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冲绳海槽北部表层沉积物中的放射虫及其古海洋学意义.pdf62页
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硕士学位论文
冲绳海槽北部表层沉积物中的放射虫及其古海洋学意义
虫是海洋微体古生物的一个重要类群，其生态分布与水体的物理化学性
质恕密切关系。沉积物中的化石放射虫蕴含着大量的古海洋环境和古气候
信息，能为全球
化和气候过程研究提供有价值的资料，在古海洋学的研究
中起着重要作用
对冲绳海槽北部 80个表层沉积样品中的放射虫进行了系
统鉴定和定量统计，研究了放射虫的种类组成与类群特征以及其丰度和分异度的
分布;分析了海水温度、盐度、营养盐以及沉积物类型、成分等环境因素对放射
虫分布的影响;采用Q一型因子分析，求得放射虫的属种和组合分布特征，探讨了
放射虫组合与不同水团、海洋水文结构之间的关系;并对Pisias
1997 建立的
估计表层海水年平均温度和其变化范围的放射虫转换函数在研究区的适用性做了
检验。件果表明’
1 初步鉴定 190个种，其中泡沫虫目Spumellaria在种和个体数量上占绝对优
势，与有关资料对照表明，冲绳海槽北部的放射虫组合属热带大洋暖水动物群。
放射虫的丰度和分异度在研究区的西北部和东南部有较大的差别，其分布呈现从
西北向东南剧增的趋势，可划分为3个区。
2 放射虫的分布与现代表层海水温度、盐度有着很好的相关性，清楚地显示
了对马暖流锋和黑潮锋的位置，但与表层水体的营养盐和初级生产力为负相关关
系。沉积物类型特别是其粒度和陆源物质的含量极大地影响着放射虫的分布，放
射虫的丰度和分异度明显地随沉积物粒度的增大和陆源物质含量的增加而减小;
同时，放射虫的分布也显示了与沉积
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标&&题: 第四章 海洋
发信站: 水木社区 (Tue Jul 17 20:39:18 2007), 站内 &&&& 　　第四章 海洋 && 　　第一节 地球上的水体 && 　　水是地球表面分布最广和最重要的物质，是参与地表物质能量转化的重要因素。水分循环不仅调节了气候，而且净化了大气。水长期参与地球自然地理环境的形成和发展过程，现在仍然作为一个最活跃的因素，在许多过程中起着重要的作用：水分和热量的不同组合，使地球上形成了不同的自然地带，使其面貌显得丰富多采；水溶解岩石圈中的固体物质，包括各种矿物、盐类、离子和胶体物质，提供生物的需要，等等。 && 　　一、地球上水的分布 && 　　地球上除了存在于各种矿物中的化合水、结合水，以及为深部岩石所封存的水分以外，海洋、河流、湖泊、地下水、大气水分和冰，共同构成地球的水圈。其中海洋是水圈的主体，它的面积约占全球面积的71％，地球上的水有97％以上在海洋中。陆地水虽然相对少得多，但在自然地理环境中仍然是重要的组成部分。 && 　　关于地球的总水量，有许多不同的估计，表4－1是其中的一种。1970年国际水文学会统一了大致的数据，认为地球上水的总体积接近15×108km3；并且把各部分水量在地球表面上的平均深度，规定为它们的当量深度，据估计，海水当量深度约为米，冰和雪约为50米，地下水大约15米，陆地水0.4—1米，大气中平均水汽含量的当量深度为0.03米。 && 　　表4－1地球的水量估计 && 　　二、水分循环和水量平衡 && 　　（一）水分循环 && 　　地球上的水并不是处于静止状态的。海洋、大气和陆地的水，随时随地都通过相变和运动进行着连续的大规模的交换。这种交换过程，就是水分循环。由于太阳辐射，海面和陆面每年约有水分蒸发到空中。自海洋表面蒸发的水分，直接降落海洋中，就形成海洋水分的内循环。当海洋上蒸发的水分，被气流带到陆地上空以雨雪形式降落到地面时，一部分通过蒸发和蒸腾返回大气，一部分渗入地下形成土壤水或潜水，另一部分形成径流汇入河流，最终仍注入海洋，这就是水分的海陆循环。内流区的水不能通过河流直接流入海洋，它和海洋的水分交换比较少，因此，内流区的水分循环具有某种程度的独立性。但它和地球上总的水分循环仍然有联系。从内流区地表蒸发和蒸腾的水分，可被气流携带到海洋或外流区上空降落，来自海洋或外流区的气流，也可在内流区形成降水。 && 　　水在循环中不断进行着自然更新。据估计，大气中的全部水量9天即可更新一次，河流约需10—20天，土壤水约需280天，淡水湖约需1—100年，地下水约需300年。盐湖和内陆海水的更新，因其规模不同而有较大的差别，时间约10—1000年，高山冰川约需数十年至数百年，极地冰盖则需16000年，只有海洋中的水全部更新时间最长，要37000年。 && 　　（二）水量平衡 && 　　降水、蒸发和径流在整个水分循环中，是三个最重要的环节。在全球水量平衡中，它们同样是最主要的因素。四十年来，已有不少学者对全球水量平衡进行了大量的研究，表4-2是马瑟（JohnR.Mather）根据长期资料计算的结果。 && 　　表4—2全球年水量平衡 && 　　从全球水量平衡中，可以看出： && 　　1）海陆降水量之和等于海陆蒸发量之和，说明全球水量保持平衡，基本上长期不变。 && 　　2）海洋蒸发量提供了海洋降水量的85％和陆地降水量的89％，海洋是大气水分和陆地水的主要来源。 && 　　3）陆地降水量中只有11％来源于陆地蒸发，说明大陆气团对陆地降水的作用远远不及海洋气团的作用。 && 　　4）以P表示降水量，E表示蒸发量，R表示径流量，海洋水量平衡式可写为P=E-R；而陆地水量平衡式可写为P=E+R。即海洋降水量等于海洋蒸发量与入海径流量之差，显然，海洋蒸发量大于降水量；陆地降水量等于陆地蒸发量与入海径流量之和；陆地上的蒸发量小于降水量。海洋和陆地水最后通过径流达到平衡。 && 　　但是，无论是在海洋上或陆地上，不同纬度的降水量和蒸发量都有差异。按纬度10°划分的实际降水和蒸发的分配。上面两条曲线表示全球降水和蒸发的纬度分布，下面两条曲线表示陆地降水和蒸发的纬度分布。上下两条降水曲线间的面积代表海洋降水量，上下两条蒸发曲线间的面积代表海洋蒸发量。 && 　　赤道地区，特别是0°—10°N一带水分过剩。相当于副热带高压区的10°—40°N和S间蒸发超过降水，而南半球比北半球更显得水分不足。40°—90°，两个半球的降水又超过蒸发，出现水分过剩，南半球更为突出。两极地区降水和蒸发量均少，并接近平衡。 && 　　人类主要生活在陆地上。各种生产活动，尤其是农业生产紧密地依赖于水分的正常供应。所以，陆地上特别是某些干旱地区的水量平衡，尤其值得重视。很早以前，人类就已经广泛地利用地表水和地下水来发展灌溉或航运；近代还进行人工降水、海水蒸馏淡化、远程引水，甚至设想利用极地冰，以补充某些地区水的不足。我国的南水北调规划，将成为远程引水的壮举。 && 　　三、世界洋及其区分 && 　　地球表面连续的广阔水体称为世界洋。世界洋分为四部分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。太平洋是世界第一大洋，南北最大距离可达17200公里，其面积占世界洋总面积的一半。太平洋不仅最大，也最深，世界上最深的马里亚纳海沟（11022米）即位于太平洋西部。大西洋位于欧、非大陆与南北美洲之间，大致呈S形，面积和平均深度均居世界第二。印度洋是第三大洋，大部分位于热带和南温带地区，其东、北、西三面分别为大洋洲、亚洲和非洲，南临南极大陆。北冰洋位于亚欧大陆和北美洲之间，大致以北极为中心，是四大洋中面积最小的一个，所以有人把它看作由大西洋向北延伸形成的“地中海”。 && 　　从南美合恩角沿68°W线至南极洲，是太平洋与大西洋的分界线。从马来半岛起通过苏门答腊、爪哇、帝汶等岛、澳大利亚的伦敦德里角，沿塔斯马尼亚岛的东南角至南极洲，是太平洋与印度洋的分界。从非洲好望角起沿20°E线至南极洲，是印度洋与大西洋的分界。北冰洋则大致以北极圈为界。 && 　　世界洋四部分的面积和平均深度如表： && 　　大 　　面　　　　　　平　　　　　　　　　最 && 　　洋　　积　　　　　　均　　　　　　　　　大 && 　　太　　104km2　　　　　深　　　　　　　　　深 && 　　平　　179.68　　　　度　　　　　　　　　度 && 　　洋　　93.36　　　　（m）　　　　　　　　（m） && 　　大　　74.91　　　　　4300　　　　　　　　11022 && 　　西　　13.10　　　　　3626　　　　　　　　9218 && 　　洋　　　　　　　　　3897　　　　　　　　7450 && 　　印　　　　　　　　　1205　　　　　　　　5220 && 　　度 && 　　洋 && 　　北 && 　　冰 && 　　洋 && 　　显然，洋的主体应该是指远离大陆，面积广阔，深度大，较少受大陆影响，具有独立的洋流系统和潮汐系统，物理化学性质也比较稳定的水域。 && 　　四、海及其分类 && 　　大洋的边缘因为接近或伸入陆地而或多或少与大洋主体相分离的部分称为海。海的存在总是与陆地，包括大陆和岛屿对大洋的分隔相联系的。所以，海从属于洋，或者说是洋的组成部分。据国际水道测量局统计，各大洋中共有54个海（包括某些海中之海）。海的面积和深度都远小于洋；河水的注入使海的许多重要特征，如海水物理化学性质、生物发育状况等均有别于洋；此外，海基本上没有自己独立的洋流系统和潮汐，也不具有洋那样明显的垂直分层。依据海与大洋分离的情况和其他地理标志，可以把海分为下列几种类型： && 　　（1）内海，或称地中海：四周几乎完全被陆地包围，只有一个或多个海峡与洋或邻海相通。它可以位于一个大陆内部，也可以位于两个大陆之间。地中海、红海、黑海、波罗的海、渤海等，都是内海。 && 　　（2）边缘海：位于大陆边缘，以半岛或岛屿与大洋或邻海相分隔，但直接受由外海传播来的洋流和潮汐的影响。白令海、鄂霍次克海、日本海、黄海、东海和南海等，均为边缘海。 && 　　（3）外海：虽位于大陆边缘，但与洋有广阔联系的海，称为外海。如阿拉伯海、巴伦支海等。 && 　　（4）岛间海：大洋中由一系列岛屿所环绕形成的水域，称为岛间海。如爪哇海、苏拉威西海等。 && 　　第二节 海水的物理化学性质 && 　　一、海水的组成 && 　　（一）海水的化学成分 && 　　海水是含有多种溶解固体和气体的水溶液，其中水约占96.5％，其他物质占3.5％。海水中还有少量有机和无机悬浮固体物质。 && 　　氢和氧是海水中最主要的化学成分。化学元素周期表上的天然元素，在海水中已发现约80种，但是，这些元素的含量差别很大。通常把每升海水中含100毫克以上的元素，叫常量元素，不足100毫克的叫微量元素。现在，所有的常量元素都已经过精确的测定，微量元素经过测定的也达到40余种。海水的主要盐分见表4-3。 && 　　表4－3海水的主要盐分 && 　　海水中的溶解气体主要是氧和二氧化碳。在海水上层的光亮带，这种气体接近饱和程度。由于表层与深层海水经常发生混合，深海中也含有一定数量的溶解气体，这是底栖生物能存在的原因之一。 && 　　（二）海水的盐度和氯度 && 　　海水的不断运动，使不同区域中海水主要化学成分含量的差别减小到最低限度，因而其含量具有相对的稳定性。海水的这一性质是建立海水盐度、氯度和密度相互关系的基础。根据这一性质，可以通过任何一种主要盐分的含量估算其他所有各种主要成分的含量。 && 　　海水盐度是指海水中全部溶解固体与海水重量之比，通常以每千克海水中所含的克数表示。海水化学成分非常复杂，很难直接测定水样中所有元素的含量。既然海水的主要溶解固体含量是稳定的，便可以利用其中的一种元素作为衡量其他元素和盐度的标准。氯离子大约在海水的溶解固体中占55％，不仅含量大，而且较易用硝酸银作准确的测定。每千克海水中所含氯的克数，称海水的氯度。实验证明，其数值和使0.3285233千克海水中所含的全部卤族元素沉淀时所用的银的原子量（质量）的克数相同。标准海水的氯度为19.381‰。知道了氯度，可按下式计算盐度： && 　　盐度=0.03+1.805×氯度 && 　　大洋的盐度一般为33—37‰。，平均为34.6‰。盐度受降水、蒸发、入海径流的影响而发生变化。高纬区域、雨量特别充沛的区域和有大河流入的沿海区域，盐度一般低于33‰；蒸发量很大的红海，盐度可达到或超过40‰。深层和底层海水盐度变幅很小，一般为34.6—35‰。若以P代表降水量，E代表蒸发量，则可根据下列经验公式计算一地的海面盐度： && 　　盐度=34.6+0.0175（E-P） && 　　二、海水的温度、密度和透明度 && 　　（一）海水的温度 && 　　海水的温度决定于海水的热量收支状况。太阳辐射是海水最主要的热量来源。大气对海面的长波辐射，海面水汽凝结，暖于海水的降水和大陆径流，以及地球内部向海水放出的热能，也是海水热量来源。海水热量消耗则以海面蒸发为主，此外，海面向空气的长波辐射和海面与冷空气的对流热交换，也可使海水消耗热量。当海洋表层接收太阳热能后，即通过热传导和海水运动传播至深处。 && 　　海水温度有明显的季变化和日变化。水温的季变化主要取决于太阳辐射的季变化，季风和洋流也有一定影响。北半球大洋中最低温度出现在冬季（2—3月），最高温度出现在夏季（8—9月）。温带海洋水温季变化最为明显。温带海洋中，冬季海水中普遍存在混合层（等温层），春季形成较弱的温度梯度，夏季温度梯度增大，入秋后表水温度降低，混合层愈来愈深，于是形成一个突出的变温层。 && 　　太阳辐射的日变化是水温日变化的最主要的原因。天气状况对它也有一定的影响。最低水温通常出现在4—8时，最高水温出现在14—16时，日较差不超过0.4℃，并且一般只表现在深度10—20m以内的水层中。在晴天或静风时，或在邻近大陆的浅海区，日较差可超过1℃。 && 　　海水表层温度分布具有如下特征： && 　　1）平均温度变化于-1.7—30℃，最高水温并不位于赤道上，而是出现在赤道以北，称为热赤道。水温从热赤道向两极逐渐降低。 && 　　2）由于陆地集中于北半球，故北半球海水等温线分布不规则，而南半球等温线近似平行于纬线。同时，北半球水温略高于南半球同纬度的水温。 && 　　3）不同温度性质的洋流交会处，海水温度梯度最大，等温线特别密集。 && 　　（二）密度 && 　　单位体积中的海水质量就是海水的密度ρ，单位是g/cm3。海水密度值比纯水大，约为1.022—1.028。它是温度、盐度和压力的函数。温度升高时密度减小，盐度增加时，密度增大。 && 　　纯水密度在温度4℃时最大，海水最大密度的温度则随盐度增加而降低。结冰温度也随盐度增加而降低，但比较和缓。当盐度为24.7‰时，最大密度的温度与结冰温度均为-1.332℃。通常情况下海水盐度为34.6‰，所以，最大密度的温度比结冰温度低。 && 　　（三）颜色与透明度 && 　　海水的颜色决定于海水对太阳光线的吸收和反射状况。太阳光中的红光、橙光和紫光进入海水后，在水深20米以内即被吸收，绿光、黄光和蓝光伸入得更深一些，极少量蓝光能够伸进1000米以上。射入海水的光线除被吸收外，还要受到海水中悬浮微粒和水分子的散射，最后只剩下蓝光，所以海水呈现蓝色。海水中的浮游生物也吸收和反射太阳光，因而，生物丰富的海水和没有生物的海水颜色不同。沿岸海水多绿、黄和棕色，部分原因便是由于生物丰富和河水带来泥沙所致。 && 　　海水的透明度以直径30厘米的白圆盘投入海水中的可见深度来表示。海水的颜色、水中的悬浮物质、浮游生物、海水的涡动、入海径流，甚至天空的云量都对海水的透明度有影响。一般愈近大陆透明度愈低，愈近大洋中部透明度愈高。大西洋中部的马尾藻海，是一个海水下沉区域，表层水中缺乏上涌海水带来的营养盐分，浮游生物极少，因而颜色最蓝，而且透明度最大，约为66.5米。黄海的透明度只有3—15米左右。 && 　　第三节 海水的运动 && 　　一、潮汐与潮流 && 　　（一）潮汐现象与引潮力 && 　　由月球和太阳的引力引起的海面周期性升降现象，称为潮汐。海面升高，海水涌上海岸，叫涨潮。海面下降，海水从岸上后退，叫落潮。涨潮时海水面最高处称为高潮，落潮时海水面最低处称为低潮。高潮与低潮的高差，即是潮差。潮差是以朔望月为周期变化的。潮差最大时，叫大潮，潮差最小时叫小潮。 && 　　根据万有引力定律，两物体相互吸引的力与其质量成正比而与其距离的平方成反比。月球质量虽然仅为地球的1/81，但距地球只有38.4×104公里，太阳质量虽为地球的33.3×104倍，但与地球的平均距离达1公里。所以月球对地球的引力要比太阳的引力大一倍多。地球中心所受的引力是这两种引力的平均值，而地球上任何地点所受到的月球和太阳的引力，同这一平均值比较，大小有差别，方向也不同。正是这一引力差使海面发生升降，所以称为引潮力。引潮力是在地球朝向月球和太阳的一面和背向的一面同时发生的。朝向月球和太阳一面形成的潮汐，称顺潮，背向月球和太阳一面的潮汐，称对潮。 && 　　由于地球的自转，海岸上同一地点一日内向着月球和太阳与背着月球和太阳各一次，所以，一日之内应发生两次涨落潮，高低潮相隔的时间应为6小时。但因月球引潮力比太阳引潮力大，而地球上的一个太阴日，即月球随着地球绕太阳公转的一日是24时50分，所以实际上高低潮的间隔约为6小时13分。由于月球绕地球转动，在一个朔望月（29.5日）内，太阳、地球、月球相互位置的变化相应地引起潮汐的周期变化。顺潮和对潮，使海岸上同一地点产生两次大潮和两次小潮。朔日（农历初一）和望日（农历十五），太阳、月球和地球的中心几乎在一条直线上，地球受到的引潮力相当于月球引潮力与太阳引潮力之和，海水涨潮升得特别高，成为大潮。上弦（农历初八）和下弦（农历二十三）时，三个星体的中心几乎成一直角位置，地球受到的引潮力相当于月球引潮力和太阳引潮力之差，所以涨潮时升得不高，成为小潮。海边实际观察到的大小潮并不一定在朔望和上下弦日，而出现一定的滞后现象，例如我国沿海的大潮多发生于农历初三和十八。 && 　　因为月球轨道面与黄道面成5°9′的夹角，而地球赤道和黄道面成23°27′的夹角，所以月球轨道不会超过地球28°36′N和S，潮汐从低纬向高纬减小，两极地区就没有大潮和小潮的区别了。 && 　　根据潮汐的周期变化，基本上可以分为半日潮、混合潮和全日潮三种类型。半日潮一天有两次高潮和低潮，相邻两次高潮或低潮的潮位和涨、落潮的时间相差不多；混合潮一天虽有两次高潮和低潮，但这两次高潮或低潮潮位和涨、落潮的时间有很大差别；全日潮是大多数日期一天有一次高潮和低潮。 && 　　（二）潮流 && 　　海水受月球和太阳的引力而发生潮位升降的同时，还发生周期性的流动，这就是潮流。潮流类型也分为半日潮流、混合潮流和全日潮流三种。若以潮流流向变化分类，则在外海和开阔海区，潮流流向在半日或一日内旋转360°的，叫做回转流；在近岸的海峡和海湾，潮流因受地形限制，流向主要在两个相反方向上变化的，叫做往复流；此外，涨潮时流向海岸的潮流可叫做涨潮流，落潮时离开海岸的潮流可叫做落潮流。 && 　　潮流在一个周期里出现两次最大流速和最小流速。地形愈狭窄，最大流速与最小流速的差值就愈大。潮流的一般流速为4—5公里/小时，在狭窄的海峡或海湾中，如我国的杭州湾，时速可达18—22公里。往复流最小流速为零时，称为“憩流”。憩流之后，潮流就开始转变方向。正因为潮流有周期变化，所以它只限于在一定的海区作往复运动或回转运动。 && 　　在喇叭形海湾或河口湾中，潮流可以激起怒潮，我国的钱塘江口、亚洲的波斯湾（阿拉伯湾）、南美的麦哲伦海峡和北美的芬地湾都是以潮高著名的。钱塘江口和波斯湾，潮高可达10m，麦哲伦海峡和芬地湾，潮高可达到或超过20m。 && 　　潮汐现象对一些河流和海港的航运具有重要意义。大型船舶可趁涨潮进出河流和港口。潮流也可用以发电。包括我国在内的许多国家，已经建成了不少潮汐电站。 && 　　二、海洋中的波浪 && 　　（一）波浪及其类型 && 　　海洋中的波浪是指海水在外力和惯性力的作用下，水面随时间起伏（一般周期为数秒至数十秒）的现象。即海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作周期性圆周运动的现象。波浪包括波峰、波谷、波长、波高四个要素。 && 　　按波浪成因可分为：由风的作用而产生的“风浪”；因地震或风暴而产生的“海啸”；由引潮力引起的“潮波”；由气压突变而产生的“气压波”；因船行作用而产生的“船行波”等。还可按波长和水深的相对关系分为“深水波”（“短波”）和“浅水波”（长波）。按作用力的作用情况可分为“强制波”和“自由波”（“余波”）。 && 　　在大洋中，风浪的振幅和速度与风的强度、风向和阵发性情况等因素有关。风施加给海面的能量是靠波浪来传递的。波浪前进时，水面上每个水分子都沿直径和波高相等的圆形轨道运动。波峰上水分子的运动方向与波浪前进方向一致，而在波谷中，水分子的运动方向却与波浪前进方向相反。这样，波浪将能量依次向前传递，而水分子本身并不随波浪前进。风所施加于海面的能量，一部分还会传递给更深的水层，它所达到的深度以波浪大小为转移。根据波浪余摆线理论，水面以下任何水层上，水分子圆形轨道的直径随着深度的增加而减小。连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波谷中的点而构成的曲线，代表这些点的轨迹，称为余摆线。但水分子的圆形轨道到了和波长相等的深度就不再存在，也就是说，那里已不再有这种扰动所引起的运动。这个深度就是波浪底部，即波浪能量向深处传递的极限。 && 　　在风的作用力范围内的强制波中，吹过海面的风会引起水体向前运动，因而，靠近水面的水分子的轨道不成正圆形。风的这种效应使向前一半轨道上水分子的速度加大，向后一半轨道上水分子的速度减小，出现波峰前部陡峻而后部缓平的不对称形状。风力强大时，波峰前面还可能向内凹进，在重力影响下向下坠落，形成碎波。洋面上局部风力引起的波浪，多为单一风向占优势的波浪；但是波长和波高不同，并从不同方向同时传来的波浪也是常见的。 && 　　以上所述只是海水具有一定深度时的情况。波浪进入浅水，波底最终将和海底接触。这时水分子的垂直运动受到限制，轨道变为椭圆形。椭圆度以在海底为最大，而由海底向上减小。愈向海岸水愈浅，波浪能量除了与海底摩擦而消耗的部分以外，都集中到了更小的水体中，这就必然引起波长的缩短和波高的增大。由于海底的摩擦，波峰上水分子的前进速度大大超过波谷中水分子的后退速度，波峰前部就倾倒而产生破浪和激岸浪。 && 　　浅水海岸上，波浪在海滩外侧因距海岸线较远，可能产生波长较小的次波，作为自由波摆动着向前冲刷。然而，更大部分的波浪能量仍然用于推进波前进。推进波中水分子只有向前运动，而没有摆动波波谷中出现的后退运动。如果具有很大波高的摆动波立即进入浅水区，推进波会很强大。 && 　　（二）海浪的折射 && 　　波峰线在深水区是和引起波浪的力的方向，即波浪前进的方向相垂直的。但波浪前进方向常常与海岸斜交，这样，同一波列两端的水深就可能有比较大的差异。近岸较浅的一端因受摩擦而减速，离岸远而较深的一端在深水处继续保持原速前进，最后波峰线将发生转折而与海岸平行，这种现象就是海浪的折射。除平直海岸外，波浪在港湾海岸也发生折射。港湾海岸附近的海底等深线多少与海岸平行，港湾中海浪因水深而保持原速前进，在伸向海中的岬角上则因水浅，受到海底摩擦而逐渐降低速度。这样，海岸凸出处，波峰线凹进，海岸凹进处，波峰线凸出，即仍然与海岸线平行。波浪前进方向与海岸斜交时，常常造成水体沿海岸方向流动，这种纵向水流称为沿岸流。虽然沿岸流的流速一般不超过1—1.5米/秒，但它携带和搬运泥沙，对于海岸地貌的形成和发育也有一定影响。 && 　　三、洋面流和水团运动 && 　　海水沿着一定的方向有规律的水平流动，就是洋流。洋流是海水的主要运动形式。风力是洋流的主要动力，地球偏转力、海陆分布和海底起伏等等，也有不同程度的影响。例如，地球偏转力使洋流在北半球发生右偏，在南半球发生左偏，大陆的障碍使任何洋流都不可能环绕地球流动，岛屿或大陆的突出部分，可以使洋流发生分支。另一方面，洋流对于自然地理成分，尤其是对气候也发生巨大的（虽然并不是直接的）影响，许多沿海地区的温度和降水状况，都与附近的洋流有关。 && 　　（一）洋流的成因和分类 && 　　按照成因，洋流可以分为摩擦流、重力-气压梯度流和潮流三类。在摩擦流中，最重要的是风海流。盛行风对水面摩擦力的作用，以及风在波浪迎风面上所施的压力，迫使海水向前运动。海水开始运动后，由于受到科里奥利力的影响，流向与风向并不一致。在北半球海水表面流向偏于风向右方45°，在南半球偏左45°，偏角随着深度增加而增加，但流速随深度的增加而减小，到某一深度处，流速只为表面流速的1/23，这个深度即称为摩擦深度。从海面到摩擦深度的海水运动，称为风海流或漂流。在浅海，由于海底摩擦的影响，风海流方向偏离风向很少，甚至与风向完全一致。 && 　　重力-气压梯度流包括倾斜流、密度流和补充流等。倾斜流是因风力作用、陆上河水流入或气压分布不同，使海面因增水或减水形成坡度，从而引起的海水流动。密度流则是由于海水的温度、盐度不同，使得海水密度分布不均匀，海面发生倾斜而造成的海水流动。 && 　　此外，根据流动海水温度的高低，还可以把洋流分为暖流和寒流。暖流比流经海区的温度高，寒流比流经海区的温度低。 && 　　（二）洋流模式和主要洋流 && 　　根据行星风系理论，地球上实际存在的洋面风，在北半球有纬度0°—30°的东北风，30°—60°的西南风和60°—极地的东北风。南半球的洋面风向与北半球相差90°。由行星风系可以推论出三种洋面流的模式： && 　　1.北半球的风吹动洋面最终是输送一层方向偏右90°的厚约100米的上层洋流。0°—30°N间为东北风，上层水流向西北。同样，30°—60°间为西南风，上层水流向东南。这样两种水流输送的结果必然在以30°N为中心的区域内涌成一个水堆。在水位造成的压力下，水堆上层从中心外溢，并在科里奥利力影响下于纬度0°—30°间流向西南，而于30°—60°间流向东北，成为地转流。这种地转流受到大洋两侧大陆的障碍后，就成为以水堆为中心的顺时针亚热带环流。 && 　　2.30°—60°N的西南风使上层水流流向东南，60°—90°的东北风又使上层水流流向西北，导致以60°N为中心形成一个低凹。由于大洋两侧大陆的存在，最终又必然围绕这个低凹形成反时针方向的亚极地环流。 && 　　3.赤道无风带两侧，因北半球的东北风和南半球的东南风，上层水流必然从赤道向外流动。围绕赤道低压系统，北半球部分的洋面流最终将呈反时针方向，而南半球部分则是顺时针方向。由于二者的方向相反，因而就形成两个赤道环流。 && 　　南半球除上述的赤道环流以外，还存在亚热带环流与亚极地环流，但与北半球相反，前者为反时针方向，后者为顺时针方向。这个实际洋面流的例子，有助于进一步理解上述模式所显示的规律性和洋面流形成与其他各种自然因素的关系。 && 　　多数大洋都有亚热带环流。北太平洋亚热带环流，首先是棉兰老岛以北赤道流分支的黑潮。黑潮系统包括黑潮和北太平洋流。后者又转为加利福尼亚流最后进入北赤道流。黑潮高速时宽约80公里，在日本群岛附近，流量在（40—50）×106米3/秒。 && 　　北大西洋亚热带环流，首先是部分进入加勒比海的位于10°—20°N的北赤道流。其后转为湾流系统，包括佛罗里达流，湾流和北大西洋流。后者又转为加那利流，进入北赤道流。湾流是世界上最大的永久性洋流，在新英格兰岸外，输送的水量可能超过100×106米3/秒。 && 　　南太平洋亚热带环流有来自南赤道流并南流的东澳大利亚流和沿南美海岸北上的秘鲁流，前者水量估计为（10—25）×106米3/秒，后者估计为（15—20）×106米3/秒。与秘鲁流边部联结一起的大量上涌海水为浮游植物提供了足够的营养物质，使依这种浮游植物为食的秘鲁鱼的产量占世界领先地位。但有时因亚热带环流南移，东南信风微弱，引起赤道逆流南下，热带暖水淹没了较冷的秘鲁流，上涌海水与沿岸冷水消失，导致海洋生物与寄食鸟类死亡、腐化，并释放大量硫化氢进入大气。秘鲁流的这种变化称为厄尼洛（ElNino）。南大西洋亚热带环流中有从南赤道流分支的巴西流和沿非洲西岸北流的本格拉流。巴西流在拉普拉塔河口湾外改向东南后，因来自南极的福克兰流而转向东流。 && 　　印度洋的亚热带环流，只见于赤道以南。南赤道流在20°S以北向西流，后南折，接近非洲大陆时叫阿古拉斯流。在大陆与马达加斯加岛之间，水量约达20×106米3/秒。这个环流在东面的分支是西澳大利亚流。 && 　　亚极地环流中，在北太平洋是亲潮和阿拉斯加流。亲潮最初流向西南，后又转为南南西，在接近黑潮时形成无数旋涡。北大西洋的亚极地环流包括北大西洋流的分支挪威流、沿冰岛的伊尔明格流、东格陵兰流和来自拉布拉多海的拉布拉多流。后者在湾流边缘流动。 && 　　赤道环流以太平洋为最完好。南赤道环流位置虽偏在赤道以北，但和热赤道是一致的。 && 　　赤道区大西洋是从南大西洋到北大西洋的大片水的通过区，没有赤道环流去分割它，南赤道流除分出巴西流以外，都向西北与北赤道流合并。赤道环流在大西洋的破坏，可能是非洲与南美比较接近，没有足够的空间供其发育之故。北印度洋洋流系统因亚欧大陆季风发展而随之改变方向，洋面流夏季向东，冬季向西。南方大洋因两侧没有陆块存在，亚极地环流不十分明显。 && 　　洋面流造成水面坡度。亚热带环流中心的水堆均高出周围的洋面。北大西洋亚热带环流的中心马尾藻海较湾流约高150厘米。亚极地环流与赤道环流中心的低凹一般均比周围的洋面约低50厘米。 && 　　（三）大洋水团及其环流 && 　　大洋中具有特别温度和盐度值的、性质相同的大团水体，称为水团。水团中不同的温度与盐度相结合可以获得相同的密度，而两种密度相同的水团混合又会产生密度更大的新水团。由于密度不同而引起的海水对流，是海洋的垂直环流。 && 　　水团的温盐特征通常得自水面。因温盐变化而产生的水团温盐对流，将保持它们各自的密度面。因此，水团的分类即以垂直方向上的密度平衡面和形成水团的源地为根据。以深度为标准划分的水团有：1）表层水团，可深达100米内外；2）中心水团，可深达主要变温层底部；3）中层水团，从中心水团以下至3000米；4）深层与底层水团，则充满大洋盆。深水部分的较大水团一般都在高纬形成，而靠近水面的水团则在赤道附近形成。 && 　　各大洋水下结构与流动情况均不相同。 && 　　邻南极大陆的海水，特别是威德尔海，冬季温度极低。因低温和上覆冰层，那里的海水具有其他大洋所没有的最高密度，结果使海水不断下沉并沿洋底流向赤道，甚至远达40°N。这种水团以源地命名，称南极底层水团。它也围绕南极大陆东流并影响表层西风漂流，它在水面下与北部边缘的一些水团混合形成一个相当均质的环南极水团。在其东流时，这个水团还不断为印度洋和南太平洋提供深层水团。 && 　　北极深层和底层水团，即北大西洋深层和底层水团，形成于格陵兰岸外的几处小范围内，其中一处为伊尔明格流和格陵兰流辐合区。它的密度较南极底层水团小，在流向南大西洋并直抵60°S的全程中，跨越南极底层水团之上。 && 　　主要因为南极中层水团季节性冷却下沉，60°S附近形成了南极辐合区。这种特殊的辐合区几乎存在于所有经度上。但在北大西洋和北太平洋它却不大连续或难于确定位置。从北极辐合区南流的北大西洋中层水团约在20°N附近与南极中层水团混合。 && 　　南北大西洋的中心水团分别在南北亚热带辐合区形成。它们流向赤道，但因扩散而丧失其一致性。 && 　　欧洲地中海水团是侵入大西洋的重要外来水团之一。它离开地中海以后的平均密度面深度为1500米。因冬季冷却和横越北非的干燥空气所引起的蒸发，这个水团连续在西地中海北部形成。冷的盐水下沉后最初流向南方和西方，最后越出海底山脉，而密度小的大西洋水则自海峡表面流入以保持海水平衡。地中海水团因密度大，对北大西洋深层水团上部影响很大。 && 　　黑海虽与地中海相连，但没有温盐对流。地中海水很少通过博斯普鲁斯海峡流入黑海。黑海30米以下的水要500年才能更新一次，因而深层水停滞不动，多硫化氢，仅嫌气性的细菌能在变黑的海水中生活。 && 　　太平洋最明显的特征是它的深层水团普遍流动迟缓。南极底层水团不断流进南太平洋，而部分同大西洋和印度洋水体混合的环南极水团也从西面缓慢而连续地进入1000米以下的深层水之中。 && 　　整个太平洋的中层水团与中心水团，由于扩散而不易区分。与大西洋相比，各辐合区也中断而位置不定。不同地区内相同深度存在几种水团，使其横剖面具有明显特色。最值得注意的是来自远距离的几个水团在赤道上形成了太平洋赤道水团，这是不具有形成区水面任何特征的唯一水团。 && 　　北太平洋的最北部没有密度大的水团形成。深层和底层水团也很少同其他水团交换。水团运动慢和洋面流深度大，可能是北太平洋普遍没有温盐对流活动的缘故。 && 　　印度洋基本上没有伸入北半球，它的北部边缘连很小的深层水团都没有。但在南部却存在着范围清楚的底层水团，和40°S左右亚热带辐合区以南的大西洋相类似。 && 　　南极底层水团在印度洋到处可见。深层水团则从大西洋绕非洲南端流入，其源地为北大西洋。南极辐合区形成的南极中层水团向北扩展。而中心水团则在亚热带辐合区下沉，并向北流向赤道。 && 　　从红海底层水团越过海底山脉并通过曼德海峡扩散的水团，同印度洋的深层水团相混合。红海水团的盐度约为40‰，在接近3000米深处向外扩散远至亚丁湾以南。它是整个印度洋深层的唯一重要水团。 && 　　印度洋赤道上的浅层水团不很清晰。由于洋面流的季节变化，水团的不断翻腾，很少发生明显的水下流动。 && 　　第四节 海岸与海底 && 　　一、海岸 && 　　海洋与陆地相互作用的地带，称为海岸带。一般将海岸带分为海岸、潮间带与水下岸坡三个部分。海岸是岸线以上狭长的陆上部分。它的上界是激浪作用达到的地方。潮间带是高、低潮海面之间的地带，高潮时淹没，低潮时出露。水下岸坡是低潮线以下直到波浪有效作用的下界。 && 　　（一）海岸带的动力作用 && 　　海岸地貌的形成和发展是海岸带的动力与陆地相互作用的结果。海岸带的动力主要是波浪、潮汐和沿岸流，其中以波浪作用为最普遍、最活跃。 && 　　波浪在向深处传播过程中，其作用随着深度的加大而迅速减小，在相当于1/2波长的深处，作用已非常微弱。因此，通常把1/2波长的深处作为波浪作用下界。一般海滨所见的大浪，波长在40—80m左右，也就是说波浪作用的下界在20—40m左右。当深海的波浪进入海岸带浅水区后，同海岸带的水下岸坡发生相互作用，外形发生变化。首先，由于同海底摩擦，水质点的运动轨迹由圆形变成椭圆形，愈向海底，轨迹形状愈扁。到达海底，水质点就只是平行于海底作前后往复运动。前已述及，在同一个波浪周期内，水质点向岸运动的速度比向海运动的速度快。深度愈浅，轨迹变形愈强，水质点向岸运动的速度也就愈大于向海运动的速度。同时，波浪前坡变陡，后坡变缓，形成不对称。 && 　　海岸带的海底松散物质，在这种变形波浪的推动下可以发生移动。如果海岸带海底是水平的，则由于水质点向岸运动速度大于向海运动速度，松散物质总是要向岸移动。但是水下岸坡大都向海倾斜，松散物质在波浪作用的同时，还受到重力沿岸坡分力的影响，即向岸移动时，受到重力沿岸坡分力的阻碍作用；向海移动时，受到重力沿岸坡分力的推动作用。 && 　　水下岸坡下部深度较大，波浪变形不明显，波浪向岸推动力减去重力沿岸坡分力的阻力后，小于波浪向海推动力加上重力沿岸坡分力的推动力，结果泥沙向海移动，堆积在更深处。相反，在水下岸坡上部，水深变小，波浪变形强烈，向岸推动力超过波浪向海推动力。结果，泥沙向岸移动，堆积在岸边。海岸带松散物质在波浪作用下形成这种与海岸走向垂直的运动，称为横向移动。 && 　　波浪由深海进入向海倾斜的海岸带后，按上述规律相继发生变化。在深度相当于两个波高的地方，波浪局部破碎，变成规模较小的波浪继续向岸推进，并发生上述变形。最后，在深度相当于一个波高的地方完全破碎，波峰倒转散碎，形成一列列水脊，称为拍岸浪（激岸浪）。拍岸浪活动的范围称为拍岸浪带。波浪完全破碎后，拍岸浪成为片状水流向岸腾越（进流），逐渐降低流速后流回海中（退流）。下一个波浪同样又形成进流与退流。而由波浪变形作用力推送到岸边的松散物质，即被这些拍岸浪进一步堆积到海岸上。 && 　　波浪从深水区进入海岸带所发生的变化，即波浪变形作用，使海岸带的松散物质在波浪力与重力沿岸坡分力的共同作用下，向岸或向海移动，使海岸具有一定的坡降和形态剖面。由同一粒径沉积物组成的岸坡，在水边线附近，因波浪向岸推动力大，所以坡降较大，而在离岸较远的深水处则坡降较小。 && 　　不同粒径沉积物组成的岸坡，粗粒物质岸坡陡，细粒物质岸坡缓。例如，岸线附近的砾石岸坡的坡度为20°—30°，沙粒岸坡，一般不超过10°。在水深5m处，砾石岸坡约为5°—7°，沙质岸坡只有1°—2°，淤泥质岸坡小于1°。 && 　　当波浪前进方向与海岸斜交时，将产生波浪的折射作用。 && 　　波浪前进方向与海岸斜交，使波浪作用与重力沿岸坡分力作用的方向不一致，物质沿着波浪作用方向与重力沿岸坡分力的合力方向移动。这样，物质不仅发生向岸和向海的移动，并且沿海岸移动，称为纵向移动。在斜向波浪作用下，物质随进流前进时，本应由1移动到M，但因受重力沿岸坡分力的作用，实际上移动到2处，而在随退流回返时，因还受到重力沿岸坡分力的作用，而移动到3。这样，在一个波浪周期中，泥沙向岸和向海移动的同时也沿着海岸方向移动了一定的距离。在波浪连续作用下，泥沙便沿岸形成纵向移动。一般情况下，当波浪前进方向与海岸交角成45°左右时，泥沙纵向移动的速度最快。 && 　　泥沙纵向移动持续时间较长，将造成一股流向明显、规模庞大的泥沙流（沉积物流），使港口回淤。 && 　　（二）海岸地貌 && 　　1.海蚀地貌变形波浪及其形成的拍岸浪对海岸进行撞击、冲刷，波浪挟带的碎屑物质的研磨，以及海水对海岸带基岩的溶蚀，统称为海蚀作用。海蚀作用在海岸带形成各种海蚀地貌。主要海蚀地貌如下： && 　　（1）海蚀穴在有潮汐的海滨，高潮面与陆地接触处，波浪的冲掏作用形成槽形凹穴，断续沿海岸线分布，称为海蚀穴。 && 　　（2）海蚀崖海蚀穴被拍岸浪冲蚀扩大，顶部基岩崩塌，海岸后退时形成陡壁，称为海蚀崖。 && 　　（3）海蚀拱桥与海蚀柱两个相反方向的海蚀穴被蚀穿而互相贯通，称为海蚀拱桥（或海穹）。海蚀崖后退过程中遗留的柱状岩体，称为海蚀柱。 && 　　（4）海蚀台波浪冲掏崖壁，形成海蚀穴，悬空的崖壁在重力作用下崩塌，崩塌下来的石块遭受侵蚀搬运，海浪又重新冲掏崖壁下部，形成新的海蚀穴。这种过程不断进行，即形成海蚀台，在其宽度增大到波浪的冲蚀作用范围之外时，才停止发展。 && 　　2.海积地貌海岸带的松散物质，如波浪侵袭陆地造成的海蚀产物、河流冲积物、海生生物的贝壳、残骸等，在波浪变形作用力推动下移动，并进一步被研磨和分选，便形成海滨沉积物。由于地形、气候等影响而使波浪力减弱，海滨沉积物就会堆积下来，形成各种海积地貌。 && 　　（1）横向移动为主的海积地貌波浪加上重力的作用，使岸坡上半部的物质不断向岸移动，岸坡下半部的物质不断向海移动，形成上下两条侵蚀带。两侵蚀带之间存在一个过渡带。沉积物在每次波浪周期运动中，向岸运动的距离等于向海运动的距离，结果沉积物不发生位移，这一地带就称为中立带。 && 　　在波浪作用下，原来剖面上的坡度发生变化。中立带以下的下部侵蚀带，由于物质不断向海搬运，形成了侵蚀凹地，使该处岸坡变陡。从侵蚀凹地下移的物质在岸坡更下部波浪作用微弱的海底堆积下来，形成水下堆积台，使岸坡下部海底变浅、变缓。中立带以上的上部侵蚀带，由于物质不断向岸搬运，也形成侵蚀凹地，使该处岸坡变缓。从侵蚀凹地上移的物质堆积在岸边，形成沿岸海滩。 && 　　海岸坡度的变化，也使波浪推动力和重力分力随之发生变化。中立带范围向下和向上不断扩大，最后，使岸坡发育成为一条凹形曲线。该曲线上每一点的物质在每次波浪运动中，前进速度与回返速度的差值，正好为重力所抵消，结果只在原地作来回运动。当海岸剖面发育到具有上述曲线时，即称为平衡剖面。 && 　　海滩是断续地由水下岸坡沉积物组成的。每当暴风浪作用时，沉积物可以在海滩外缘形成一条条垄岗状堤，称为滨岸堤或沿岸堤。滨岸堤的组成物质一般较粗，可以是沙质或砾质的，也可以是含大量贝壳的贝壳堤。 && 　　波浪还可以对沉积物发生分选作用。大小混杂的碎屑物质在波浪分选作用下，粗粒物质上移，细粒物质下移。这是因为在相当深的地方，底流的力量不足以推动砾石离开原地，而波浪只能掀起细沙。被掀起的细沙在重力作用下，向下移动。在水浅的地方，波浪作用比较强烈，沙砾被搅混并向上移动；拍岸浪进流，还挟带着砾石，使之沿斜坡向上运动。沉积物经过分选，形成由粗粒物质构成的滨岸堤和细粒物质构成的水下堆积台。 && 　　水下堤和离岸坝是物质横向移动所形成的另一类海积地貌。如前所述，当波浪愈接近岸边时，由于海底变浅，摩擦加强，在相当于两个波高的深处局部破碎，形成破浪。此时，由于损失部分能量，因而沉积一部分物质，造成堤状堆积地貌，称为水下堤（水下沙坝）。水下堤不断升高，露出水面，即成为离岸坝（岸外沙坝）。在离岸坝与海岸之间常常形成潟湖，这类潟湖成长条状，以离岸坝与海隔开，但仍有水道同海沟通。 && 　　（2）纵向移动为主的海积地貌在港湾式海岸可以发生一些分段的泥沙流。波浪进入港湾式海岸浅水区，发生折射，导致自岬角流向海湾内部的沉积物作纵向移动。海岸凹进处，由于波能辐散，在港湾尽头发生海滩沉积，而海岬前方则被冲蚀形成海蚀崖，成为泥沙流的起点。 && 　　泥沙流沿岸移动，如海岸方向改变，使波浪作用力减小，则发生堆积，形成多种海积地貌。 && 　　在凹形海岸，AB段海岸与波浪前进方向的夹角大致为45°，并且有一股泥沙含量达到饱和的泥沙流从A向B移动，但当到达B点以后，由于海岸方向改变，夹角变为＞45°，泥沙流搬运能力降低，泥沙在海岸转折处堆积，形成海滩。 && 　　在凸形海岸，AB段有如上同样的情况，但当到达B点以后，因海岸与波浪前进方向的夹角＜45°，泥沙流因搬运能力降低，先在海岸转折处堆积，然后顺原来岸线的方向，逐渐向外伸长，形成一端与陆地连接，另一端伸入海中的沙嘴。 && 　　岸外有岛屿或岬角，其后形成波影区。波浪遇岛屿或岬角发生折射，进入屏障后方时已经减弱，搬运能力降低，使物质堆积下来，并逐渐自岸边向岛屿延伸。岛屿向海的一面受到冲蚀，同时在岛屿后方形成一个或两个沙嘴，最后彼此连接成为连岛沙坝，岛屿变为半岛。这样的岛屿称为陆连岛。例如，山东省烟台市的芝罘岛便是一个陆连岛。 && 　　分析沿岸纵向移动的泥沙流所形成的各种地貌形态及其物质组成，有助于了解泥沙流的流向、性质及泥沙运动的规律。 && 　　例如，滨岸砾石堤，砾径自源地向其移动方向逐渐变小，磨圆度和扁平度逐渐加大。颗粒物质在同一斜向波浪作用下，大颗粒移动距离小，细颗粒移动距离大，在这种作用的长期影响下，即发生物质的分选作用。 && 　　不仅颗粒的分选反映了泥沙流的方向，而且沿岸沉积物的矿物，（特别是重矿物）分析也有助于泥沙流方向的分析。 && 　　以上所述，是基岩沙砾质海岸主要在波浪作用下形成的地貌。在粉沙淤泥物质来源丰富、潮汐作用强盛的地方，则形成粉沙淤泥质海岸地貌。这种海岸由粉沙和淤泥组成，含有大量的水分，地势平缓，宽度很大。 && 　　这种海岸带的动力作用，主要是波浪、潮流掀动和携运泥沙，并在一定条件下发生堆积。这类海岸带主要分布在涨潮流速大于落潮流速的海岸。涨潮流由于流速快，水量大，常常使大量悬浮质泥沙随涨潮流向岸推进。由于摩擦作用，流速逐渐减低，泥沙沿途沉积下来。而落潮时，由于流速小，输沙能力低，泥沙不能全部带走，因此在一次全潮后，有一部分泥沙沉积在海岸带。 && 　　正是这种潮流作用，使粉沙淤泥质海岸维持极平缓的坡度。潮流携带的粉沙淤泥物质到处分布，并可在任何天然深槽或人工深槽（港口的通海航道、港池等）堆积下来，发生回淤。 && 　　粉沙淤泥质海岸可分为上下两部分：下部为涨潮时淹没、落潮时露出的部分，称为泥滩，表面分布有涨落潮冲刷形成的潮沟网。上部位于平均高潮面以上，只有特大高潮才淹没，多生长盐生植物，称为湿地（草滩）。潮水沟道迂回曲折，沟坡平缓，沟道内沉积有厚层淤泥。 && 　　海积地貌根据形态表现，可以归纳成四大类： && 　　毗岸地貌：海滩（包括泥滩）等；接岸地貌：各种沙嘴；封岸地貌：拦湾坝、连岛坝等；离岸地貌：离岸坝等。 && 　　（三）海岸的分类 && 　　通常把海岸分为岩岸和沙岸（包括粉沙淤泥质海岸）。 && 　　1.岩岸（山地海岸）岩岸还可以按海岸带地貌排列方式，或其他地貌特征而分为： && 　　（1）海水淹没与海岸直交的谷地，称为里亚式海岸，以西班牙的里亚地区为典型。我国山东半岛的荣成湾一带海岸亦属此类。 && 　　（2）海水淹没与海岸平行的谷地，形成达尔马提亚式海岸，以亚得里亚海的达尔马提亚海岸为典型。 && 　　（3）海水淹没山地古冰川U形谷，形成峡湾海岸，挪威西岸表现得最典型。上述这三种山地港湾岸由于水深而岸线曲折，常被开辟成优良海港。 && 　　（4）断层海岸，这种海岸沿断层分布，岸线平直。台湾东岸属于这类海岸。 && 　　（5）海水淹没海岸的岩溶山地，形成岩溶海岸。我国大连市黑石礁一带属于岩溶海岸。 && 　　2.沙岸沙岸大部分属平原海岸，还可以分为： && 　　（1）三角洲海岸，分布于河流入海三角洲沿岸。 && 　　（2）淤泥堆积平原海岸，例如苏北海岸。 && 　　（3）潟湖岸，沿岸有潟湖分布。 && 　　（4）海水淹没平原河口，形成溺谷海岸，又称江湾海岸。这种溺谷常在河口形成横向沙嘴，甚至封闭河口成为潟湖。秦皇岛两侧即有不少未封闭的溺谷。 && 　　（5）溺谷经潮流和波浪的强烈冲刷扩展成喇叭形，便成为三角湾海岸。 && 　　此外，低纬度区还有珊瑚礁海岸和红树林泥滩海岸。 && 　　我国的海岸类型相当复杂。山地港湾岸有复式排列的特点，这是因为我国沿海的构造地貌排列方式除与海岸线大致平行的北东、北北东走向外，还有北西走向的，两者互相交叉。北东走向的较宽广深大，北西走向的多深入大陆。我国平原海岸的主要类型是淤泥堆积平原海岸、三角洲海岸和三角湾海岸等。淤泥质堆积平原海岸分布于辽东湾、渤海湾和莱州湾，以及辽阔平直的苏北海岸。长江、黄河和珠江等河口发育着我国最大的三角洲海岸。钱塘江口则是三角湾海岸。 && 　　二、海底 && 　　（一）海底地貌 && 　　30年前有关海深的资料还相当贫乏，人们不可能详尽了解海底地势起伏。但近30年来情况发生了明显变化。海底对人类来说已不再是完全陌生的了。 && 　　海水之下的地面，和陆地一样是起伏不平的，有高山、深谷，也有广阔的平原和盆地。海底在靠近大陆、并作为大陆与大洋盆地之间的过渡地带的区域称为大陆边缘。在构造上大陆边缘是大陆的组成部分。大陆边缘主要包括大陆架、大陆坡和大陆隆三个地貌类型。在真正的大洋盆地中，除深海平原外，还有大洋中脊、大洋隆起等地貌类型。 && 　　1.大陆架大陆架是大陆的水下延续部分。它广泛分布于大陆周围，平均坡度只有0.1°，其深度在低纬区一般不超过200m，在两极可达600m。宽度可以差别很大，在多山的海岸如佛罗里达东南岸外，几乎没有大陆架；而在另一些地区，如西伯利亚岸外的北冰洋大陆架、阿拉斯加岸外的白令海大陆架及我国东海大陆架等，宽度却可达数百或一千公里以上。可见，大陆架是一个广阔平坦的浅海区。大陆架主要是第四纪冰川性海面变动和地壳运动相互作用造成的。断层、单斜构造、准平原沉陷于海底，也可以形成大陆架。 && 　　2.大陆坡大陆坡位于大陆架与深海底之间，它是大陆和海洋在构造上的边界。宽15—100公里，深度最大可至3200米或更深，坡度约3°—6°，坡面上常有海底峡谷，故地表比较破碎。 && 　　3.大陆隆大陆坡下部与深海底之间，坡度转缓后形成的平缓隆起地带称为大陆隆（大陆基），水深米，因地而异，宽度也变化很大，由80—1000公里不等，其面积约占海底总面积的5％。 && 　　4.边缘海沟边缘海沟是与大陆坡相邻的狭长深海凹地，通常与岛弧同时出现，延伸方向也与之一致，横剖面呈不对称V型，平均坡度5°—7°，宽数十至100公里，长可达数千公里，深度往往在6500米以上，有现代火山活动并且是地震震源所在。 && 　　5.弧后盆地弧后盆地也是与岛弧相联系的地貌类型，也叫做边缘盆地。它是一种椭圆形或等轴状的表面平坦的深水盆地，位于岛弧内侧。其形成与地幔物质在岛弧内侧的上升导致海底微型扩张有关。 && 　　6.深海平原深海平原主要分布在米深度上，但最浅者仅米，最深者则可达米。一些深海平原表面近似水平或略呈波状起伏，坡度不超过2′—5′。另一些深海平原上则因火山活动而有平顶丘陵和山岗突起，或因断裂作用而出现阶地及海沟。 && 　　7.大洋隆起大洋隆起具有复杂的形态，有的为块状山，如西北太平洋东南部的沙特斯基隆起；有的为线状山脉，如夏威夷海岭。它们把深海平原分隔成一个个盆地，其间的相对高度常可达2000米以上，甚至4000米。 && 　　8.大洋中脊大洋中脊是大洋盆地中最重要的地貌形态。其主体从北冰洋起，经大西洋、印度洋至东太平洋，一直延伸到阿留申深海盆地附近。总长度超过80000公里。不同部分分别有中北极隆起、中大西洋海岭、中印度洋海岭、东太平洋海岭等名称。大洋中脊往往高出深海底米，但其顶部距海面的深度颇不一致，有时甚至突出海面形成岛屿，如冰岛、亚速尔群岛等。大洋中脊系统并不完全连贯，而是常被转换断层切割成小段，相邻段落的中轴位移通常约数十至100公里，最大者达到750公里。中脊轴部为相对深度2000米以上、宽15—50公里的裂谷。高峻的平行峰脊分布在裂谷两侧，地势相当陡峭崎岖。 && 　　（二）海底沉积物 && 　　1.近海沉积近海沉积是指大陆架上的沉积。近海区由于深度不大，波浪和潮汐都有影响，堆积了大量较细的陆源物质；阳光可以照射到海底，光线和温度条件适合生物繁殖，故集中在这里的生物种类和数量都很多，化学沉积物也比较容易聚集。所以近海区中，机械沉积、化学沉积和生物沉积都很重要。 && 　　（1）机械沉积主要是河流、海浪和风搬运来的陆源物质，沉积物以中粒、细粒及泥质居多，很少有粗大的砾石。据估计，每分钟约有30000m3泥沙从河流中流入海洋。近海机械沉积物经过一定的分选，愈离开大陆颗粒愈细；沉积物具有明显的水平层理。 && 　　（2）生物沉积近海区繁殖着大量浮游生物，如硅藻、腹足类、头足类和鱼类，还有生活在海底的珊瑚虫、石灰藻、软体动物等底栖生物，不仅种类多，数量大，繁殖速度也快。它们死亡后，一部分遗体混入机械沉积，一部分聚集形成单独的生物沉积。固结后即为石灰质砂岩、泥灰岩或石灰岩。珊瑚是石灰岩的特别积极的建造者。珊瑚只能在温度不低于20℃，深度80米，盐度正常和比较清洁的海水中生长。 && 　　（3）化学沉积河流带来的溶解物质是近海化学沉积最主要的物质来源。据估计，每年由河流带进海洋的溶解物质约50×108吨。当海水中的溶解物质达到过饱和时，这些物质便逐渐结晶，沉淀在海底。通常是铝、铁、锰的氧化物最先沉积，其次为磷酸盐、硅酸盐，最后是碳酸盐。但是碳酸盐在近海化学沉积物中占的数量最多，尤其是碳酸钙和碳酸镁，形成了大量的石灰岩和白云岩。 && 　　2.远海沉积深海区面积虽广，但沉积物不多。和近海区相比较，机械沉积的物质来源大大减少了。陆源物质很难到达深海，只有风吹来的少量微尘，洋流携带的细小物质，以及火山灰。由于没有定居生物，生物沉积也大大减少，只有少量硅质、钙质沉积。化学沉积的数量也比较少。 && 　　海洋沉积之区分为近海和远海两类，实际上表现了它的环陆分带性特征。在海洋中，沉积物的物质组成和粒度成分都随与陆地距离的增加而有规律的变化：陆源沉积物逐渐被生物沉积代替，粗粒物质逐渐转变为细粒物质，沉积速度也逐渐减小。但是，环陆分带性并不是海洋沉积物唯一的分布规律。现代海洋沉积分带性原理揭示，海洋沉积物的分布还受纬度地带性和垂直分带性影响。由于地理-气候特征对各种沉积因素起着决定性作用，因此，海洋沉积也随纬度而变化。高纬、中纬和低纬区水热状况的差异，决定了向大洋搬运并在其中沉积的陆源物质的特征差异。大洋水循环系统和水动力条件，底栖生物和浮游生物的新陈代谢作用和各种沉积矿物组合的化学沉积特性等，也在很大程度上受地理-气候因素制约。例如，抱球虫软泥、红色深水粘土、硅质放射虫软泥和珊瑚沉积集中分布于热带和亚热带海域，而冷水硅藻软泥则大量发育在环南极海洋和北太平洋北部。 && 　　不同深度海水的温、压、光照条件、营养状况等一系列差异，是造成海洋沉积垂直分带性的重要原因。以印度洋和太平洋为例，米深度以内的大陆坡、海底高地和海岭上分布有孔虫软泥。超过此深度后，即转变为放射虫软泥和红色粘土。 && 　　值得注意的是，环陆分带性、纬度地带性和垂直分带性往往受到火山和海底基岩露头等地区性因素干扰，因而使海洋沉积物的分布复杂化。浊流沉积也是例证之一。 && 　　第五节 海洋资源和海洋环境保护 && 　　一、海洋资源 && 　　海洋是地球上最大的沉积场所，也是水生生物最广阔的生活场所。从任何意义上都可以说，海洋是一个巨大的资源宝库。所谓海洋资源，主要是指与海水本身有着直接关系的物质和能量而言。例如，溶解于海水中的化学元素，海洋生物，海底矿藏，由海水运动所产生的能量，以及贮藏在海水中的热量，等等。 && 　　（一）海水化学资源 && 　　海水中含量最大的化学物质是水，水本身就是一项重要而宝贵的资源。在陆地淡水越来越不足的情况下，从海洋中得到淡水已成为重要的课题。除水以外，海水中含有大量溶解固体和气体物质，其中包括80多种化学元素。据计算，全世界的河流每年从陆地搬运到海洋中的可溶解物质达30×108吨之多。这些物质，包括生物遗体在内，溶解后就成为海水化学资源。海水中所含各种盐分的总重量约5×1016吨，其中食盐占80％，即4×1016吨。如果把所有盐分全部提取出来，铺在全球陆地上，盐层将厚达150米。如果把海水全部蒸干，海底积存的盐层则将厚60米，其总体积将达km3。现在已经知道，海水中共含镁吨，钾500×1012吨，重水200×1012吨，溴95×1012吨，铀45×108吨，都比陆地上多。而铀储量相当于陆地上的4500倍。海水中含有60余种微量元素，虽然其浓度很低，但因海水总量极大，这些元素的储量仍很可观。例如硼6×1012吨，锂大约吨，铷吨，碘800×108吨，钼137×108吨，锌70×108吨，钒和钡27×108吨，铜40×108吨，银吨。 && 　　现在每年由海水中生产的化学物质仅约6×108吨左右，其中淡水5×108吨，食盐吨，金属镁及氧化镁200×104吨，溴20×104吨。显然，海洋化学资源的开发潜力还是非常大的。 && 　　（二）海底矿产资源 && 　　石油和天然气是最重要的海底资源，主要蕴藏在大陆架及浅海区。目前已发现的800多个海底油气田，几乎遍及全球每个大陆的边缘区。全球海底石油储藏量约近吨，占世界石油可能储量的31％。全世界正在开发的150个石油盆地中，有85个分布在海底。 && 　　在目前海底矿产资源开发中，产值仅次于石油的是海滨砂矿。海滨砂矿分布广，矿种多，储量大，而且便于开采。其中主要包括贵金属及宝石砂矿，如金、铂族金属和金刚石等；铁砂、锡砂和含锆石、金红石、钛铁矿及独居石的重矿物砂。 && 　　在大陆边缘海区，还有磷钙石、海绿石和煤、铁、铜、硫等各种矿物资源。其中，磷钙石和海绿石为自生矿物，其他各类矿物则分布在海底松散沉积物下面的基岩中。有关深海底的基岩矿藏我们还了解得很少，但从地幔物质分异和岩浆活动状况分析，可能形成许多种金属矿产。现已发现印度洋中有铬铁矿和金伯利岩，大西洋中有铜和铜铁硫化物矿石。由此可见，深海底基岩矿产是颇有前景的。 && 　　深海底的主要矿产是锰结核和含金属泥质沉积物。锰结核通常分布在米深的海底。各大洋底已发现具有经济远景的锰结核矿区500多处，其中以太平洋锰结核矿品位最高，储量最大。据估计，全世界深海底锰结核矿总储量约（1）×108吨。精确的定量分析表明，锰结核中除锰以外，还含有30多种金属，其中铜、钴、镍比较丰富；某些稀有分散元素和放射性元素，如铍、铈、锗、铌、铀、镭、钍的含量，则比它们在海水中的浓度高数千倍至一百万倍。 && 　　含金属沉积物是指某些深海区构造活动带的富含铁、锰、锌、铜、铅、银和金的泥质沉积物。红海中的《阿特兰蒂斯Ⅱ》海渊，《发现》海渊，《链》海渊和《海洋学家》海渊都有这类沉积物。此外，还有20多处海域的深海底，如东太平洋的鲍尔海渊，加利福尼亚海湾等，也发现有金属泥。 && 　　（三）海洋动力资源 && 　　太阳能是海水动力能量的主要供应者。据计算，海洋动力资源的总能量相当于全球动植物生长所需能量的1000倍。波浪和潮汐都具有巨大的能量。波浪能量每秒27×108kW，每年波能总量为23×1012度，潮能10×108瓩，即约8.7×1012度。除波能和潮能之外，潮流，海流，海水温差、压力差、浓度差都有可以利用的巨大能量，其中温差能量达20×108瓩，比潮能大一倍。 && 　　（四）海洋生物资源 && 　　海洋中共有20多万种生物。在不破坏生态平衡的前提下，海洋每年可以产出30×108吨水产品，足够300×108人食用。海洋向人类提供食物的能力，等于全球所有耕地提供农产品的1000倍。 && 　　鱼类是海洋生物资源的主体，全世界近30000种鱼类中，有16000种以上生活在海洋中。太平洋鱼类资源尤其丰富。近年来全世界每年约7×107吨鱼获量中，85％以上来自海洋。 && 　　海洋生物中种类最多的是无脊椎动物，约有16×104种。它们也是重要的海洋资源。其中的头足类、瓣鳃类、甲壳类、海参类、水母类，如乌贼、扇贝、对虾、龙虾、海蟹、海参、海蜇等，都具有较高的营养价值。 && 　　鲸、海豚，海龟、海鸟、海狮、海豹、海象等海洋脊椎动物，数量也相当多，并且具有重要的经济价值。此外，海洋还生活着种类繁多的海藻。它们是海洋中有机物的主要生产者，每年增长量约为（）×108吨。现在已知有70多种可供人类食用。它们不仅含有大量蛋白质、脂肪和碳水化合物，而且有20余种维生素。除食用外，海藻还被用作饲料、肥料、药材，或提取化学物质，用于生产纸张、化妆品、纺织和金属加工，等等。 && 　　二、海洋对地理环境的影响 && 　　地球是宇宙已知的唯一有海洋的星球，其表面的70.8％被海水所覆盖。海洋本身构成了地理环境的基本要素之一。海洋是地球上真正的生命摇篮，最早的生命即产生于海洋。而目前，仍有大量生物生活在海洋，并且形成了最大的生态系统——海洋生态系统。 && 　　海洋是到达地球表面的太阳能的主要接收者，也是主要的蓄积者，海水冷却时将向空气中散发大量的热，增温时则将从空气中吸收大量的热。海洋借助自己与大气的物质和能量交换过程间接影响气候和受气候影响的各种自然现象。 && 　　我们知道，海水的热容量（0.932卡/厘米3·度）是空气热容量的3100倍，比重（1.02813g/cm3）是空气比重的797倍。因此1cm3海水升高或降低1℃所需要的或释放的热量，可以使3100多立方厘米空气降低或升高1℃。海水和空气之间的这种热学性质的差异，使它成为气温的重要调节者。地球表面温度之所以比较适中，变幅也不太大，当然是由日地距离、地球自转速度、大气圈及其环流的存在等一系列主要因素决定的，但是，海洋的调节无疑也有一定的作用。海洋中运动着的水体——洋流与气候的关系非常密切。从地球低纬区输送到高纬区的热量，约有一半是由洋流完成的。濒临寒流的海岸，气温比同纬度内陆地区低；而接近暖流的海岸，气温则比同纬度内陆地区高。55°—70°N的加拿大东岸，因受拉布拉多寒流影响，年平均气温为-10—0℃，结冰期长达300天以上，呈现冻原景观；而同纬度的欧洲西岸，因受北大西洋暖流的影响，年平均气温约0—10℃，结冰期仅约155—215天，发育有针叶林或混交林。洋流还影响降水的地理分布。暖流影响区气旋发育，降水往往比较多；寒流影响区则往往发育高压，降水比较少，以致成为荒漠。 && 　　三、海洋环境保护 && 　　由上述可知海洋在地理环境中的重要地位和对人类生活的巨大影响。同时也可看到，由于人类社会生产的不断发展，尤其是对海洋资源的规模日益扩大的开发，已经导致了海洋环境的不同程度的污染和海洋生态平衡的局部破坏。陆地上的工业废物如矿渣、废油、汞、废纸浆、废热等；农业废物如有机汞化合物、有机磷化合物、化肥、家畜粪便等；居民生活废物如食品废渣、垃圾、洗涤剂、杀虫剂等；军事废物如有机物、放射性废物和裂变衍生物等；所有这些污染物最终往往以海洋为归宿。此外，大气中的各种燃烧生成物和大气层核试验产生的放射性散落物，也必然有一部分进入海洋。至于海洋中的船舶倾废，作业倾废，以及油船事故中进入海洋的石油等，则是海洋污染物的直接来源。而所有这些污染，只要其污染程度超过海洋的自净能力，都将损害海洋生物资源，危及人类健康，妨碍海事活动，破坏海水使用素质和恶化海滨环境。显然，为了人类的长远利益，查明海洋自净能力，限制进入海洋的污染物数量，积极开展废水净化处理等已成为日益紧迫的任务。 && 　　但是，减少和防止海洋污染并不是保护海洋环境的全部内容。适当的生产安排和合理的资源开发也是不可忽视的。例如，合理利用海涂，将使近岸带生物活动基地得到保护；合理开采海滨砂矿，可使海岸保持平衡，避免侵蚀加剧；禁止对鱼类和其他水产资源的滥捕滥涝，可防止其数量锐减甚或绝灭，等等。 && --
且小知不及大知，固其宜也。 &&&& ※ 来源:·水木社区 newsmth.net·[FROM: 211.99.222.55]
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