第1章绪论
海洋总面积约为3.6×108km2，约占地球表面积的71%，海洋里蕴藏着丰富的油气和矿产资源，有许多重要的渔场和大面积的近海养殖区，还有不可忽视的海上航运通道，进入21世纪以来，海洋已经成为世界各国的战略必争领域，各海洋大国纷纷掀起了大规模开发海洋的热潮，海洋经济正在成为新的经济增长点。
为推进海洋经济的发展，安全高效地开发海洋资源，海洋油气平台、港口近岸工程、海底通信、海洋交通等海洋工程设施的合理建设至关重要。然而，受到海底复杂的工程地质环境的影响，滑坡、泥底辟、埋藏古河道、浅活动断层、沙波、浅层气、麻坑等海洋地质灾害对海洋经济开发造成了严重威胁。如何预防海底工程灾害，如何开展平均深度达数千米的海洋的工程环境调查已经成为海洋工程建设必不可少的重要环节。
1.1海底工程环境
海底工程环境是海洋工程地质的重要分支，它是海洋地质学、海洋动力学、工程地质学、岩土工程等学科相互交叉、相互渗透的产物。海底工程环境是研究海洋工程构筑有关的地质、环境问题的科学，主要研究海岸带和海底与工程建设相关的各种海底地形地貌特征、地质构造、沉积环境、沉积作用、沉积物工程性质等。同时还要分析地基土对浪、潮、流等海洋水动力的响应，尤其是当人类工程活动作为外部荷载或边界条件加入到海洋地质环境中时，会导致系统平衡失稳引发地质灾害。
1.1.1海底地形地貌
整个海底可分为三大基本地形单元：大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊。地球上的陆地相互分离，而海洋大都相互连通，从地质构造观点看，在大陆与大洋之间的过渡带被称为大陆边缘，在地壳结构上是陆壳向洋壳过渡的接合部分。大陆边缘的主要地形地貌单元有大陆架、大陆坡、大陆隆、海沟、边缘海盆和岛弧。
大陆边缘在不同地区差别很大，主要有两种形式（图1.1）。一种是由水深不断增加的大陆架、大陆坡和大陆隆组成，结构相对简单，称为大西洋型大陆边缘；另一种除大陆架、大陆坡外，其组成部分还有海-岛弧-弧后盆地（边缘海盆）体系，称为太平洋型大陆边缘。相应的海岸也分为两类，在太平洋型大陆边缘的海岸称为碰撞海岸或前缘海岸，而大西洋型大陆边缘的海岸称为后缘海岸。大陆边缘约占海底总面积的20%，达到7400万km2，也是海洋工程建设的主要区域。
图1.1大陆边缘剖面类型
大洋盆地简称洋盆，指洋底低平的地带（图1.2），周围是相对高一些的海底山脉，类似于陆地上的盆地，平均水深是4753m，水域开阔。深海盆地主要由深海平原和深海丘陵构成，前者是指地形平坦的部分，其坡度很小，后者是指地形略有起伏的部分。大洋盆地是海洋的主体，约占海洋面积的45%。
图1.2典型海底地形地貌特征
大洋中脊又称中央海岭，是贯穿世界四大洋且成因相同、特征相似的海底山脉系列。它全长超过80000km，顶部水深2～3km，高出盆底1～3km，有的露出海面成为岛屿，宽数百至数千千米，总面积约占洋底面积的三分之一。大洋中脊是熔融的地幔物质涌出洋壳后冷凝形成的，其发育特征分为两种：一种是洋脊轴部具有宽数十千米、深1000～2000m的中央裂谷，称为中脊，如大西洋中脊；另一种地势比较平缓，中央裂谷不发育，称为中隆，如东太平洋中隆。
1.1.2海洋沉积物
海洋沉积物由泥、砂等陆地碎屑物质和生物残骸等有机物质组成，在自身重力及海水搬运等海洋动力的综合作用下沉降并堆积在海底。海洋沉积物是一个巨大的信息库，它储存着丰富的有关地球历史演化的信息，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。
海洋沉积物通常在大陆边缘*厚，在新形成的洋中脊上*薄（图1.3）。部分海底区域被强大的底流冲刷，因而缺乏沉积。大陆边缘虽然仅占整个海底面积的20%，但拥有约占总量75%的海洋沉积物。
图1.3世界海洋及边缘海域沉积物厚度（图片来自美国国家海洋和大气管理局）
1.1.2.1陆源沉积物
地壳上的岩石在受到物理、化学及生物等作用时会风化剥蚀产生大量碎屑物质，经由河川、雨水、冰川及风等的搬运作用而进入海洋。在大陆架宽缓的海区，大部分物质*先堆积在大陆架上。在沉积物堆积足够厚、发生液化或蠕动、滑坡、地震等条件下，堆积在陆架上的沉积物就会由海流搬运以浊流的形式输送到深海。
河流是*大的海洋沉积物来源，每年向海洋输入超过200亿t陆源沉积物（包括悬浮和溶解物质）。颗粒的沉降主要受颗粒大小控制，一般来说，距离海岸越远，颗粒越细。浊流形成的沉积具有粒级层理，细颗粒在上，颗粒大小随深度增加。
风从陆地上（主要是沙漠或半沙漠地区）卷起的沙尘，随信风或季风飘向大洋，每年约有16亿t陆源物质通过风输入大洋。在作为海洋沉积物沉积之前，细颗粒可以被带到相当远的地方，甚至可以到达世界各地。
1.1.2.2海洋源沉积物
海洋中存在大量的生物，这些生物的残骸在死后沉积于海底，即生物沉积。大陆架中含有珊瑚、贝类和藻类等生物残骸，在大洋底由于距陆地远、水深、环境稳定，陆源沉积物很少，主要是硅质和钙质的浮游生物的残骸形成的硅质软泥和钙质软泥组成的深海沉积物，钙质软泥常见于浅水和温带热带区域，而硅质软泥更常见于极地、赤道和极深海域。
海底基岩经海解作用（海底风化作用）所形成的物质也是海洋源沉积物的一部分。海底的海解速率远低于陆上风化作用，但在洋底地形高起或陡峭的部位，如陆坡、峡谷的岩壁以及断裂破碎带等处的海解速率较高，其产物堆积在附近低洼处，粗细不一，磨圆度较差。大洋底流不仅能促使海解作用加速进行，而且还可把海解产物搬至较远处，碎屑颗粒的分选性和磨圆度也随之变好（翟世奎，2018）。
在海水中，通过电解质的化学反应可产生各种化学沉淀物，称为自生化学沉积，主要包括多金属结核、富钴结壳、钙十字石、重晶石、黄铁矿、蒙脱石等。
1.1.2.3其他源沉积物
火山爆发时会产生大量的火山岩浆、碎屑和灰尘等物质，火山喷发产生的碎屑物质可以散落在火山周围数十千米乃至更远的海域内，火山灰在大气中可飘扬几千千米，甚至绕地球几圈后才慢慢散落入大洋中，这些火山物质在海洋的沉积就称为火山沉积。大洋周围和大洋内部的火山活动每年向海洋输送大约3.0×1010t的沉积物。
宇宙间行星的运动和碰撞等会产生宇宙尘埃，每年有几千吨宇宙物质落到地球表面，并且大部分*终落在深海底，这部分的沉积为宇源沉积。
1.1.3海洋水动力机制
海水是运动的，运动着的海水是海洋地质作用的重要动力之一。海水的水动力，即海洋运动产生的力，形成施加在海洋结构上的环境荷载，引起安装或铺放在海底上的构筑物（如基础或管道）周围沉积物的冲刷，水动力还可以引起海床运动甚至海床失稳（Randolph and Gourvenec，2017）。
水动力来源于波浪和海流，波浪和海流不仅冲击结构物，也搬运悬浮的沉积物（通常称为“推移质”）。水动力导致海底表面不连续，极端情况下甚至引起海床的剪切破坏，起伏的海底不利于基础或其他设施坐底。
1.1.3.1波浪
海水有规律的波状起伏运动称作波浪，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。波浪在外形上有高低起伏，波形*高处称为波峰，*低处叫作波谷，相邻两波峰（或波谷）之间的距离称作波长，波峰到波谷间的垂直距离叫作波高。相邻的两个波峰或波谷经过空间同一点所需时间称为波周期，波形在单位时间内前进的距离叫作波速。波长、波高、波周期和波速称为波浪的四大要素（图1.4）。
图1.4波浪要素
波浪荷载通常是底部固定式结构设计的控制性因素，波浪也会导致浮式结构在所有六个自由度方向均发生运动，是海洋工程设计中必须考虑的影响因素。
1.表面波
海洋表面的波浪主要由风引起，并沿水-气界面传播。由于风在海水表面的运动产生压差力和摩擦力，从而扰动了海面的平衡，使能量从风能转化为波浪能，*终形成波浪。风吹过平静的海面时泛起涟漪，而海水表面的上下起伏又为风的进一步“摩擦”提供了更加便利的环境条件，从而使波纹逐渐发展为微波。当微波变得足够高并与气流相互作用时，海面上方的风变为湍流，并把能量传递给波浪。当海面变得越来越波涛汹涌时，风将更多的能量传递给波浪，从而使波浪越来越大。如此循环往复，波浪变得更高更陡。
波浪的形成受风速、风时和风距（即风在某单一方向吹动的距离）的影响，这些因素共同决定了波浪的大小。假设风速恒定，水深、风距和风时足够使波浪以与风相同的速度传播，出现完全发育海况。在完全发育海况下，波高和波长达到极限状态，此时即使水深、风距和风时进一步增加，风能也不再转化为波浪能，波浪从而不继续增大。
当风向改变，或波浪离开风力影响区域时，由于惯性作用，波浪仍沿原来的方向传播，成为涌浪。涌浪在传播过程中，不仅得不到能量，而且受空气和水分子之间的摩擦阻力作用而消耗能量，或波浪传入浅水地区，受海底摩擦而消耗能量，使涌浪的波高比原来的波高小得多，周期和波长越来越长。因此涌浪的出现，预示着波浪已进入消衰阶段。涌浪能够从产生区域横跨海洋传播到海洋的另一边，并且可以朝与风向不同的方向传播。涌浪能传播数百千米，有时甚至可达数千千米（南极海域风暴产生的涌浪经常抵达赤道地区）。
海浪，和所有形式的振动相同，都需要一个恢复力使其重新达到平衡状态，从而不断地进行传播。小波纹通过表面张力恢复，而波浪通过重力恢复。因此，海洋表面波也被称为“重力波”。
在强风暴中，水深200m的海底表层沉积物也可能受到表面波的影响。一般情况下，水深50m以内的海床受到表面波的影响显著，可能引起砂质沉积物的液化和冲刷，也对暴露的管线或其他设施造成强水动力载荷。
2.内波
海洋中存在的另一种重力波是内波，是发生在密度稳定层化海水内部的一种波动。内波一般比表面波浪具有更大的波高和波长，其波长甚至可以达数千米（李家春，2005），是海洋中重要的中小尺度动力过程，对海洋中的物质循环、能量再分配具有重要影响（图1.5）。
图1.5海洋内波
典型的内波发生在温暖的上层海水与深层海水（冷、咸，因而密度较大）的交界面上。这种交界面称为温跃层，通常位于水深100～200m，但在水深1000m处也曾观测到波高60m的内波（Randolph and Gourvenec，2017）。温跃层附近水层的密度变化明显小于水-气界面处，因此，温跃层诱发和驱使内波传播的能量都小于表面波。内波的传播速度小于表面波，典型周期为几分钟（在开放海域观测到过周期长达几小时的内波），而风浪的典型周期只有5～15s，涌浪的典型周期为20～30s。
内波对海洋结构物有重要的影响，是海洋工程结构设计中必须考虑的环境因素。它能引起等密度面的大振幅波动，蕴含巨大能量，严重影响海上石油钻井平台、海上风电等海洋工程结构的运营安全。
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