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" e M9 }! m( n1 X$ g) k 现今海洋面积占地球表面积的70.8%，达3.61×10 8km 2，约为大陆面积的2.4倍。在地质历史中海陆变迁，沧海桑田，大陆内部的岩石中留下了已消亡海洋的大量遗迹。海洋的地质作用对地壳的演变起着极为重要的作用。
- \' D6 U' y: y 第一节 海洋概况
0 u& t7 W/ J3 r" N: o- Q# Z 一、海与洋 3 u( R- e8 K2 D1 C
粗略地说，近陆者为海（sea），远陆者为洋（ocean）。一般来说，海与洋的水体是相互连通的，可视为一体。其中，因岛屿障碍而主体与大洋隔离且邻近大陆的海域称为边缘海，如日本海；对于伸入大陆内部的海域，则称为内海。 & I0 q- J# F7 c
按水深，海洋可划分为浅海区（0~200m，最深可达550m）、半深海区（200~2000m）（金性春，1987）、深海区（>2000m）三部分。 # I& S4 n: p. ]9 Q9 q
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) X; B# q' b* ~7 V7 N' g 海与洋在下列方面具有显著区别：
" z0 |1 x* l. q" P* v( T （1）洋盆是相对稳定的蓄水盆地，全球四大洋自中生代以来即已出现，尽管其范围、轮廓、深度曾发生许多变化，但一直是接受沉积的地区。海盆的形成时间较短，不论是位于陆地边缘的陆缘海（pericontinental sea， epicontinental sea），或位于大陆之间的陆间海（intercontinental sea），主要是在古近纪才初具规模，于第四纪完全形成，其位置、范围、规模变化很大。 * @+ @2 R# ]3 L& D2 S) ~
; F3 t4 h* U6 u- X' n/ K （2）洋底地壳皆为洋壳，海底地壳除了少部分具有洋壳性质（如日本海及我国南海的一部分）外，多数为陆壳。
+ p; d! m0 V$ B) @- ^5 \ |2 c- m （3）大洋水深，面积广阔，形态不受大陆轮廓的影响。海盆水浅（一般在2000m以内），范围局限，形态受陆地轮廓直接影响。从我国的陆缘海和四大洋水深和面积的比较（表14-1），可以看出海与洋的某些差别。其中仅南海的水深较大，接近于大洋。这和它发展演化的程度较高有关。此外，洋与海在水的含盐度、温度及运动特征等方面还有一定的不同之处。
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二、海水的化学成分 9 d% j5 Z2 R: t5 |2 j' ]. z7 {9 w
1kg海水中一般含盐33~38g，即含盐度为33‰~38‰。雨量丰富及有大河流注入的海域含盐稍低；雨量稀少、干旱炎热而又封闭孤立的海域（如红海），因蒸发量大于补给量，含盐度较高，最高达40‰以上。在开阔的大洋里，含盐度比较稳定，一般是35‰。海水中盐的成分主要是氯化物、硫酸盐、碳酸盐（表14-2）。 ! Z4 K0 f7 X' P+ m9 Y, t
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海水中尚含Au、Ag、Ni、Co、Mo、Cu等几十种微量元素。某些元素含量较高，如金含量由0.001mg/t到60mg/t，平均约为0.04mg/t；铀含量为3.3μg/L。有许多国家在进行从海水中提取金与铀的试验，我国也开展了这方面的工作。
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# }; r/ l' j5 i 海水中还溶解有多种气体。具有重要意义的是O2与CO2。它们来自空气及海中生物的生命活动。在阳光可以透过的浅水区域，生活在海底的植物及在海水表层漂浮生活的微体植物，通过光合作用不断制造出O2。因此在深度200m以内的海水水体中是富含O2的，并且由于海水的循环，O2还可以到达更深之处。然而，海中生活的动物不断地吸入O2，呼出CO2，会导致海水中的O2含量减少。加之，海底有机质腐烂也要消耗O2。因此，在海水垂直循环不畅的较深海底，往往是缺O2的。海水中CO2含量随海水温度升高而减少，随压力增高和盐度增大而加大，平均达到每升45cm 3CO2的含量，影响到海水的酸碱性质，控制CaCO3的沉淀。CaCO3在碱性介质中发生沉淀，在酸性介质中发生溶解。
0 v Q* A& O, b( d" g w 三、海水的物理性质 4 I: O# p$ \; A! `$ S
海水密度一般为1.02~1.03g/cm 3，略大于蒸馏水。随各处温度、压力及含盐度的变化而改变。 & w4 a& _$ z; X: c# a1 p! A: _
海水的压力随深度的增加而增加。海水深度每增加10m，其压力增加1.013×10 5Pa。水深1000m处的压力为1.013×10 7Pa，可以使木材的体积压缩1/2而下沉。水深7600m处的压力可以使空气获得水一样的密度。 ; P- C8 a6 S/ `8 w3 j' ~
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海水的颜色通常为蓝色。但是在近大陆的海域中，海水的颜色会受到海水中的生物以及泥砂含量等因素影响而改变。如红海海水具有浑红色调，系因海水富含红色藻类。我国渤海、黄海的海水多呈黄色，原因是其含有大量泥沙。 8 [0 C R7 Q! [4 h
海水温度各处不同。海水表层温度在赤道附近是25~28℃，最高达35℃。在南、北纬50°附近是10℃左右。在南、北纬80°以上的极地，则为0℃以下。此外，海水温度随着海水深度增加而降低，但表层海水中热的传导仅限于一定深度（200~300m）以内，300m以下海水温度变化很小。洋底水温一般在2~3℃之间。 2 j& G9 Y1 P* F+ f; k% X; d
四、海水中的生物 8 `8 H, E* j8 _; ^ t4 _/ x: w# k/ k
（1）底栖生物（benthos）：固定在海底生活的生物，如珊瑚（coral）、腕足类（brachiopoda）、苔藓虫（bryozoan）等。主要生活在1~100m水深的海底。 0 j, G- B* q( h; u8 v4 o, K/ M
( D; `; w( Y5 ?2 X, k （2）游泳生物（nekton）：在海水中能主动游泳的生物，主要为鱼类。
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3 W+ M2 s6 p4 Z3 Q3 a9 T （3）浮游生物（plankton）：随水漂移的生物，如飘浮的藻类（algae）、有孔虫（foraminifera）、放射虫等。游泳和浮游生物主要生活在海水上层50~100m的深度范围。
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绝大部分底栖生物、游泳生物及部分浮游生物的骨骼（介壳）成分是CaCO3，而硅藻（diatom）、放射虫（radiolarian）及硅质海绵（siliceous sponge）等生物的骨骼成分为SiO2。 o& _. U/ K8 j! g$ I$ @7 x/ Q
上述三类生物，在地质历史时期曾经广泛发育，其化石被大量保存在沉积岩中。 ; U; ~9 i& v4 G; T3 }
海水及海底沉积物中还生活着细菌（bacteria）。细菌具有极大的繁殖能力。1mL的海水中细菌可达50万个以上，1mL的海底沉积物中细菌有数千万到数亿个。大多数细菌能分解有机质，制造还原环境。
4 l1 o( {0 t" b" _ 上述海水生物对于沉积物的形成、有机质的堆积以及某些矿产的形成均有重要意义。因为，一方面，生物的骨骼或有机体是海中沉积物质的一种来源；另一方面，海中生物的生命活动对海中各种沉积作用的进程起着制约作用（袁家义等，1978）。 . N% I2 [4 i& u* e* j+ `
注：天天学普地栏目的内容摘录自舒良树版《普通地质学》
0 a$ q/ B/ s: a 美编：鲁方圆
1 n/ i5 N1 g: D0 D$ A& a 校对：陶 琴 ' p4 o9 s! s, S, h+ ?! m. Q
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