神秘仙子---海洋的地质作用 - 海洋地质地貌研究

海和洋构成了海洋。一般来说，近陆为海、远陆为洋，水体相通，均为海水。但两者有着根本性区别：海盆形成时间短，洋盆形成时间长;海底地壳除了少部分具有洋壳性质，多数陆壳或近于陆壳状态，洋底地壳为洋壳;海域水浅，大洋水深。海水是运动的，有波浪、潮汐、浊流与洋流四种运动形式。海洋的地质作用有海蚀作用、搬运作用和沉积作用。

一、海蚀作用

海蚀作用，就是海水通过自身的动力(海浪、潮汐、洋流、浊流等)对海岸和海底的侵蚀破坏过程。当海浪从深海进入海岸带后，会以拍岸浪的形式不断拍击岸边，这会对海岸造成冲击和破坏。所以，当海水拍在海岸岩石的裂缝时，就能够迅速的使岩石碎裂，强大的拍岸浪还可以抛掷岩屑甚至巨大的石块撞击海岸，加速海岸基岩的破坏过程。 此外，海水还有溶解作用，会使可溶性岩石组成的海岸受到溶蚀。

海蚀示意图

冲蚀作用：海浪以巨大的能量冲击海岸，使岩石遭到破坏。磨蚀作用：海浪携带着砂砾以巨大的力量前拥后退，对岸边和水下的基岩进行强力磨蚀，长期的磨蚀作用将岸边塑造成陡崖，把海底基岩磨成平台。溶蚀作用：海水对岩石、矿物的溶蚀能力比淡水强。

海蚀地貌

1.波浪的侵蚀作用

因海岸岩石抵抗海水侵蚀的能力不同，从而导致坚硬的和断裂不发育的岩石常突出成为岬角，软弱的或断裂发育的岩石就成为了海湾。伸入海中的较坚硬岩石也可被侵蚀成各种地貌，如形似桥状的海蚀拱桥、直立水面的海蚀柱。由坚硬岩石组成的海岸一旦崩塌，则可形成陡峭的海蚀崖。海蚀崖的下部可形成海蚀洞穴。海蚀洞穴进步发展可形成平行海面的海蚀凹槽。海蚀凹槽的上部岩石如发生崩塌，海蚀崖便后退。海蚀作用沿基岩裂隙带发展可形成海蚀沟谷。随着海蚀崖的后退，原海蚀凹槽上部岩石发生崩塌，原凹槽底部可变成为向海微倾斜的近似平坦的基岩台地，其上常有砂、砾沉积物，称海蚀平台。在激浪的持续作用下，海蚀平台可逐渐加宽。海蚀平台发展到一定宽度后，在地壳稳定或海平面无明显升降的条件下，波浪的能量全部消耗在沿宽阔平坦海底的摩擦之上，不再发生侵蚀，这时的海岸横剖面称为海蚀平衡剖面。随后，如地壳明显抬升或海平面明显下降，原有海蚀平台就会高出海面，成为海蚀阶地，不再受到淹没。

岬角

海湾

海蚀桥

海蚀柱

海蚀崖

海蚀洞

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海蚀凹槽

海蚀平台

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海蚀沟谷

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海蚀阶地

2.潮汐的侵蚀作用

由潮汐引起的海面高度变化迫使海水做大规模水平运动形成潮流。涨潮时，潮水涌向陆地，落潮时，潮水退回外海。潮水的涨落对于沉积物起着反复的侵蚀、搬运和再沉积的作用。在狭窄的河口地带，潮流的侵蚀搬运作用特别强烈。 3 s/ X& N' P& e

潮汐

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3.浊流的侵蚀作用

浊流是富含泥砂等悬浮物质，因比重大而在重力作用下自行向下快速流动的水体。一般来说，浊流规模大且速度快，具有很强的侵蚀、搬运能力。横切大陆架和大陆坡并终止在陆隆上的海底谷地，即海底峡谷，就是浊流侵蚀的产物，也是浊流运行的通道。

海底峡谷示意

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海底峡谷

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二、搬运作用和沉积作用

搬运作用分为机械搬运和化学搬运两种。机械搬运是以悬移、跃移和推移等形式，对碎屑物质的搬运过程;化学搬运是通过溶解其中的岩类进行，使其溶解破坏成溶液或胶体分散系，并随海水运动而迁移。海洋沉积分为岩源沉积作用和生物沉积作用两种模式，是各种海洋沉积作用所形成的海底沉积物的总称。

1.波浪的搬运和沉积

当激浪进击海岸时，形成向陆地前进的水流，称为进流。如波浪的前进方向与海岸垂直，则进流的前进方向也同海岸垂直，进流就将水下的砂、砾向岸上搬运。随着进流能量的耗散，部分砂砾留在岸上，部分砂砾随退回外海方向的水流---回流又搬回水下。在进流与回流的往返作用下，砂、砾被磨圆而且得到分选，一部分留在海岸形成砾滩砂滩或砂坝，另一部分在离岸一定距离的水下沉积，成长为平行海岸的砂堤或砂坝。如果波浪斜击海岸,波浪便发生弯曲和折射，形成平行海岸流动的水流，称为沿岸流。沿岸流携带砂物沿岸搬运。如遇海岸线(水、陆交界线)弯曲或遇海湾，沿岸流的动能降低流速减小，搬运物即逐渐沉积下来，成为向海湾方向尖灭的沉积体，称为砂咀。砂咀或砂坝常将近陆的一部分水域与外海隔离开来使其转变成湖泊，是为泻湖。如果海岸曲折，岬、湾交错，从外海到达海岸带的波浪发生折射，岬角处波能集中，发生侵蚀，湾中波能消散，产生沉积，遂在湾顶形成海滩 。在由松散沉积物构成的平坦海岸地带，波浪的侵蚀作用弱，前述侵蚀地形难以形成，但是波浪对碎屑物的搬运和堆积作用显著，各项沉积地形都能产生。

波浪沉积地貌示意

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2.洋流的搬运和沉积

洋流是由信风、海水温差以及含盐度差等因素引起的海水定向流动。它既出现于海水表层，也见于海水深部，既发生在近岸地带，也分布于远海水域，其运动方向既有水平的，也有垂直的。洋流的作用在于搬运海底碎屑沉积物，以及溶解于海水中的金属元素。海底磷矿就是生活在水深100-500m深处的生物所产生的磷酸盐物质通过上升流带到浅海地带后，发生生物化学作用沉淀出来的，其主要矿物成分为磷灰石。 , V4 {! U0 N4 g0 P

磷灰石

3.浊流的搬运和沉积

海底峡谷的前端常发育由浊流积而成的巨型扇状沉积体，称为海底冲积堆或深海扇。现在普遍认为陆隆是由浊流搬运物沉积而成的，当浊流从大陆坡向下流到这里后，因地形突然变缓，流速骤减，大量悬浮物质即行沉积。沉积体为向洋底方向变薄的楔状体。在陆隆上未沉积下来的细小悬浮物质被进一步带到附近的深海平原上，最终也全部沉积下来。因而许多深海平原上的沉积物也认为是由浊流搬运而来的。 % b9 u+ B3 }" M! G$ m5 [$ r

深海扇示意图

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深海扇

陆隆示意图

三、海底地貌

海底有高耸的海山，起伏的海丘，绵延的海岭，深邃的海沟，也有坦荡的深海平原。纵贯大洋中部的大洋中脊，绵延 8万千米，宽数百至数千千米，总面积堪与全球陆地相比。大洋最深点11034 米，位于太平洋马里亚纳海沟，超过了陆上最高峰珠穆朗玛峰的海拔高度。深海平原坡度小于千分之一，其平坦程度超过大陆平原。整个海底可分为大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊三大基本地貌单元，及若干次一级的海底地貌单元。 ; Z' C+ K' i' O& A

海底地貌示意图

1.大陆边缘

大陆与洋底两大台阶面之间的过渡地带，约占海洋总面积的22%。通常分为大西洋型大陆边缘(又称被动大陆边缘)和太平洋型大陆边缘(又称活动大陆边缘)。前者由大陆架、大陆坡、大陆隆 3 个单元构成，地形宽缓，见于大西洋、印度洋、北冰洋和南大洋周缘地带。后者陆架狭窄，陆坡陡峭，大陆隆不发育，而被海沟取代，可分为两类：海沟-岛弧-边缘盆地系列和海沟直逼陆缘的安第斯型大陆边缘，主要分布于太平洋周缘地带，也见于印度洋东北缘等地。

大陆边缘示意图

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2.大洋盆地

位于大洋中脊与大陆边缘之间，一侧与中脊平缓的坡麓相接，另一侧与大陆隆或海沟相邻，占海洋总面积的45%。大洋盆地被海岭等正向地形分割，构成若干外形略呈等轴状，水深约在4000～5000米左右的海底洼地，称海盆。宽度较大、两坡较缓的长条状海底洼地，叫海槽。海盆底部发育深海平原、深海丘陵等地形。长条状的海底高地称海岭或海脊，宽缓的海底高地称海隆，顶面平坦、四周边坡较陡的海底高地称海台。 t& D% \* W- z% H* A; }8 Z

海底地貌示意图

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3.大洋中脊

地球上最长最宽的环球性洋中的山系，占海洋总面积的33%。大洋中脊分脊顶区和脊翼区。脊顶区由多列近于平行的岭脊和谷地相间组成。脊顶为新生洋壳，上覆沉积物极薄或缺失，地形十分崎岖。脊翼区随洋壳年龄增大和沉积层加厚，岭脊和谷地间的高差逐渐减小，有的谷地可被沉积物充填成台阶状，远离脊顶的翼部可出现较平滑的地形。

大西洋中脊

综述

海洋蕴藏有丰富的矿产资源和几乎所有的化学元素，因此对海洋地质作用的研究是极其重要的，无论是对地壳形成的了解还是资源的利用都有深刻的意义。 & U7 \. D! r7 @5 T' t; N

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