中海大海洋地质学课件第2章海洋地理与海底地貌-2第四讲

*1海洋地质学(第四讲）*2第二章（讲）作业与思考题1.标准洋壳结构及其物质组成？2.大陆岩石圈与大洋岩石圈的主要区别？3.你认为低速层或软流圈是怎么形成的？其存在的科学意义有哪些？4.大陆边缘的主要地貌类型及剖面特征？*3

第二章海洋地理与海底地貌

海洋地质学*4第二章海洋地理地貌

2.1海洋与陆地的地理特征2.2地球结构与基本组成2.3大陆边缘地貌2.4深海盆地地貌2.5洋中脊地貌2.6海洋环境要素*52.4深海盆地地貌2.4深海盆地——海山孤立于洋底之上、相对高度在数百米以上的海底高地叫作海山，典型的海山多为近似圆锥形。据重力、地磁以及所采海山岩石样品说明，大多数海山源于海底火山喷发。多座海山相连构成呈脊状火山脊或链状海山链。海山常在海底成群成列出现，在太平洋海底海山多达2000多个。在水深6000m的平坦洋底上耸立着高达4000～5000m的海底山峰。*62.4深海盆地地貌2.4深海盆地——海山在海山中引人注目的是顶部平坦呈圆锥状台地的海山。平顶面直径可达十几公里，顶面水深可达2000m，人们把这种独特形状的海山称作平顶海山或者盖奥特(guyot)。意义?*72.4深海盆地地貌2.4深海盆地——海山海洋中的平顶山与陆地上的破火山口形状不同，在海底平顶山中部没有断块陷落的痕迹。因此，可以认为这种山形是在火山停上活动之后的某一时期曾经露出在海面之上遭到波浪侵蚀切削而变成。*8平顶山的成因解释你认为对吗?如果是对的,需要什么条件?还会有什么结果?如果是错的,你有更好的解释吗?2.4深海盆地地貌2.4深海盆地——海山*92.4深海盆地地貌2.4深海盆地——环礁(atoll)礁体(石)是指由钙质生物体堆积而成的海底隆起。环礁是指大洋中逼临海面而生长的环状礁体。环礁出露水面，其内常为较深的泻湖。礁体之上可生长有椰子或红树林等。最典型的造礁生物是造礁珊瑚，因为珊瑚多生存在热带海区温暖洁净的海水中，因此环礁多出现在赤道南北大约20°的范围内，尤以西赤道太平洋为多。*102.4深海盆地地貌2.4深海盆地——环礁(atoll)如果礁体直接生长在岸上，则成为岸礁；若生长在海岸附近而又不与海岸连接，且平行海岸生长则称为堡礁；若生长离岸有一定距离的陆架上，形成孤岛，则称为岛礁。岛礁堡礁*11环礁多建造在海山之上，据此所推测的发展模式大体分为三个阶段：(1)火山喷发形成火山岛，珊瑚环绕火山生长成岸礁（裙礁）；（2）山随地壳下沉，形成堡礁；（3）随着火山岛进一步沉降没于水面以下，礁体逐渐生长成环礁。2.4深海盆地地貌2.4深海盆地——环礁(atoll)*122.4深海盆地地貌2.4深海盆地——岛链(islandchain)在大洋中，存在有呈线状排列的火山，形成海山链，如果这些海山出露在海面之上，则形成岛链。这些海山链或岛链远离大陆边缘和大洋中脊，有着其独立特殊的成因。*13美丽的夏威夷*142.4深海盆地地貌2.4深海盆地——岛链(islandchain)这些岛链有一系列的特征：年龄比下伏的洋壳要年轻得多,海山链通常互相平行，走向与大洋中脊近于垂直,大部分链为北西向(EPR北东向），岛链火山的年龄从洋中脊方向向外逐渐增大。0.04Ma0.38Ma0.43Ma0.8Ma1.3Ma1.8Ma3.7Ma？*152.4深海盆地地貌2.4深海盆地——岛链这些岛链的成因虽然仍有争论，但较统一的观点是地球内部存在较为固定的“热点”，热点造成火山活动，受洋中脊海底扩张作用，大洋板块向中脊两侧推移，路经热点便留下一连串的火山岛屿。*16深海平原是指洋盆中海底平坦的区域，坡度小于1：1000（1m/1km），为地球表面最平坦的部分。通常出现在陆隆的外缘，水深在3000～6000m之间。地震资料表明，深海平原是由在原始不规则的海底地形之上沉积了巨厚的沉积物而成。最平坦广阔的深海平原出现在陆源沉积物供应充足的地方，如大西洋。由于流入太平洋的河流相对较少，边缘又有俘获沉积物的海沟系，因此，接受沉积物较少，形成的深海平原不多。2.4深海盆地地貌2.4深海盆地——深海平原（abyssalplain)*172.4深海盆地地貌2.4深海盆地——深海丘陵（abyssalhill)深海丘陵是指深海平原中明显高起的小丘，高度小于1000m。水平分布范围一般从1～10Km，但也可达50km。深海丘陵通常成群出现于深海平原和洋中脊侧翼之间，特别是见于没有沉积物覆盖的基岩裸露海底区域。虽然在大西洋和印度洋也有很多的深海丘陵，但它们却是太平洋的重要地形特征，在那里，它们覆盖了80～85%的洋底。多数深海丘陵是先期洋中脊的组成部分，目前因远离洋中脊，加之被沉积物覆盖而起伏较小，所以在现今海底地貌上是和洋中脊分开的。*18在洋底，除了大洋中脊体系之外，还有另一种壮观的海底地貌景观：由一系列火山性海山呈线状排列，延伸达千公里以上，称作海岭，又因这类海底火山山脉最大的特点是无地震，故称作无震海岭。无震海岭出露海面之上则称为火山岛链。北太平洋天皇—夏威夷海岭是无震海岭的典型实例，其中天皇海岭火山几乎全在水下，夏威夷海岭出露在海面之上的部分火山岛则称为夏威夷岛链。2.4深海盆地地貌2.4深海盆地——无震海岭（aseismicridge）天皇海岭夏威夷海岭*192.4深海盆地地貌2.4深海盆地——无震海岭（aseismicridge）海岭与大洋中脊的主要区别在于：⑴其轴部无中央裂谷；⑵无横断中脊的转换断层或破碎带；⑶现代火山局限于洋中脊的一个端点(热点)；⑷无地震活动或仅有火山活动引起的微弱地震。无震海岭指示了海底扩张或板块移动的方向。*20第二章海洋地理地貌

2.1海洋与陆地的地理特征2.2地球结构与基本组成2.3大陆边缘地貌2.4深海盆地地貌2.5洋中脊地貌2.6海洋环境要素*21上世纪20年代，德国“流星”号考察船装配了先进的回声测深设备，首先在大西洋中部确认了长达17000km的海底山脉。此后，全球性的大洋测深相继在太平洋、印度洋也发现了洋中脊和中央裂谷。1965年Heezen和Ewing总结了海底测深与地貌资料，提出在世界洋底存在着—条贯穿各大洋的大洋中脊和裂谷体系，并识别出一系列与大洋中脊近似垂直的巨型断裂带。2.5洋中脊地貌2.5.1平面展布——发现*22人们把这种成因相同、特征相似、贯穿世界各大洋的海底山脉系列总称为大洋中脊体系。由于大洋中脊体系大多是在大洋中部展布（但并不仅分布在大洋中部），有时又称为中央海岭。

2.5洋中脊地貌2.5.1平面展布——大洋中脊体系*232.5洋中脊地貌2.5.1平面展布——大洋中脊体系尽管大洋中脊在太平洋、印度洋、大西洋和北冰洋内连续延伸，首尾相接，全长64000km，但大洋中脊在各大洋中的展布形态和性质却有着很大的差别。首先，大洋中脊在东太平表现为宽缓形态，而且中脊上的中央裂谷不明显，又被特称为东太平洋海隆(EastPacificRise)。2.5洋中脊地貌2.5.2形态特征中脊顶部水深一般2000～3000m，平均2500m左右，有些地方高出水面成为岛屿，如冰岛、亚速尔群岛，复活节岛等；中脊宽度变化较大，一般数百至几千公里，最宽（如太平洋）可达4000km以上；从中脊相对于深海平原隆起的地方算起，其面积约占大洋底的1/3，可谓世界规模最大的环球山系。大西洋中脊地形相对陡峻、狭窄，具有明显的中央裂谷（A,B）；印度洋中脊地形相对大西洋的平缓和宽阔，也具有中央裂谷（C,D）；太平洋中脊地形相对是最宽、最平缓的，不具有中央裂谷（E）。洋中脊的地形剖面（据S.K.Runcorn1962）

2.5洋中脊地貌2.5.2形态特征*26*27大洋中脊地形相当复杂，在横向上，中脊顶部有一系列的岭谷相间排列；在纵向上，中脊呈波状起伏的形态，并被一系列的巨型断裂所切割错断。慢速（超慢速）扩张洋脊与快速扩张洋脊在形态上明显不同。2.5洋中脊地貌2.5.2形态特征？*28拖网与钻探采样证明，大洋中脊绝大部分是由拉斑玄武岩构成，说明大洋中脊是地球上最大的现代火山作用带。在洋中脊局部地区，主要是在慢速和超慢速扩张洋脊和大型断裂带，有蛇纹石化橄榄岩或橄榄岩出露，个别地方也可见到地幔岩直接出露于海底。2.5洋中脊地貌2.5.3地球物理特征与岩石类型*29*30据地震反射资料，大洋中脊地壳厚度普遍小于正常大洋地壳厚度。其原因一方面是因为中脊轴部普遍缺失洋壳结构的层I，既缺少顶部的沉积层；另一原因是局部脊段甚至缺失洋中脊结构中的层II，甚至层III，地幔直接出露于海底。即使在具有标准洋壳结构的大洋中脊，洋壳结构中的层III厚度也普遍减薄。2.5洋中脊地貌2.5.3地球物理特征与岩石类型*31地震资料揭示：在中脊轴部之下普遍存在地震波速较小的异常上地幔，沿洋中脊重力异常值也较深海盆地显著降低，洋中脊还是一个高热流值带，同时也是一个地震频发带(浅源）。上述事实均说明洋脊下部存在有熔融的岩浆物质，地幔熔融物质的存在为大洋中脊是现代的扩张中心提供了有力的证据。2.5洋中脊地貌2.5.3地球物理特征与岩石类型*32大洋中脊轴部分布着由一系列正断层从中脊顶部下切形成的裂谷，通常称为中央裂谷。总长约80000km，并与大陆上的裂谷带首尾相接，从而构成了世界上规模最宏大的张性裂谷带。2.5洋中脊地貌2.5.4中央裂谷(Centralrift)转换断层中央裂谷中央裂谷*33中脊裂谷发育深度l～2km，宽数十至数百公里，最窄处仅几公里，由一系列正断层排列而成，横断面为地堑性构造，这显然是由张力作用形成的断裂谷地。近年来载人深潜器潜至洋底观察发现，洋中脊裂谷谷底几乎全部为新鲜的火山物质，火山岩呈新鲜的玻璃光泽，玄武质熔岩流具水下喷发特有的枕状构造，它们构成了洋中脊特有的“零龄”洋壳。2.5洋中脊地貌2.5.4中央裂谷*34令人惊异的是，在洋中脊轴部上成群耸立着由热液活动成因的硫化物烟囱体，它们可高达10m,直径宽约40cm。由黑烟囱题喷出温度热液流体温度高达350℃以上。2.5洋中脊地貌2.5.4中央裂谷——热液烟囱体*35*36在黑烟囱周围所构成的热水区，不仅有虾、贻贝、鱼、嗜热的化学自养细菌等，还生长着白蟹和一些长达30cm的白色大蛤，且成群的鲜红色大型管状蠕虫在热水流中飘动着，从而构成了一个新的生态系统。2.5洋中脊地貌2.5.4中央裂谷——热液烟囱体*37*38*39*402.5洋中脊地貌2.5.5破碎带大洋中脊在宏观上构成连续的全球性海底山脉，但在微观上并非连续不断的，它被一系列与脊轴垂直或近于垂直的横向大断裂（转换断层——Transfault)所切割。横向大断裂把大洋中脊和中央裂谷错开，错移幅度数十至数百公里，如在赤道大西洋，最大错移距离超过1000km。*412.5洋中脊地貌2.5.5破碎带破碎带的平面与剖面图注意：①洋中脊侧翼老、冷、厚的岩石圈；②中脊附近新而薄的岩石圈和隆起的软流圈；③地幔沿深断裂上侵出露海底形成蛇纹岩。破碎带转换断层洋中脊蛇纹岩050km蛇纹岩玄武岩岩墙辉长岩走向滑移断层岩石圈软流

圈*422.5洋中脊地貌2.5.5破碎带洋中脊，乃至洋底被一系列的巨型破裂带（10-100km宽）所切割。破裂带形成横切中央海岭的大致平行的条带。中脊顶部可以被横向的破裂带错开很大的距离。在赤道大西洋，一系列大致平行的破裂带使大西洋中脊错开约4000km，使得洋中脊呈S形并保持处在大西洋中央的位置。2.5洋中脊地貌2.5.6海底年龄——几件实事（1）沉积物厚度根据地球的发育历史和古生物记录，地球上早在1000Ma之前就有海洋，以现在大洋沉积速率0.01mm／a计算，海洋中应该有厚达10km以上的沉积物。事实上，世界大洋沉积物最厚也不超过2km，平均只有0.5km；（2）海洋沉积物的分布极不均衡，沉积厚度可从零变化到几千米。最显著的特点之一是沿大洋中脊顶部一带几乎没有沉积盖层，从中脊顶部向两翼沉积层呈县逐渐增厚的趋势。（3）年龄按传统的固定论观点，海陆位置固定不变，洋底年龄应当与大陆一样古老，并堆积起巨厚的分布较均衡的沉积地层。然而，至今在洋底没有发现超过2亿年的岩石样品；*442.5洋中脊地貌2.5.6海底年龄——几件实事（4）洋壳年龄对称于洋中脊分布大洋钻探证明现今大洋地壳的年龄非常年轻（<170Ma），最年轻的洋壳沿大洋中脊顶部分布，向中脊两侧年龄逐渐变老，并对称于大洋中脊的轴部。海底磁异常相对洋中脊的对称性与世界大洋海底年龄图8.中侏罗世(157-178Ma)1.更新世至上新世(0.5Ma)2.中新世(5-23Ma)3.渐新世(23-35Ma)4.始新世(35-56Ma)5.古新世(56-65Ma)6.白垩纪(65-146Ma)7.晚侏罗世(146-157Ma)*462.5洋中脊地貌2.5.6海底年龄众多的事实说明，大洋岩石圈不是固定不变的，而是在不断地更新，大约是在2亿年左右的时间更换一次，这就需要有新洋壳产生和老洋壳消亡的地方（过程）。这正是板块构造理论和海底扩张学说产生的背景。*472.5洋中脊地貌2.5.6海底年龄海底扩张学说认为：沿扩张中心（如洋中脊）板块相背运动，伴生有强烈的火山作用和浅源地震，产生新的洋壳。炽热的大洋岩石圈发生向背运动，随着不断远离中脊而老化、冷却。在其他某个地方，板块发生相对运动，一个板块超覆于另一个板块之上，形成俯冲带。在这里，大洋板块下沉进入地幔而消失。深海沟是板块俯冲的具体表现。*48第二章海洋地理地貌

2.1海洋与陆地的地理特征2.2地球结构与基本组成2.3大陆边缘地貌2.4深海盆地地貌2.5洋中脊地貌2.6海洋环境要素

*492.6海洋环境要素海洋是一个十分复杂的环境系统。根据研究工作的目的不同，有各式各样的海洋环境分类方法，也就有了各种不同的环境要素体系。在此，我们主要从海水的物理运动、海水的化学作用和海洋生物作用三个方面简单地介绍与海洋地质关系密切的海洋环境要素。*502.6海洋环境要素2.6.1海洋（物理）水文要素海水是海洋运动的流体，运动着的海水是海洋地质作用最重要的动力之一。从物理角度讲，海水的运动形式主要表现为：海浪、潮汐、洋流和浊流。海洋的物理要素是指包括描述海水运动形式，以及引起海水运动现象在内的参数集合。*512.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——波浪

海水有规律的波状起伏运动称作海浪，也叫波浪。海浪主要是由风摩擦海水而引起，也可因潮汐、海底地震、火山爆发以及大气压力的剧烈变化而产生。由风引起的海浪称为风浪，其波形复杂多变。传至无风区的波浪称为涌浪，其波形平滑而规则，波长可达1000余米。

*522.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——波浪由于风、地震、火山爆发等因素，可以导致大洋深水区发育波高几十米，波长达千米的巨型波浪——深水波。但是，尽管这些波浪可以传播到很远的地方，但对于深海的海底却影响很小，甚至说没有影响。当这些巨型波浪传播至浅水区或海岸带时，其破坏性是巨大的，甚至可以发展成为灾害性的海啸或风暴潮。大洋深水波只是能量的传播，而没有水体的移动，水质点只是在原地做规律性的圆周运动。*532.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——波浪当波浪从深水区进人浅水区以后，水质点的运动轨迹由圆变成椭圆，称为浅水波。从水面往下，随着深度的增大，椭圆的压扁程度也越高，至海底扁度达到极限，椭圆的垂直轴等于零，水质点平行于海底作直线形往复运动。由于海底的摩擦作用，表面水质点的移动速度大于底部水质点的移动速度，水质点每次沿椭圆周运动后向前的位移量也显著增大。结果，导致波速变慢，波长缩短，多余的能量使波高加大，周期加快，波峰开始前倾。*542.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——波浪波浪继续向岸运动，由于海底摩擦逐渐增大，水表面水质点的运动速度(块)较水体底部水质点的速度(慢)越来越快，波浪前坡变陡，造成波形前后坡的不对称，当水深接近1—2个波高时，波峰前坡变得过陡，甚至直立，进而波浪发生破碎—波峰向前卷倒、崩塌，碎解为饱含泡沫的浪花，形成破浪，破浪迅速涌向岸边，拍击海岸，称为拍岸浪。*552.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——波浪*562.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——波浪波浪破碎后对海底发生较强的侵蚀作用，当以卷浪的形式破碎时，往往在水下形成沙坝，若波浪以崩浪的形式破碎，就不会有沙坝发育，而形成小沙波。*572.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——波浪当波向斜交于海岸线时，波动力平行于岸线的分量将在破波带产生沿岸流，波高和波角越大沿岸流就越大；如果波向线垂直于海岸线，只要波峰线高度不一，在破波带产生沿岸流的同时，还会产生离岸流。*582.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——潮汐

海水在月球与太阳的引力作用下所发生的周期性涨落现象叫潮汐。包括海面周期性的垂直升降运动和海水周期性的水平运动，前者叫作潮汐，后者称为潮流。在潮汐现象中，水位上涨为涨潮，水位下降为落潮。涨潮时海水的流动叫涨潮流，落潮时海水的流动叫退潮流；海面涨至最高水位称为高潮，而海面降至最低水位称为低潮；相邻高低潮水位之差，叫作潮差。*592.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——潮汐潮汐对海岸带地形作用非常强，特别是在浅海的峡形地区，由于潮流流速可以非常大，可以在海底塑造出特有的潮流沙脊地貌；在河口或峡角形海岸，潮汐往往会起到浪和流的双重作用，对滨海带沉积物的分选运移起着至关重要的作用。东海潮流沙脊钱塘江大潮*602.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——潮汐若涨潮或高潮时恰遇大气风暴的影响，会使海平面大大高于平均高潮面，则形成风暴潮。风暴潮对浅海海底、滨岸海滩和沿岸影响（危害）非常大，有时会形成灾害。*612.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——洋流

受信风、科氏力、水密度、海岸与海底地形等因素的影响，海水作大规模的定向流动称为洋流或海流，它是一种在一定时间内流速、流向大致不变的水体。水平运动的有表层洋流和海底洋流，垂直运动的有上升流和下降流，它们在适当场所沟通起来可以构成全球性的海水循环系统。世界气候与洋流分布图寒流暖流*622.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——洋流

全球性的洋流主要受气候信风的影响，但洋流所携带的能量（特别是暖流）有影响着气候变化，形成了一个全球性的海——气相互作用的耦合系统。这是一个庞大的物质与能量的传送带！全球海流系统模型*632.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——浊流在海洋中存在有一种载有大量悬浮物而十分浑浊的水下高密度重力流，称为浊流。浊流主要发源于大河流的河口三角洲前缘和大陆架边缘与大陆坡上方，后者尤为重要。在那里，所堆积的丰富的松散沉积物，在暴风浪搅动、地震振动、河水冲击、海底滑坡等因素的触发下，重新活动并在重力作用下沿斜坡向下运动，即形成浊流。黄河三角洲*642.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——浊流浊流携带有大量的悬浮物(砂、粉砂、泥，甚至还挟带有砾石。由于其密度大，在重力作用下呈束状或面状沿斜坡向下流动，造成对斜坡的冲刷切割，形成海底峡谷，进入平缓的海盆之后，随着流速减小泥沙沉积形成海底扇。*652.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——等深(线)流沿着深海等深线分布的底层流称作等深流(contourcurrent)。海洋中冷而高密度的水流的流向受海底地形和地球自转所产生的引力影响。地球的偏转力推动水流流向盆地的边缘，并沿着海水等深线流动。由等深流形成的沉积物成为等深流沉积(contourite)。等深线流主要发育在大陆斜坡处，其流速较小，沉积物多是一系列犬牙交错的薄层，呈纹层状，分选性好，磨圆度高。*662.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——温跃层与密跃层

海水在垂向上表现为明显的分层现象，主要体现在水温和海水密度变化上。通常可以把分为三层：(1）上部表水层(surfacelayer)，仅占整个海洋容积的2%左右，表水层的温度相对高，所以也称为暖水层。表水层表现为一浅的暖水透镜体（至200m深处）浮于一庞大的较冷的和盐度较大的水团之上；(2)冷深层水(deeplayer),海洋中绝大部分水体是来自极地和亚极地的冷水，密度大，位于海洋的底部；(3)在上部暖层水与底部冷水层之间有一温度变化很快的层，称之为温跃层(thermocline)。密度通常和温度是相关的，海洋中密度发生急剧变化的水层称为密跃层。*672.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——温跃层与密跃层*682.6海洋环境要素2.6.1海洋物理要素——低氧层海水中的氧主要来自大气。由于动力搅动和透光带生物光合作用，海洋表层水中的氧近于饱和。氧含量随水深增加而减少，在水深150—1000m的范围内降到比较低的值，这个溶解氧值明显较低的水层被称为低氧层，通常处于温跃层之下。在更深处，压力增大,生物数量减少，氧的含量又有所回升。*692.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——pH值H2O=H++OH-，25ºC平衡常数：

Kw=[H+][OH-]=10-14，pH=-logaH+=-log[H+]常温常压下纯水的[H+]=[OH-]=10-7mol/L常温常压下纯水pH=7*702.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——pH值海水中的H＋浓度在10-7～10-8mol／L(克离子／公升)之间，pH值为7.5～8.2，呈弱碱性。由于氢离子参与海水中大多数化学反应平衡，因此,很多矿物的形成和生物的活动都与氢离子浓度有关。海水的弱碱性有利于海洋生物利用CaCO3组成介壳，海水的pH值恰恰在适于方解石和白云石等矿物形成的pH值范围内（pH＝7.2～9），因此，海洋成为生命的摇篮。*712.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——pH值海水的pH值主要取决于二氧化碳的平衡。在温度、压力、盐度—定的情况下，海水的pH值主要取决于H2CO3离解形成的各种离子浓度，而海水中H2CO3的浓度取决于CO2，而后者又与大气中的CO2含量有关。*722.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——Eh值在海水中溶解有部分游离氧，其含量控制着海水的氧化还原性质。反映氧化还原强弱的指标称为Eh值(单位为伏或毫伏)，又称为氧化还原电位。按Eh值的高低可将海水环境分为氧化、中性、还原等环境。氧化环境中常见的自生矿物有氢氧化铁和氧化铁，而还愿环境下则形成白铁矿和黄铁矿等。*732.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——Eh值游离氧在一定程度上控制了海洋生物的分布，在海水表层，由于搅动和光合作用，氧含量最高，生物繁盛；在100～200m深度范围内，由于生物耗氧量以及有机物的大量氧化致使海水的含氧量降低为最小值，出现缺氧层；在某些特殊深海闭塞静水区，可以出现无氧带，以致这里的底栖生物完全绝迹。*742.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——Eh值海水中的pH值和Eh值是反映海洋环境最基本也是最重要的两个指标，二者有着密切的联系。从某种角度看，两个指标控制着地球上的生命系统。*752.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——Eh值海水中的pH值控制着电解质的溶解平衡，也就控制着金属元素离子的浓度；Eh值则主要影响变价元素的存在形式，也就控制着变价元素化合物的溶解与沉淀。*762.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——CO2和碳酸系统海水中的CO2含量和碳酸系是控制海洋环境的最重要的平衡系统之一。整个体系时刻都在动态变化中：CO2与水生成碳酸，碳酸离解得到碳酸氢根和碳酸根。32(aq)22(x)COHOHCOÛ+-++Û332HCOHCOH-+-+Û233COHHCO43.132110][2-==COPCOHK37.6323210][]][[--+==COHHCOHK3.10323310][]][[---+==HCOCOHK][][][][32133222--+==HCOpKKHCOCOHKHCOp28.7210][COH·=-+*772.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——CO2和碳酸系两个公式揭示了海/气之间相互联系或相互作用的重要纽带。溶解CO2可以与大气中的CO2进行交换，这个过程起着调节大气CO2浓度的作用。工业革命以来，由于大量使用矿物燃料，排放大量CO2，使大气CO2浓度上升，形成所谓“温室效应”，影响了全球气候变化。但是，“温室效应”并不像理论计算的那样明显，全球气温变化也并没有出现仅根据气象模式所计算的那样剧烈，其中主要原因就是海洋起到了缓冲和调节作用。H2O=H++OH-p28.7210][COH·=-+*782.6海洋环境要素2.6.2海洋化学要素——CCDCCD即碳酸盐补偿深度(CarbonateCompensationDepth

),又叫方解石补偿深度（CalciteCompensationDepth）。碳酸盐矿物的溶解度随海水深度的增加而增大，在某一深度，碳酸盐矿物的溶解速率