海洋环境的一般特征

352第十章海相组第一节海洋环境的一般特征所谓海洋，通常是指被海水淹没的广大地区。大陆则是指海洋以外的陆地。然而在构造地质学上则是按下伏地壳的类型区分大陆和海洋的。大陆又称陆决，地壳厚度比较大，一般在30km以上，昀厚可达70km以上，主要由硅铝层组成，密度约为2.7g／cm3，震波速小于6.2km／s。大洋又称大洋盆地，地壳厚度较小，一般在5km左右，主要由硅镁层组成，密度为3.og／cm3，震波速超过6.2km／s。因此，构造地质学上的陆块包括陆地和海面以下的陆棚与大陆坡，大洋相当于大陆坡以外的深海盆地。海洋总面积约为3.6亿km2，占地球总面积的70.8％。海水的总体积约为13.7亿km3，占地球总水量的97％。世界上多数大油气田分布于海相地层中，我国的四川盆地、新疆塔里木盆地和台湾的一些油气田也多属海相沉积。一、海洋环境的分类（一）深度分带海洋的深度与地壳的两个主要构造单元密切相关。陆块的表面位置高，洋盆的表面位置低，因而大陆块上覆盖的都是浅水（平均水深数百米），洋盆上覆盖的为深水（平均水深约为4000m左右）。海洋中的生物可分为三大类：浮游生物、游泳生物及底栖生物。在水体上部50－100m处主要是浮游生物和游泳生物，而海洋底部则主要集中了底栖生物。现代海洋中绝大部分底牺生物栖息在0～100m的海底，即栖息于滨海带及浅海陆棚的上部。在浅海带的下部（100～200m）则不只生物数量少，种类也不多了。再往深处，生物就更少见。生态学者通常把海洋环境分为二类：（l）底栖环境和（2）浮游环境。底栖环境是指低潮面以下的海底；浮游环境是指海底以上的水域。阳光在海水中透射的深度不大，但是不同深度的透光程度，对生命活动却有严重影响。因此，需要阳光进行光合作用的植物，只能生长于浅水区。按照阳光不同的透射量，可以将海水分为三个深度带：（1）透光带，位于海水的昀上层，厚约80m，其中的光线足够植物的生长需要．（2）弱透光带，底界在600m左右。该带自上而下透光程度愈来愈差。（3）黑暗带或无光带，是指光线透射不到的大洋水域，深度大于600m。其中植物不能生长，所含生物主要依赖于从海水中下沉的食物。底栖环境按深度分为浅海、半深海、深海和超深海四个带（图10—1）。浅海（neritic）位于低潮面以下至200m水深的海底。浅海环境的浅水部分处于海水透光带，并常受波浪作用的影响，因此，生物极其繁茂。与其它环境相比，生物具有厚实的保护性介壳。浅海生物可以建造由珊瑚、有孔虫、苔藓虫、海胆、海百合、腕足类、蛤和牡蛎等众多的不同生物组成的丘状生物丘，生物丘的顶部刚刚达到低潮面以下。礁是生物丘的一种类型。多数造礁生物在深度超过20m深的地方不能生长（Newell,1963）。珊瑚造礁的昀大深度为46m（VaughaandWell，1943）。藻席是浅海环境的另一标志，由藻席形成的叠层石只见于透光带的浅水环境（GebeleinandHoftman，1973），古代叠层石的生活环境水深通常小于45m（SeyfertandSirkin，1979）。353半深海是指200～2000m水深之间的海底。深海是指2000～6000m之间的深海底部分，水温一般在4℃以下。超深海位于水深大于6000m的地区。这种环境仅见于深海沟。在半深海、深海和超深海区，阳光透射不到海底，然而仍发现有游泳生物和底栖生物的存在。海底照片表明，在压力超过60,000g／cm2的地方，有海星和其它生物遗迹与虫孔。总的来说，在半深海区生物不多，在深海及超深海区生物更少。但是深水沉积中可以含有生活在较浅水的漂浮生物和游泳生物的化石，它们是在生物死后沉降到深水区的。（二）海底地貌特征按照地貌特征，可将海洋环境分为陆棚、大陆坡、陆隆和大洋盆地。陆棚（又称大陆架）是指围绕大陆边缘的平坦的浅水台地，其地形极为平坦，平均倾角只有7°，水的深度一般不超过20m。陆棚外缘以一道明显的坡面下折线结束。这条坡折线称为陆棚边缘或陆棚坡折线。大陆坡是从陆棚坡折线向下陡倾至深洋底的斜坡区，坡面通常崎岖不平，倾角平均4°左右，深达200～3000m左右。毗连深海沟的大陆坡、深度更大。在大陆坡的基部，除了与深海沟连接的地区之外，通常都有一个坡度平缓的沉积地带与深海平原连接，这个地带称为陆隆。大陆坡上常发育有深切的海底峡谷，峡谷口外发育有海底扇。海底扇主要是海底峡谷搬运来的异地碎屑物堆积成的平滑、缓倾的扇状沉积体。在多数情况下，陆隆由一系列海底扇联结而成。有些地区在海岸线和大陆坡之间有—系列因褶皱断裂而成的盆地和海脊，这种地貌单元称为大陆边陲。岸线至深大洋之间的海底部分称为大陆边缘，其中包括陆棚、大陆边陲、大陆坡和陆隆等。大洋盆地是面积广阔，深度巨大的深海区，其地貌形态也很多样。总的来说，靠近大陆边缘一侧地形平坦，称为深海平原。向大洋一侧，渐变为海底低山与丘陵，其中也可以有深盆地。在大洋盆地中部，地形昀为崎岖，这个地带称为大洋中脊。大洋的平均深度在4000m左右。靠近活动的大陆边缘的深海沟深度昀大，昀深可达11000m（太平洋马里亚纳海沟）。大洋盆地约占地表面积60％。在海洋中沉积作用昀活跃的地区是大陆边缘（表10—l），虽然其面积只占海洋16％，但其沉积物总量却占海洋沉积的73％。在地质记录中，海相沉积的比重在各地质时期并不相同，但都是以浅海陆棚沉积为主，大陆坡和陆隆沉积的数量较少，古大洋盆地的沉积物保存得更图10—l海洋环境的深度分带（据Friedman和Sanders，1978）354少。表10—1大陆与大洋的面积和沉积物数量对比表占地球表面积（％）沉积物体积（％）海相沉积物体积（％）陆地29.138大陆边缘10.94573大洋盆地60.01727二、海水的物理化学条件（一）海水的温度和压力现代海洋表面温度变化范围为―18～＋28℃，比大陆温度变化范围（―60～＋80℃）小，大洋深处的温度不超过2～3℃。海水的温度受纬度、深度和海流等因素的影响，故不同海域有不同的温度范围。一般来说，从赤道向两极，表层海水温度逐渐递减，在赤道带，温度一般大于26℃，季节温差也小（26°～28℃），在热带为23°～28℃，在亚热带，冬天为15°～23℃，夏天为23°～25℃。在温带，近寒带部分为5°～10℃，近亚热带为15°～23℃，在近极地的寒带为5°～10℃，在极地为—1°～—2℃（FriedmanandSanders，1978）。海水是热的不良导体，其中热的传递很慢。从表面水层向下至1000m深，水温随深度的变化较明显，在中纬度及低纬度区称为对流层。1000m以下水温变化很小，叫平流层。在对流层中，小于100m的浅水明显地受大气影响，加之风浪的作用和对流强烈等因素，在垂向上的温度变化较小。这个0～100m深的水层称为均匀混合层。在100m水深以下，水温垂直变化大，出现突变现象，温度有突然变化的这个层称为温跃层。深海底的水温变化不大，一般在0～4℃。在地质历史中海水温度是变化的，根据对钙质化石中O16/O18比值测定而推算出第三纪海底温度比现代的高出10～12℃之多。海水的压力变化范围较大，从海水表面的latm，到深达10km的海底，其压力可增大至1000atm。（二）海水的盐度海水的盐度平均为35‰，其中溶解了约80多种元素所组成的盐类，常量溶解盐组分的离子主要有Na、Mg、Ca、K、Sr、CI、S（主要以硫酸根形式出现）、Br和C（主要以CO32—；及HCO3—形式出现）九种元素（或离子），约占海洋总溶解量的99.9％以上。一般说来它们彼此间的比值近于恒定，但是在近海岸地带，则可因河水的注入，大量的生物活动以及化学沉积作用的影响有所变化。影响盐度水平方向变化的因素，主要为蒸发作用、大气降水、大陆迳流的注入，结冰和融冰等。图10—2表示世界大洋表面盐度、蒸发量、降雨量随温度变化的情况。赤道附近因雨量充沛，有低盐度带、其值小于35‰。在南北回归线附近、地处亚热带，空气干燥，表面盐度可以稍高。在极地区，因融雪水的影响、盐度变的更低，其值小于33‰。355（三）生物活动与海水中溶解盐组分的关系正常海水中溶解盐组分的变化，主要是生物循环引起的。栖息于表层水中的生物将某些元素吸收为有机体组分，生物死亡后在下沉中被氧化或溶解，这些元素又可重新回到海水中。图10—3表示海洋中6种主要参数随深度分布的情况，无论是哪种情况，都可看出在温跃层（100～100m深）的上下有明显差别，深水层中的营养元素磷（P）、氮（N）和硅（Si）较之表层水丰富得多，溶解氧的分布则相反。按照各种元素在生命活动中的作用，Broecker（1974）将元素周期表中的元素分为三大类（表7）：（l）、生物制约的元素（在表层水中几乎全部为生物消耗）。（2）、生物中等制约的元素（在表层水中部分地为生物消耗和（3）、非生物制约的元素（在表层水中少量为生物消耗）。表中每种元素都注明了它在海水中的主要离子和分子存在的形式。氮（N）、磷（P）和硅（Si）是生物制约元素。它们在表层水中几乎能全部为生物所摄取，所以，深层水的N、P、Si要比表层水更富集。因此，只有在深层图10-2纬度、蒸发量、降雨量和表层海水盐度的关系（据Friedman和Sanders，1978）图10-3太平洋中两个钻位测得的磷酸盐、硝酸盐、氧化硅和氧的垂向分布（资料引自东京大学海洋研究所，Broecker，1974）356水回升到表层时才能为表层水生物的继续繁衍提供养料。生物中等制约的元素为钙（Ca）、碳（C）、钡（Ba）、镭（Ra）和氧（O）。表层水中钙的含量约为深水的99％、碳约为85％、钡仅为25％。非生物制约元素在表层水中和深层水中的值近于相等，反映这类元素在表层水中没有为生物大量消耗。这类元素有：钠（Na）、钾（K）、铷（Rb）、铯（Cs）、镁（Mg）、锶（Sr）、硼（B）、硫（S）、氟（F）、氯（Cl）、溴（Br）等。对于溶解于海水的许多稀有金属的分布情况还了解得不多。从表层海水下沉到深水中的生物颗粒物质主要有三大类：有机组织、碳酸钙（CaCO3）和蛋白石二氧化硅（SiO2。）．动植物都有有机组织，植物从海水中吸取某些溶解组份制造有机体，动物则通过吞食植物和其它动物重新利用这些元素。有机组织的化学组成比较稳定，在一个软组织中，每个P原子相应有15个N原子和80个C原子。溶解于深水中的这三种元素的比为1个P原子、15个N原子和800个C原子（表10—3）。因此，深层水上升到表层，植物将摄取它们所需的磷酸盐和硝酸盐，直至这两种元素被耗尽为止。如果暂将生物形成的CaCO3所用的C忽略不计，那么800个C原子只有10％被利用，约有90％仍处于溶解状态。海水中的N和P的比与生物体的N和P的比是一致的，这是一个很值得探索的问题。表10-2海洋化学的元素简略周期表（据Brocckcr，1974）氢H2OH+*非制约氦He非制约锂Li+—铍Be2+硼H3BO3H2BO3—1非制约碳HCO3—CO32—CO2中等制约氮H2NO3N2制约氧H2OO2中等制约氟F—非制约氖Ne非制约钠Na+非制约镁Mg2+非制约铝▲—硅H4SiO4制约磷H2PO4—制约硫SO42—HS—*H2S*非制约氯Cl—非制约氩Ar非制约钾K+非制约钙Ca2+中等制约溴Br—非制约氪Kr作制约铷Rb+非制约锶Sr2+非制约氙Xe非制约铯Cs+非制约钡Ba2+中等制约氡Rn非制约镭Ra2+中等制约▲在海水中的形式尚未了解；*表示微量组份。(1)(8)(2)(3)(4)(5)(6)(7)357表10-3从表层沉降到深海的生物颗粒碎屑的平均元素组成（据Broeckcr，1974）P：N：C：Ca：Si颗粒碎屑软组织硬组织组成1：15：80：0：00：0：40：40：50l：15：120：40：50海水深层表层l：15：800：3200：500：0：680：3160：0生物体制造CaCO3和SiO2硬组织所需要的C、Ca、Si以及海水中相应元素的比也表示于表10—3中。这些特征对我们了解海洋的沉积作用有重要意义。（四）海水中的溶解气体溶存于海水中的气体只有