简介carbonate compensation depth(CCD)
海底富含碳酸盐的沉积和非碳酸盐沉积之间的岩相界面。海水到达某一深度时，碳酸盐的补给速率和溶解速率可大体得到补偿，故名。
大约深海底的一半为钙质软泥所覆盖，另一半则为缺少碳酸盐的沉积物所覆盖。二者之间的界线大致随等深线变化，是因碳酸盐的溶解速度随海水深度的增加而增高的缘故。这种深度的连线便构成碳酸盐线或碳酸盐补偿面，根据补偿物质的不同，补偿深度又有方解石补偿深度、文石补偿深度及有孔虫补偿深度之分。一般在此补偿面之上保留有大量碳酸盐沉积物，而此面以下则代之以大量非碳酸盐沉积物，主要为红粘土。补偿面的深度和形状因受海区碳酸盐补给量和溶解速率、地形、再沉积作用等的影响而变化。
在全球范围内，碳酸盐补偿面的深度变化幅度在2000米左右。而各大洋不尽相同，如太平洋为4300米、大西洋为4900米、印度洋则为4850米。对其深度和形状的研究，有助于了解构造运动、海平面变化、海洋物理化学环境等的特点及其演变历史。[1]
研究碳酸盐补偿深度 (CCD)在海底沉积物分布特征上有明显反映，浅于这一临界深度的海底，广布白色碳酸钙沉积，在这一深度之下，缺失钙质沉积（为硅质沉积或褐粘土）。因此， CCD犹似海底雪线，是海底沉积物最重要的相界面。有时把这一深度的连线称做碳酸盐补偿线(CCL)或碳酸盐补偿面(CCS)简称碳酸盐线。至于碳酸盐溶跃面，是指海洋中碳酸盐物质发生急剧溶解的深度带，也就是海底沉积物中钙质壳保存完好与遭受溶蚀破坏之间的分界面，其位置一般在 CCD之上，或大体相同的深度上。由于翼足类、浮游有孔虫壳和颗石的抗溶能力不同，又可区分出不同的溶跃面，其中翼足类溶跃面最浅，有孔虫溶跃面次之，颗石溶跃面最深。
CCD 的位置是碳酸钙物质供给速率和溶解速率的函数，而这两者又取决于海水肥力、生物生产力、温度和CO2含量（CO2分压）。在深海区，当海水肥力和生产力高时，碳酸钙供给速率超过溶解速率，CCD变深,如赤道辐散带高生产力区，CCD往往超过5000米。但是,靠近大陆的上升流区，尽管肥力和生产力也高，由于陆源物质的稀释作用，以及大量生物活动导致CO2含量的增高,使碳酸盐溶解速率明显增大，因而 CCD从洋内向洋缘变浅。由于碳酸钙溶解度随温度升高而降低，故 CCD自赤道向两极升高。现代海洋中CCD平均约4500米,其中大西洋最深，平均为5300米，太平洋最浅，平均只有4400米，印度洋为5000米。
现代碳酸盐补偿深度是根据海水中碳酸钙含量的实测资料和现代钙质沉积物的分布来确定的。地质时期CCD的深度，则根据研究区沉积岩心中碳酸盐和非碳酸盐沉积物之间发生相变的年代，并按板块构造模式中的海底年龄-深度曲线予以确定。在曲线中海底年龄越老,其水深越大。
发展在地质时期，CCD屡有波动。白垩纪CCD较浅，平均约 3000米。第三纪始新世时CCD仍较浅，在太平洋和印度洋分别为3200米和3600米。早渐新世时，由于南极大陆周围出现海冰，开始形成南极底层水，在世界大洋内产生温盐循环，造成海水中CO2减少，导致CCD下降，至渐新世中期达最深值。中新世初期开始， CCD复又上升，至中新世中期达到最高峰（图2）。距今约1000万年以来， CCD再度下降。第四纪期间，随着冰期、间冰期的更替,CCD频繁变动。在太平洋，冰期时CCD下降，间冰期时CCD上升。由于控制因素的不同，大西洋的情况恰好相反，更新世CCD变动旋回 (碳酸盐旋回)可与氧同位素升降旋回相对比。由于 CCD的波动状况中包含着海洋古深度、海平面和洋流动态及生物生产力等环境和气候变化的信息，因此它是研究古海洋和古气候的有用手段之一。
