的水深環境有關。富含銅和鎳的錳結核通常分布在海相碳酸鹽補償深度以下，即4000米深的海底之上，而富含钴的錳結殼一般分布在海相碳酸鹽補償深度以上的海底裸露基岩區，如赤道附近3100 ~ 1100米的海底潛山和海底高原。

此外，海底磷塊岩的形成也可以反映水深，磷塊岩一般分布在水深小於1000米的海底，包括近海淺灘、淺大陸架、上陸坡、邊緣台地和海山。

地球化學反應水深的標志主要體現在元素組成和同位素含量上。如果B/Ga比值小於3.3，一般爲陸相沈積，如果比值大於4.5，一般爲海相沈積。另一個例子是富含文石的淺水沈積物，其錳含量小於20×10-6。在深水碳酸鹽岩中，錳的含量可達百分之幾；在淺水環境中，當水深爲0 ~ 100 m時，低鎂方解石含量爲35% ~ 95%，文石含量爲50% ~ 2%，高鎂方解石含量爲15% ~ 3%。深海沈積物一般富含氯、溴、銀、镉、钼、錳、钴、銅、鋇等微量元素。如果沈積物中的微量元素超過以下濃度，即钼》5× 10-6、钴》40× 10-6、銅》90× 10-6、鋇》1000× 10-6、铈》100× 10-6、镨》10× 10-6和钕》250×10-6。

根據海底結核的分析數據发現，太平洋海底結核中微量元素的含量與水深有一定的關系。即微量元素峰值集中在水深1500米附近和3000米以下的區域。

反映水深特症的沈積學指標主要表現在沈積物粒度、沈積結構和沈積物類型三個方面。

總的來說，從廣海海岸線的淺水到深水環境，沈積物的粒度呈規則分布，從粗粒沈積物到細粒沈積物。然而，也有一些例外。例如，瀉湖中可能有大量的淤泥，深海中有許多由濁流攜帶的粗顆粒沈積物。

在沈積構造上，顯示水深小於2米或出露的標志有雨滴印、乾裂、鹽晶痕和鳥眼；窗口結構顯示在潮間帶-潮下帶附近；正常浪基下形成丘陵交錯層理，水深50 ~ 200m；水下沙壩是近岸的主要地形，其大小與水深有關，隨著水深的增加先增大後減小。生物擾動結構也與水深有關。高能環境下的生物遺傳結構不发達，低能環境下的生物轉化非常強烈。通常岸邊下部的生物擾動構造最发育，遺跡化石豐富，而岸邊上部发育較差。

一些特殊的岩石也可以指示深度，例如，鹽的蒸发主要限於幾米深的乾燥氣候的灘塗環境；矽質放射蟲軟泥发現於海洋盆地，大多大於1000米。

生活在淺水中的石灰質藻類的生長速度比生活在深水中的石灰質藻類的生長速度快。球菌石多生活在水深150米以上的海洋水域，水深數米至50米的水層豐富，50米以下豐度迅速下降。

海洋有孔蟲多爲活動底棲生物，少數爲浮遊生物。底棲生物主要分布在海岸帶上部（水深小於80米），200米至7000米以下仍有少量底棲生物。在水深7000米的海底，只有少數帶膠結殼的有孔蟲。浮遊生物一般分布在水深小於100米的上層海洋水域。浮遊有孔蟲的氧同位素數據已成爲研究古代海洋深度的寶貴依據，其基礎是有孔蟲的方解石殼在與海水平衡的條件下鈣化。海綿分布在從海岸到水深5000米的深海中，但大多數生活在淺水中。鈣質海綿主要分布在水深10 ~ 120 m的正常鹽度淺海中，而玻璃狀海綿主要分布在水深500~1000m的半深海和深海中。現代造礁珊瑚在水深20 m的淺海中最发達，而非造礁珊瑚在水深100m以上的正常鹽度海域中大量存在，在水深6000m的深海海底仍可存在少數小型個體珊瑚。腕足動物從海濱到深海都有分布，但無鉸種主要生活在水深30-40米的沿海潮間帶，部分種類可達100米水深，無鉸種主要生活在30-200米水深，少數小於30米或大於5500米，深海人的貝殼小而薄。現代苔藓植物分布在從海濱到水深5500米的深海中，但大多數生長在鹽度正常的溫暖淺海環境中，一般在水深20 ~ 80米的水下區域最多。苔藓硬件的形態與水深有關。一般來說，活水深爲5 ~ 20m呈塊狀貝殼狀，10 ~ 30m呈層狀透鏡狀，20 ~ 50m呈樹枝狀。菊石的生活習性也與古水深有關。水深約100米處菊石最豐富；水深約200米處菊石最豐富；在水深約400米處，菊石最爲豐富。

遺跡化石常被用作水深的指標，從淺水到深水出現不同的遺跡化石相。簡單垂直管或U形管的針跡主要出現在潮間帶，克魯茲跡主要出現在淺海陸架區。深水和半深水區以移動的吃沈積物生物爲主，形成復雜的網絡和彎曲的爬行痕跡。

4.古溫

溫度是沈積環境的重要參數。現代淺海碳酸鹽岩主要分布在北緯20 ~ 30℃左右的溫暖氣候區，古碳酸鹽沈積與現代碳酸鹽沈積相似。現代鲕粒岩和海灘岩的水溫指標爲15 ~ 30℃；地殼碳酸鹽在低溫下富含氧化鎂；在低溫下，自生斜長石幾乎爲純鈉長石，而在高溫下形成的斜長石含鈣量更高。溫度明顯下降到冰點以下，於是形成了冰川沈積物。主要證據是冰碛和泥岩。

海洋生物群對溫度更爲敏感，熱帶海洋中发育了大量喜溫、溫度狹窄的生物，如珊瑚礁，是熱帶海洋中常見的生物群落。珊瑚只能在很少低於18℃的溫度下生長。利用生物數據判斷古溫度不能基於單一生物，而必須基於生活在不同深度和不同沈積物中的生物的組合。

古溫度也可以通過氧同位素16O和18O的比值來確定。如果16O/18O的比值沒有受到沈積後交換或置換的影響，則可以從理論上確定礦物的形成溫度。在確定一些箭石和其他化石類型的殼形成溫度方面取得了一些成功。對於中、新生代，有孔蟲化石記錄了良好的海水同位素信息，不受成岩後生作用的影響，因此可用於古溫度重建。