第九章大洋构造

1、第九章第九章 大洋构造大洋构造一、海底地球物理特征一、海底地球物理特征二、洋底地壳二、洋底地壳三、大洋主要单元的地质构造特征三、大洋主要单元的地质构造特征一、海底地球物理特征一、海底地球物理特征1、海底重力、海底重力2、海底热流、海底热流3、海底磁异常、海底磁异常4、地震活动、地震活动海底重力的研究始于本世纪三十年代。当时，荷兰地球物理学家魏宁海底重力的研究始于本世纪三十年代。当时，荷兰地球物理学家魏宁.曼标兹主曼标兹主要在印度洋的爪哇海沟从事重力测量。他和后来的一些学者相继发现，要在印度洋的爪哇海沟从事重力测量。他和后来的一些学者相继发现，海沟的自海沟的自由空气异常出现很大的负值，约为由空气

2、异常出现很大的负值，约为-200到到-240毫伽毫伽（图（图8-1），可见它远未达到），可见它远未达到地壳均衡状态。根据地壳均衡原理，重力值很低的海沟应具有上浮的趋向，从而地壳均衡状态。根据地壳均衡原理，重力值很低的海沟应具有上浮的趋向，从而会使低洼的海沟地形消失。但实际情况是，海沟的重力值虽然极低，海沟地形却会使低洼的海沟地形消失。但实际情况是，海沟的重力值虽然极低，海沟地形却仍然维持下来。这表明，此处必蒙受一股强大的向下拉的构造力，它克服了地壳仍然维持下来。这表明，此处必蒙受一股强大的向下拉的构造力，它克服了地壳均衡代偿的上浮力，使得海沟地区出现明显偏高均衡状态的负重力异常。正是基均衡代偿

3、的上浮力，使得海沟地区出现明显偏高均衡状态的负重力异常。正是基于这一点，魏宁于这一点，魏宁.曼奈兹主张地幔中存在着对流，海沟应处于地幔下降流的位置曼奈兹主张地幔中存在着对流，海沟应处于地幔下降流的位置上。上。 1、海底重力、海底重力大洋中脊高耸于大洋盆地之上，假如它是简单上升的产物大洋中脊高耸于大洋盆地之上，假如它是简单上升的产物,它应有较高的重力值它应有较高的重力值.但实际测量大洋中但实际测量大洋中脊的重力值，其脊的重力值，其自由空气异常与两侧洋盆区近于相等，一般为自由空气异常与两侧洋盆区近于相等，一般为+20-+40毫伽毫伽（图（图8-2），缺乏明显），缺乏明显的均衡异常的均衡异常,表明大

4、洋中脊基本上处于均衡状态表明大洋中脊基本上处于均衡状态.中脊轴部的中脊轴部的布格异常约布格异常约+130-+200毫伽毫伽,明显低于两明显低于两侧洋盆区侧洋盆区（可达（可达+400毫伽左右）；反映在中脊轴部以下，应存在着低密度的层次。这种密度亏损毫伽左右）；反映在中脊轴部以下，应存在着低密度的层次。这种密度亏损抵消了正向的中脊地形所引起的多余质量，从而使这里保持均衡状态。抵消了正向的中脊地形所引起的多余质量，从而使这里保持均衡状态。根据地震资料，发现大洋中脊较薄的地壳底下，存根据地震资料，发现大洋中脊较薄的地壳底下，存在着一层震波速度偏低的在着一层震波速度偏低的异常地幔异常地幔。结合重力资料。

5、结合重力资料算出这层异常地幔的密度（约算出这层异常地幔的密度（约3.15克克/厘米厘米 ）。中）。中脊下这一较轻的异常地幔实际上是高温膨胀的地幔脊下这一较轻的异常地幔实际上是高温膨胀的地幔物质，物质，大洋中脊应是热地幔物质上升的地方大洋中脊应是热地幔物质上升的地方。因而，。因而，中脊和海沟的重力资料均有利于中脊和海沟的重力资料均有利于地幔对流说地幔对流说，地幔，地幔流在大洋中部的中脊处上升，在大洋边缘的海沟处流在大洋中部的中脊处上升，在大洋边缘的海沟处下降，这是提出下降，这是提出海底扩张说的一个依据海底扩张说的一个依据。大洋中脊两侧的大洋中脊两侧的洋盆区重力场比较平稳，地壳处于洋盆区重力场比较

6、平稳，地壳处于接近均衡状态接近均衡状态。那里的自由空气异常的起落，常常。那里的自由空气异常的起落，常常与洋底地形的局部变化差不多一致。在海沟洋侧的与洋底地形的局部变化差不多一致。在海沟洋侧的外缘隆起带，往往显示为不太强的正异常带（自由外缘隆起带，往往显示为不太强的正异常带（自由空气异常）空气异常） 重力异常还反映了大陆地壳和大洋地壳之间的重力异常还反映了大陆地壳和大洋地壳之间的界线界线。从陆壳分布区经大陆坡进入洋壳分布区，重。从陆壳分布区经大陆坡进入洋壳分布区，重力值陡然增高。例如在北美东部的大陆边缘，布格力值陡然增高。例如在北美东部的大陆边缘，布格异常在海岸附近为异常在海岸附近为-25-25

7、至至-30-30毫伽，到大陆架的外部毫伽，到大陆架的外部边缘一带，布格异常陡增至边缘一带，布格异常陡增至+100+100毫伽，布格异常的毫伽，布格异常的等值线大抵平行于海岸线展布。等值线大抵平行于海岸线展布。2.海底热流海底热流通过地球表面的热流，反映了地球内部的热通过地球表面的热流，反映了地球内部的热状态，是重要的地球物理场。状态，是重要的地球物理场。某区域的热流某区域的热流值一般通过岩石的导热率和地温梯度的乘积值一般通过岩石的导热率和地温梯度的乘积得出，热流值的单位是微卡得出，热流值的单位是微卡/ /平方厘米平方厘米* *秒。秒。通称为热流单位（通称为热流单位（HFUHFU），指每秒钟从地

8、上通），指每秒钟从地上通过每平方厘米地球表面所释放出的热过每平方厘米地球表面所释放出的热。海底。海底热流值的测量始于热流值的测量始于5050年代。年代。 由于底层海水的温度非常恒定，对表层岩石的由于底层海水的温度非常恒定，对表层岩石的温度影响极小，所以测量海底热流无需像陆上一样温度影响极小，所以测量海底热流无需像陆上一样要在深井中进行。要在深井中进行。 海底热流测量获得的一个重要成果，是发现海底热流测量获得的一个重要成果，是发现海海底热流的平均值与陆上的热流平均值几乎完全相等，底热流的平均值与陆上的热流平均值几乎完全相等，都在都在1.61.6热流单位左右热流单位左右。本来推测热流主要来自放。本

9、来推测热流主要来自放射性元素蜕变所释放的热，放射性元素射性元素蜕变所释放的热，放射性元素 铀、钍、铀、钍、钾等大多数富集于花岗岩中，而洋底地壳缺失花岗钾等大多数富集于花岗岩中，而洋底地壳缺失花岗岩层，所以预计海底热流要远小于陆上的热流值，岩层，所以预计海底热流要远小于陆上的热流值，实际上二者却近似等同，人们推测实际上二者却近似等同，人们推测海底可能从地幔海底可能从地幔获得更多的热获得更多的热。海底热流测量还表明，各洋底单元的热流值有海底热流测量还表明，各洋底单元的热流值有很大的差别，各单元的热流平均值和标准偏差很大的差别，各单元的热流平均值和标准偏差是：是： 大洋中脊：大洋中脊：1.821.8

10、21.561.56； 洋洋 盆：盆：1.281.28 1.581.58； 海海 沟：沟：0.990.990.610.61。大洋中脊具有显著的高热流大洋中脊具有显著的高热流。例如东太平洋。例如东太平洋海隆，热流最大值可达海隆，热流最大值可达8 8个热流单位以上。个热流单位以上。热流高值主要集中在热流高值主要集中在200200500500公里宽的大公里宽的大洋中脊峰顶地段。在远离中脊顶部的斜坡地洋中脊峰顶地段。在远离中脊顶部的斜坡地带，热流值趋于降低带，热流值趋于降低（见表）（见表）岛弧岛弧海沟海沟边缘海地区的热流分布变化甚大边缘海地区的热流分布变化甚大。海沟具有显著的热流低值海沟具有显著的热流低

11、值，一般小于，一般小于1热流单位，这里热流单位，这里是冷的海底向下俯冲的地方是冷的海底向下俯冲的地方边缘海深海盆地的热流显著升高边缘海深海盆地的热流显著升高，可达，可达23热流单位热流单位岛弧地区为岛弧地区为0.93.0。海底热流在大洋中脊峰顶处显著升高，在海沟地带明海底热流在大洋中脊峰顶处显著升高，在海沟地带明显降低，这与地幔对流说完全相符合。整个洋底区的显降低，这与地幔对流说完全相符合。整个洋底区的热流值的分布，从大洋中脊的顶部是融融地幔物质上热流值的分布，从大洋中脊的顶部是融融地幔物质上涌涌,冷凝形成新的洋底岩石圈的地方，新生的洋底推动冷凝形成新的洋底岩石圈的地方，新生的洋底推动先形成的

12、洋底，从中脊顶部向两侧扩张推移，故洋底先形成的洋底，从中脊顶部向两侧扩张推移，故洋底年龄从中脊顶部向两侧逐渐增大。年龄从中脊顶部向两侧逐渐增大。洋底热流值的分布，洋底热流值的分布，实际上是随着洋底岩石圈年龄的变老而降低。这表明，实际上是随着洋底岩石圈年龄的变老而降低。这表明，洋底热流值自中脊顶部向两侧降低的分布规律，可能洋底热流值自中脊顶部向两侧降低的分布规律，可能与扩张的洋底岩石圈的冷却作用有关与扩张的洋底岩石圈的冷却作用有关。 如图，根据洋底岩石圈传导冷却模式得出的热流如图，根据洋底岩石圈传导冷却模式得出的热流年龄关系理论曲年龄关系理论曲线与实际资料相当符合，但是大洋中脊轴部的热流实测值变

13、化甚大，一线与实际资料相当符合，但是大洋中脊轴部的热流实测值变化甚大，一般较理论值偏低，可能是这里所盛行的海水循环对流释热的缘故。般较理论值偏低，可能是这里所盛行的海水循环对流释热的缘故。 洋底向两侧扩张时，热流值不断降低，逐渐有更多的地幔物质冷凝结晶，成为岩石圈的组成部分，从而洋底向两侧扩张时，热流值不断降低，逐渐有更多的地幔物质冷凝结晶，成为岩石圈的组成部分，从而使得岩石圈不断加厚，而洋底的水深则因为洋底岩石年了冷凝作用而逐渐增大，这些递变现象的幅度，均大使得岩石圈不断加厚，而洋底的水深则因为洋底岩石年了冷凝作用而逐渐增大，这些递变现象的幅度，均大致与洋底年龄平方根成正比关系（如图）致与洋

14、底年龄平方根成正比关系（如图）3.海底磁异常带海底磁异常带 50年代后半期，英国学者梅森等发现年代后半期，英国学者梅森等发现大洋底存在独大洋底存在独特的线性磁异常特的线性磁异常，他与陆上的大规模磁异常有着显著的，他与陆上的大规模磁异常有着显著的区别。在海底磁异常图中，黑色代表正异常，白色代表区别。在海底磁异常图中，黑色代表正异常，白色代表负异常。负异常。 海底磁异常的强度一般是数百伽玛，在大洋中脊的海底磁异常的强度一般是数百伽玛，在大洋中脊的强度较大，向两翼变小。强度较大，向两翼变小。磁异常大体平行于中脊轴延展，磁异常大体平行于中脊轴延展，正负异常相间排列，对称的分布于中脊轴的两侧正负异常相间

15、排列，对称的分布于中脊轴的两侧。单个。单个的磁异常条带的宽度大约数公里到数十公里，纵向上绵的磁异常条带的宽度大约数公里到数十公里，纵向上绵延数百公里以上，在遇到洋底断裂带时被整体错开。延数百公里以上，在遇到洋底断裂带时被整体错开。对于磁异常条带有不同的解释，有人主张由于洋底岩石对于磁异常条带有不同的解释，有人主张由于洋底岩石磁性的强弱不同引起。然而，广泛分布于世界洋底的磁磁性的强弱不同引起。然而，广泛分布于世界洋底的磁异常条带，表明他必然异常条带，表明他必然起源于某种全球性的作用过程起源于某种全球性的作用过程。19631963年，瓦因和马年，瓦因和马休斯提出休斯提出瓦因瓦因马马休斯假说休斯假说

16、，认为洋，认为洋底磁异常条带并不底磁异常条带并不是洋底岩石磁性的是洋底岩石磁性的强弱不同引起，而强弱不同引起，而是在地球磁场不断是在地球磁场不断转向的背景下海底转向的背景下海底扩张的结果。扩张的结果。 地球磁极在不断转地球磁极在不断转向，而且时间间隔为向，而且时间间隔为几万或几十万年。瓦几万或几十万年。瓦因因马休斯假说，是马休斯假说，是符合现在的科学研究符合现在的科学研究的，即磁异常条带为的，即磁异常条带为地球磁场不断转向的地球磁场不断转向的背景下海底扩张的结背景下海底扩张的结果。果。 磁异常条带与地磁场磁异常条带与地磁场转向年表作比较后，发现转向年表作比较后，发现他们能一一对照。而且，他们能

17、一一对照。而且，这种对应关系也见于世界这种对应关系也见于世界大洋其他海域。如冰岛雷大洋其他海域。如冰岛雷克雅内斯海岭克雅内斯海岭 （如图），（如图），将他的磁异常图案与地磁将他的磁异常图案与地磁场转向年表对比后，得出场转向年表对比后，得出该该海岭单侧的扩张速度该该海岭单侧的扩张速度为为1厘米厘米/年年 洋底沉积物洋底沉积物形成过程中，会在当时的地磁作形成过程中，会在当时的地磁作用下被磁化，但由于大洋沉积速度微小，而且沉用下被磁化，但由于大洋沉积速度微小，而且沉积层中的磁化强度远远弱于玄武岩（大约为积层中的磁化强度远远弱于玄武岩（大约为 1/100001/10000）。所以尽管洋底覆有数百甚至上

18、千米）。所以尽管洋底覆有数百甚至上千米厚的沉积物，仍然厚的沉积物，仍然不影响对大洋基底磁异常的测不影响对大洋基底磁异常的测定定。 后来发现，沉积岩心中的正反磁化段也可以后来发现，沉积岩心中的正反磁化段也可以与海底的磁异常条带进行对比。也就是说，他也与海底的磁异常条带进行对比。也就是说，他也可以和地磁场转向年表相对比。可以和地磁场转向年表相对比。 如果沉积速度保持不变的话，有三种不同的如果沉积速度保持不变的话，有三种不同的尺度：一是地磁转向年表的间隔，二是海底磁异尺度：一是地磁转向年表的间隔，二是海底磁异常条带的宽度，三是海底沉积层中的正反向磁化常条带的宽度，三是海底沉积层中的正反向磁化带段的厚

19、度，这三种不同尺度都以不同比例变化。带段的厚度，这三种不同尺度都以不同比例变化。足以见得，地磁场确实在频繁地倒转着，这在陆足以见得，地磁场确实在频繁地倒转着，这在陆地上和洋底均有记录。地上和洋底均有记录。 洋底的磁异常条带也就是洋底的等时代线。磁异常条带线的年龄相当于它被磁化的洋底的磁异常条带也就是洋底的等时代线。磁异常条带线的年龄相当于它被磁化的年代，即这部分洋底在大洋中脊轴部被带到地表的年代。年代，即这部分洋底在大洋中脊轴部被带到地表的年代。在大洋中脊两侧某些洋盆区域，并没有磁异常条在大洋中脊两侧某些洋盆区域，并没有磁异常条带出现，常被称为带出现，常被称为磁静带磁静带，这一位地磁场的一个，

20、这一位地磁场的一个相当长的时期没有发生过转向。相当长的时期没有发生过转向。海底扩张速度的算法海底扩张速度的算法：磁异常条带距脊轴的距离和这些条带的年龄，便磁异常条带距脊轴的距离和这些条带的年龄，便可以求出那里的扩张速度（如图），可以看出大可以求出那里的扩张速度（如图），可以看出大西洋中脊、印度洋中脊、东太平洋海隆的扩张速西洋中脊、印度洋中脊、东太平洋海隆的扩张速度。度。 大洋的线性磁异常格局一般不延至陆壳结构大洋的线性磁异常格局一般不延至陆壳结构的大陆台阶和陆上，在大洋地壳和大陆地壳的边的大陆台阶和陆上，在大洋地壳和大陆地壳的边界处，磁异常格局发生急剧的变化。界处，磁异常格局发生急剧的变化。

21、大陆地区的磁异常显得比较复杂，可能与其大陆地区的磁异常显得比较复杂，可能与其下的花岗岩层有关，大洋地壳与大陆地壳上磁性下的花岗岩层有关，大洋地壳与大陆地壳上磁性特征截然不同，反映了两者之间的截然差异。特征截然不同，反映了两者之间的截然差异。4、地震活动、地震活动 海底的地震活动，主要与海底的地震活动，主要与环太平洋地震带环太平洋地震带以及以及大洋中脊大洋中脊地震带地震带有关。大洋中脊两侧的大洋盆地是地球表面上，地震有关。大洋中脊两侧的大洋盆地是地球表面上，地震活动最平静的地区。唯其中一些有火山活动的海岭和岛屿，活动最平静的地区。唯其中一些有火山活动的海岭和岛屿，偶尔有浅源地震发生。偶尔有浅源地

22、震发生。 大洋中脊地震带十分狭窄，其宽度不超过数十公里，有大洋中脊地震带十分狭窄，其宽度不超过数十公里，有的地方仅的地方仅2020公里。这一地震带纵贯于太平洋、大西洋、印度公里。这一地震带纵贯于太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋之中，在各大洋之间首尾相连，成为统一连贯的洋、北冰洋之中，在各大洋之间首尾相连，成为统一连贯的大洋中脊地震带，且与环太平洋地震带、大洋中脊地震带，且与环太平洋地震带、阿尔卑斯阿尔卑斯喜马拉喜马拉雅地震带雅地震带相连接。相连接。 全球各地震带相互交替，首尾相连，把岩石圈划分为若全球各地震带相互交替，首尾相连，把岩石圈划分为若干内部地震活动较弱的巨大板块（如图），干内部地震活动

23、较弱的巨大板块（如图），地震带实际上是地震带实际上是岩石圈板块的边界岩石圈板块的边界。 大洋中脊上的地震全是浅源地震大洋中脊上的地震全是浅源地震，地震主要，地震主要分布在中脊轴部以及横断中脊的断裂带上分布在中脊轴部以及横断中脊的断裂带上 。中。中脊轴部以及横断中脊的断裂带均属于板块边界，脊轴部以及横断中脊的断裂带均属于板块边界，它们分别为分离型板块边界和转换断层型板块边它们分别为分离型板块边界和转换断层型板块边界。界。 环太平洋地震带、阿尔卑斯环太平洋地震带、阿尔卑斯喜马拉雅地震喜马拉雅地震带属于汇聚型板块边界。中脊轴部的地震以正断带属于汇聚型板块边界。中脊轴部的地震以正断层型为主，断裂带的地

24、震以走向滑动占优势，汇层型为主，断裂带的地震以走向滑动占优势，汇聚型板块边界多为逆断层型。聚型板块边界多为逆断层型。各类板块边界地震活动性的强弱，包括大地震发生的各类板块边界地震活动性的强弱，包括大地震发生的频度和最大震级，似乎与相对运动着的板块间接触面频度和最大震级，似乎与相对运动着的板块间接触面积（包括板块厚度）有关积（包括板块厚度）有关。大洋中脊轴部的岩石圈板。大洋中脊轴部的岩石圈板块厚度最小，它是各类板块边界中地震活动最弱者，块厚度最小，它是各类板块边界中地震活动最弱者，最大震级不超过最大震级不超过7 7级。随着离开中脊轴部，在洋底断裂级。随着离开中脊轴部，在洋底断裂带处，板块厚度有所

25、增大，其最大震级可达带处，板块厚度有所增大，其最大震级可达8.48.4级。级。在板块俯冲边界，二板块相互叠覆。一板块俯冲下去，在板块俯冲边界，二板块相互叠覆。一板块俯冲下去，另一板块仰冲上来，彼此倾斜接触，使得板块间的接另一板块仰冲上来，彼此倾斜接触，使得板块间的接触面积大为增加。全球几乎所有的深源地震，以及大触面积大为增加。全球几乎所有的深源地震，以及大多数中源和浅源地震，都发生在板块俯冲边界。最大多数中源和浅源地震，都发生在板块俯冲边界。最大震级（震级（8.98.9级）的地震就发生在这里。级）的地震就发生在这里。 板块俯冲边界包括岛弧板块俯冲边界包括岛弧海沟系及安第斯型大陆边缘，主要见于环

26、太平洋地带及印海沟系及安第斯型大陆边缘，主要见于环太平洋地带及印度洋东北缘。浅源地震多集中在海沟及岛弧的外侧坡，中浅源地震则集中在弧后地区度洋东北缘。浅源地震多集中在海沟及岛弧的外侧坡，中浅源地震则集中在弧后地区（包括边缘海）。震源深度通常靠洋侧较浅，靠陆侧较深，构成一个倾斜的震源带，一（包括边缘海）。震源深度通常靠洋侧较浅，靠陆侧较深，构成一个倾斜的震源带，一般称之为般称之为贝尼奥夫带贝尼奥夫带（如图）（如图） 。有学者认为，有学者认为，贝尼奥夫带的倾角贝尼奥夫带的倾角为为4545度，但近年度，但近年研究表明，贝尼奥夫带的倾角有较大的变化。贝研究表明，贝尼奥夫带的倾角有较大的变化。贝尼奥夫带

27、一般倾向大陆，但是也有例外，在新不尼奥夫带一般倾向大陆，但是也有例外，在新不列颠，所罗门和新赫布里底群岛一带，贝尼奥夫列颠，所罗门和新赫布里底群岛一带，贝尼奥夫带相反倾向大洋一侧。带相反倾向大洋一侧。贝尼奥夫带的厚度贝尼奥夫带的厚度沿走向和深度也有变化，一般沿走向和深度也有变化，一般在在5050公里到公里到100100公里之间，最小可减到公里之间，最小可减到2020公里左公里左右。有些贝尼奥夫带是连续的，另一些却在某一右。有些贝尼奥夫带是连续的，另一些却在某一深度上断开。深度上断开。贝尼奥夫带的长度或最大深度贝尼奥夫带的长度或最大深度也不一致。震源深度超过也不一致。震源深度超过300300公公

28、里，直延往里，直延往600600700700公里深处的地区是：千岛公里深处的地区是：千岛勘察加，日勘察加，日本及其附近地区，菲律宾群岛局部地区，南美西缘，汤加，本及其附近地区，菲律宾群岛局部地区，南美西缘，汤加，印度尼西亚。印度尼西亚。在马里亚纳，所罗门和新赫布里底群岛，偶有深源地震发生。在马里亚纳，所罗门和新赫布里底群岛，偶有深源地震发生。阿留申，中美，琉球等地区，贝尼奥夫带的最大深度不超过阿留申，中美，琉球等地区，贝尼奥夫带的最大深度不超过200200300300公里。公里。在岛弧在岛弧海沟系，大部分浅震集中在海沟和岛弧之间宽阔地海沟系，大部分浅震集中在海沟和岛弧之间宽阔地带，少数见于岛弧

29、本体，海沟底及海沟洋侧坡。带，少数见于岛弧本体，海沟底及海沟洋侧坡。在大多数地区，贝尼奥夫带仅仅在浅于在大多数地区，贝尼奥夫带仅仅在浅于200200300300公里处，表公里处，表现得比较清楚，强烈地震的数目和最大震级均随震源深度增现得比较清楚，强烈地震的数目和最大震级均随震源深度增大而减少。大而减少。 板块构造学说认为，地震只是发生在刚硬的岩石板块构造学说认为，地震只是发生在刚硬的岩石圈中。大洋岩石圈的厚度一般不超过圈中。大洋岩石圈的厚度一般不超过9090公里，所公里，所以大部分以大部分 海区只有浅源地震。唯有在岩石圈板块海区只有浅源地震。唯有在岩石圈板块向下俯冲的岛弧向下俯冲的岛弧海沟系及

30、安第斯型大陆边缘，海沟系及安第斯型大陆边缘，才有可能出现中源和深源地震。因为俯冲板块内才有可能出现中源和深源地震。因为俯冲板块内部温度不高，仍有可能发生弹性断裂。当板块俯部温度不高，仍有可能发生弹性断裂。当板块俯冲到更深处，温度不断升高，弹性逐渐丧失，最冲到更深处，温度不断升高，弹性逐渐丧失，最终甚至被地幔物质同化，将不再发生地震。大洋终甚至被地幔物质同化，将不再发生地震。大洋中脊的情况与海沟系恰好相反。中脊的情况与海沟系恰好相反。 大洋盆地以及大西洋型大陆边缘地区，属于板块大洋盆地以及大西洋型大陆边缘地区，属于板块的内部，地震活动十分微弱。的内部，地震活动十分微弱。二、洋底地壳二、洋底地壳1

31、.1.洋壳的三层结构洋壳的三层结构第一层，沉积层第一层，沉积层，地震纵波速度，地震纵波速度1.51.53.03.0公里每秒。具有间公里每秒。具有间断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达1 12.52.5公里；公里；在洋中脊斜坡上较薄，约在洋中脊斜坡上较薄，约200200米；在中脊顶部米；在中脊顶部100100200200公里公里宽的地带，沉积层极薄或缺失。宽的地带，沉积层极薄或缺失。第二层，火山岩层（基底层），第二层，火山岩层（基底层），具有到处分布的特征，其纵具有到处分布的特征，其纵波速度为波速度为4.54.55.55.5公里每秒，平均厚度公里每

32、秒，平均厚度1.51.5公里。地震反射公里。地震反射探测显示这层表面极其不平坦。探测显示这层表面极其不平坦。第三层，玄武岩层（大洋层），第三层，玄武岩层（大洋层），在大西洋，这层速度值的在大西洋，这层速度值的8080落在落在6.56.57.17.1公里每秒之间。他的平均厚度为公里每秒之间。他的平均厚度为5 5公里左右。公里左右。除了大西洋中脊外，其余地区。这层的厚度随洋底高度增大除了大西洋中脊外，其余地区。这层的厚度随洋底高度增大而增大。而增大。上述标准大洋地壳结构是指大洋盆地的地壳结构，上述标准大洋地壳结构是指大洋盆地的地壳结构，大洋中脊的地壳结构大洋中脊的地壳结构则有显著不同。大洋中脊地则

33、有显著不同。大洋中脊地壳的主要特点是：厚度较正常大洋地壳小，且地壳的主要特点是：厚度较正常大洋地壳小，且地壳之下存在一层异常的波速层：壳之下存在一层异常的波速层：7.37.37.77.7公里每公里每秒。这一波速大于第三层的速度值，而小于上地秒。这一波速大于第三层的速度值，而小于上地幔的速度值，有人称之为幔的速度值，有人称之为“壳幔混合层壳幔混合层”。多数。多数学者把这一层当作不正常地幔，称之为学者把这一层当作不正常地幔，称之为“异常上异常上地幔地幔”大洋中脊大洋中脊 地壳变薄和存在异常上地幔，系地壳变薄和存在异常上地幔，系与深部热而膨胀的地幔物质上涌有关。近年来发与深部热而膨胀的地幔物质上涌有

34、关。近年来发现，这一层亦见于陆上的构造活动带。现，这一层亦见于陆上的构造活动带。 正常大洋地壳（洋盆区）的一般厚度为正常大洋地壳（洋盆区）的一般厚度为510510公里。在大公里。在大洋中脊轴部，由于沉积层和大洋层的变薄或缺失，地壳洋中脊轴部，由于沉积层和大洋层的变薄或缺失，地壳厚度减至厚度减至3 35 5公里。在无震海岭或海底火山区，地壳厚公里。在无震海岭或海底火山区，地壳厚度可以增大到度可以增大到1515公里或更大。在印度洋塞舌尔群岛以及公里或更大。在印度洋塞舌尔群岛以及其他一些海底高地，属于残留的微型大陆，但是地壳厚其他一些海底高地，属于残留的微型大陆，但是地壳厚度一般小于正常的大陆地壳。

35、人们通常把较薄的大陆地度一般小于正常的大陆地壳。人们通常把较薄的大陆地壳叫做次大陆地壳，把较厚的大洋地壳叫做次大洋型地壳叫做次大陆地壳，把较厚的大洋地壳叫做次大洋型地壳，二者也统称过渡型地壳。壳，二者也统称过渡型地壳。 可见，大洋型地壳区别于大陆型地壳的要点，在于薄而可见，大洋型地壳区别于大陆型地壳的要点，在于薄而重，同时缺失大陆型地壳所特有的重，同时缺失大陆型地壳所特有的“花岗岩层花岗岩层”。 大陆型地壳不仅具有大陆型地壳不仅具有“花岗岩层花岗岩层”，而且，而且“玄武岩层玄武岩层”也比大洋型地壳大大增厚。这样一般大陆地壳就比大洋也比大洋型地壳大大增厚。这样一般大陆地壳就比大洋地壳厚达地壳厚达

36、4 46 6倍。倍。层层1 1，沉积层，沉积层，厚度变化大，大洋中脊上往往缺失或作零星分布。，厚度变化大，大洋中脊上往往缺失或作零星分布。层层2 2，火山岩层，火山岩层，沿中脊顶部广泛出露，也广泛分布于洋盆中，纵波速度变化大。深海钻探表明，主要由，沿中脊顶部广泛出露，也广泛分布于洋盆中，纵波速度变化大。深海钻探表明，主要由拉斑玄武岩，部分为固结沉积岩组成。拉斑玄武岩，部分为固结沉积岩组成。层层3 3为辉长岩或橄榄岩为辉长岩或橄榄岩，纵波速度和厚度都十分稳定，厚度在，纵波速度和厚度都十分稳定，厚度在5 5公里左右，是大洋地壳的主体部分。公里左右，是大洋地壳的主体部分。层层3 3的底面为莫霍面，该

37、面之下为上地幔层。莫霍面实际上是海水渗透和热液蚀变的最低界面。洋壳的形的底面为莫霍面，该面之下为上地幔层。莫霍面实际上是海水渗透和热液蚀变的最低界面。洋壳的形成是熔融的地幔物质，通过地壳上的热点，分期、断续地挤入上部，迅速冷却和蚀变的结果成是熔融的地幔物质，通过地壳上的热点，分期、断续地挤入上部，迅速冷却和蚀变的结果2 2、大洋地壳和大陆地壳的过渡、大洋地壳和大陆地壳的过渡在不同的大陆边缘，大陆地壳和大洋地壳之间的过渡，表现为不同的型式。在不同的大陆边缘，大陆地壳和大洋地壳之间的过渡，表现为不同的型式。第一种，出现于大西洋型大陆边缘，陆地经过大陆架、大陆坡、大陆裾过渡到大洋盆地。大第一种，出现

38、于大西洋型大陆边缘，陆地经过大陆架、大陆坡、大陆裾过渡到大洋盆地。大西洋型大陆边缘位于板块内部，其两边的大陆岩石圈和大洋岩石圈是作为同一板块一起运移。西洋型大陆边缘位于板块内部，其两边的大陆岩石圈和大洋岩石圈是作为同一板块一起运移。根据地震探测，发现地壳厚度由洋向陆急剧增大。在美国东部大陆边缘，一个显著特点是沉根据地震探测，发现地壳厚度由洋向陆急剧增大。在美国东部大陆边缘，一个显著特点是沉积层底面出现明显的坳陷，这里沉积厚度增大，形似被充填（如图）积层底面出现明显的坳陷，这里沉积厚度增大，形似被充填（如图） 在非洲的大西洋海岸，在非洲的大西洋海岸，沿塞拉勒窝内大陆架的边沿塞拉勒窝内大陆架的边缘

39、，地震资料探出有大型缘，地震资料探出有大型断裂。在大陆坡地带不到断裂。在大陆坡地带不到100100公里的横向距离内，地公里的横向距离内，地壳厚度由洋向陆陡然加大壳厚度由洋向陆陡然加大（约增加三倍以上）。非（约增加三倍以上）。非洲台地基底的花岗岩层沿洲台地基底的花岗岩层沿推断的断裂与洋壳的第二推断的断裂与洋壳的第二层和第三层接触。同时发层和第三层接触。同时发现早、中古生代的沉积地现早、中古生代的沉积地层（地震波速层（地震波速5.25.25.45.4公公里里/ /秒）向大洋方向尖灭。秒）向大洋方向尖灭。在大西洋和印度洋周缘，洋壳第二层向大陆方向，在大西洋和印度洋周缘，洋壳第二层向大陆方向，通常至大

40、陆坡尖灭，有的在离大陆坡较远的洋底，通常至大陆坡尖灭，有的在离大陆坡较远的洋底，洋壳第二层便已经尖灭，有的第二层可以以火山洋壳第二层便已经尖灭，有的第二层可以以火山岩形式延至陆上，在北大西洋，厚度达岩形式延至陆上，在北大西洋，厚度达3 34 4公里公里的第二层以高原玄武岩形式出露于冰岛和法罗群的第二层以高原玄武岩形式出露于冰岛和法罗群岛上。岛上。太平洋型大陆边缘表现为另一种过渡形式，其又太平洋型大陆边缘表现为另一种过渡形式，其又可以分为两种，一种以西太平洋岛弧可以分为两种，一种以西太平洋岛弧海沟海沟边边缘海系列为代表，另一种以南美西缘的安第斯亚缘海系列为代表，另一种以南美西缘的安第斯亚型大陆边

41、缘为代表。型大陆边缘为代表。前一种情况最为复杂，过渡带的范围异常广阔，前一种情况最为复杂，过渡带的范围异常广阔，从洋向陆出现下列单元：海沟从洋向陆出现下列单元：海沟岛弧岛弧边缘海边缘海深海盆地深海盆地陆坡陆坡陆架，地壳厚度急剧变化，陆架，地壳厚度急剧变化，地壳类型交替出现（呈镶嵌状）。海沟的向洋地壳类型交替出现（呈镶嵌状）。海沟的向洋一侧斜坡，是典型的大洋型地壳。在海沟的轴一侧斜坡，是典型的大洋型地壳。在海沟的轴部，地壳厚度有所增大。向海沟的内侧坡，地部，地壳厚度有所增大。向海沟的内侧坡，地壳厚度进一步增大。到岛弧区，可以出现大陆壳厚度进一步增大。到岛弧区，可以出现大陆型或者次大陆型地壳。型或

42、者次大陆型地壳。如果从岛弧向海沟方向追索，发现随着花岗岩层如果从岛弧向海沟方向追索，发现随着花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。而从岛弧向边缘海深海盆尖灭，地壳厚度减薄。而从岛弧向边缘海深海盆地方向，地壳厚度也明显减小。在边缘海盆地区，地方向，地壳厚度也明显减小。在边缘海盆地区，花岗岩层通常缺失，出现大洋型或者次大洋型地花岗岩层通常缺失，出现大洋型或者次大洋型地壳；有时则保留有薄层花岗岩层，出现次大陆型壳；有时则保留有薄层花岗岩层，出现次大陆型地壳。从边缘海盆向大陆坡、大陆架方向，地壳地壳。从边缘海盆向大陆坡、大陆架方向，地壳厚度复又增大，这里的地壳过渡型式与大西洋型厚度复又增大，这里的地壳过渡型式与

43、大西洋型大陆边缘相似，在大陆架出现正常的大陆型地壳，大陆边缘相似，在大陆架出现正常的大陆型地壳，大陆坡则往往是次大陆型地壳。大陆坡则往往是次大陆型地壳。安第斯型大陆边缘的过渡情况相对简单，安第斯型大陆边缘的过渡情况相对简单，这里海沟与大陆坡相邻，其间并没有出这里海沟与大陆坡相邻，其间并没有出现边缘盆地。岛弧仿佛焊接在大陆上，现边缘盆地。岛弧仿佛焊接在大陆上，故其过渡型与海沟的递变形式相似。由故其过渡型与海沟的递变形式相似。由大陆向海沟方向，花岗岩层尖灭，地壳大陆向海沟方向，花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。厚度减薄。上述几种地壳过渡形式，以岛弧上述几种地壳过渡形式，以岛弧海沟海沟边边缘海系列最为复杂

44、，安第斯型次之，大西洋缘海系列最为复杂，安第斯型次之，大西洋型大陆边缘最为简单。型大陆边缘最为简单。地壳厚度向洋的变薄是突变还是递变，与大地壳厚度向洋的变薄是突变还是递变，与大陆边缘及相邻陆地的地形形态有关，地形越陆边缘及相邻陆地的地形形态有关，地形越陡峻，厚度变化越剧烈，地形越平缓，厚度陡峻，厚度变化越剧烈，地形越平缓，厚度递变就比较缓和。递变就比较缓和。在大西洋型和安第斯型在大西洋型和安第斯型大陆边缘，通常可以将大陆边缘，通常可以将大陆坡麓作为大陆型地大陆坡麓作为大陆型地壳和大洋型地壳的分界壳和大洋型地壳的分界（如图）。在岛弧（如图）。在岛弧海海沟沟边缘海地区，大陆边缘海地区，大陆型地壳和

45、大洋型地壳之型地壳和大洋型地壳之间的过渡是复式的，因间的过渡是复式的，因为岛弧陆侧又出现具大为岛弧陆侧又出现具大洋型或过渡型地壳的边洋型或过渡型地壳的边缘盆地。缘盆地。3 3、洋壳的岩石学性质、洋壳的岩石学性质根据洋壳各层的地震波速与实验室测得的一些岩石根据洋壳各层的地震波速与实验室测得的一些岩石速度的比较，可以对洋壳的岩石性质作出某些推测。速度的比较，可以对洋壳的岩石性质作出某些推测。从第三层的纵波速度值（从第三层的纵波速度值（6.706.70土土0.250.25公里公里/ /秒）看，秒）看，认为第三层由玄武岩组成的看法是有问题的，应该认为第三层由玄武岩组成的看法是有问题的，应该是辉长岩、角

46、闪岩等。与第二层速度值相当的岩石是辉长岩、角闪岩等。与第二层速度值相当的岩石更是多样。可见，用地震波速推测洋壳的岩石组成更是多样。可见，用地震波速推测洋壳的岩石组成有很大的局限性。好多不同的岩石可以具有相近的有很大的局限性。好多不同的岩石可以具有相近的速度值；而遭受破碎、变质等作用的同一种岩石，速度值；而遭受破碎、变质等作用的同一种岩石，却可以测得不同的速度值。却可以测得不同的速度值。确定洋壳岩石性质的主要手段是深海钻探及海底确定洋壳岩石性质的主要手段是深海钻探及海底拖挖采样。深海钻探的许多钻孔已穿透沉积层到拖挖采样。深海钻探的许多钻孔已穿透沉积层到底大洋基底，但大量钻孔还仅限于揭露第二层的底

47、大洋基底，但大量钻孔还仅限于揭露第二层的上部，所采样品几乎都是低钾的拉斑玄武岩，通上部，所采样品几乎都是低钾的拉斑玄武岩，通常呈枕状产出。钻探并揭示有的玄武岩熔岩夹有常呈枕状产出。钻探并揭示有的玄武岩熔岩夹有沉积岩层（含有孔虫和放射虫化石）。沉积岩层（含有孔虫和放射虫化石）。第三层以下的地幔物质，其纵波速度为第三层以下的地幔物质，其纵波速度为8.18.1公里每公里每秒左右，与此相当的岩石主要是橄榄岩和榴辉岩秒左右，与此相当的岩石主要是橄榄岩和榴辉岩（辉长岩的高压形式），组成它们的主要矿物是橄（辉长岩的高压形式），组成它们的主要矿物是橄榄石、辉石、石榴子石。从玄武岩中所挟的捕虏体榄石、辉石、石榴

48、子石。从玄武岩中所挟的捕虏体分析，更多人倾向于把橄榄岩当作上地幔的主要成分析，更多人倾向于把橄榄岩当作上地幔的主要成分。由于玄武岩浆来源于上地幔，是上地幔物质部分。由于玄武岩浆来源于上地幔，是上地幔物质部分熔融而成，所以有人进一步提出上地幔是由三分分熔融而成，所以有人进一步提出上地幔是由三分橄榄岩和一份玄武岩混合而成，这就是所谓的橄榄岩和一份玄武岩混合而成，这就是所谓的“上上幔岩幔岩”模式。模式。近年来，许多学者认为，陆上褶皱带广泛出露的蛇绿岩套近年来，许多学者认为，陆上褶皱带广泛出露的蛇绿岩套实际上是古代洋壳和上地幔的碎块，它们是在板块俯冲和实际上是古代洋壳和上地幔的碎块，它们是在板块俯冲和

49、碰撞的过程中，被挤压、逆冲而卷入到褶皱带中。蛇绿岩碰撞的过程中，被挤压、逆冲而卷入到褶皱带中。蛇绿岩套中的基性、超基性岩与放射虫硅质岩等深海沉积物紧密套中的基性、超基性岩与放射虫硅质岩等深海沉积物紧密共生。整个蛇绿岩套剖面与洋底地壳和洋底上地幔完全可共生。整个蛇绿岩套剖面与洋底地壳和洋底上地幔完全可以对比，其中的超基性岩相当于洋底的上地幔，辉长岩类以对比，其中的超基性岩相当于洋底的上地幔，辉长岩类相当于洋壳下部，玄武岩类及深海沉积岩则相当于洋壳上相当于洋壳下部，玄武岩类及深海沉积岩则相当于洋壳上部。蛇绿岩套已经被当作现代和古代板块边界的最重要标部。蛇绿岩套已经被当作现代和古代板块边界的最重要标

50、志性岩石。志性岩石。在洋壳的组成部分中，发现不少变质岩类，这可能与中脊在洋壳的组成部分中，发现不少变质岩类，这可能与中脊轴部地幔物质上涌，有着较高的地温梯度有关。轴部地幔物质上涌，有着较高的地温梯度有关。 不过目不过目前在洋底尚未发现高温高压变质相（榴辉岩）和高压变质前在洋底尚未发现高温高压变质相（榴辉岩）和高压变质相（硬玉等）的岩石。相（硬玉等）的岩石。 在洋底的变质作用中，水热变质也很重要，在洋底的变质作用中，水热变质也很重要，他主要发生在大洋中脊轴部附近，这里因为他主要发生在大洋中脊轴部附近，这里因为蒙受张力作用裂隙较多，且上覆的沉积层极蒙受张力作用裂隙较多，且上覆的沉积层极少或缺失，所

51、以海水可以顺裂隙向下渗入。少或缺失，所以海水可以顺裂隙向下渗入。又由于中脊轴部热流值很高，渗入的冷海水又由于中脊轴部热流值很高，渗入的冷海水很容易变热，并与周围洋底地壳发生强烈的很容易变热，并与周围洋底地壳发生强烈的化学反应。玄武岩中的铁、锰等物质被溶解化学反应。玄武岩中的铁、锰等物质被溶解进入热海水中，使得玄武岩遭受水热蚀变。进入热海水中，使得玄武岩遭受水热蚀变。4.4.深海钻探与洋壳的研究深海钻探与洋壳的研究19611961年，年，“莫霍计划莫霍计划”，美国，美国“卡斯卡斯1 1号号”钻探钻探船曾在东太平洋进行第一次深海试钻，在水深船曾在东太平洋进行第一次深海试钻，在水深35603560米

52、以下，井深仅米以下，井深仅183183米。米。“莫霍计划莫霍计划”夭折。夭折。“地球深部取样联合海洋研究机构地球深部取样联合海洋研究机构”，制订了，制订了深海钻探计划深海钻探计划DSDPDSDP。至。至19681968年年8 8月以来，深海月以来，深海钻井揭露了洋底沉积层以至玄武岩基底。在洋钻井揭露了洋底沉积层以至玄武岩基底。在洋底地壳、大洋沉积、古环境以及矿产资源等方底地壳、大洋沉积、古环境以及矿产资源等方面取得了异常丰富的资料。面取得了异常丰富的资料。在洋底地壳的研究上，深海钻探不在洋底地壳的研究上，深海钻探不仅揭露了大洋基底的岩石组成，而仅揭露了大洋基底的岩石组成，而且确定了大洋地壳的年

53、龄。而且，且确定了大洋地壳的年龄。而且，深海钻探还得出，洋底地壳具有惊深海钻探还得出，洋底地壳具有惊人的年青性，但是大陆的最古老的人的年青性，但是大陆的最古老的岩石可以达到岩石可以达到3737亿年左右。这一点亿年左右。这一点有力地支持了海底扩张说，它表明有力地支持了海底扩张说，它表明了洋底地壳的扩张、更新和破坏是了洋底地壳的扩张、更新和破坏是一种全球性的过程，更老的洋底地一种全球性的过程，更老的洋底地壳已经被洋底俯冲作用席卷到海沟壳已经被洋底俯冲作用席卷到海沟底下去了。底下去了。深海钻探还揭示，洋底年龄有对称深海钻探还揭示，洋底年龄有对称于洋中脊轴分布的格局。大多数钻于洋中脊轴分布的格局。大多

54、数钻探点的最老沉积物年龄与钻探点所探点的最老沉积物年龄与钻探点所在的磁异常年龄相当一致（如图）在的磁异常年龄相当一致（如图）深海钻探所揭示的洋底沉积层的厚度与层序，在中脊深海钻探所揭示的洋底沉积层的厚度与层序，在中脊两边也呈现出对称性。在大洋中脊顶部，沉积层通常两边也呈现出对称性。在大洋中脊顶部，沉积层通常很薄，甚至完全缺失；向两侧越远越厚。这与海底扩很薄，甚至完全缺失；向两侧越远越厚。这与海底扩张概念完全符合。中脊顶部是近期形成的洋底，其上张概念完全符合。中脊顶部是近期形成的洋底，其上接受的沉积物比较薄。向两侧，洋底年龄变老。其上接受的沉积物比较薄。向两侧，洋底年龄变老。其上接受的沉积物逐渐

55、增厚。自中脊轴部到洋缘一带，沉接受的沉积物逐渐增厚。自中脊轴部到洋缘一带，沉积物厚度一般由积物厚度一般由0 0增加到增加到1.31.3公里左右。至大陆裾沉积公里左右。至大陆裾沉积物厚度进一步急剧增大，还与这里邻近沉积物源地有物厚度进一步急剧增大，还与这里邻近沉积物源地有关。沉积物层序的对称性表现在某一钻探点揭露的洋关。沉积物层序的对称性表现在某一钻探点揭露的洋底沉积物层序，往往与中脊另一测相对应地点的层序底沉积物层序，往往与中脊另一测相对应地点的层序非常相似，而与同一侧某些地点的沉积层序差别较大，非常相似，而与同一侧某些地点的沉积层序差别较大，这也符合于海底扩张的模式。这也符合于海底扩张的模式

56、。5.5.洋底的玄武岩浆活动和洋壳的形成洋底的玄武岩浆活动和洋壳的形成在广大洋底，包括洋中脊、大洋岛基部都广泛发育了成分在广大洋底，包括洋中脊、大洋岛基部都广泛发育了成分单一的大洋拉斑玄武岩，而在孤立海山、火山海岭、大洋单一的大洋拉斑玄武岩，而在孤立海山、火山海岭、大洋岛顶部等处则发育碱性玄武岩。这两类玄武岩之间还有一岛顶部等处则发育碱性玄武岩。这两类玄武岩之间还有一些过渡类型岩石。些过渡类型岩石。大洋拉斑玄武岩的特征是，大洋拉斑玄武岩的特征是，K2OK2O、TiO2TiO2、P2O5P2O5值很低，值很低，Na2O/K2ONa2O/K2O比值很高，比值很高，AL2O3AL2O3的含量变化很大

57、（的含量变化很大（14142222），），大离子亲石元素含量极低。拉斑玄武岩构成了大洋地壳第大离子亲石元素含量极低。拉斑玄武岩构成了大洋地壳第二层的主体。在第二层的垂直剖面上，岩石的化学成分一二层的主体。在第二层的垂直剖面上，岩石的化学成分一般无大变化，般无大变化，Sr87/Sr86Sr87/Sr86比值也十分相近；随着深度增大，比值也十分相近；随着深度增大，拉斑玄武岩向下过渡为辉绿岩，辉绿拉斑玄武岩向下过渡为辉绿岩，辉绿辉长岩，直至辉长辉长岩，直至辉长岩，在岩石结构上从喷出相到侵入相撑逐渐过渡关系。可岩，在岩石结构上从喷出相到侵入相撑逐渐过渡关系。可见，它们应是同一岩浆源的产物。见，它们应是

58、同一岩浆源的产物。拉斑玄武岩将随着分异作用的进行（随着二氧化硅含量的增加）拉斑玄武岩将随着分异作用的进行（随着二氧化硅含量的增加）由富集铁的趋势，但是大洋拉斑玄武岩岩浆分异作用极弱，因由富集铁的趋势，但是大洋拉斑玄武岩岩浆分异作用极弱，因而在广大洋底成分十分一致。而在广大洋底成分十分一致。与陆上一样，洋底也有两种火山喷发类型：裂隙式和中心式。与陆上一样，洋底也有两种火山喷发类型：裂隙式和中心式。岩浆的源地主要在岩石圈板块以下的软流圈中。由于裂谷张开岩浆的源地主要在岩石圈板块以下的软流圈中。由于裂谷张开导致其下压力降低，致使物质熔点降低，从而使得中脊下面的导致其下压力降低，致使物质熔点降低，从而

59、使得中脊下面的软流圈地幔物质部分熔融，产生更多的玄武岩浆。玄武岩浆在软流圈地幔物质部分熔融，产生更多的玄武岩浆。玄武岩浆在压力梯度驱动下，沿裂隙向上涌升。一部分岩浆溢出海底，形压力梯度驱动下，沿裂隙向上涌升。一部分岩浆溢出海底，形成枕状熔岩，构成了洋壳第二层的下部和洋壳第三层。玄武岩成枕状熔岩，构成了洋壳第二层的下部和洋壳第三层。玄武岩浆分熔出去后残留下来的难熔的地幔物质，主要是橄榄岩类，浆分熔出去后残留下来的难熔的地幔物质，主要是橄榄岩类，可以底辟方式上侵，在冷却过程中与渗入的海水发生反应被蛇可以底辟方式上侵，在冷却过程中与渗入的海水发生反应被蛇纹石化，也可以成为洋壳的第三层组成部分。纹石化

60、，也可以成为洋壳的第三层组成部分。大洋岩石圈在中央裂谷处最薄，所以当板块进一步拉开时，大洋岩石圈在中央裂谷处最薄，所以当板块进一步拉开时，新的裂隙总是仍旧发生在薄弱的中央裂谷处。拉斑玄武岩新的裂隙总是仍旧发生在薄弱的中央裂谷处。拉斑玄武岩浆相继从裂谷中上涌形成新的洋壳，并把先形成的洋壳向浆相继从裂谷中上涌形成新的洋壳，并把先形成的洋壳向两侧推开，洋底不断向两侧扩展。这样，整个洋底地壳实两侧推开，洋底不断向两侧扩展。这样，整个洋底地壳实际上都形成于扩张中心，在这一过程中由于地球磁场不时际上都形成于扩张中心，在这一过程中由于地球磁场不时发生倒转，于是形成一系列正、负相间的海底磁异常条带。发生倒转，