第五章 海洋地质作用

第一章绪论第二章地球与海洋第三章地壳第四章大陆漂移、海底扩张与板块构造第五章海洋地质作用第六章海岸带的现代过程第七章河口与三角洲第八章大陆边缘及其地质构造第九章深海沉积第十章古海洋学第十一章海洋矿产资源海洋地质学第五章海洋地质作用海洋通过自身的动力对海岸和海底进行侵蚀、对碎屑物质进行搬运和沉积等作用的过程，称为海洋的地质作用。在地质历史中，由于沧桑巨变，海水曾反复地侵入大陆内部，留下了广泛的遗迹。今天在陆地上见到的各个地质历史时期形成的沉积岩和沉积矿产，绝大部分都是过去海洋沉积的产物。因此，研究海洋的地质作用，以便用“将今论古的原则正确查明各种海相地层的成因以及探讨地壳乃至地球的发展演化历史具有极为重要的意义。海洋地质作用海洋地质作用的动力及其影响因素海水的侵蚀作用海水的搬运作用海洋的沉积作用第一节海洋地质作用的动力及其影响因素海洋地质作用是由海水的运动和海水的物理化学性质决定的。海洋以永无休止的海水运动及其化学作用和生物作用对地表进行着不断地改造。海洋地质作用的动力应包括三个方面，即:一、海水的运动二、海水的化学作用三、生物作用。一、海水的运动（一）波浪（二）潮汐（三）浊流（四）洋流（一）波浪海水有规律的波状起伏运动称作海浪，也叫波浪。海浪主要是由风摩擦海水而引起，也可因潮汐、海底地震、火山爆发以及大气压力的剧烈变化而产生。由风引起的海浪称为风浪，其波形复杂多变。传至无风区的波浪称为涌浪，其波形平滑而规则，波长可达l000余米，波高则可达l0余米。波浪的要素：波长、波高、波周期和波速称为波浪的四大要素。一、波浪作用1.深水波浪的特性波浪的基本要素：波峰、波谷、波长、波高，周期、波速、波峰线、波向线等。振幅1．深水波海浪在深海中传播速度每小时达几十公里。从表面上看，后浪推前浪，好象海水前进了，其实海水质点并没有发生显著的水平位移。因为波浪的传播只是海水质点在平衡位置上作规律的往复圆周运动的结果，这种波是摆动波。相邻水质点依次运动至波峰时，波峰亦随之向前移动，从而发生了波的传播。由风引起的波浪，水质点在完成一个圆周运动之后一般不能回到原来的位置，而是呈往复螺旋式的前进运动，前进的速度仅为波速的百分之几。同一水平上水质点相继作圆周运动时，形成波浪起伏的水面波浪中水质点的实际运动情况1，2，3为依次通过的最高处；箭头示水质点总体移动方向波浪影响深度1/2波长2．浅水波据实验，当水深较浅，即海水深度不超过l/2波长时，由于海底摩擦阻力的影响，水质点的运动轨迹变成椭圆形。从水面往下，随着深度的增大，椭圆的压扁程度也越高，至海底扁度达到极限，椭圆的垂直轴等于零，水质点平行于海底作直线形往复运动。当波浪向海岸方向传播，从深水区进入浅水区以后，除了水质点的运动轨迹由圆变成椭圆外，由于海底的摩擦作用，表面水质点的移动速度大于底部水质点的移动速度，水质点每次沿椭圆周运动后向前的位移量也显著增大。结果，导致波速变慢，波长缩短，多余的能量使波高加大，周期加快，波峰并始前倾。E=1/8ρgH2其中ρ是海水密度，g是重力加速度，波能的大小主要取决于波高H。波浪变形3．近岸波海水继续向岸运动，因水深变小、海底的摩擦作用阻碍了波浪的前进，引起波浪挤在一起，波长缩短，波高加大。当波峰水质点的运动速度等于或超过波速时，先是在波峰处出现白色浪花，进而波峰翻卷，其前端由于没有水的补充而卷入空气，致使波浪破碎，形成破浪。破浪迅速涌向岸边，拍击海岸，称为拍岸浪。拍岸浪拍击海岸后，其前进的动能消耗殆尽，海水便在重力的作用下顺海底斜坡沿垂直海岸线的方向形成底流返回海中，并与下一次进浪相遇而消失，故底流作用的范围一般不扩及破浪带以外。浅水区波浪的变化A深水区水质点的运动B浅水区水质点的运动波浪破碎拍岸浪拍岸浪崩顶破碎（崩波）波浪破碎波陡较大的波浪传入坡度平缓的海岸，水下岸坡易出现崩顶破碎。当波浪传播近岸边时，波能逐渐消耗，波峰不稳定，但尚未达到翻转，于是峰顶出现浪花，并逐渐扩大，成瀑布状跌落。崩顶破碎:波陡＝波高／波长即：＝H／L卷跃破碎（卷波）波浪破碎在具有相当坡度的水下岸坡，中等波陡的波浪易产生卷跃破碎。波浪在向岸传播过程中，在一个较短的时间和距离内就可发生显著变形，波峰不断前倾直至卷曲翻转，成卷跃破碎下落。卷跃破碎:波陡中等的波浪，海底坡度中等，消能中速卷跃破碎激散破碎（激波）波浪破碎一般出现在原来波浪波陡较小和坡度较大的水下岸坡上，因海底坡度较大，波浪发生变形后使得波浪前锋从下部开始出现浪花泡沫，并继而扩大到整个前锋面，在直接冲上陡滩时前锋面在滩面上激散破碎，并形成大量泡沫，最后与波峰一起逐渐在岸滩上散失。激散波浪破碎波浪破碎波能在冲激带内全部耗尽，水体运动在惯性和重力作用下，海水的运动形式为向岸的近流与离岸的回流。向岸冲流达到的高度与离岸回流的强度与波能、滩面坡度、以及滩面的渗漏强度有密切关系。中等坡度海岸(高潮时)中等坡度海岸(中潮、低潮时）冲激带冲激带冲激带破浪带破浪带破浪带碎浪带碎浪带冲激带破浪带破浪带三亚破浪带如果沿岸附近有沙堤时，波浪越过沙堤拍击海岸后，涌积的海水可以汇集成股，形成向海洋方向的回流，此称裂流。裂流不论沿海面或海底都向外海方向流动，其底层流亦不扩及破浪带以外，但表层流可以向外流亦不扩及破浪带以外，但表层流可以向外海方向延续较远，有时达lkm左右。裂流示意图沿岸流如波峰与岸线斜交向岸推进时，当波浪破碎后，在破浪带与岸线之间会产生一股与岸线平行的沿岸流。其持续时间的长短取决于波浪方向的恒定时间。这种沿岸流如能保持相当长的时间，则对海岸带的泥沙冲淤和岸线变动会起很大影响。河流入海，河流的冲淡水与海水混合，在盛行风的作用下可形成一股强盛的沿岸流。如渤海沿岸即由海河冲淡水与来自渤海海峡北部进入的黄海暖流汇合后，沿岸南下至黄河口，又与黄河冲淡水汇合形成一股盐度极低的沿岸流，自渤海海峡南部水道流出渤海，并继续沿山东半岛北岸东流至成山头。波浪与岸线斜交产生的沿岸流底流与裂流波峰线与岸线平行推进时，外海水体被缓慢地输送到碎浪带，在近岸线附近可产生方向平行于岸线的沿岸流，当两股相向的沿岸流流经一定距离后汇合，由于各自能不断地得到水体的补给而外输，就转为一股穿越破浪带向海流出的离岸流，称为裂流。根部颈部裂流头部底流与裂流波峰线若以一定的夹角向岸推进时，形成同向沿岸流，当流经一定距离后，也可因水体汇聚造成雍水而产生裂流。这种裂流流向与岸线方向以一定斜角相交，并有沿岸迁移的趋势。波浪斜射岸线的沿岸流与裂流比较平缓的海底利于裂流的形成。汹涌的海浪能产生为数不多但较强的裂流，较弱的海浪能产生数量较多，能量较弱的裂流。裂流间的距离差异很大，自30—100m到400—500m。裂流的流速一般在1—2m/s左右，具有强烈的冲刷能力，流经之处常被冲刷成裂流沟，并可切割破浪带附近的水下沙坝。裂流海岸裂流海岸裂流波浪（A）、底流（C）、沿岸流（B）当波浪前进方向不垂直海岸，而与海岸线斜交时，则波浪进入浅水区后将发生折射。折射后的波浪到达海岸后，一部分海水以底流方式流回海中；另一部分海水则沿岸流动，形成沿岸流。波浪折射波浪折射波浪折射岬角波能辐聚导致侵蚀，海湾波能辐散引起堆积波浪折射波浪折射波浪绕射波能沿波峰线作侧向传递进入波影区，其能量大为减小，故波影区经常为比较平静的水域。波影区波浪的绕射岛屿………………海海岸（二）潮汐海水在月球与太阳的引力作用下所发生的周期性涨落现象叫潮汐。它包括海面周期性的垂直升降运动和海水周期性的水平运动，通常前者叫作潮汐，后者称为潮流。在潮汐现象中，水位上涨为涨潮，水位下降为落潮。涨潮时海水的流动叫涨潮流，落潮时海水的流动叫退潮流；海面涨至最高水位称为高潮，而海面降至最低水位称为低潮；相邻高低潮水位之差，叫作潮差。潮汐的发生和太阳，月球都有关系，也和我国传统农历对应。在农历每月的初一即朔点时刻处，太阳和月球在地球的一侧，所以就有了最大的引潮力，所以会引起“大潮”，在农历每月的十五或十六附近，太阳和月亮在地球的两侧，太阳和月球的引潮力你推我拉也会引起“大潮”；在月相为上弦和下弦时，即农历的初八和二十三时，太阳引潮力和月球引潮力互相抵消了一部分所以就发生了“小潮”，故农谚中有“初一十五涨大潮，初八二十三到处见海滩”之说。另外在第天也有涨潮发生。潮汐的成因在一个太阳日(24小时50分)内发生二次高潮和二次低潮，而且相邻的二次高潮和低潮的水位高度几乎相等，涨落潮时也几乎相当为正规半日潮；若相邻的高潮或低潮的高度不等，涨落潮时也不等则为不正规半日潮。如我国沿海从青岛附近往南直到厦门都属正规半日潮。在一个太阳日内出现一次高潮和一次低潮称正规全日潮；有的地方在半个月内大多数日子为不正规半日潮，但有时发生不超过7天的全日潮则称为不正规全日潮，也叫混合潮。月球绕地球旋转一周所需的时间为24小时50分，故同一地点每隔12小时25分就有一次涨潮和落潮。地球表面的潮汐现象虽以月球的引潮力为主，但太阳的引潮力(为月球的46.6％)也起一定作用。当出现新月和满月(即农历初一和十五)之后l～2天，月地日三者位于同一直线上(即朔、望之时)，日月的引潮力相互叠加，形成高潮特高、低潮特低的大潮；当出现上弦月或下弦月(即农历初八九及二十二三)后1～2天，月地的连线与日地的连线垂直，日月的引潮力互相抵消，形成小潮。（三）洋流海洋中海水作大规模的定向流动称为洋流或海流，它是一种在一定时间内流速、流向大致不变的水体。其运动方向既可以是水平的，也可以是垂直的，控制因素是盛行的风向、科里奥利效应、大陆的轮廓、岛屿的存在以及海底地形等。前者有表层洋流和海底洋流，后者有上升流和下降流，它们在适当场所沟通起来可以构成海水的循环。定期到来的信风是引起表层洋流的主要原因，风对水面的拖曳力及其施加于波浪迎风面的压力能使海水缓慢前进。各处海水的温度差对表层洋流的形成也有重要影响，如赤道地区温度较高的海水流向高纬度地区，是为暖流；高纬度地区的寒冷海水流向赤道地区，则为寒流。二者构成了表层海水的循环。由于温差和盐度不同引起海洋中沿固定方向大面积流动的水体,分为表层洋流和深部洋流。深部洋流的形成主要受海水密度控制，如高纬度地区表层海水结冰，所含盐分便向下转移，从而提高下面海水的盐度和密度，这种温度较低、密度较大的水体一面下沉一面在靠近海底处向赤道方向流动，相应地促使低纬度地区的海水上升并向高纬度方向流动，遂构成大规模海水的深部环流。橙色：表层流；蓝色：底层流“西太平洋暖池”区上升气流形成的三大环流（四）浊流浊流是一种载有大量悬浮物而十分浑浊的水下高密度重力流，其悬浮物质是砂、粉砂、泥质物，有时还挟带砾石，多发生在浅海或大陆边缘的斜坡上，也可产生于湖盆中。由于其密度大，在重力作用下呈束状或面状沿着大陆坡向下流动，开始时往往速度较慢，随着重力加速度的作用能够获得很大的流速(一般大于l0m／s)，进入深海盆地之后，因惯性还可流动很远的距离，然后随着泥沙的沉积而逐渐消失在清澈的海水中。一般认为，浊流发源于大陆架之上或大河流的河口前缘。那里通常堆积着丰富的松散沉积物，这些物质在暴风浪的搅动、地震振动、河水的冲击及海底滑坡等因素的触发作用下，重新活动并扩散到海水之中便形成浊流。在各种因素中，以大规模的海底滑坡作用最为重要，而地震振动与河口前缘松散沉积物的过量堆积则是触发海底滑坡的直接原因。形成于大陆坡沿海底峡谷流动，沉积于深海盆地的高密度重力流。二、海水的化学作用(一)盐度(二)pH值(三)Eh值(四)C02和碳酸系(一)盐度盐度是表征海水性质的一个重要度量单位，海水的标准盐度为3.5％。由于降雨量和蒸发量的复杂关系以及各地淡水补给数量不相等，致使各海区和不同水层的盐度变化范围很大。表层海水盐度因受日温差、季节温差的影响而变化较大，200m深度以下，盐度稳定程度升高，至1000m以下的深层海水，盐度不受干扰而趋稳定。太平洋近北极海区，1957年2月的盐度垂直分布图在赤道附近，理论上应有最高的盐度，但是，由于这里降雨量超过蒸发量，致使盐度降低。相反，在25°N及30°S因