古海洋学概述 ~+ T/ K; Q+ ]# C
古海洋学研究方法0 \& h& U3 a0 n% T& a' E
古海洋学：生物指标
2 O* s+ V3 |5 Z% u: K古海洋学：物理和化学指标* k) |# Y0 l9 \2 I+ m# Y. ?7 {
古海洋记录：第四纪海洋与冰后期海洋5 m2 t9 M6 p- _5 p N0 e
1.温跃层（Thermocline）是位于海面以下100—200 米左右的、温度和密度有巨大变化的薄薄一层，是上层的薄暖水层与下层的厚冷水层间出现水温急剧下降的层。
4 a5 v( \3 R4 I2.大洋传送带: 将北半球高纬信息传至全球
% R6 c% y2 Q0 T3.ITCZ热带辐合带6 M, Z$ W2 [2 u9 U. s k
4. 古海洋学产生和发展的历史过程与主要技术支撑条件？
% d6 T! E! S; K: @. U古海洋学研究的意义和价值？
9 S/ P9 [# F- t2 L+ m; X$ t2 u影响多时间尺度古海洋环境演化的主控因素有哪些，特征如何？1 [- N" ]8 g7 g+ G! W
1.海洋沉积物来源与组成
9 T. |5 ~+ M( @ ~6 V! eLithogenous Sediment（岩源沉积物）：由岩石风化而来，以碎屑颗粒, 陆源颗粒或火山颗粒形式进入海洋: q1 N4 [5 @% d* `: g& ~$ ^% M
Biogenous Sediment（生源沉积物）：由海洋生物骨骼构成，包括diatom，radiolaria，forminifer（有孔虫），其中由CaCO3组成的，成为calcareous ooze （钙质软泥）；由SiO2组成的，成为siliceous ooze（硅质软泥）
6 o1 J+ Z3 N; FHydrogenous (authigenic) Sediment（水成（自成）沉积物）：由溶液中直接析出或颗粒物与溶解接触后形成
8 n! K8 H' g0 s A( r全球大洋中70%的陆源物质来自西太平洋边缘
, R- s: \% n8 `( p5 R. s% c6 h. v2.在海洋沉积物的某深度处，当CaCO3的溶解速率等于其累积速率时，将不再有CaCO3保存于该深度以深的沉积物中，这个深度称为CaCO3补偿深度（CCD）。; F N. f* K0 K! [: }. `6 _
在实际工作中，由于CaCO3溶解速率与累积速率较难以获得，海洋学家经常方便地将海洋沉积物中CaCO3含量为5%的深度定义为CaCO3补偿深度。% U, S4 g. K: j* n
饱和深度—溶解跃层—补偿深度$ @" @' P( A8 M& S' u0 D
3.古海洋环境十大参数
1 W* B5 Z/ V9 q- b: G古温度古盐度海水结构海平面变化古气候
# e" D) }7 Q7 [0 Q. |* M3 d& V物质来源营养浓度生产力古海水Pco2与pH值沉积通量
P( S+ s5 H* w* l9 D古海洋学：生物指标: ~/ H2 ^2 s" E/ s
1.生物替代指标(Biological Proxies)
1 L$ t6 q" N: c) k浮游有孔虫（planktonic Foraminifera）底栖有孔虫(Benthic Foraminifera)
2 Q. p, O6 Z* H4 Y放射虫与硅鞭藻（Radiolarians and silicoflagellates) 海洋硅藻(Marine Diatom)
1 ]6 i4 Y! o$ [+ r, C% z) j颗石藻(Coccoliths) 生物标志物(Biomarkers) 不饱和烯酮古温度计
6 O9 N3 ~7 u* i2 ]; @2.浮游有孔虫：单细胞真核生物,营浮游生活, 100μm-1mm,钙质壳,现生种约40个左右, 占总有孔虫的1%；200Ma(侏罗纪)开始出现，新生代65Ma开始繁盛,对环境变化敏感, 是研究古海洋历史的理想指标；在现代海洋中从极区到赤道按带状分布(热带、亚热带、温带、亚极和极区),-1.8℃—31℃；影响因素包括：温度、盐度、不同水层的营养物质浓度、海水密度、CO2、O2、共生生物分布、捕食、食物供应等." C: C, _# u) m# l6 Z& y" |* T
随温度变暖，壳径变大.随生产力增高，壳径变大.pCO2越高，壳体越轻.
7 e) m7 B' U8 [3.底栖有孔虫:单细胞真核生物,营底栖生活,50μm-2mm,钙质壳或胶结壳，现生种约10000个左右，占总有孔虫的99%,500Ma(寒武纪)开始出现;生活在所有的海洋环境中, 影响因素包括：底质、食物供应、温度、盐度、深度、O2及其与其它生物群落的相互作用等;分布模式：（1）水深分带；（2）纬度分带.& s& g5 ]( ]# ?- ]( _
碳通量对δ13C的影响?
) d: w+ _. U+ U3 [/ y& ]4.放射虫:是海洋单细胞微体浮游动物，营浮游生活,40μm-0.4mm,硅质壳，寒武纪开始出现，现生种约400个左右.5 x! b& _& b' `- G2 _1 m5 i
5.上升流放射虫指数（URI, upwelling radiolarian index）: 上升流标志种与总群落的比例
' b: U/ [8 |" w; B7 _温跃层-表层放射虫指数（TSRI，thermocline/surface radiolarian index）：温跃层标志种（200m 水深以下）与混合层(50m水深以上）标志种的比例。1 D2 K8 B4 g* g. c
6.海洋硅藻:硅藻是具有色素体的单细胞植物,主要营浮游生活, 10200μm,硅质壳，侏罗纪开始出现，现生种约100000个左右，光合作用自养。
% I9 ^; ]' X6 P1 n7.生物标志物:海洋沉积物中的有机质;有机C、N含量和同位素;四醚键膜类脂物（GDGT）
8 S" h: I( i1 d- Z! b- f( P9 b9 N8.有机C、N含量和同位素环境意义：C/N比: 海相自生藻类20，比值越大陆相比例越高(Meyers,1997)；氮同位素δ15N：陆生植物及蓝细菌(～0‰)，浮游植物(+3‰～+8‰)，δ15N 越轻陆相比例越高。
) E8 b2 y2 a- V3 K* J1 x' r$ L9.有机碳同位素δ13C：C3植物(25‰～-30‰)，C4植物(10‰～-15‰),越偏负陆源物质输入越高。
0 u) o& X6 r* H9 r. \10.四醚键膜类脂物（GDGT）：海洋Crenarchaeota(泉古菌）,古菌（Archae）的一种,无处不在而且丰富；四醚键膜类脂物(glycerol dialkyl glycerol tetraether，GDGT)：变化的五元环，膜脂组成有赖于温度；GDGT(I)—冷水；GDGT(II-IV)—暖；TEX86（The TetraEther Index of lipids with 86 carbon atoms）-SST。
& C8 J# T( l1 Q* s* n11.烯酮的不饱和度——古海水温度。8 k4 \' _7 Z1 X1 F
古海洋学：物理和化学指标0 E; f2 p' t& c9 t' N" I
1.碳循环替代指标（Carbon cycle Proxies）Mg/Ca与Sr/Ca古温度计(Mg/Ca and Sr/Ca paleothermometry) 营养替代指标（Nutrient Proxies）δ18O的温盐指标（Temperature and Salinity proxies: δ18O）放射性同位素指标（Radioisotope Proxies）
+ h& K) r. ^" G9 C2.pCO2升高海洋酸化: 全球变暖的“邪恶孪生子”4 h, G! ^3 d B$ V9 G1 { j8 [
工业革命以来，大气p CO2由280ppmv增加到384ppmv, 海洋pH从8.2减小到8.1。据预测，本世纪末海洋pH将再下降0.3-0.5——全球大洋正面临着酸化的重大危机。* e# ^8 f9 @% @, f& p
减弱海洋吸收大气CO2的能力，对全球变暖产生正反馈。
# \3 G& }; t. T2 E/ v. {* x降低海水中[CO32-]浓度，对海洋生物尤其是钙质生物的钙化、生理等产生重要影响，引起海洋生态系统的不稳定。
9 w! [: C( A) v0 z3.The Carbon Isotope Proxy
, a+ ?+ b- M. I9 ?0 F% O, ]1 s. ~3 [- UPlants prefer to incorporate 12C into their tissue and will exclude 13C (13C = ~-25‰)% T, n& h8 K4 `1 T9 A. P3 Q- n& m
Within the ocean:
; }" ]; Q& G8 j" j6 J4 m5 O! x–6CO2 + 6H2O + light C6H12O6 + 6O2" G$ A2 G6 J+ I+ W, |: I( c" I
–Surface water is enriched in 13C (13C = 1-2‰)
0 M3 l% g' t' J+ ~! e- M–Deep water becomes enriched in 12C (13C=0‰)
2 A! L5 L: i$ `2 z4 I4 J 4.
0 Q4 h; E: l: W% d5.古海洋学研究中的生物替代指标主要有哪些？至少掌握一种
, Y) [! S/ }6 t4 x$ O0 j2 m古海洋学研究中的物理和化学替代指标主要有哪些？至少掌握一种
/ a# E& ?6 R% S: T, S# y第四纪海洋与冰后期海洋3 W& ~/ y: k5 \. B
前第四纪古海洋记录$ K) f! M/ m" h
1.古新世-始新世最热事件（PETM）：距今大约55.8Ma年前，在不到10ka的时间里，突然爆发了一次严重的全球变暖事件,持续了170ka，期间深海温度增加约5℃，表层海水温度增加4～8℃，大气CO2是现在的3-4倍，深海氧气含量严重降低的古新世-始新世极热事件(Paleocene-Eocene Thermal Maximum, PETM) 。9 p' |) \" r) n* `
这次全球变暖事件有≥2万亿吨的碳溶入大洋，海洋CCD上升2000米，许多物种的消亡，造成底栖生物的大改组，最为突出的是30~40%深海有孔虫类的灭亡。
, K! V4 D3 {: \" p9 w) T' _2.南极冰盖的形成问题
- n$ m( T& |# y南极海冰漂浮最早出现在中始新世（45.5Ma）
0 H& [: [3 L, |; r! h! V$ |南极陆地冰川活动出现在始新世/渐新世冷事件（33.7Ma）
( |. _9 g4 E, a' `南极冰盖最终形成中新世：2100万年前德雷克海道的开启与南极洲的热孤立$ E9 g4 Y5 @$ O2 H
3.西太平洋暖池的形成问题
7 T+ Y/ Y5 w6 P$ ~6 [" j中美海道关闭的早期证据：4.5 Ma以来加勒比海碳酸盐保存更好-通气增强- NADW增强-中美海道关闭
7 @9 j/ e8 ]& H4 K现代西太暖池建立于3.6 Ma，源于印尼和中美海道的关闭。
+ G! N' E. a% O+ |, _ M10.6~11.5“暖池”雏形开始——印尼海道的关闭, @4 [# g# V+ k, V" O) ?! G5 U
3.6~
) D! T# Q/ ?+ j. \- l" e0 n4.0Ma前现代“暖池”形成——巴拿马地峡的关闭
8 ]- X0 e% c+ P J! ?4.上新世暖期永久El Nino- “超级暖池”问题
( K* J! s2 d/ R- v$ U) }/ b' D在早上新世暖期(4.5-3.0 Ma)，东赤道太平洋温跃层很深，东西赤道温度梯度仅有1.5度左右，非常类似现代El Nino事件。从而，现代强赤道东西温度梯度不是稳定而永久的特点。持续类El Nino状态，包括相对较弱的walker环流可能是全球变暖的一个结果并进一步促进全球变暖。
) t' n* A6 O7 N( R' I7 d- J8 W上新世与更新世相比：大洋温度比现在高3-4度；CO2（350-400ppmv）比工业革命前的全新世水平高30%；影响风场和热平衡的东西温度梯度减弱；太平洋温跃层更深、上升流强度减弱；温盐环流更强（即从热带向北大西洋热传输更强）；构造因子：巴拿马和印尼水道关闭。- d# F4 l# e8 c4 t) S
东赤道太平洋上升流地区的逐渐变冷早于北半球大冰期表明冰盖的增长及大气的影响单独不能解释上升流地区的变冷。温跃层深度/温度的变化才可能是重要原因。
5 B1 e9 ]2 ?$ `* B早更新世1.6~1.4Ma时，赤道东、西太平洋的不对称格局最终形成。
5 [' [. M1 z8 c. W, L5.中更新世气候转型(MPT)：中更新世气候转型(MPT)：在1250-700 ka期间，全球气候变化的主周期由40 ka转变100 ka。# P0 r; z" b7 Y+ d
冰期的海洋; b- S6 U% e4 K
1. 2万年前大冰期：陆地1/3被冰盖覆盖；北半球冰盖厚2~3km，甚至4km；海平面下降120m；年平均气温下降8oC；大气CO2浓度180ppm。
8 c9 b) H6 u0 @% }4 ~2.间冰期/冰期大气pCO2旋回形成机制 N+ X6 T! N8 G! L
海洋呼吸CO2假说：冰期海洋储存CO2引起CaCO3 在孔隙水中溶解, 碱度增加, 推进海洋对大气CO2的吸收, 即冰期时pCO2的降低必然伴随着大洋深部[CO32-]的明显增加。
3 S% i* @. x2 w9 U/ P影响冰期-间冰期大气CO2转移的主要因素并不能简单地归因于大洋深部的[CO32-]变化，可能还受到诸如温盐环流和生物泵等效应的影响。海洋上层水体碳酸盐系统(pH、pCO2和[CO32-]等)可能扮演重要角色。
0 `9 ^3 i7 u0 W3.推论：类ENSO过程与大气pCO2变化之间可能存在耦合关系？
$ D; N; [( {4 W, s4 B4.LGM热带西太平洋硅藻席扮演的碳汇角色
" g; R, O( z/ `2 x$ b& i3 [5.末次冰期D/O事件-Henrich事件4 u) f( {% p) ]+ r. m* F: q+ b
冰消期的海洋( A1 I' v. K5 W; [2 e7 v3 P; T
1.新仙女木期事件（Younger Dryas Event）
$ W- ^. m8 Z }, ? K& R0 V2.冰消期热带西太平洋SST升高领先极地冰体积消融2-3ka
- D; l, @4 J- D( G5 g. W7 T冰后期的海洋
# P } S( t) v2 w千年尺度的气候波动，不仅出现在冰期，也出现在间冰期和冰消期
/ ?7 U& @, n0 c' h* F7 u全新世千年尺度的“准周期”事件，是冰期Dansgaard-Oeschger事件的表现形式，只不过冰期时信号强、间冰期时信号弱而已。---Bond et al., 1997，Science! L7 A3 s$ [( r$ |
思考题( j1 g& @) [4 ~- y
古新世-始新世最热事件的海洋环境特征?" e0 [. c' y3 m7 V" j1 D
南极冰盖的成因机制？& f* R- a4 s% F# n) I" h' _5 `( k8 t
西太平洋暖池的形成过程？
" E& k3 s; `) f7 p& O+ R! r* t3 C中更新世气候转型的含义？! U9 a* u/ e! J
冰期的海洋环境特征？9 e: h, K. j |6 K- r
冰期-冰后期的快速（亚轨道事件）气候波动？# b7 ~, M/ u Z
海洋地质学之海洋灾害地质
. f3 `8 y/ s7 @" Q$ `海洋灾害地质的概念
8 \: Q6 S: B7 {% t1 a7 r$ P海洋灾害地质类型与成因4 f( L) p3 V: H! d; y! b
海洋灾害地质调查
8 \- I) Y& J8 x& N$ @防灾减灾, D, \3 M) C6 a; G& s0 B
思考题：请简要说明3种海洋灾害地质成因及危害
( x, @( x7 I7 L7 Q! l! N了解海洋灾害地质探测技术- M& x3 y, Q w, Z" y! a
海洋灾害地质的概念7 ?' c9 b% I7 {6 o# n: @$ r+ n! t
1.概念：海洋灾害地质主要研究海洋地质灾害的形成条件与成因机制，研究各类海洋地质灾害的发育规律与成灾过程，从而为海洋地质灾害的灾情评估和监测、预报、防治提供科学依据。
% @2 _0 Z' |' \0 m7 b& n海洋灾害地质类型与成因6 Z2 W) y) x6 n0 W' [' |4 V
1.
s- Q) C) r+ O: T3 \9 U
- |( h N+ @4 A, `) b2.各成因类型危害性分析
" m# c2 ~" @$ M) g构造活动成因的海洋灾害地质类型：主要包括地震、活动断层和火山等。它们不仅可能对沿岸建筑物和海洋构筑物造成直接破坏，而且地震可能引发海啸，还可能诱发崩塌、泥石流、浊流、海底浊流、砂土液化等次生地质灾害。
. T7 v0 V4 x0 A. q. T重力（斜坡）作用成因的海洋灾害地质类型：主要包括崩塌、泥石流、浊流等，往往是在地震或暴风浪作用下触发成灾，可能对海岸建筑物和海洋工程造成直接破坏。
$ A- }5 y# W: y侵蚀－堆积作用成因的海洋灾害地质类型：为海岸和海底侵蚀、堆积作用及其形成的地质体，包括海岸与海床侵蚀、河口与海湾淤积及沙波沙脊等活动砂体，它们都可能对海岸建筑物和浅基础的海底构筑物造成破坏。* S2 r4 n4 X4 Z' d
海岸（海洋）动力作用成因的海洋灾害地质类型：主要包括海岸侵蚀、海面上升、海水入侵、风暴潮、海啸等。海岸侵蚀使土地损失，引起海岸环境恶化；海面上升使沿海低地受到海水侵淹的威胁，洪水和风暴潮加重，海岸侵蚀加剧；海水入侵使沿海地区淡水水质恶化，土地盐渍化，生态环境恶化；风暴潮、海啸可以引起海岸强烈的侵蚀或堆积，摧毁海堤、房屋，可引发崩塌、滑坡等次生地质灾害。
/ v2 U4 ^( h8 z特殊地质体（岩土体）成因的海洋灾害地质类型：是指泥底辟、易液化砂层、软土夹层、生物岩礁、气体液体矿床、古河道、古侵蚀面、浅埋起伏基岩等特殊的地质体或岩土体，它们本身不具有直接的破坏能力，属潜在灾害地质类型。5 G1 v9 ^$ ^& D! k( Y
人为成因的海洋灾害地质类型：如海岸侵蚀、海水入侵、地面沉降、港口、航道淤积沙漠化、土地盐渍化等，是人为因素为主成因的海洋灾害地质类型，多数发生在人类活动频繁的沿岸地区。如大量抽取地下水可能引起的地面沉降、海水入侵灾害；又如人工海滩采砂，可能引起或加剧的海岸侵蚀灾害，等等。
2 b: x D3 f1 C3.活动性断层
5 a/ G( n" q* Y; B% M6 q) v: P通常将在第四纪有活动的断层称为活动断层，并按活动时代不同分为４类：早更新世活动断层、中更新世活动断层、晚更新世活动断层和全新世活动断层。- j8 B$ l( d% V e
根据断层距海底的深度不同，将断层分为：海底、浅层（距海底30m以内）、中层（距海底30-100m）、深层（埋藏深度大于100m ）, k5 \6 J6 x8 j
形成原因：地壳活动和沉积作用引起地层的错动。5 j5 ]" b% j. B* T2 q. w
危险性：断层引起的地面错动及其伴生的地面变形，往往会损害跨断层修建或建于附近的建筑物，同时断层还会导致海底产生过大的差异沉降，对海洋工程危害巨大。# h! a- o+ A9 x) z! T2 v/ x
4.地震与海啸: B9 u' @, p; Y3 @; E
海底地震：是地下岩石突然断裂而发生的急剧运动。岩石圈板块沿边界的相对运动和相互作用是导致海底地震的主因。
2 I# t: }9 m! R贝尼奥夫带（俯冲带）：通常自海沟内侧下倾，上部平缓，向下逐渐变陡，平均倾角45°，在不同地区可变动于15°～90°之间。贝尼奥夫带的深度有些仅200～300公里深，有些可延至600～700公里深处。
1 J$ A# o. z w8 [! J: \, f$ S5 U大洋中脊地震带：为分离型板块边界，只有浅源地震，地震带狭窄，宽度仅数十公里，释放的地震能量占全球总量的5%。
4 q8 O! r; H) _& i% k大地震易发生在光滑洋壳俯冲的区域
& E7 Q9 W0 K' H& Z2 S4 j# n7 L3 x7 c" T0 p大地震易引发海啸! y$ O; R3 q# f/ K& t
5.海底滑坡：指海底斜坡上的松软沉积物在重力作用下沿软弱结构面发生滑动的现象。
( B- }+ | _+ F2 V# ]" J7 O9 l国际上常把海底滑坡、滑塌和沉积物流动作为一个不稳定因素系统进行研究，其共同特征是在一定的外界应力触发下能够产生大块的地层滑动或大量的沉积物群体运动，海底滑坡除直接危害钻井平台、海底光缆、港口、码头等设施外，大型海底滑坡可引起巨浪甚至海啸，造成严重的破坏损失。' }7 r9 ^$ {$ v2 U+ n7 {
地震和断层作用、快速堆积、浅层气和天然气水合物、海浪、潮汐、人类活动等都会引起海底失稳。
+ [0 F# ^' B8 ?3 D6 a3 L6.浅层气：在国际上，海底浅层气通常是指在海底面以下1000ｍ之内的沉积物中所聚集的气体，组分主要包括甲烷、二氧化碳、硫化氢、乙烷等，其中一般以甲烷含量最高。1 \, A' }; \$ a; p9 K
沉积层土质的力学性质，使其强度降低，结构变松，破坏了土质原始稳定性，减小了基底支撑力。在外载荷重下，含气沉积物会发生蠕变，可能导致下陷，侧向或旋转滑动，最终失去平衡，发生倾斜倒塌。
8 \1 G& t: D- ~+ M; n' S7.埋藏古河道：在晚更新世冰期的低海面时期，海平面比现在低120m，陆架出露成为广阔的陆域平原，发育了纵横交错的古水文网系。这些古水文网系的发育－演变－消亡造就了0 T0 n2 W, W9 u" G2 V; G* H
大量河流沉积体系,被后期沉积地层所覆盖的古河道，称为埋藏古河道。有些古河道，因其海侵地层较薄，或没有新的沉积，至今在海底仍保留着沉溺河谷地形，成为残留古河道。: y, |. y, H7 Y2 J3 z
8.海岸侵蚀：海岸侵蚀是指在自然力（包括风、浪、流、潮）的作用下，海洋泥沙支出大于输入，沉积物净损失的过程，即海水动力的冲击造成海岸线的后退和海滩的下蚀。 {4 l: s! _/ {, a
海岸侵蚀主控因素——自然因素：河流改道引起海岸供沙不足导致海岸蚀退；海平面上升；风暴潮。
; v, h1 H; M! Z, N, r% }; H& y海岸侵蚀主控因素——人为因素：人为采砂猖獗、一些不合理的海岸工程（突堤工程、护岸直立墙防潮坝）
. _# t9 {/ d& W _9.陆架海底砂质沉积物在海洋浪、潮、流等水动力作用下，发育了各种起伏的地貌，有侵蚀地貌，也有堆积地貌，通称它们为底床形态（bedform），简称底形。
p* E, A- i" t10. 理论海平面: 全球海平面（Global sealevel)即理论海平面(Eustatic sealevel)+ X+ k; ?( _ S7 `4 k0 Z/ p' h
相对海平面: 世界某一地点的实际海平面变化是全球海平面上升值加上当地陆地上升
. \% q1 B7 \' Z8 i8 i或下降值之和，这便是相对海平面。
# y, r/ P7 G! y1 I0 d5 A11.海平面升降$ |- Q3 A( Q+ K! D0 P
12.海水入侵：由于自然因素或人为活动的影响，滨海地区地下含水层动力条件发生改变，使淡水与海水之间的平衡状态遭受破坏，结果导致海水或与海水有直接动力联系的高矿化度地下水沿含水层向陆地方向侵入，咸淡水界面不断向陆地方向移动，从而使淡水资源遭到破坏的过程和现象。5 a+ f' U$ |9 ]0 V) Z: M! w! N% |: x
我国海水入侵的重点区域——莱州湾、辽东湾、长江三角洲
$ e4 n# m3 b$ G1 [" d& j海洋灾害地质调查, d2 E0 M B/ w2 c. H
1. 地质构造：地震、OBS、重磁地形地貌：多波束、声纳；5 \) q% N7 C9 V+ B
浅地层结构：浅剖、钻探；表层底质：取样与分析，包括物理性质指标：含水率、密度、孔隙率、饱和度等水理性质指标：液限、塑限、塑性指数、液性指数等；力学性质指标：内聚力、内摩擦角等。化学指标：元素、离子
% l- M! P3 }4 d2.海底监测——地球观测系统的三个平台：地面与海面、空中遥测遥感、海底探测+ C3 Z- Y. y) O# N/ \5 q+ b
海洋地质学
7 O" k& B4 ~( k5 M绪论2 q( a9 D0 k; L% A1 q4 a
1.海洋的中心主体部分叫做洋、大洋（ocean），边缘附属部分叫做海（sea）。海与洋的主要差别在于：大洋面积大，约占海洋总面积的89%，海的面积只占11%；大洋深度大，一般在3000米以上，海的深度一般小于2000米，有的只有十几米或更浅大洋远离大陆，受陆域影响小，水文要素较稳定，有独立和强大的海流系统和潮汐系统。海与陆连接，受陆域影响大，水文要素通常随地理、气候等条件变化。( m! \' e/ w% g8 E: U& [/ z
2.边缘海：又称“陆缘海”(marginal sea)，是位于大陆和大洋的边缘的海洋，其一侧以大陆为界，另一侧以半岛、岛屿或岛弧与大洋分隔，但水流交换通畅# e9 m4 O9 G$ N# e
3.转换断层的独特之处在于其只在错开的两个洋中脊之间有相对运动；在洋中脊外侧因运动的方向和速度均相同，断层线并无活动特征。
. `2 p4 V; J8 A7 G4.全球深水盆地呈“两横两竖”格局分：“两竖”是指近南北走向的滨大西洋深水盆地群和滨西太平洋深水盆地群；“两横”是指近东西向的新特提斯构造域深水盆地群与环北极深水盆地群。
8 \) I6 \; J# c" |0 g 海洋沉积
/ K8 {2 A# t- \1 E" d一、海洋沉积学概论; o6 W" f* w; r" _+ u) {% F
二、海岸沉积0 q2 a$ _( `( a1 q( n+ c& Q
三、河口三角洲沉积
2 h6 L4 U$ C$ L四、大陆边缘沉积
& Z# J+ ~8 _5 a: B" B c五、大洋沉积
9 H2 J& Y$ ?3 W: H一、海洋沉积学概论- C0 L2 m) \. a
1.海洋沉积学：是研究海底浅层沉积物（含沉积岩）的特征、时空分布及其形成机制和变化规律的科学。是研究海底构造、海洋环境、矿产资源、古海洋学、古气候学及全球变化和其他与海底相关的地学问题的前提与基础。" y4 E L0 g5 z- Y
2.海洋沉积物分类
" F( s4 P$ ^) G9 w) i U1、按沉积物物源分类：' ]& |' z& C% f
1）陆源碎屑沉积物：主要是碎屑硅酸盐矿物，来自陆地风化剝蚀，大部分分布在滨海环境和近海陆架。" T1 X9 p1 f7 g- f+ n( B3 I$ n
2）内源沉积物：主要由从海水中析出的化学和生物化学物质组成。
$ c9 e; e+ R4 e# {4 @$ b3 O3）生物源沉积物：直接由动植物的残骸组成，如滨海环境中的泥炭等。2 F* A$ G: s# W" w* ~3 N% Z) L
4）火山源沉积物：火山碎屑沉积，主要分布在板块活动边缘或火山活动比较活跃的地区。
6 D* ]: t* W. O; f! P& ]1 K H2、按海洋碎屑沉积物的结构分类：大多数海洋沉积物具有颗粒结构。颗粒沉积物在搬运和沉积过程中按颗粒大小（粒度）进行分异。3 D0 \! ]. L) V/ V' |6 F
按照不同粒级的碎屑组分的相对量比进行沉积物分类，即所谓沉积物的结构分类，一般采用三角图。1）Shepard分类：典型的描述性分类，缺乏成因意义，目前用得很少。2)Folk 分类：强调粗粒组分的水力学意义，将细粒组分作为水体浑浊度的标志，具有较大的成因意义，广泛应用。[见PPT13]) G! B$ l9 |, q3 y# u) Q
二、海岸沉积7 o: T T: p1 Z' `" b
1.海岸带：是指海陆交界处相互作用变化活跃的地带，包括沿岸陆地和水下岸坡，是一个两栖地带。其上界为现代波浪作用的上限，其下界面为波浪开始扰动泥沙的地方，一般是在水深相当于波长的1/2或者1/3。0 z( Y, X7 f1 J: M) ]5 Y5 Z
2. 海岸带的动力作用：一、波浪，1.垂直海岸带的搬运：浅水的破波会把沉积物向岸搬运，但重力作用又会使物质向下搬运。2.平行海岸带的物质搬运（沿岸泥沙流）：波浪发生折射时，波浪以一定的角度向岸搬运沉积物，在回流时重力作用起主导作用，沉积物不再回到原来位置，而是趋向垂直于海岸方向回落，形成平行于海岸线的沉积物搬运趋势。
; d: J5 P9 \2 B. K二、潮汐，由月亮或者太阳引力引起的地球表面海水的周期性运动。波浪是一种短周期（高频）的海洋动力；
/ s3 I0 N. B7 v6 e% _( q0 S潮汐一种长周期的海洋动力。
7 z0 T @) N: |2 ^: ^; ~, F; T三、其他动力，近岸流：对于近岸细颗粒泥沙搬运、河口冲淡水的扩散运动有重要意义。风：在砂质海岸，风是形成海岸沙丘的重要营力。' l2 z! l2 ]! E. f# J
3.海岸类型划分1、按沉积物类型划分：淤泥质海岸、砂质海岸、砾石质海岸、基岩海岸2、按动力作用分类河控型海岸、波控型海岸、潮控型海岸
5 X+ K/ W# F1 j# N; L0 R4.三角洲前缘：受海水顶托以及咸淡水交汇影响，河流沉积物快速沉积的区域。沉积物以砂质、粉砂质砂为主。沉积体包括水下沙坝、潮流水道。（试卷）
! f* H4 _) _) S. P5 y; }5.三角洲平原：河流沉积物堆积形成的出露水面的低地平原，由分流河道（包括废弃的和
: \3 N! s2 m0 K. u; O 活动的）和河间高地组成。主要为淡水河流动力主导，但是受到潮汐、波浪的影响，在外缘形成潮滩、海滩等沉积体。" V( s1 e9 w. p- i! d) E/ G* L
6.前三角洲：正常天气下的波基面以外，基本不受浅水波浪的影响，但风暴天气下，海底沉积物会被扰动。主要以沉积河流携带的悬浮质沉积物，形成以泥质为主的沉积类型。水下地形坡度剖面明显变缓。
9 ]2 ]+ r) q6 J9 N9 @7.澙湖-潮汐汊道
! R, \' y: H( N8.基岩港湾海岸：基岩港湾海岸在岬角处主要发育基岩海岸，在湾内形成海积海岸，包括发育海滩、沙咀、湾坝。沙坝-澙湖式港湾泥沙供应相对充足；一般一个沙坝-澙湖港湾自成独立系统，不与邻近海岸系统发生泥沙交换。河流来沙和岬角侵蚀供沙是海岸的主要泥沙来源。溺谷式海湾，泥沙供应相对较少；港湾内水深较深；此类港湾在高纬度地区比较常见，一般由冰川刨蚀形成，最深可至数百米甚至上千米。（试卷）
! y; ~2 O) z E$ v$ @河口三角洲沉积: J7 v; Z( q' e, U, @( R
一、河口三角洲发育与分类
# y; L8 y5 P7 b. H7 `: M* n2 W二、河口三角洲沉积特征
. C3 q4 D* q8 R) I3 \+ J三、三角洲沉积环境及相特点
. j$ s. X, @9 H0 f四、河口三角洲沉积作用
0 }( q; r8 h! } N0 s- J9 z5 v' C五、河口三角洲沉积旋回与演化4 \! b, R; R8 S4 ?3 u
一、河口三角洲发育与分类
# {4 Q* \7 h- B6 L' G5 X& s" Q J6 J0 d+ R' L+ s, [6 E
二、河口三角洲沉积特征
5 R( R! [, i! o3 q, X三、三角洲沉积环境及相特点
7 y/ y3 l/ ]5 a2 P9 S' ]8 p四、河口三角洲沉积作用
& Y/ ]: q/ s1 s, j6 ]3 S8 o1.沉积模式：陆棚/缓坡型：主要发育沉积在坡度低缓而宽阔的陆棚海边缘
9 @2 M8 k: b; \* @9 A e斜坡/陡坡型：该模型根据牙买加耶拉斯三角洲沉积特点建立
0 ~4 {) D1 x* _8 ]1 c斜坡/陡坡型：以具有顶积层、前积层和底积三层构造为特征层
1 S8 t3 e; J; R2.河口作用：
7 P; l7 W! m0 }4 c0 F6 t+ w ; Y# M0 \) R4 V; x: X
大陆边缘沉积
' J6 E; H. z: q6 S' |1 |一、大陆边缘的地质特征
" | n" C" s% n/ v二、大陆边缘的沉积特征8 P. n0 M5 \" Q# q
一、大陆边缘的地质特征
. H2 |& q4 ?7 n! B9 t! z4 r! U: X( g- l; W/ z
1.大陆隆由大陆坡坡麓向大洋底延伸的沉积扇形地，地跨大陆坡和洋底两单元，宽100～1000km，沉积物厚度通常超过5km，平均坡度小，水深1500～4000m，陆隆面积19×106km2，占洋底总面积6% ,陆隆表面起伏不大。陆隆可分为上下两部分，下陆隆一般更缓。（试卷）4 K; E# {' J3 ]* l; G* n% _& D4 H
2.大陆架是围绕大陆、地形开阔、坡度平缓的浅水区。它的范围从低潮线开始，到海底坡度突然增大的深度为止。
; e+ T) e! w4 ?0 ?3.大陆坡指紧靠大陆架外缘，水深200-2000m的海底。平均坡度为4°17′。主动型大陆边缘表现为上部缓，下部陡。而被动型的大西洋和印度洋边缘则相反，表现为上部陡，下部缓。海底峡谷和大陆坡平坦面是大陆坡两个主要次级地形单元。
% D, u$ h/ _1 j- h- `: y% B' Y二、大陆边缘的沉积特征. [9 G- T/ g' v5 B! v( `( e
2.1 陆架沉积
# g A& e: ?. l9 g2.2 陆坡-陆隆沉积
; `) `7 I- j3 V3 u6 _* @2.3 浅海碳酸盐岩沉积
6 m/ o. ]! Z. U; X2.4 边缘海盆沉积) v$ [/ s' d( K7 d. h4 l
2.1 陆架沉积( F5 g, V2 \+ ], Y1 q% x
2 q/ W V/ p, U, ^# \# E5 }1.残留沉积是指沉积物的属性与目前所处环境不相适应的那些沉积物。如波罗的海海底发现淡水湖相粘土和冰碳物; 全球陆架面积的50%左右为残留沉积物所覆盖，沉积物以细砂为主，含钙质结核，还往往有许多指示原沉积环境的生物化石。（考试）3 P4 b0 a5 Q q! p. [2 i/ o! W! M
2.、现代沉积是指沉积物的属性与目前所处的沉积环境相一致，处于一个统一的动态平衡系统之中。8 \) ~2 W1 g% y' X6 p
3.变余沉积，原为残留沉积物，受到现在所处的浅海环境的改造，沉积物的属性一部分与现代沉积环境一致，一部仍属残留沉积物的属性
) @: ~" v, F q/ B4. 陆架沉积作用的控制因素：1）海平面变动：影响水深和自然地理环境; `9 X( {! l/ ~7 A4 g7 \
2）沉积物的补给，物质来源主要是由河流、冰川等从陆地上搬运来的陆源物质。
$ F. f, o7 _" J9 l, J3）气候，决定了大陆上岩石的风化、侵蚀的类型和速度，海洋中的海流体系，海岸生物生产力和海水的化学性质。
( U- G) q1 Z$ n: o/ d4）陆架水动力状况：包括洋流、潮流、密度流和气象流四种，是陆架沉积物侵蚀、搬运、沉积及海底地貌塑造的主要营力。
1 `, w) S! c2 n, n8 `! v5）生物作用，底栖生物的许多形式和生理的适应性与底质沉积物的物理性质有关，两者是一种互相依存的关系: 一方面，在不同类型沉积物底质上，生活着不同种群组合的生物群落；另一方面，沉积物表面的生物活动又可改变沉积物表面的物理性质，从而影响到沉积过程．7 |0 P9 W- X: @) {4 N7 X
6）化学因素，陆架区海水的化学性质，一方面控制着某些自生矿物的形成，另一方面，化学沉积作用也会引起沉积物胶结和粘结，这对于增加底质稳定性、减少侵蚀作用具有重要的影响。（考试）
) u7 h; I/ U* o) @9 _2.2 陆坡-陆隆沉积
/ X. O. `/ y% l! F8 }8 ` q1.陆坡-陆隆沉积作用的影响因素' T& S5 _2 g& t% Z
1）地质构造环境地质构造环境是控制陆坡－陆隆沉积作用的一级制约因素。幼年阶段陆坡仅局部或者从未发生沉积作用，陆隆未形成。青年阶段的陆坡沉积作用仍很微弱，陆隆未形成或仅处于胚胎阶段。壮年期陆坡已被很厚的沉积物所覆盖，在物源充分的构造稳定区，陆坡向前推进；老年阶段的大陆边缘由于聚敛板块的构造活动而出现深海沟。$ a* ^3 K8 x ^0 N! E; ^: l) v8 i
2）海面变化气候温暖的高海面时期(间冰期)，河流输送入海的沉积物质大多堆积在陆架内带，只有很少部分被海流搬运至陆坡,因而不利于陆隆的发育。气候寒冷的低海面时期(冰期)，陆架大部分出露，河流可将其载荷物质直接堆积在陆架坡折带附近，当受到地震、大风暴等营力触发时以浊流、碎屑流或滑塌的形式搬运至陆坡、陆隆及深海平原，从而有利于陆隆的发育。
. ?5 P# ?5 e3 y3）物源陆坡、陆隆以再沉积作用为主。低纬区的物源常是来自碳酸盐礁及台地的生物碎9 u/ Z/ f/ \7 w$ s7 k2 U
屑，但供给速率较低。
8 b3 S; Y9 E7 f( w$ `% h. ]4）生物活动生物生产力以及生命活动对陆坡、陆隆的沉积作用有重要意义，它影响着水柱中质点的类型和浓度。从而影响着底质的沉积速率。
) `& c% h) ? G) F/ C2.沉积物重力流分为随屑流、颗粒流、液化沉积物流、浊流四类。0 H& W- v+ s1 w2 _7 ]0 X( ?) @
3.海洋碳酸盐沉积的一般特征：温暖、清洁的浅水海域是碳酸盐产生的最有利因素；有机来源和盆内成因是海洋碳酸盐沉积物的显著特点；碳酸盐的搬运距离近，颗粒与灰泥比值常作为判断解释碳酸盐沉积物沉积时的水动力条件的重要标志；浅海潮下带是碳酸盐沉积物堆积速率最高的地带，深水沉积低速率；碳酸盐沉积体的特有形态—碳酸盐建隆（考试）& p, j+ U! E9 C) E1 F
大洋沉积
( o+ g3 k& h6 G大洋沉积环境及沉积物来源* s# I* ]" W3 H5 N6 A! X1 `# x
大洋沉积物的分类# L/ N' m/ r; G. J/ T: b
大洋沉积作用
" N% J' b7 P" Q+ o0 |3 c大洋沉积的分布规律- B! I* t% E* `; J0 b1 S
一、大洋沉积环境和沉积物来源7 C2 u# D+ m2 i( L+ P
1、大洋沉积环境
2 L' }" V4 Z2 G- f大洋沉积发育在深海盆地，水深在2000m以下。平均深度为4000m。 H$ ?. t0 |& I( }) V% f9 w
深海底阳光已不能到达，氧气不足，底栖生物稀少，故不能形成多量的底栖生物堆积。; R$ k3 b {9 c' A8 }
深海底层温度一般稳定在1℃左右。: r/ P. X# D8 b; w
现代海底许多地区的底流流速为4 -40 cm/s，可以搬运沉积物，形成波痕。5 l. h. y2 O# \1 J
2、大洋沉积物的来源 I& L1 f/ n7 [, b8 l! F
陆源物质：河流、海岸侵蚀、风、冰川、海流
. h- L! I( R9 `9 ~海洋源物质：生物沉积、海底风化、自生矿物7 k( p, F1 z$ u4 v" d! C
其他来源物质：火山、宇宙物质5 l) w" O) o1 G0 I7 S/ F4 a
三、大洋沉积作用：垂直沉降作用；远浊流作用；底层流效应；等深流；雾浊层；深海暴流2 Y1 A* U6 N! W# {, I
1.方解石的补偿深度—CCD：随水深增加，由于水温降低和压力增加，使碳酸钙溶解的饱和度增大，方解石和文石的溶解速度也增加。在某一深度上碳酸盐沉积物的溶解速度和供应速度达到平衡。在此深度之下，碳酸盐沉积物被溶解而不能沉积下来，粘土质和硅质便相对得到富集。现代海洋的CCD在4500m之下。（考试）
4 W$ a6 X$ m1 P2 [$ J2.等深流指在科氏力和水体密度梯度作用下，顺同一深度形成的密度底流，主要形成在大陆隆区，可以形成等深流席或沉积脊堆，宽数十公里至数百公里。等深流流速较低，沉积速率低，在时间上是持续和稳定的。
& h: b) ^% s! w& C' K+ M! R3.大洋底部，由于各种水流（包括底层流、等深流和远浊流等）和水团的活动，使洋底一部分沉积物悬浮起来，在洋底上方呈雾浊状，称为雾浊层。其微粒浓度可以达到0.01 ~ 0.3 mg/L，甚至更大。平均微粒粒径12μm，雾浊层厚度可达1000 m。8 C) H: r- y% A% \
四、大洋沉积的分布规律（大洋沉积作用特征及其分布规律）; t/ x V& ^! D/ D
1.大洋沉积作用存在气候地带性、环陆地带性、垂直地带性以及构造地带性。$ g$ L+ _4 `, ^% @ U7 ^( X
气候地带性：不同的气候带具有不同的温度和湿度，影响基岩风化（物源供给）、搬运方式等，从而与陆源沉积作用息息相关。不同的气候带及其所造成的大洋环流特点也控制了海洋生物的繁衍和分布。这样，气候带的差异必然会在海洋沉积中得到反映。气候地带" N6 L/ x) E% T4 X3 C4 C2 G- E
性不但表现在沉积物的种类和性质上，而且也表现在沉积物的数量上，即沉积速度和沉积厚度上也有反映。% h* \& K. N# a) F8 H$ z" c+ f
环陆地带性：在环绕陆地的洋缘地带，广泛发育了陆源沉积；而在远离陆地的远洋地带，则沉积了深海粘土、钙质和硅质软泥等远洋沉积物。就沉积量而论，在大陆及群岛周围的大陆坡麓处，乃是巨厚沉积的分布区，随着远离大陆向着大洋方向，沉积数量及沉积率逐渐降低，通常在距大陆坡麓数百公里以外，这种沉积量的递降现象不明显。在陆源物质大量输入海洋的温湿带，沉积量递减的环陆地带性表现最为强烈，其影响所及，可达陆地以外上千公里。在印度洋北部，环陆地带性影响范围约达2000公里。但在干燥带，由于陆源输入量有限，环陆地带性不甚显著。7 a% }* t! G4 I5 K
垂直地带性：碳酸盐沉积最严格的服从于垂直地带性，他见于水深小于碳酸盐补偿深度的海域；相反，深海粘土总是分布在深水区。在水深较小的海山和海岭的顶峰处经常覆盖着近于白色的钙质沉积物。因为钙质沉积物的沉积速度大于相邻的深海粘土十倍左右，这种情况下海底高地上的沉积厚度反而超过了周围的深海盆。由于海底高地上底流比较活跃，其沉积物的粒度往往较粗。在垂直地带性的一般图式中，可以划分为3个相带：介壳保存完好的钙质沉积物（溶跃面以上）；介壳被溶蚀破碎的钙质沉积物（溶跃面以下）；非钙质沉积物（补偿深度以下）。4 [0 o' ~2 B' f! F( S+ O: t) r
构造地带性：底扩张和板块运动导致洋底年龄从洋中脊轴部向两翼规律递增。洋底边扩张、边沉降、边接受沉积。在中脊顶部，构造因素起主导作用，其上沉积层缺失或充填于凹地中。向两翼，随着洋底年龄增大沉积厚度也逐渐增加。构造作用下，存在水热作用，使得出现特有的重金属软泥。海底火山活动可以形成玄武质组成的玻璃质火山碎屑夹层。（考试）3 j! q. P3 d1 q% K! \
海洋学基础
1 X% `5 ]& k+ J" e, e; R S# c海水的物理化学性质
6 d" y& k7 f6 o$ I2 G( X+ P海水运动的基本形式
4 G {6 l1 m2 N$ H5 @海平面变化0 A- E8 T6 ?4 }4 U4 a q
一、海水的物理化学性质
3 D' A8 w5 C( }0 s1.表层海水温度（SST）2 C: M. x, F9 g4 v
2.海水的盐度：指海水中全部溶解固体与海水重量比，通常以每千克海水中所含的克数表示。世界大洋的平均盐度为35‰。
0 ^. y" {% o; t' g' Z( Y. _0 P3.海洋酸化对海洋生态系统的影响：改变海洋海水的碳酸盐系统平衡组成，导致二氧化碳分压和浓度升高而HCO3-浓度下降，使得CaCO3饱和度下降, 影响生物的钙化及生态过程。海洋酸化引起海水pH值下降导致的球石藻生理及其群落结构的改变将对海洋生态系统造
- ?4 x& K) M" I7 y$ I! x) Z成非常大的破坏作用。
4 w3 ^4 x5 m) R7 @( [- ]# z2 {4.Eh值：即“海水氧化还原电位”。Eh值愈高，愈难氧化。Eh值是海区氧化还原能力的标志。$ w7 _, h2 P" A, H) F& V3 o9 p/ E
二、海水运动的基本形式（考试，洋流产生的动力机制及其成因和性质分类）
( Y1 n) c9 l; s, p# t+ S S( o, H# U/ \' N
2 J, x0 E- P/ a8 s) B
+ V# C% t1 C6 r6 Q' P3 v% t7 j' E% ~" A
2.浊流(重力流）：富含悬浮固体颗粒高密度水流，在重力驱动下顺坡向下流动。成因：悬浮沉积物扩散，在重力作用下沿着盆地底部流动，两种不同密度流体的密度差异（考试）) F) B3 W5 i) |- ~ @
三、全球海平面变化# ~% | S6 E3 l9 p) o8 s
1.绝对海平面变化（Eustatic Sea-Level Change）：海洋表面与地心之间的距离变化1 i$ T7 }* k7 x% m/ \
2.平均海平面：海洋表面的平均高度，是一个地区经过长期观测得到的海面的平均位置，位于平均高潮位和平均低潮位的中间。. z& [- ~. h$ A! o3 D" o! J
3.怎样建立一条区域的相对海平面变化曲线？1. 确定古海平面位置。首先需要标志物，包含古海岸地貌、古海岸沉积物体，古生物；其次标志物对应的海平面范围；另外还需要
; x- G, [( E, z& T! l1 ~4 f 标志物的高程（埋深）2. 能够定年
& z7 g" [; z; [. G5 G4.第四纪海平面变化研究的意义（考试）
! S" ^3 x6 p! `9 }/ A7 A5 @& ]1. 海平面是控制陆源碎屑沉积最重要的因素，海平面变化决定了陆源碎屑沉积的最终归宿。海平面变化历史是理解陆缘沉积层序和古地理变迁的基础。
" {, i4 q: E4 I: N, G- @2. 相对海平面记录是分析区域构造运动的基础。既可以分析长时间尺度的构造运动，也可以分析短时间尺度的地壳运动（如地震活动）
# @& o4 X0 c/ \+ N" a3. 海平面变化是全球高纬度地区冰川融水的直接证据，而高纬地区的冰川融水对于全球大洋环流具有重要的控制作用。高精度的全球海平面重建对于研究气候变化、大洋环流变化具有十分重要的意义
+ n0 U9 ^! k o& w9 d$ o/ T6 b2 W% c4. 海平面变化的地质重建可以延伸器测记录的长度，利于判别一个地区海平面变化的长期趋势
6 z* q J3 t4 i6 ]0 `5 R5.现代海平面上升的影响(考试)
! d. I$ o7 Y, q$ W1、风暴潮加剧，高海平面抬升了风暴增水的基础水位，增加了行洪排涝难度，加大了台风和风暴潮致灾程度。
1 Q7 L& Y, [0 X/ `; _) v2、海岸侵蚀，海平面上升导致波浪和潮汐能量增加、风暴潮作用增强、海岸坡降加大、海岸沉积物组成改变，在挖沙和沿海工程修建等人类活动的共同作用下，沿海地区海岸侵蚀进一步加剧。2 f+ }' c7 B) [% ~" ]- c* y: k
3. 海水入侵与土壤盐渍化，海平面上升和沿海地区地下水超采加剧了海水入侵与土壤盐渍化程度，影响沿岸生态系统和农作物生长。4 r* p1 h: o L2 b, N2 c& Y
4、咸潮，咸潮入侵程度与海平面、潮汐、风暴潮、降雨和上游来水等因素密切相关。 |
6 P7 @% M/ }3 L$ O; n
* t3 u; q/ s8 C- d. M8 H9 [
; U* D& Z. X7 l* V1 J
2 l; {3 ^2 t/ q