1、第二章第二章 地球系统与海底科学地球系统与海底科学2.1 地球的基础知识地球的基础知识2.1.1 地球的宇宙环境地球的宇宙环境n宇宙是空间、时间无限的物质世界，目前人类观测到的宇宙范围叫做总星系，半径约150 亿光年。总星系中约有10 亿个星系。星系有大有小，小者有几万颗恒星，大者有上千亿颗恒星。太阳所在的星系叫做银河系。n宇宙是由各种形态的天体和电磁波等物质组成的。n在无限的宇宙空间中，地球只不过是沧海之一粟，它处在永不止息的运动中：自转和公转。2.1.2 地球的形状地球的形状n地球的形状一般是指全球静止海面的形状，根据人造卫星运行轨道分析测算的结果，地球是一个梨形的球体。2.1.3 地球的
2、圈层结构地球的圈层结构n地球是一个具有同心圈层结构的非均质体，以地球固体表面为界分为内圈和外圈，它们又可分别再分为几个圈层，每个圈层都有自己的物质运动特征和物理化学性质。一、地球外部圈层n地球固体表面以上，根据物质性状可以分为大气圈、水圈和生物圈。n气圈是包围着地球的气体，厚度有几万千米，总质量约5136108t。由于受地心的引力，以地球表面的大气最稠密(约有3/4 集中在地面到100km 高度范围内)，向外逐渐稀薄，过渡为宇宙气体。n根据温度和密度等大气物理特征可将大气圈自下而上分为对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。n与人类关系最密切的是对流层和平流层。n水圈是地球表层的水体，占地球总质
3、量的0.024。其中绝大部分汇集在海洋里(占总水量的97)。n生物圈是地球上生物(包括动物、植物和微生物)生存和活动的范围。n现代地球的大气圈、水圈和岩石圈构成了一个适宜生命存在的环境。n在太阳系中，地球是唯一具有水圈和生物圈的行星。二、地球内部圈层结构n地球物理学家对天然地震波传播方向和速度的研究证明，地球内部物质呈同心圈层结构。n在各圈层间都存在着地震波速度变化明显的界面(或称不连续面)，其中最重要的界面有莫霍面(M 面)和古登堡面(G 面)，它们把地球内部分为地壳、地幔和地核三大圈层。n地幔又分为上地幔和下地幔，地核又分为外核和内核。n地壳是指M 面以上的岩石物质层，厚度变化很大，从洋底
4、的不足5km直至大陆造山带的70km 以上，平均约15km。n地壳是一个不均匀的圈层，根据其结构、物质组成和厚度的差异可以分为大陆性和海洋性地壳两大类。n大陆性地壳较厚，平均厚33km，为双层结构：上地壳一般叫“硅铝层”，因物质组成与花岗岩相当，过去曾称为“花岗岩质层”；下地壳通常叫“硅镁层”，因物质成分与玄武岩相当，习惯上称作“玄武岩质层”。n海洋性地壳很薄，平均厚度约6km，有三层结构：上部为沉积层，主要是松散至半固结的沉积物；中间为基底层或火山岩层，以玄武岩为主、上部夹有固结沉积岩的混合层；下部为大洋层，很可能由辉长岩、闪长岩为主，近M 面处由含蛇纹石化橄榄岩组成，它是海洋性地壳的主体。
5、n地幔位于地壳之下，界于M 面与G 面之间，厚度约2800km，质量和体积分别占地球的67.6和83，由铁、镁、硅酸盐物质组成，与辉石橄榄岩相当。n地核以G 面与地幔分界，其成分可能相当于铁陨石，主要是铁以及含520的镍和少量硅、氧。2.1.4 地球的起源与地质时代地球的起源与地质时代一、地球的起源n地球的起源与太阳系密切相关。n自18 世纪以来，先后提出过30 多种地球起源的假说。如拉普拉斯的“星云假说”、康德的“微粒假说”、施密特的“俘获假说”、霍伊尔的“新星云假说”等，对认识天体形成和演化曾起到了一定积极作用。n大约在50-60 亿年前，在银河系所在部位存在一个巨大的气体“尘埃”星云，叫
6、作太阳云。一开始它就在不稳定地自转，同时在自身引力作用下进行收缩，使大量物质聚集于中心部分。体积缩小导致自转速度加快，离心力随之加大，太阳云逐渐变扁成圆盘状。太阳云在收缩过程中，密度、压力加大，导致温度急剧上升，向外强烈辐射释放出巨大能量，于是光芒四射的原始太阳就此产生。n原始太阳经过一个不稳定阶段，抛射出大量物质。太阳抛出的物质参加到围绕它旋转的圆盘中去。在围绕太阳旋转的盘状星云赤道面上，尘埃物质作为气体凝聚的核集结成一个个大小团块，并沿赤道下沉，形成一圈圈有规律间隔的尘环。环内物质在不均匀引力作用下，大质点吸引小质点，逐渐聚结成为行星胚胎，最终形成行星。二、地球的演化与地质年代n原始地球接
7、近于均质体，以后由于内部热作用，导致物质运动并发生重者下沉、轻者上浮的分异作用，于是形成地核、地幔和地壳，从而具有圈层结构。n广泛的火山活动和巨大陨石冲击时释放的气体，形成了原始大气圈，其中的水汽冷凝而形成水圈。最后，在有碳、氧、氢和氮化合物存在的情况下，通过闪电放电或紫外线辐射，或两者兼有的作用，产生愈益复杂的有机分子，它们再进一步结合为能够自身繁殖的有机分子，最后形成生物圈。n地球自形成以来大约经历了(45-46)108 年的历史。计算地球年龄的方法有绝对地质年龄和相对地质年代两种。n绝对地质年龄是根据岩石中存在的微量放射性元素蜕变规律测定出岩石生成的绝对年龄；n相对地质年代是根据生物的发
8、展和岩层形成顺序，将地壳历史划分为与生物发展相对应的一些自然段，每一自然段所代表的时间称为地质时代单位，最大的时代单位叫作宙，宙分为代，代分为纪，每个纪又可分为若干世。按时代早晚顺序把地质年代编年称为地质年代表。2.2 海与洋海与洋2.2.1 地表海陆分布地表海陆分布n陆地面积占地表总面积的29.2；海洋面积占地表总面积的70.8。海陆面积之比为2.5 1，地表大部分为海水所覆盖。n地球上的海洋是相互连通的，构成统一的世界大洋；而陆地是相互分离的。在地球表面，是海洋包围、分割所有的陆地，而不是陆地分割海洋。n地表海陆分布极不均衡。在北半球，陆地占其总面积的67.5，在南半球，陆地占总面积的32
9、.5。地球还可分为 “陆半球”和“水半球” 。n地球表面是崎岖不平的。海洋的深度大于陆地的高度。n2.2.2 海洋的划分海洋的划分n地球上互相连通的广阔水域构成统一的世界海洋。根据海洋要素特点及形态特征，可将其分为主要部分和附属部分。主要部分为洋，附属部分为海、海湾和海峡。n洋或称大洋，是海洋的主体部分，一般远离大陆，面积广阔，约占海洋总面积的90.3；深度一般大于2000m；盐度、温度等不受大陆影响，且年变化小；具有独立的潮汐系统和强大的洋流系统。n世界大洋通常被分为四大部分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。太平洋是面积最大、最深的大洋，北冰洋是世界最小、最浅、最寒冷的大洋。n太平洋、大西
10、洋和印度洋靠近南极洲的那一片水域，在海洋学上具有特殊意义。它具有自成体系的环流系统和独特的水团结构，既是世界大洋底层水团的主要形成区，又对大洋环流起着重要作用。因此，从海洋学的角度，一般把这片水域称为南大洋或南极海域。联合国教科文组织将南大洋定义为：“从南极大陆到南纬40为止的海域，或从南极大陆起，到亚热带辐合线明显时的连续海域。”n海是海洋的边缘部分，全世界共有54 个海，面积只占海洋总面积的9.7。n海较浅，平均深度在2000m以内。温度和盐度等水文要素受大陆影响很大，并有明显的季节变化。水色低，透明度小，没有独立的潮汐和洋流系统，但潮汐涨落往往比大洋显著。n按照海所处的位置可将其分为陆间
11、海、内海和边缘海。陆间海指位于大陆之间的海，面积和深度都较大，如地中海和加勒比海。内海是伸入大陆内部的海，面积较小，如渤海和波罗的海等。陆间海和内海一般只有狭窄的水道与大洋相通，其物理性质和化学成分与大洋有明显差别。边缘海位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔，如东海、日本海等。n海湾是洋或海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域，一般以入口处海角之间的连线或入口处的等深线作为与洋或海的分界。海湾中的海水可以与毗邻海洋自由沟通，故其海洋状况与邻接海洋很相似，但在海湾中常出现最大潮差，如我国杭州湾最大潮差可达8.9m。n由于历史上形成的习惯叫法，有些海和海湾的名称被混淆了，有的海叫成了湾，如波斯湾、
12、墨西哥湾等；有的湾则被称作海，如阿拉伯海等。n海峡是两端连接海洋的狭窄水道。海峡最主要的特征是流急，特别是潮流速度大。海流有的上、下分层流入、流出，如直布罗陀海峡等；有的分左、右侧流入或流出，如渤海海峡等。由于海峡中往往受不同海区水团和环流的影响，故其海洋状况通常比较复杂。n2.2.3 海水的起源与演化海水的起源与演化n一般认为海水是地球内部物质排气作用的产物，即通过岩浆活动和火山作用不断从地球内部排出的。地球早期火山作用排出的水汽凝结为液态水，积聚成原始海洋，另一些不溶或微溶于水的气体则组成了原始大气圈。n海水的化学成分，一是来源于大气圈中或火山排出的可溶性气体，如CO2，NH3，Cl2，H
13、2S，SO2 等，这样形成的是酸性水；二是来自陆上和海底遭受侵蚀破坏的岩石，受蚀破坏的岩石为海洋提供了钠、镁、钾、钙、锂等阳离子。另外，受蚀的岩石也为海洋提供了部分可溶性盐。n大洋海水的体积和盐分的显著变化发生在前寒武纪的漫长地球历史时期，自古生代(距今约6108 年)以来，大洋水的体积和盐度已大体与现代相近。2.3 海底的地貌形态海底的地貌形态2.3.1 海岸带海岸带n世界海岸线全长44104km，是陆地和海洋的分界线。水位升高便被淹没，水位降低便露出的狭长地带即是海岸带。n海岸带是海陆交互作用的地带。海岸地貌是在波浪、潮汐、海流等作用下形成的。一般包括海岸、海滩和水下岸坡三部分。海岸是高潮
14、线以上狭窄的陆上地带，大部分时间裸露于海面之上，仅在特大高潮或暴风浪时才被淹没，又称潮上带。海滩又称潮间带。水下岸坡是低潮线以下直到波浪作用所能到达的海底部分，又称潮下带，通常约10-20m。n海岸形态错综复杂，国内外没有统一的海岸分类标准。中国海岸带和海涂资源综合调查简明规程将中国海岸分为河口岸、基岩岸、砂砾质岸、淤泥质岸、珊瑚礁岸和红树林岸等六种基本类型。2.3.2 大陆边缘大陆边缘n大陆边缘是大陆与大洋之间的过渡带，按构造活动性分为稳定型和活动型两大类。一、稳定型大陆边缘n稳定型大陆边缘没有活火山，也极少地震活动，反映了近代在构造上是稳定的，以大西洋两侧的美洲和欧洲、非洲大陆边缘比较典型
15、，故也称大西洋型大陆边缘，此外也广泛出现在印度洋和北冰洋周围。n稳定型大陆边缘由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。n大陆架简称陆架、大陆浅滩或陆棚。定义为“邻接海岸但在领海范围以外深度达200m或超过此限度而上覆水域的深度容许开采其自然资源的海底区域的海床和底土”，以及“邻近岛屿与海岸的类似海底区域的海床与底土”。n大陆架是大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自然延伸。其范围是从低潮线起以极其平缓的坡度延伸到坡度突然变大的地方为止。n大陆架最显著的特点是坡度平缓，宽度与深度变化较大，东海大陆架是世界较宽的大陆架之一，最大宽度达500km 以上，其外缘深度130-150m。n大陆架表面
16、常见的地形主要有：(1)沉没的海岸阶地 (2)中低纬地带沉溺的河谷和高纬地带沉溺的冰川谷 (3)海底平坦面 (4)水下沙丘、丘状起伏和冰碛滩等微地貌形态。n大陆坡是一个分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，其上限是大陆架外缘(陆架坡折)，下限水深变化较大。大陆坡的坡度一般较陡，但不同海区差别很大，Sherpard(1973)计算的世界大陆坡的平均坡度为417。n多数大陆坡的表面崎岖不平，发育有复杂的次一级地貌形态，最主要的是海底峡谷和深海平坦面。n海底峡谷是陆坡上一种奇特的侵蚀地形，它形如深邃的凹槽切蚀于大陆坡上，横剖面通常为不规则的“V”型，下切深度数百米甚至上千米，谷壁最陡40以上。深海平坦面是
17、大陆坡表面坡度接近水平的面，宽数百米至数千米，长数十千米。n大陆隆又叫大陆裾或大陆基，是自大陆坡坡麓缓缓倾向洋底的扇形地，位于水深2000-5000m 处。它跨越陆坡坡麓和大洋底，是由沉积物堆积而成的沉积体。大陆隆表面坡度平缓，沉积物厚度巨大，常以深海扇的形式出现。大陆隆的巨厚沉积是在贫氧的底层水中堆积的，富含有机质，具备生成油气的条件。地震探查证实富含沙层的大陆隆很可能是海底油气资源的远景区。n二、活动型大陆边缘n活动型大陆边缘是全球最强烈的构造活动带，集中分布在太平洋东西两侧，故又称太平洋型大陆边缘。太平洋型大陆边缘的最大特征是具有强烈而频繁的地震(释放的能量占全世界的80)和火山(活火山
18、占全世界80以上)活动，有环太平洋地震带和太平洋火环之称。n太平洋型大陆边缘又可进一步分为岛弧亚型和安第斯亚型两类，两者都以深邃的海沟与大洋底分界。海沟是由于板块的俯冲作用而形成的深水(6000m)狭长洼地，往往作为俯冲带的标志。海沟长数百至数千千米，宽数千米至数十千米，横剖面呈不对称的“V”形，一般是陆侧坡陡而洋侧坡缓。全球已识别的海沟20 多条，绝大多数分布在太平洋周缘，其中深度超过万米的6 条海沟也全部在太平洋。n岛弧亚型大陆边缘主要分布在西太平洋，其组成除大陆架和大陆坡外一般缺失大陆隆，以发育海沟-岛弧-边缘海盆地为最大特点。这类大陆边缘的岛屿在平面分布上多呈弧形凸向洋侧，故称岛弧，大
19、都与海沟相伴存在。在岛弧与大陆之间以及岛弧与岛弧之间的海域称为边缘海，其中的深水盆地往往具有洋壳结构，位于岛弧后方，又叫弧后盆地。海沟、岛弧和弧后盆地构成沟-弧-盆体系。n安第斯亚型大陆边缘分布在太平洋东侧的中美-南美洲陆缘，高大陡峭的安第斯山脉直落深邃的秘鲁-智利海沟，大陆架和大陆坡都较狭窄，大陆隆被深海沟所取代，形成全球高差(15km 以上)最悬殊的地带。n2.3.3 大洋底大洋底n位于大陆边缘之间的大洋底是大洋的主体，由大洋中脊和大洋盆地两大单元构成。n一、大洋中脊n又称中央海岭，是贯穿四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉。全长6.5104km，顶部水深大都在2-3km，有的露出海面成为
20、岛屿，是世界上规模最巨大的环球山系。n大洋中脊北端在各大洋分别延伸上陆，轴部发育有沿其走向延伸的断裂谷地，称为中央裂谷。中央裂谷是海底扩张中心和海洋岩石圈增生的场所，沿裂谷带有广泛的火山活动。n中脊地形比较复杂，纵向呈波状起伏形态，横向呈岭谷相间排列。构造上并不连续，被一系列断裂带切割成许多段落，并错开一定的距离。n大洋中脊体系是全球性地震活动带，但震源浅、强度小。n二、大洋盆地n大洋盆地是指大洋中脊坡麓与大陆边缘之间的广阔洋底，约占世界海洋面积的1/2。大洋盆地的轮廓受洋中脊分布格局的控制，分布着一些隆起的正向地形，进一步把大洋盆地分割成许多次一级盆地。大洋盆地水深一般为4-6km，局部可超
21、过6km。n把大洋盆地分隔开的正向地形主要是一些条带状的海岭和近于等轴状的海底高原。海岭往往由链状海底火山构成。海底高原又叫海台，是大洋盆地中近似等轴状的隆起区。n在大洋盆地中还有星罗棋布的海山，相对平坦的区域是深海平原。2.4 海底构造与大地构造学说海底构造与大地构造学说n60 年代诞生于海洋地质领域的海底扩张-板块构造学说已影响到地球科学的几乎所有领域，是研究海底构造的理论核心和指导思想。板块构造学说是大陆漂移和海底扩张的引伸和发展。n2.4.1 大陆漂移大陆漂移n魏格纳是大陆漂移说的创始人，他主张地球表层存在着大规模水平运动，海洋和陆地的分布格局处在永恒的变化过程中。作为新地球观核心的活
22、动思想论即由此发端。n魏格纳1912 年提出了大陆漂移的见解，1915 年著成海陆的起源一书，全面系统地论述了大陆漂移问题。他认为地球上所有大陆在中生代以前是统一的联合古陆，或称泛大陆，其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋泛大洋。中生代以后，联合古陆解体、分裂，其碎块即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。由于各大陆分离、漂移，逐渐形成了大西洋和印度洋，泛大洋(古太平洋)收缩而成为现今的太平洋。n大陆漂移的主要依据有海岸线形态、地质构造、古气候和古生物地理分布等。尽管大陆漂移说合理地解释了许多古生物、古气候、地层和构造等方面的事实，但未能合理解释大陆漂移的机制问题。直到50 年代，古地磁学研究的
23、进展又使大陆漂移说重新复兴，60年代海底扩张和板块构造学说的创立再赋予大陆漂移说以新的认识。n2.4.2 海底扩张海底扩张n二战后，各种地球物理技术广泛应用于海洋地质研究，在海底发现或确认了许多未曾预见到的全球规模的地质现象，成为海底扩张说产生、发展的基础和主要依据。nHess(1960，1962)和Dietz(1961)几乎同时提出了“海底扩张”这一概念，以阐明主要与海底生成和消亡过程有关的理论。n大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口，涌出的地幔物质冷凝形成新洋底，新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向两侧扩展推移，这就是海底扩张。n海底扩张在不同大洋表现形式不同。一种是扩张着的洋底同时把
24、与其相邻接的大陆向两侧推开，大陆与相邻洋底镶嵌在一起随海底扩张向同一方向移动，随着新洋底的不断生成和向两侧展宽，两侧大陆间的距离随之变大，这就是海底扩张说对大陆漂移的解释。另一种方式是洋底扩展移动到一定程度便向下俯冲潜没，重新回到地幔中去，相邻大陆逆掩于俯冲带上。洋底的俯冲作用导致沟-弧体系的形成，太平洋就是这种情况。n海底扩张说能够解释海洋地质学和海洋地球物理学领域的大部分问题，其机制符合物理学理论，并与许多地质、地球物理观测结果一致。n2.4.3 板块构造板块构造n“板块”一词是Wilson(1965)在论述转换断层时首先提出的，后经Morgan等不断综合和完善，于1968 年正式提出了板
25、块构造学说： “地球最上部被划分为岩石圈和软流圈，软流圈在缓慢而长期的作用力下，会呈现出塑性或缓慢流动的性质，岩石圈可以漂浮在软流圈之上作侧向运动” 。n岩石圈并非铁板一块，它被一系列构造活动带分割成许多大小不等的球面板状块体，每一个构造块体就叫岩石圈板块，简称板块。全球划分为六大板块：欧亚板块、太平洋板块、美洲板块、非洲板块、印度-澳大利亚板块和南极洲板块；后来又把美洲板块划分为北美板块和南美板块，这样全球可划分为七个板块。n现在比较流行的是十二板块的划分方案。n2.4.4 海洋盆地的形成与构造演化海洋盆地的形成与构造演化n一、大洋盆地的起源及其构造演化n关于大洋盆地的起源曾有过种种假说。随
26、着海底扩张、板块构造学说的兴起和完善，曾经流行过的“大洋永存说”已被大量事实所否定，“大洋化作用说”也难以解释海底的许多地质现象。板块构造学说认为，大洋盆地的形成和演化与岩石圈板块的分离和汇聚运动密切相关。Wilson(1974)研究了大陆分合与大洋开闭的关系，将大洋盆地的形成和构造演化归纳为六个阶段，这就是迄今具有重大意义的“Wilson 旋回”。n根据板块构造学说，大陆裂谷是大洋形成中的胚胎或孕育中的海洋。地幔物质上升导致岩石圈拱升并呈穹形隆起、岩石圈拉长减薄，进而穹隆顶部断裂陷落，形成典型的半地堑-地堑系。各穹隆的地堑系彼此连接，就形成大致连续的裂谷体系，如东非大裂谷。n大陆岩石圈在拉张
27、应力作用下完全裂开，地幔物质上涌冷凝成新洋壳，形成陆间裂谷并成为典型的分离型边界，两侧陆块分离作相背运动。一旦注入海水，就意味着一个新大洋的诞生，并进入大洋发展的幼年期，如红海、亚丁湾。n幼年期海洋进一步发展，陆间裂谷两侧大陆随着板块的运动，相背漂移越来越远，洋底不断展宽，逐渐形成宏伟的大洋中脊体系和开阔的深海盆地，这标志着大洋的发展进入了成年期，如大西洋。n随着大洋不断张开展宽，大陆边缘被推离中脊轴的距离越来越远。岩石圈随时间推移不断冷却、增厚变重，加之被动大陆边缘积聚的巨厚沉积物载荷，在地壳匀衡作用下导致大洋边缘岩石圈发生显著沉陷。在板块水平挤压力作用下，大洋岩石圈向下潜没，形成以海沟为标
28、志的俯冲带。当板块俯冲消减量大于增生量时，洋底变窄，表观上是两侧大陆相向漂移(运动)，大洋收缩(面积减小)，大洋便进入衰退期，如太平洋。现在的太平洋是泛大洋收缩后的残余大洋，从中生代联合古陆解体时的古太平洋至今日的太平洋，其面积减少了1/3 左右。n相向运移的大陆彼此接近，大洋趋于关闭，如现在的地中海。特别是东地中海，成为收缩后的特提斯洋(古地中海)残余部分。目前地中海的洋壳不再增生，海盆日益缩小，意味着大洋演化已进入终了期或称结束阶段。残余海洋进一步收缩，洋壳俯冲殆尽，两岸陆块拼合、碰撞，海盆完全闭合，海水全部退出，大洋就此消亡。n新生代以来，印度-阿拉伯以北的古地中海洋壳相继俯冲殆尽，印度
29、-阿拉伯与亚洲前缘大陆相遇、发生碰撞。大陆碰撞的巨大挤压力导致岩层褶皱、断裂、逆掩、混杂，地面隆升，山根沉陷，形成地壳增厚的巨大褶皱山系-喜马拉雅山脉。nWilson 旋回是根据中生代以来大洋盆地的形成与演化规律而建立的，它所揭示的大陆分合与大洋开闭的演化模式，可能在古老的地质时代就已经存在。n人类赖以生存的地球表面就是由不断合而分、分而合的大陆及不断张开和关闭着的大洋组成的，其实质乃是地表岩石圈板块生长、运移和俯冲活动的表现形式。地球表面的海洋和陆地就是这样处在永不止息的运动变化之中。n二、边缘海盆地的形成与构造演化n边缘海盆地是指沟-弧体系陆侧具有洋壳结构的深水盆地，因其位于岛弧后方，又称
30、弧后盆地，主要分布在西太平洋边缘，印度洋、大西洋仅出现于局部边缘。nKarig(1971)根据板块构造学说提出了边缘海盆地形成的弧后扩张模式，并按构造活动性将其分为活动的、高热流非活动的和正常热流非活动的三种类型。Toksoz 等(1977)据边缘海盆地的特征和构造演化将其分为未发育型、成熟型、活动型和非活动型四类。金春等(1995)将边缘海盆地的演化分为初生期、青年期、壮年期和老年期四个阶段或类型。n按其成因可将边缘海盆地划分为残留型、大西洋型、陆缘张裂型、岛弧张裂型四类。2.5 海洋沉积海洋沉积2.5.1 滨海沉积滨海沉积n滨海或称近岸带环境是指从特大高潮线至深度为浅水波半波长的区域，是海
31、洋与非海洋过程相互作用的地带。一、海滩沉积作用n海滩是沿岸分布的疏松沉积物堆积体，组成海滩的物质多来自邻近陆地，主要是河流自流域内搬运来的风化产物，海岸侵蚀是海滩物质的最直接来源，另外还有自内陆架向岸搬运的沉积物。海滩沉积物的粒度变化较大，可从粉砂到巨砾，而以砂、砾为主。二、潮坪沉积n潮坪是以潮汐作用为主要动力，坡度极其平缓，由细碎屑物质(粘土、粉砂)组成的近岸带。n根据潮汐涨、落时出露水面的情况，可将潮坪分为潮上坪(平均高潮线至特大高潮线之间)、潮间坪(平均高、低潮线之间)和潮下带(平均低潮线以下)。n中国沿岸现代潮坪广泛发育，约占中国大陆岸线总长的25，以江苏沿岸的潮坪最长(600km)最
32、宽(10km)。沉积物主要来自黄河、长江和珠江等大河，大多是由粉砂组成的泥质潮坪。三、砂坝-潟湖沉积体系n砂坝又称障壁岛、堤岛、堡岛等，泛指近海与海岸线延伸方向平行分布的一系列砂坝和砂岛。被砂坝从毗邻海域隔离出来，仍与海洋沟通或有限沟通的浅水域称为潟湖。砂坝、潟湖相互依存，构成砂坝-潟湖体系。砂坝-潟湖海岸遍及全世界，约占现代岸线总长的13。n砂坝、潟湖的形成与第四纪冰期后的海面上升有关，其发育一般经历四个阶段：海湾潟湖、半封闭潟湖、封闭潟湖、埋藏潟湖。潟湖一般为低能环境，波浪、潮流的作用都不强，缺乏陆源碎屑物质的大量供给，有利于生物及化学沉积作用。n潟湖沉积的组成有碎屑物质和化学沉淀物，以碎
33、屑为主，主要来自障壁、外滨，部分来自陆地。热带海岸潟湖可能全由碳酸盐质的生物碎屑组成，高盐潟湖中可形成石膏、岩盐等化学沉淀物。n四、河口湾沉积n河口湾是与开阔海洋自由沟通的半封闭沿岸水体，与河流相接并被径流所淡化，上限为潮流界或沉积物进行双向搬运的上界。河口湾发育在沉积物载荷量比扩散力低的河口，一般潮差较高，具有下沉河谷的中纬度海岸带和现代冰川活动以及砂质海岸等现代环境最有利于河口湾的发育。n河口湾内碎屑物质的搬运和沉积过程以及底质的特征受径流、潮汐、波浪及河口环流系统等水动力要素的控制。河口湾内的扩散系统可根据主要扩散营力分为河流、河口环流及海洋作用区。n在河流作用区，搬运、扩散碎屑物质的主
34、要营力为径流，潮流作用很弱。其沉积物以边滩相为主，由交错层状砂和粘土透镜体组成；另外还有河道沉积(砂、粘土互层并含砾石)以及沼泽沉积(富含有机质的粘土及粉砂)。n河口环流作用区的沉积相以潮道相为主，由纹层状粉砂粘土组成，夹砂质透镜体，向海方向生物扰动程度增大；另外还有由砂组成、偶含泥砾、具波痕构造的沙滩相，由纹层状泥和砂组成、具生物扰动构造的潮坪相以及由富含植物碎屑的粘土组成的沼泽相。n海洋作用区的营力有河口环流、潮汐波浪和沿岸流，入口处的潮汐和波浪作用最强，而携带悬移质的河口湾则由较深的潮道中注入外海。潮道中的沉积物为粗砂，浅滩沉积物为中细砂，两者都具有小型交错层。n五、三角洲沉积作用n三角
35、洲是河流携带的泥沙等物质在滨海(湖)地带形成的堆积体，由陆上和水下两部分构成。n决定三角洲发育和沉积物分布的主导因素是河口水流。河流入海，由固定河床进入开阔海域，比降减小，流幅展宽，流速降低，淡咸水混合，自河口向海方向，沉积物发生分异沉降。近河口区的沉积物是砂、粉砂和粘土的混合物，以砂为主；远离河口的地带主要是粘土落淤，砂和粉砂含量甚少。胶体化学作用和生物作用促进粘土沉积，从而增加了沉积物中粘土质的含量。此外，河口以外细粒沉积物扩散甚远，为尔后三角洲的前展奠定了基础。n影响三角洲发育和沉积物分布的自然因素还有径流量和输沙量、潮汐和潮流、波浪等。n三角洲按其平面形态通常分为四类：(1)鸟足状(或
36、伸长状)，如美国密西西比河三角洲；(2)扇状或弧形，如黄河三角洲；(3)尖头状，如意大利波河三角洲；(4)岛屿三角洲，如长江三角洲。n根据水动力条件对三角洲发育的影响程度，可将其分为河控、潮控、浪控以及河流与潮汐综合控制四种主要类型。n河控三角洲的沉积主要是汊道向海沉积，如密西西比河鸟足状三角洲和黄河三角洲。潮控三角洲发育在强潮岸段，涨潮和落潮时出现于分汊河道中的往复水流可能是沉积物扩散的主要动力，如湄公河三角洲；浪控三角洲发育在波浪活动强烈的岸段，河口沙坝沉积物被波浪不断搬运，形成一系列沙堤，如尼罗河三角洲和海南岛南渡江三角洲。在径流和潮流综合作用的河口区，由河流带来的泥沙，经涨、落潮流的改
37、造，形成沙洲或暗沙，如长江三角洲。n2.5.2 大陆架沉大陆架沉n大陆架为浅海环境，其沉积作用和沉积相受各种物理、化学、生物及地质作用等过程的控制。陆架泥沙的搬运、沉积以物理过程为主，主要作用营力是潮汐、风暴及风海流，另外还有因温、盐梯度和科氏力造成的密度流、地转流以及由大洋进入陆架区的洋流。内陆架以潮流及风暴浪的作用为主，外陆架以洋流作用为主。n根据经典性观点，现代陆架上主要分布着三种沉积物：(1)残留沉积：是与现代水动力环境不相适应的沉积物，它们形成于更新世末低海面时期，在全新世海侵后基本未被改造，仍保留着原来的岩性、结构、构造、化石以及沉积地形等。残留沉积以砂为主，大都分布在外陆架，现代
38、沉积速率低的内陆架上也有分布。(2)现代沉积：沉积物的属性与目前所处的沉积环境相一致，处在统一的动态平衡系统之中，主要为陆源碎屑，一般由砂或泥组成，取决于河流输入的类型。现代沉积物大都分布于内陆架，向海变薄，外陆架很少分布。(3)准残留沉积：是指受现代陆架物理(主要是海洋动力)、生物和化学过程改造过的残留沉积，也称变余沉积，其性质介于现代沉积和残留沉积之间。n2.5.3 大陆坡大陆坡-陆隆沉积陆隆沉积n大陆坡-陆隆环境中的沉积作用与大陆架不同，除受地质构造环境、海面变化、物质来源及生物活动影响外，主要受块体运动、大洋深层热盐环流及水柱中的沉降等过程的控制。陆坡-陆隆堆积了大量以陆源成分为主的沉
39、积物，厚度可达2000-5000m。n陆坡-陆隆的搬运沉积过程可有连续和不连续之分。连续过程包括水柱中的沉降作用、浑水羽状流和底层流作用。不连续过程则包括浊流、碎屑流、滑动等方式。n大陆隆实质上是由一系列深海扇组合而成的，深海扇则是大陆坡麓由沉积物堆积而成的沉积体，其地貌单元可分为扇谷和舌状体。深海扇的半径为数十千米至数千千米，沉积物厚数十米至数千米。世界许多大河如亚马孙河、刚果河口外等都发育有大型深海扇。n2.5.4 大洋沉积大洋沉积n大洋沉积物由生物组分(钙质和硅质)及非生物组分(陆源、自生、火山及宇宙尘埃)组成，它们的相对丰度是大洋沉积物分类命名的基础。大洋沉积物的分类可归纳为三种主要形
40、式：(1)以水深分布为主要依据的分类；(2)以成分、粒度为主要依据的分类；(3)以成因为主要依据的分类。按大洋沉积物的成因将其分为远洋粘土、钙质生物、硅质生物、陆源碎屑和火山碎屑沉积五种主要类型。n远洋粘土因其颜色主要呈褐至红褐色，又称褐粘土或红粘土。褐粘土主要由粘土矿物、石英和长石细碎屑、自生和宇宙源组分组成，平均粒径小于0.005mm。粘土矿物由伊利石、高岭石、绿泥石和蒙脱石及其混层矿物组成。n钙质生物沉积是指含CaCO3 大于30，而陆源粘土、粉砂含量小于30的远洋沉积物。按固结程度的不同又可进一步分为钙质软泥、白垩和石灰岩。钙质软泥(有孔虫软泥约占98、还有少量钙质超微化石软泥和翼足类
41、软泥)是主体，分布也最广泛，约覆盖世界洋底总面积的47.7。钙质软泥的分布主要受生物生产力、骨屑的溶解、其他沉积物的稀释作用及全球气候和环流变化的影响，现代远洋钙质生物沉积主要集中在南北纬60之间。n硅质生物沉积是指含生物骨屑50以上、硅质生物遗骸大于30的远洋沉积物。按固结程度的不同又分为硅质软泥、硅藻土、放射虫土及燧石等。硅质软泥是主体，主要由硅藻、硅鞭藻、放射虫及硅质海绵等浮游生物残骸组成，矿物成分为蛋白石(非晶质SiO2)。影响硅质软泥形成的主要因素是硅质骨屑的供给量和溶解作用。现代大洋中的硅质软泥主要分布在三个地带，即太平洋赤道带、环北极的不连续带和环南极的连续带。此外，各大洋东侧的
42、沿岸上升流区也有硅质沉积。极地以硅藻软泥为主，赤道及上升流区为放射虫软泥。n大洋沉积物中占绝对优势的钙质软泥、硅质软泥和褐粘土在三大洋分布的面积频率有很大差异。大西洋钙质软泥的频率最高，印度洋次之，太平洋最低，硅质软泥在印度洋的面积频率最高，太平洋次之，大西洋最低；褐粘土分布的面积频率以太平洋最高，大西洋次之，印度洋最低。这种差异是由于各洋盆的环流格局不同所致。2.6 海底矿物资源海底矿物资源n海洋是巨大的资源宝库，海洋底蕴藏着丰富的矿物资源。在陆上矿物资源已趋枯竭的情况下，开发利用海洋矿物资源更显得重要。海洋矿物资源的种类很多，不同学者的分类也有差异。按照矿物资源形成的海洋环境和分布特征，分
43、别介绍滨海砂矿、海底石油、磷钙石和海绿石、锰结核和富钴结壳、海底热液硫化物、天然气水合物等资源类型。2.6.1 滨海砂矿滨海砂矿n当陆上碎屑物质被径流搬运至河口、海滨地带，或者原地残存的物质和海底产物经波浪、潮流、沿岸流反复分选，其中一些化学性能稳定和密度较大的有用矿物，在特定地貌部位富集到具有经济意义时便成为滨海砂矿。此类矿产开采方便，选矿技术简单，投资小，是开发最早的海底矿产资源。n滨海砂矿的种类很多，Cronan(1980)将滨海砂矿分为非金属砂矿、重金属砂矿、宝石及稀有金属砂矿三大类，每大类包括若干种。据统计，滨海钛铁矿产量占世界钛铁砂矿总产量的30、锡砂占70、独居石占80、金红石占
44、98、金刚石占90、锆石占96。n一个滨海砂矿往往是由一种或几种矿产为主，有时伴生有若干种有用矿物的不同组合。中国是世界上滨海砂矿种类较多的国家之一，矿种多达60多种，总探明储量达数亿吨。具有工业开采价值的主要有钛铁矿、锆石、金红石、磷钇矿、铌铁矿、钽铁矿及石英砂等。中国滨海以海积砂矿为主，其次为海/河混合堆积砂矿，多数矿体以共生-伴生组合形式存在。2.6.2 海底石油和天然气海底石油和天然气n海底石油和天然气是最重要的海底矿产资源。自50 年代以来，世界油气勘探和开采工作由陆地逐渐转向海洋，目前已有100 多个国家和地区在40多个沿海国家的海域从事油气勘探和开发，1995 年海洋石油年产量已
45、占世界石油总产量的31，预计到2000 年世界海洋石油产量可达12 亿吨，将占世界石油总产量的35。n石油是一种成分复杂的碳氢化合物的混合物，在自然界中以液体存在称为石油，以气体存在称为天然气。关于石油的成因，曾有过激烈的争论，现在普遍认为碳氢化合物是由生物遗体演变而来的，即目前流行的有机生油说。n有机生油说认为，江河带来的大量泥沙不断堆积在海盆、湖沼底部，一些动植物遗体也随之一起被埋葬。生物遗体的分解使泥沙富含有机质而成为有机腐泥。由于沉积物的不断加厚，使温度和压力逐渐增高，再加上细菌、催化剂、放射性物质的作用，这些有机质就可逐渐转变成各种碳氢化合物的混合物，即原始油气。原始油气呈分散状态，
46、由于它是流体，会向孔隙和裂缝多的岩层中迁移。只要油气来源充足，又具备孔隙度良好的储油岩层以及阻挡油气不致散失掉的盖层或圈闭条件，经过一段漫长的时间就能够形成有经济价值的油气藏。n海底石油的生成受到一定条件的限制，其分布亦不均衡。已探明的世界四大海洋油气区分别是波斯湾、加勒比海的帕里亚湾和委内瑞拉湾、北海和墨西哥湾。其中波斯湾是目前海洋石油资源最丰富的地区，约占世界海洋石油探明储量的50。n目前中国近海已发现的大型含油气盆地有七个，它们分别是渤海盆地、南黄海盆地、东海盆地、台湾浅滩盆地、南海珠江口盆地、南海北部湾盆地和南海的莺歌海盆地。n2.6.3 磷钙石和海绿石磷钙石和海绿石n磷钙石又称磷钙土
47、，是一种富含磷的海洋自生磷酸盐矿物，它是制造磷肥、生产纯磷和磷酸的重要原料。另外，磷钙石常伴有含量高的铀、铈、镧等金属元素。据估计，海底磷钙石达数千亿吨，如利用其中的10则可供全世界几百年之用。n海底磷钙石的形态有磷钙石结核、磷钙石砂和磷钙石泥三种，其中以磷钙石结核最重要。磷钙石结核是一些大小各异、形状多样、颜色不同的块体，直径一般几厘米，最大体积可达(605020)cm3。磷钙石砂呈颗粒状，大小只有0.1-0.3mm，颇似鱼卵。n关于磷钙石的成因有许多假说，较流行的有生物成因说和化学沉淀说。n综合的观点是上述两假说被看作磷钙石形成的两个阶段：生物作用阶段：是大量繁殖的生物把溶解和分散在海水中
48、的磷酸盐富集到其机体内；化学作用阶段：则是大量生物死亡后，在分解过程中释放出磷，交代方解石和生物残体等化学作用而形成磷钙石。磷钙石按产地可分为大陆边缘磷钙石和大洋磷钙石，前者主要分布在水深十几米到数百米的陆架和陆坡上部，常与泥、砂和含有砾石的海绿石沉积物混合在一起；后者主要产于西太平洋海山区，往往与富钴结壳相伴生。n海绿石是一种在海底生成的含水的钾、铁、铝硅酸盐自生矿物，一般呈浅绿、黄绿或深绿色，可以从中提取钾，也可用作净化剂、玻璃染色剂和绝热材料。n海绿石常常与有孔虫和其他钙质有机体在一起，成为多孔有机物的间隙物质或构成假象，也有的呈碳酸盐的形式存在。沉积物中的海绿石大多是一些粉砂大小的颗粒
49、，镜下呈粒状、球状、裂片和其他复杂的形态。n海绿石的成因至今尚无定论，一般认为它是由无机矿物或有机物质转化而来。如黑云母矿物，在海水的长期浸泡下发生化学变化，最后失去云母矿特性而变成粒状海绿石。另外，生物排泄的粪团和粘土物质，也可在海洋环境的适宜条件下转变为海绿石。2.6.4 锰结核和富钴结壳锰结核和富钴结壳n锰结核又叫锰矿瘤、锰团块或多金属结核，发现早期曾称其为铁锰结核。它主要是由铁锰的氧化物和氢氧化物组成，并富含铜、镍、钴、钼和多种微量元素，广泛分布于深海大洋盆底表层。估计世界深海底锰结核的总储量约为(15-30)1011t，是最有开发远景的深海矿产资源。n锰结核一般呈褐色、土黑色和绿黑色
50、，由多孔的细粒结晶集合体、胶状颗粒和隐晶质物质组成，常为球形、椭圆形、圆盘状、葡萄状和多面状。结核个体大小悬殊，小的直径不足1mm，大者可达几十厘米甚至1m 以上，常见的为0.5-25cm。大部分结核都有一个或多个核心，核心的成分可以是岩石或矿物碎屑，也可以是生物遗骸，围绕核心形成同心状金属层壳结构，铜、钴、镍等金属元素就赋存于铁、锰氧化物层中。n结核含有30 多种金属元素，其中的铜、镍、钴、锰、钼都达到了工业利用品位。另外，结核中还有含量很高的分散元素和放射性元素，如铍、铈、锗、铌、铀、镭和钍等。n锰结核的成因是个复杂的问题，至今仍未有公认的见解。锰结核主要分布在太平洋，其次是印度洋和大西洋
