地球科学概论课件：第九章 海洋.ppt

1、第九章 海洋 大洋的面积约占地球表面积的70.8%。 大洋 太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋 边缘海 与大洋保持自由沟通，但通常被岛弧、半岛或水下隆起所隔开的水域。 内陆海 深入大陆内部或位于大陆之间的，与大洋保持有限沟通的水域。 简称为海洋的地质作用。概述首次进行环球科考的挑战者号考察船9.1 大洋地貌与物理化学特征 大洋地貌包括大洋中脊地貌、大洋盆地地貌和大陆边缘地貌。 大洋中脊是位于大洋中间的规模巨大的正地形，他比陆地上的任何山系都要壮观得多。大洋中脊一般宽1500-2000km，一般高出洋底1-3 km。各大洋的中脊首尾相连，连绵不断。总长度大约60000km。 大洋中脊有以下次级 主要

2、地貌单元：中央裂谷、转换断层。大洋中脊地貌冰岛中央裂谷转换断层的运动形式大洋中脊转换断层 深海盆地一般在水深4500-5000米之间。 最为显著的地貌单元是深海平原，其坡度只有1/1000左右。 无震海岭 大洋中脊一般有强烈的地震活动，但位于太平洋西北部的皇帝-夏威夷海岭、印度洋的马尔代夫海岭、东经90海岭都没有现代地震，故成为无震海岭。大洋盆地地貌东经90海岭马尔代夫海岭印度洋的海岭 海底高原 或称水下高地，一般呈短轴状形态，可以高出周围海底数千米。现在发现的海底高原已有100多个，其中较为著名的有百慕大高地。海底高原的成因还没有定论，一般认为是熔透式的火山形成的。盖约特的一种下沉模式，随着

3、海底扩张大洋板块把形成于中脊附近的盖约特被带到大洋盆地，并逐渐沉入水中。海底平顶山 又称盖约特（Guyot，普林斯顿大学地质系第一任系主任，由赫斯命名。）是一种特殊类型的海底火山，其平顶是被波浪削平的，后来又下沉被海水覆盖。另一种模式：盖约特形成之后在均衡作用下逐渐沉入水中 大陆边缘又可分为活动大陆边缘和被动大陆边缘 被动大陆边缘的主要地貌单元有：大陆架、大陆坡和大陆坡脚（大陆隆）。 活动大陆边缘的主要地貌单元（构造单元）有海沟、火山弧和弧后盆地。大陆边缘地貌被动大陆边缘的地貌单元 大陆架 大陆的自然延伸，一般坡度小于1，水深200m左右。与大陆坡过渡的地方有明显的弯曲。 大陆坡 平均坡度约为

4、4，深度可达3000m。大陆坡被众多的水下峡谷所切割，切割深度可达1000米或更深。 大陆坡脚 位于大陆坡和大洋盆地之间，是非常平缓的水下平原，常有巨厚的沉积。西太平洋型活动陆缘安第斯型活动陆缘海水的温度 海水的表面温度分布与气候带有密切的关系，首先与太阳的辐射直接相关。太阳辐射的分布很不均匀，造成海水表面的水温相差很大：在高纬度地区可以到1.82或更低；在赤道附近的热带可以达到28或更高；中纬度地区海水温度随季节的变化明显。 厄尔尼诺现象是指太平洋表层水温异常升高，造成鱼类大量死亡的现象。在一般情况下，热带太平洋西部的表层水较暖，而东部的水温很低。这种东西太平洋海面之间的水温梯度变化和东向的

5、信风一起，构成了海洋大气系统的动态平衡。大约每隔几年，这种准平衡状态就要被打破一次，西太平洋的暖热气流伴随雷暴东移，使得整个太平洋水域的水温变暖，气候出现异常，其时间可持续一年，有时更长，这就是厄尔尼诺现象。厄尔尼诺(El Nino)在西班牙语中的意思是“圣婴”。由于该现象首先发生在南美洲的厄瓜多尔和秘鲁沿太平洋海岸附近，多发生在年终圣诞节前后，因此得名。厄尔尼诺现象厄尔尼诺是一种不规则重复出现的现象。一般每37年出现一次。19821983年发生了当时被认为是最严重的厄尔尼诺，全世界经济损失达13O亿美元，并有数千人死亡，全世界的大陆都受到了它的影响。1986年接着又发生了一次较弱的厄尔尼诺现

6、象，一直持续到整个1987年。通常，厄尔尼诺过后一年，热带太平洋会出现与上述情况相反的更冷的状态，称为拉尼娜(La Nina)现象。拉尼娜现象表现为东太平洋明显变冷，同时也伴随着全球性气候混乱。但最近几年厄尔尼诺现象变得更加频繁。进人90年代后，几乎每年发生。1995年和1996年的厄尔尼诺刚过，1997年春季，热带太平洋以及亚热带北部又出现了海水表层变暖现象，东太平洋海面的温度比正常情况下的温度升高5。专家们预测这次厄尔尼诺现象很可能发展成本世纪之最。一九九七年春季开始的厄尔尼诺现象，图中白色区域为海水异常高温区。 厄尔尼诺现象产生的影响是全球性的：澳大利亚和印尼会发生严重干旱，南亚的夏季季

7、风降雨也会减弱，而南美洲太平洋沿岸则会发生水灾，渔业资源会受到严重损害，海洋生物分布发生变化。在厄尔尼诺直接侵害的地方，居民住房会被水淹没，森林受到毁坏，农作物和渔业受到摧残。随着厄尔尼诺的涨落，由洪水泛滥造成的水资源污染以及病菌传播而导致的各种疾病也会接通发生。有关厄尔尼诺现象发生的原因至今尚不十分清楚。对于厄尔尼诺发生频率的加快，有些科学家认为与全球温室效应有关，但究竟是由全球变暖引起的，还是自然界本身的现象？目前仍是个迷。海水的密度和压力 如果不是特殊需要，一般情况下，可以认为海水的密度为1。但实际上海水的密度是随着温度和含盐度的变化而有所改变的，含盐度增加、密度也增加；温度增加则密度降

8、低，赤道地区海水密度最小，近极区水温4的海水密度最大。海水的压力随着深度的增加而增加，在深海沟处达到最大。 海水的盐度 海水中盐的含量称为海水的盐度，通常用千分含量（）表示。大洋的总盐度平均约为35，即海水的含盐量为35g/l。这个数值很稳定，几乎在所有大洋，水的主体含盐量都是一致的。但对于近海海域和海洋的表层水（200m以上的范围内），盐度的变化却比较大，范围在3237之间变化，其原因与气候分带性有关。 海水的化学成分 几乎所有的化学元素都可以在海水里找到，但只有少数的几种元素，决定了海水的盐类组成和化学性质。从海水中各种离子的组成看，氯化物的含量占有主导位置，其次是硫酸盐类，然后是碳酸盐类

9、。但是海水对各种盐类的溶解度也不一样，由于碳酸盐类的溶解度较低，大量的海洋化学沉积是碳酸盐类。 阳离子阴离子离 子含量（g/kg）占离子总量百分比离 子含量（g/kg）占离子总量百分比Na+10.759638.64Cl19.352945.06Mg2+1.29658.81SO422.71244.66Ca2+0.41191.69HCO30.14120.20K+0.39910.84Br0.06740.07Sr2+0.00780.01F0.0013H3BO30.0255总量12.874949.99总量22.300649.999.2 海水的运动 洋流 大量海水发生长距离的运动，影响因素有温度、盐度、季风

10、和地球自转等。 洋流按深度可划分出表层、深层和底层洋流等；按温度可划分为冷流和暖流。 黑潮暖流 是北太平洋副热带高压带的重要流系，也是影响中国沿海的水文系统的重要流系。黑潮是一支高温、高盐度流系，其厚度大约800-1000m，由于呈暗色，故称“黑潮暖流”。 沿岸流 与海岸平行的近岸海流，主要受季风的影响。洋流 由日、月的引力所引起的海平面作周期性振荡的过程成为潮汐。 开阔大洋的潮差大约在1m左右，在一些海湾有的海潮可以达到18m，有些地方可以形成全日潮或不规则的潮汐。 潮汐的运动包括了大洋的整个水层，因此它在深海沉积物的搬运和沉积过程中具有重要的意义。潮汐波浪 海啸是由发生在水下的地震或火山爆

11、发所引起的巨浪，传播速度可以达到200-500km/h，会对海岸和人类造成极大的破坏。 强大的季风可以引起一些海湾的风暴增长，使风暴增长地区的潮位比正常情况高出数米。海啸、风暴增长2004年的印尼海啸日本地震引发的海啸 浊流是由碎屑物和水混合而成的在盆地底部流动的重力流。海底浊流一般发端于大陆坡上部或陆架，在地震、火山爆发或其他触发因素的作用下，浊流裹挟着泥沙顺着大陆坡的海底峡谷进入深海盆地，形成海底沉积扇。浊流9.3 海洋的破坏作用根据海洋的水动力特点可将海岸分为几个带：后滨 升出高潮位的海岸带，仍然保留着海洋作用的地貌。前滨 高潮位和低潮位之间的地带。滨外 正常浪作用范围的浅水区。滨海浅海

12、后滨前滨滨外海岸带高潮线低潮线大陆架海岸带各单元的划分 海浪对基岩海岸的破坏作用集中在高潮线附近，涨潮过程所形成的破浪对海岸具有强大的破坏作用，并在高潮线附近形成拍岸浪蚀洞。 浪蚀洞进一步扩大以后悬崖就要坍塌，这一过程反复进行会使海岸向大陆方向退却，并逐渐形成海蚀阶地（波切台）。 在海浪对海岸进行破坏的同时，被海浪剥蚀下来的碎屑物被海浪带到滨海水中，形成水下堆积阶地（波筑台）。波浪对基岩海岸的破坏海蚀阶地的形成示意图 当波浪向垂直海岸方向运动时，碎屑物也是以垂直海岸的形式运动。 波浪向海岸运动时具有较大的能量，可以把砾石或粗砂带向海岸；退却时能量大为减弱，只能把较细的碎屑物带回海洋；而一些中等

13、颗粒的碎屑物在往返运动中距离基本保持在原地，这一位置称为中线。 随着波浪作用的不断进行，波浪的水动力条件也发生改变，其结果是使中线不断向大洋方向移动，并最终达到平衡，形成海岸平衡剖面。 近岸堆积物的主要特点是：碎屑物的颗粒从大陆向大海的方向逐渐变细，具有良好的磨圆度和分选性。波浪对海滩海岸的塑造9.4 海洋的沉积作用 海洋的沉积作用按水动力条件和沉积环境可以分为以下几种类型： 滨海沉积：海滩、潮坪、岸礁礁坪、沙岛-泻湖体系等。 浅海沉积：冲淡水控、浪控、潮控、海流控、环流控和生物、化学沉积等。 深海沉积：陆源碎屑、火山碎屑、深海粘土、深海生物源、深海化学等。 海滩沉积 海滩沉积是以波浪为主要水

14、动力、以疏松的硅质碎屑为沉积物的滨海沉积类型。波浪除了塑造海滩的平衡剖面外，在一些地段还可以塑造一些特殊的沉积地貌。 沿岸堤 是由潮汐波浪的上冲流和回流所形成的，一般平行海岸分布。沿岸堤可以发展成为沙坝、沙岛，使堤内海水呈半封闭状态，不能与大洋水域正常沟通，形成障壁沙岛-泻湖体系。滨海沉积及沉积地貌 沙咀 发育在有较强的沿岸流的地段。当海岸向大陆弯曲时，沿岸流所携带的碎屑物由于水动力条件的突然改变而沉积下来形成沙咀。 离岸坝和连陆沙洲 受到一些地形的影响，海滩会形成特殊的与海岸近垂直的离岸沙坝。个别岛屿由于浪影区的作用和沙咀的发展，最终在大陆与岛屿之间形成连陆沙洲。连陆岛形成示意图（上图）辽宁

15、锦县大笔架山连陆岛（右图）波浪岛屿离岸坝海滩陆地沙咀 潮坪沉积 潮坪是以潮汐作用为主的，坡度平缓的滨海沉积类型。 坡度3-17，潮差2m，宽度1-20km，波能较小，沉积物为细碎屑。 潮坪沉积物的粒径从大陆向大海方向由细变粗（与海滩的粒序正好相反），这是因为潮坪的波能较小，在低潮位波浪的活动比较活跃造成的。潮坪沉积 礁是发育在水面附近的，栖息着特殊生物群落的正地形。 礁坪是岸礁生物不断向大海方向扩张生长而形成的。 礁坪沉积物以钙质生物碎屑为主，一般是珊瑚和藻类生物的骨骼。 环形礁的形成是由环火山岛的岸礁发展而成的。岸礁礁坪沉积 泻湖是与海水有限沟通的半封闭水体。一般地，泻湖由于强烈的蒸发，又不

16、能与海水进行充分的交换水体，因此含盐度都比较高，除非泻湖有河流的入口。 泻湖沉积物一般可分为三大类：陆源碎屑沉积物、生物沉积物和化学沉积物。 陆源碎屑物主要分布在沙岛附近，在泻湖与海洋沟通的潮道口可以形成涨潮三角洲和退潮三角洲。 泻湖的水动能比较小，一般呈还原环境，因此动物很少生长，但微生物却比较繁盛，品种单一。 由于泻湖的含盐度比较高，在海水蒸发过程中会有许多化学沉积物在湖底沉积，形成蒸发盐类。 沉积相：草沼相、泻湖泥相、障壁沙相、浅海沙相。障壁沙岛-泻湖体系泻湖障壁沙岛深海沉积457070454545707004080120160E160W12080400陆源碎屑沉积钙质软泥沉积硅质软泥沉

17、积深海冰川沉积深海粘土深海沉积作用与沉积物地来源有密切地关系，深海沉积主要有以下一些类型：深海陆源碎屑沉积沉积物来源于大陆，主要分布在大陆边缘。深海火山碎屑沉积由火山喷发物组成地碎屑沉积，分布在大洋火山岛周围。深海生物源沉积可以分为钙质软泥沉积和硅质软泥沉积，其分布范围与生物地种类分布密切相关。深海粘土沉积主要分布在东北太平洋中部地区，由于远离大陆，各种沉积物都很少，沉积速率较低，因此沉积物中的宇宙物质丰度略高。深海化学沉积以过饱和沉积的形式出现。9.5 成岩作用与沉积岩 沉积岩约占地球表面岩石的75%左右，这些岩石大多是由海洋沉积物经过成岩作用形成的。构成地壳表层的沉积岩主要是古海洋的沉积物

18、经历长期的、复杂的地质作用过程的结果，由各种松软的沉积物变成固结的岩石的过程称为成岩作用。 在沉积物的成岩过程中主要进行压实和胶结作用，其中一个很重要的过程是重结晶。 相是在一定的自然环境中形成的岩石，根据岩石一系列的成因标志可以判断其形成环境，这种环境就称为相。海相近岸相浅水相中深水相次深水相深水相陆相残积相坡积相洪积相冲积相风积相湖相湖沼相沼泽相冰积相冰水相洪水湖相咸水湖相过渡相淡化泻湖相咸化泻湖相河口和溺谷相三角洲相上覆压力长石石英孔隙胶结物松散沉积物压实后状态胶结成岩 一般情况下，从松散的碎屑物压实成为固结的岩石，体积可以减少50以上；细小的泥质碎屑物的压缩量就更大，可以超过70。沉积

19、物的压缩过程所受的力主要来自上覆沉积物的静压力，因此，埋藏越深的沉积物所受的压力越大，压缩量也越大。当然，压缩量达到一定程度后沉积物便不能再被压缩。胶结作用也是成岩作用中非常重要的一环，胶结作用是胶结物以不同的形式充填于沉积颗粒之间，使沉积物（尤其是碎屑物）颗粒彼此联结在一起，形成坚固的岩石的过程。最常见的胶结物有SiO2（硅质胶结）、氧化铁（铁质胶结）、碳酸钙（钙质胶结）等。 层理是沉积岩特有的构造特征，反映了沉积岩形成的环境。正常层理、斜层理、交错层理。 层面构造是沉积岩的另外一种常见的构造现象，也是用来判别沉积地层层序的重要标志。波痕、泥裂、雨痕是常见的层面构造 不整合 不整合是沉积地层在沉积过程中发生沉积间断所形成的，不整合的存在往往代表了一次构造运动。不整合的特点是不整合面与上覆地层的层理平行。沉积构造水平层理斜层理交错层理岩石中的泥裂岩石中的泥裂岩石中的泥裂岩石中的波痕岩石中的波痕不整合