海洋地质学复习提纲

1、海洋地质学复习提纲第一章绪论L什么是海洋地质学，海洋地质学的研究容？对海洋领域所作的地质学方面的研究起初叫做“海底地质学"(SubmarineGeology),后来一般均称为“海洋地质学"(Marine Geology)海洋地质学以海水覆盖下的广大岩石圈为研究对象，主要包括海岸、大陆架 和大陆坡，以及广阔的深海洋底。它也是地质学的一个分支，专门从事海洋 区域的地质学研究。1.2海洋地质学的研究对象、内容及意义1、深水大洋洋底的地形、洋壳构造、岩石组成、成因、历史和演化2、海平面变化及其地质、经济意义3、三角洲、河口湾的研究4、大陆边缘的地形、沉积和地质构造5、在波浪、潮汐、

2、海流等营力作用下海岸地貌的塑造,泥沙运动和沉积作用6、深海沉积和地层学问题7、海陆相互作用8、大洋的起源和发展历史9、海洋矿产资源的储集条件和成矿规律的探讨10、以海底物质为载体，研究全球变化的历史、 现在和未来2 .海洋地质学调查手段有哪些？海洋地质调查和技术手段主要有：利用人造卫星导航和全球定位系统(GPS),以及无线电导航系统来确定调查 船或观测点及测线在海上的位置；利用回声测深仪，多波束回声测深仪及旁测声纳测量水深和探测海底地形地 貌；用拖网、抓斗、箱式采样器、自返式抓斗、柱状采样器和钻探等手段采取海 底沉积物、岩石和镒结核等样品；用浅地层剖面仪测海底未固结浅地层的分布、厚度和结构特征

3、。用地震、重 力、磁力及地热等地球物理办法，探测海底各种地球物理场特征、地质构造 和矿产资源，有的还利用放射性探测技术探查海底砂矿。3 .从DSDP至IJODP至IJIODP,深海钻探计划对海洋地质学的推动作用？深海钻探(DSDP) (1968-1983)证实了海底扩理论和板块构造学说大洋钻探(ODP) (19852003)创立了古海洋学整合大洋钻探计划一一IODP (20032013)、国际大洋发现计划一一IODP(2013-2023)规模更加宏大、科学目标更具挑战性IODP初步科学计划1、新领域:极端气候2、新领域:深部生物圈3、环境变迁，过程与影响4、新领域:天然气水合物5、新领域:震源

4、带6、深部生物圈与海底下的大洋7、新领域:20世纪莫霍钻8、内力与外力作用引起的环境变迁9、新领域:快速气候变化10、环境变迁的内部强迫11、新领域：巨型火成岩区12、各种地质环境中的海底下的大洋13、新领域:大洋的解体与沉积盆地的形成14、大洋岩石圈在深部地幔的再循环和大陆地壳的形成15、裂谷大陆边缘、大洋巨型火成岩区和大洋岩石圈的形成4 . 21世纪是海洋世纪，海洋地质学面临什么新的任务和挑战？海洋高新技术的应用向空间发展、观测精度不断提高，从而使海洋地质科学 的调查研究朝“领域广、精度高、研究深"的方向发展第二章板块构造理论1 .大陆漂移假说的主要容和缺陷是什么？主要容：地球上

5、所有大陆在中生代以前曾结合成统一的巨大陆块一一联合 古陆，或称泛大陆；其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋一一泛大洋。中生 代以后，联合古陆解体，由于各大陆分离，漂移，逐渐形成了大西洋和印度 洋，而泛大洋（古太平洋）收缩成今天的太平洋。主要容：全世界的大陆在古生代晚期曾连接成一体，称为联合古大陆或泛大 陆（Pangea）,围绕联合古大陆的广阔海洋称为泛大洋；较轻的硅铝质大陆漂浮在较重的硅铁层之上，并在其上发生漂移；从中生代开始，泛大陆逐渐破裂、分离、漂移，形成现代海陆分布的基本格 局。大陆漂移的驱动力是与地球自转有关的两种力：向西漂移的力（来自日月引 力产生的潮汐摩擦力）和指向赤道的离极力。缺陷：

6、1、格纳进行古地理重建（拼合大陆）时，依据的几何特征不够精确； 2、刚性的花岗岩层不可能在刚性的玄武岩层上漂移；3、地球已有几十亿 年的历史，大陆的分裂为何始于中生代，联合古陆为何能在地球历史中的大部分时间得以生存，未解释中生代以前地球演化历史？ 4、日月引力引起的潮汐摩擦力和离极力都太小，不足以引起大陆漂移；（关键是关于大陆漂移的驱动机制）5.大陆如何拼接的一些具体问题未能妥善解决。2 .海底扩的主要容及证据主要容：大洋中脊是地幔物质上升的出口，上升的地幔物质冷凝形成新的 洋壳，并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称扩；海底在洋中脊处的扩导致新大洋两侧的大陆逐渐彼此远离，也可能使老的 洋壳在大陆边

7、缘的海沟处沿贝尼奥夫带（俯冲带）向下俯冲潜没，重新回到 地幔中去，从而完成对老洋壳的更新；海底扩是刚性岩石圈块体驮在软流圈上运动的结果，运动的驱动力是地 幔物质的热对流；如果地幔对流的上升流发生在大陆下面，就将导致大陆的分裂与大洋的开启。证据：一、古地磁学的论证1、条带状海底磁异常 瓦因一马修斯假说：“若海底发生扩，则磁化方向正反交替的 岩石就会由中脊轴部向外推移，并平行于洋脊顶峰延伸2、海底沉积物的磁性 磁性测量表明：正向磁化与反向磁化段在岩芯替出现。二、深海钻探成果1、DSDP明确了大洋地壳的年龄不但非常年轻（170Ma）,而且对称于大洋中脊分布, 这完全符合海底扩模式。2、DSDP揭示了

8、洋底沉积物的厚度和层序是对应于中脊轴分布的。在年轻的中脊顶部, 沉积物的厚度较薄；向两侧，则随着洋底年龄变老，沉积层逐渐加摩。三、转换断层3 .板块构造的基本思想（容）？1）漂浮于软流圈之上的刚性岩石圈并非统一的整体，而被活动断裂带分割成若干大小不同的球面块体，即岩石圈板块，简称板块；2）板块是刚性的和相对稳定的，并按球面运动规律不断改变着彼此之间的 相对位置；3）板块边界为大陆裂谷、洋中脊、岛弧一海沟系和转换断层等构造活动带, 因而具有强烈的活动性，全球的地震、火山主要沿板块边界分布；4）板块在离散边界处扩增生，而在汇聚边界处俯冲消减，二者相互补偿， 地球体积保持不变；5）地幔中的热对流是板

9、块运动的驱动力。4 .板块边界类型及各自的特点和典型实例？根据板块边界的性质、特征和板块间相对运动方式，可将板块边界划分为 三种类型：1 .离散型板块边界也称生长边界。特点是两板块做背离运动，向两侧分离、散 开，由于它的应力状态是拉的，故又称拉型板块边界。正因为应力拉，所以 边界线常呈锯齿状。离散型边界发生于大陆岩石圈之间者称大陆裂谷带，如 东非裂谷带，是索马里板块与非洲板块的离散边界。2 .汇聚型板块边界 也称消亡边界，相当于海沟和活动造山带，所伴随的是 洋壳消亡和大陆碰撞。由于汇聚应力是挤压的，故又称挤压型边界。汇聚型边界 可进一步划分为俯冲边界和碰撞边界。俯冲边界:相当于海沟；相邻板块相

10、互碰撞，厚度小、密度大、位置低的大洋 板块俯冲于厚度大、密度小、位置高的大陆板块之下。俯冲边界又包括：岛弧 一海沟系（日本岛一一日本海沟；欧亚板块一一太平洋板块），岛弧远离大陆，发 育于洋壳之上，沿着岛弧，一大洋板块俯冲于另一大洋板块之下。山弧海沟 系（安第斯型大陆边缘），大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下。碰撞边界：陆陆碰撞也称地缝合线，是大洋板块俯冲殆尽，两侧大陆相遇 汇合开始碰撞时的边界，表现为活动造山带。两陆块碰撞导致地壳压缩增厚，地 面大幅度抬升，形成宏伟的褶皱山系，喜马拉雅山便是始新世以来板块碰撞边界 的典型实例。3 .转换型板块边界也称平移型边界或剪切型边界，是相互剪切、滑动的两 个板

11、块之间的边界，其边界线即转换断层线。沿这种边界通常既没有板块的生长, 也没有板块的消减，但伴有频繁的浅震活动。转换型板块边界的代表是加利福尼 亚的圣安德烈斯断层，它是北美板块和太平洋板块的一段边界。5 .转换断层与平移断层的区别？平移断层随着时间的推移，断层两侧两段中脊之间的距离会越来越远；平移断层，错动是沿整条断裂线发生的转换断层，虽然中脊轴两侧海底不断扩，断层两侧的两段中脊之间的距离却 未必增大。转换断层，相互错动仅发生在这两段中脊轴之间的BC段，在该段以外的断 裂带上，断层两侧海底的扩移动方向相同，其间没有相互错动。转换断层中BC段的错动方向，恰好与平移断层中把中脊错开的方向相反。图82

12、1平移断层（A）和转换断层（B）B图上的叉号代表地膜频繁的断裂带活勖段落6 .贝尼奥夫带大洋板块俯冲带及其伴生的地震震源面都是从洋向陆倾斜，并逐渐加深.7 .板块构造的驱动力？Fm<图3 -53作用于岩石图板块的八种力（据上田诚也等.1975广阳 中力推力”伏一地嗖施义力/8-大M他央力/川一海沟啜引力"4一板块阴力, 卜 板块乐力推拉力，卜&一磁E阻力/ir 一转换阻力作用于板块上的力（一）作用于板块底面的力包括地幔拖曳力（Fdf）和大陆拖曳力（Fcd）（二）作用于板块边界的力1.驱动力2.阻力（1）洋中脊推力（Frp）（1）板块阻力（FQ（2）俯冲板块的重力拖拉力（

13、Fsp） （2）碰撞阻力（F露（3）海沟吸引力（FQ（3）转换阻力（Ftf）8 .与岛弧体系相关的火山岩分布规律上述三种火山岩系列的分布具明显的规律性:（】）由洋向断火山岩系列为人现幺睁 系列一钙喊系列一碱性系列拉斑玄武岩系列出现在邻近海沟的火山前锋地带'保嗨列 主要分布.火山瓠地带.碱性系列则分布在岛弧陆向靠近大曲些带：（2）由洋向端岩浆系 利中的例今瓜献来越高,上述的规律性无疑与板块俯冲的深度有关实蕤升石学指出当9 .典型的弧盆体系组成单元典型的沟弧体系1'外缘隆起、海沟向大洋他的外缘,往往发育一列沿海沟走向延伸的宽缓除起,四! 坡缓、陆侧坡陡,其宽度数百公里,高出出邻深海

14、平平50。600m.通常常为外缘隹起而 绿堤.它是当大洋板块向下俯冲同啧 >"到水平方向的挤住作用时,大洋板块发生上拱 弯曲而形成的隆起宝丽I顶面袤层发生引张作川导致一系列张性断裂和正断层型浅 源地震,重力场以不太显著的正白由空间异常为特征2.海沟.大洋板块向下何冲时前端下穹在海底地杉上相应形成了深海沟石圈柘块供I形变.踮仄了桃花的均衡状空下帐的海沟出现明£的负重力自由空间异常， 一般在一2OOmGnl以下，构映全球及大的下乱/J异常带.由于海沟重力值微低在地壳均 力使得海沟带保持明显的离均衡状态的负重力异常-海沟作为野板块卜褥的地渺热槐 值很低,一般在42mW/mF

15、HFU）甚至更低.是将竦热流值豉低I收地带.地震反射先3 .瓠沟同隙.指位于海沟与岛孤主加（火山瓠）之间的地带包括海沟坡折和河盆 地.防暑找于海沟防侧穴晶极快的H曲绿,在板块俯冲过程中受到强烈的挤出陶杉成大致 与海沟走向平行的一条褶狼玲肯向部出露水面,无火山活动，所以称其为非火山派或外 弧,其构造复杂,发发存一系列逆冲断层以及由逆冲断层引起的屈烈的物源地.活动*热 流值开始升高,但仍表现为低俏后者是外弧与火山弧间的沉枳场所,接收了巨摩的沉积| .物,发育成瓠前盆地,其物质主要来自火山弧辿外塾,做区尢制氽牯动4 .火蚂。是沟一林体系的主弧,也有的叫作内瓠或第二孤，跳海沟轴约150 200km,当

16、晟或俯冲至距地表150200km或175土 100km深度处:板块间的蹲鞋型J 起温度升高,谣足以高丽德石陶发生炀融收/竺史邈地表产豆丽） 熊盛瀛时动，从而形成火山弧,地表热血侑闹市展现为正市力赢由于板块5 .弧后区。指岛弧（火山弧）与大陆之间的地区0山于板块的冲导致弛后区力,张，火山 瓠被拉赞分融从而形成弧后盆地（如日本海）或一系列具有成生联系的边缘海盆地和残 留弧（如菲律宾海）,残留瓠是从火山弧分割出来的断块在弧后扩张作用下被新生弧后盆 地与现代火山弧分隔开，物质成分与火山弧相优地夏资*1表明,弧后区的大多数边缘海残W AM 贝沟间R图3 39典型的沟 张外系慢剖面示意明（gD.E.Ka9

17、号）|Mn地第三章大陆边缘及地质构造1 .大陆边缘的类型，特征及典型实例一、根据大陆边缘地壳活动性的强弱，可分为：稳定大陆边缘：又称被动大陆边缘，大西洋型大陆边缘，离散型大陆边 缘，和拖曳大陆边缘:具有宽阔、平坦的大陆架，外接坡折明显的大陆坡和平 缓的大陆裾，整个大陆边缘没有火山和地震，是一个较为稳定的海域。活动大陆边缘：又称主动大陆边缘，太平洋型大陆边缘，收敛大陆边缘: 大陆架+大陆坡+“岛弧海沟体系”，其边缘环绕以火山岛弧，岛弧边坡陡峭，外侧边坡直落至深邃的海沟底部，岛弧和海沟地形高差悬殊，有频繁的火山和地震活动以及较强烈的构造运动。活动型大陆边缘的构造带具有明显的单向特征：L太平洋构造带

18、通常分为外两带：外带位于大陆侧，主要是中生代构造 带；带位于洋侧，主要是新生代构造带。其构造活动性具有自陆向海向洋迁 移的趋势，西太平洋边缘尤其突出。2 .重力场的变化规律一般是海沟带的自由空间重力异常为负，岛弧继弧 后盆地的自由空间异常为正。3 .地热流的分布具有明显的分带性。沿海沟低热流量带，过海沟轴（陆 侧）达到最低，向岛弧过渡到高热流带，在弧后盆地再次出现高热流带。低 热流带与冷的大洋岩石圈俯冲活动大陆边缘是最强的火山活动带。4 .从洋到陆依次出现拉斑玄武岩系列、钙碱系列、碱性系列。两种亚型：岛弧亚型一缺失大陆隆，以发育海沟岛弧边缘海盆地为特点。（西太平洋岛弧）安第斯亚型一中美南美陆缘

19、大陆架和大陆坡狭窄，大陆隆被海沟取代 （秘鲁-智利、安第斯山）二、据板块构造机理分为三类：1、发散型大陆边缘发散型大陆边缘是大西洋、印度洋周边普遍存在的类型。 由宽阔的大陆架、平缓的大陆坡（1-3度）和分布广泛的大陆裾三个单元 组成。它是海底扩过程中形成的。2、聚敛型大陆边缘 又称为太平洋型大陆边缘，他由大陆架、陡峭的大陆坡（23度）和深海沟三个单元构成。太平洋型大陆边缘又可以分出岛弧亚型和安第斯亚型两种。3、转换断层型大陆边缘 转换型大陆边缘是由转换断层所圈定的大陆边缘，它 是由板块之间的水平剪切作用而不是岩石圈裂开的裂谷作用形成的。其特点 是裂陷作用和火山活动均比较微弱，甚至缺失，常伴有浅

20、震活动，也不像非 火山型边缘那样出现宽阔的地壳变薄作用。从而陆坡较陡峭，陆隆发育较差。 如北美太平洋侧加利福利亚湾的大陆边缘，由圣安德烈斯平移断层和阿拉斯 加湾东南的费尔韦瑟平移断层参与塑造。加利福利亚半岛以裂离半岛形成出 现，兼蓄发散与平移性质；阿拉斯加湾外有阿留申岛弧与海沟存在，兼蓄发 散与平移性质2 .边缘海(弧后盆地)的定义，特征及形成机制(1)边缘海盆地是西太平洋型大陆边缘沟-弧-盆地的组成部分，故又称为弧 后盆地，主要分布在西太平洋边缘，而在印度洋、大西洋仅出现于局部边缘。(2)边缘海盆地的基本特征大多数边缘盆地的地壳结构与标准洋壳结构相同或相近。边缘盆地的年龄相当轻，大多数比被岛

21、弧分隔的相邻洋盆小得多。DSDP 和ODP的成果也证明，边缘盆地的海底(残留型边缘海盆地除外)都是新生 代以来形成的。再大部分边缘盆地都发现有与大洋底类似的磁异常条带，但磁异常强度 偏低。边缘盆地的热流值一般较高，活动的或较年轻的边缘海盆平均热流值可高于洋中脊。边缘盆地的布格重力异常比两侧的大陆和岛弧高，大都在200mGal以 上，是地壳减薄、地幔抬升的表现；有些正活动的海盆，自由空间重力异常 为 3080mGalo(3)边缘海盆地的形成机制、主动扩机制一一认为边缘海盆的扩是由上涌的地幔物质引起的，强调地 幔物质上涌的主动性，大致有热底辟和次生对流两种模式。热底辟模式、次 生对流模式。、被动扩

22、机制一一认为地幔物质上涌是被动的，受板块之间运动方式的控 制。如果上覆板块与岛弧一海沟体系之间为分离运动，这就是为弧后扩提供 了空间。可以促使地幔物质上涌，从而引起边缘海盆的扩。如果有俯冲带与 大陆板块相向运动，大陆板块推掩于俯冲带之上，则形成安第斯陆缘而不会 形成边缘海盆。3 .沟-弧-盆体系形成机制4 .(1)地槽理论对沟弧盆体系形成机制的认识：地槽概念中，海沟时沉降带,岛弧是拱起的地背斜，边缘海盆则是山间坳陷。地槽在其发展过程巾。还够、 海盆不断接收陆源碎屑物质堆积，最终引起地槽回返，以造山运动的形式借 宿地槽生命，形成稳定的褶皱带，并拼贴于相邻大陆上，使大陆增生，沟 弧盆又在新的条件下

23、，开始新的发展旋回。(2)板块构造理论对沟弧盆体系形成机制的认识：卡格里模式 由于大洋 板块向大陆板块下面俯冲，两板块摩擦生热，地幔(软流圈)物质以底辟形式上涌，导致地幔对流，形成岛弧(火山岛)，又由于对流的拉作用，形成弧后边缘海盆。后补充：俯冲的大洋板块可把一部分低黏度的软流圈物质拖下 去，直接发生对流，同样可以因对流产生拉作用形成海沟和弧后盆地。5 .双变质带大洋板块向大陆板块俯冲，在接触地带因温度和压力条件不同而产生高压低 温和高温低压两种变质带。6 .蛇绿岩套的定义及主要岩石组合蛇绿岩套ophiolitic suite又称奥菲奥岩套或蛇绿岩系，代表一套以超基性、 基性岩石为主体的复杂的

24、岩石组合，它代表上地幔物质。常把蛇绿岩套的出 现认为是古代岩石圈板块消亡的位置。1972年美国地质协会确立了蛇绿岩的 完整层序（自上而下）：基性火山岩（通常具有枕状构造）、基性席状岩墙群、 奥长花岗岩、辉长岩、橄榄辉长岩、辉长岩、橄榄岩、斜方辉石橄榄岩 以上完整的蛇绿岩套层序并不多见，一般地区通常缺乏部分层序。或答:由代表洋壳组分的超基性一一基性岩（辉长岩、橄榄岩、蛇纹岩），枕状 玄武岩和远洋沉积（放射虫硅质岩，软泥）组成的“三位一体”共生综合体。对于它的成因：一般认为是上地幔物质上涌或上侵到地表表面，或是大洋地 壳或上地幔推覆体构造侵位的结果。现代板块构造学说认为蛇绿岩套沿俯冲 的大洋板块一

25、侧分布，由一条超谖铁质岩、谖铁质岩和深海沉积物组成的一 套复杂岩体。现代完整的蛇绿岩套由橄榄岩、辉长岩、席状岩墙杂岩和枕状熔岩组成，其上被含放射虫、有孔虫等深海沉积物覆盖，与俯冲带伴生。7 .混杂堆积六、混杂堆积岩体与增生楔状体（一）混杂堆枳岩体源加曲和江伐母故2不同的岩石和沉积物无规则相互混杂组成的变形岩石杂乩堆枳体.在板央构造学说提出来之的,不同岩石混杂在一起的现发在大陆 早有发现,并给予诸如“飞来峰Fklippe）、外来岩块（exotic block）、里f发理石（wildflish）、 自碎混杂岩体autoclasHc mchmgc、推横体n&ppc）等名称.板块构造学说问世后

26、，混杂 堆积岩体专指那些与板块俯冲作用有关的发杂的岩块和沉积物的混合体.我国文献中流 行的叫法还有混杂堆枳、混杂岩体和混杂岩等，都是从法文m6lan&e 翻译过来的.但称其 为混杂岩往往使人误解认为是某种岩石的名称,建议不用此译名。归纳起来，混杂堆积岩 体具有下述主要特点：1,次杂址积体的组分相当越杂由不同性不.不同时代的外来岩块,原地轻块和基质 三曳些些它们来自海沟带的浊积复理石板块俯冲刮削下来的蛇绿岩套、逆冲板块脱 福而诺万碎块、各种沉积岩和不同变质程度的变质岩等；基质以泥质为主.也有蛇纹 岩质等.2.混杂堆积中的岩块（或碎片）大小不等、形状各异（有些其宥棱角岩块房异美殊. 小在U

27、WL蛇卜大的可延伸数百米至几公里,最大者可达几百平方公垠,厚数公里呈 “岩板”状.混杂堆枳体宽窄不一，延伸较长，强至力的整个一条山脉全部由混杂堆积岩体 构成.3-混杂堆积岩体的剪切构造比较发育其中的岩块和基质件迪受到典切作用,如见 到石石香肠、菱形石香肠和模形构造等.混杂岩体下界以及我中的岩块通常都以断层面或且4.混杂堆积岩体常含有蛇绿岩套的碎块和陈片岩等离压低温变质岩，例告正绿君告 碎块数多时称为蛇绿混杂岩体它们共生于板块俯冲带前端海沟坡折地带'形成俯冲带前 蛙件灯玲施状优枕告带，息识别古俯冲带或板块缝合线的重要标志。从混杂堆枳岩体的上述特征不戏看出,混杂堆积岩体是与板块俯冲作用相伴

28、生的产 物.当两个板块相向运动，披此前缘相接触时俯冲板块上边的沉积物（中臀*敢好虫和£ 扎虫软泥,也肩少年以&理石浊积物为主的深海碎刖沉枳物）,一部分随大洋板块向 冲.另一部分连同蛇绿岩套受到仰冲板块的刮削堆挤在一起，停积在接触线上与沉积在 海沟市加沟间（如前）金帅中的杂砂岩、仰冲板块滑落下来的破碎岩块以及从俯冲板块侵 但塞典上来的蛇绿岩套（洋壳残块）或蓝片岩等挤压、搅拌、混杂、堆积在一起形式混杂 薪氧工也有可能是俯冲板块上的沉枳物在俯冲时受到对面仰冲板块的掩呗，构成平卧 的向斜构造便下部较老地层倒转覆盖在新地层之上,再经挤压、褶皱、破碎国蛭地 j会成为外来岩体覆箫在新地层之

29、上或核包用于新的褶皱地层以内，总之,混杂堆积体是 在柄块俯冲作用下,不同地点、不同成因、不同时代、不同性质的各种岩石和沉枳物经过. 破碎作用和混杂作用而形成的复杂岩体在这种混杂岩体中,岩块与岩坎之间以及使个混T -_ _ . . _ _第四章大洋构造1 .大洋地壳的分层和特征第一层，沉积层，地震纵波速度L5-3.0km/s。具有间断分布的性质。在近 大陆坡麓处厚度最大，可达1 -2.5km ;在洋中脊斜坡上较薄，约200m ;在中 脊顶部100-200km宽的地带，沉积层极薄或缺失。第二层，火山岩层（基底层），火山岩以玄武岩为主，夹有固结的沉积岩混 合成。Vp为4.55.5km/s,地震反射探

30、测显示这层表面极其不平坦，厚度变化 大，平均1.5km。岩性为大洋拉斑玄武岩。第三层，大洋层，是大洋地壳的主体层。在大西洋，这层速度值的80%落 在6.5-7.1km/s之间，其平均厚度为5km左右。岩性可能是辉长岩或角闪岩及 蛇纹岩化橄榄岩等。第四层，上地幔层，莫氏面一下的层位，非大洋地壳的组成。Vp为 7.78.3km/s,平均 8.0km/so2 .大洋地壳与大陆地壳的差异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，二者也统称过渡型地壳。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“花岗岩层硅铝层”。大陆型地壳不仅具有“花岗岩

31、层”，而且“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地壳厚达4-6倍。W 6-6大洋盆地的形成与演化阶险及其构征阶 HI实.例主片运动铀征形本e型火血¥）交陵作用1 . RFMtiPI东都大» 谷论开大谷拉跑幺武岩曲 曲3性玄促史 中心少 trtMHl 作 JU可钮&幼邱期幻梅亚1 »a秣小M中央拉HL玄戊香也 立.”打玄it科 中心枳F博力芨发 卷可留略, 成年网大西泮r*#1话初中为温玄武省漫 波”代名战宣 P心磋话初As 小于大海小央率京的M如抗tn < Whfe«i>少便N 强运网太平泮收助坤饶边绛 的岛M

32、A 瞰邻河沟边缘的安山舟及 花尚内K"大城源于爵瓠的 沉积物优地林部部广泛v. nxm地中*收蝴并拈 升找m内a 边缰龙百 g «III边爆的火山岩及 花岗川Kd大忸源于晶用的 惜普将婚善 发/内坪广泛M浦焦初他履备战）B H Kt W ill的印质 河岐收IK并批 升年轻ih系少m红曝一法< 皿 Jacob* . Ruuarll. Wilton .1 d74 .改& )3 .洋盆的演化阶段及威尔逊旋回威尔逊旋回：从板块构造观点综合归纳出的主要阐述大洋从开裂到闭合碰撞造山演化过程的发展模式。第五章河口及三角洲1.影响三角洲发育的因素1.河流的泥沙来源2.海洋的

33、侵蚀搬运能力的大小3. 口外海滨区的水深及地势4.沉积环境是否稳定（河流流量、沉积物的供应量、近岸的破浪和潮汐、受水盆地地形及构造、气候 和人类活动等）2.一个完整的三角洲沉积体系分为哪几个部分，其特征是什么三角洲体系的组成(河控三角洲为例)分为三个亚相：(-)三角洲平原三角洲的陆上部分，相当于顶积层的水上部分。其界限在向陆一侧从 河流大量分叉处开始，与河流下游的冲积平原相接，向海一侧以水边 线与三角洲前缘相接。三角洲平原相的沉积物包括河流，湖泊，沼泽和泻湖等多做类型，以 粗粒物质为主，含油少量海陆过度相生物。(-)三角洲前缘三角洲的水下部分，相当于顶积层的水下部分和前积层的上部。海平 面与浪

34、基面之间。呈环带分布于三角洲平原向海一侧边缘。这里是河水与海水混合，泥沙大量堆积的地带。河流物质经海洋作用 改造和再分配，形成分选性好，成分纯净的砂质沉积物集中带。沉积 物颗粒较粗，泥质与有机质极少，微体生物具有海陆过渡相的特征。 在三角洲前缘，总的趋势是粗砂沉积在分流河口，而较细的沉积物则 被搬运到更远的盆地，沉积在滨外的深水环境中。沉积作用构成了一 个缓缓向海倾斜的剖面，其倾角一般小于2。，沉积物向盆地方向逐 渐变细。由于沉积物不断供应，三角洲前缘逐渐向滨外推进，结果原 先为滨外的地方最后被滨线沉积所覆盖。因此，与三角洲前缘向海变细相应的是，在剖面上形成一个较大型的 向上变粗的层序，它反映

35、了河口海水盆地的充填作用。主要类型：鸟足状三角洲又称为舌形或长形三角洲、朵状三角洲、鸟嘴状三角洲、(浪控三角洲、潮控三角洲、河控三角洲)4.三角洲层序的特征在三角洲层序中，自下而上依次出现前三角洲相、三角洲前缘相和三角洲平原相。沉积特征，自下而上：(1)沉积物粒度由细变粗，再变细；(2)沉积物分选性由差变好，再变差；(3)沉积物构造由水平层理向上渐变为波状层理和各种类型的交错层理，再上变为水平层理为主；(4)沉积物中黏土矿物、有机质和微量元素含量逐渐减小，但在三角洲平原相，特别是湖沼沉积中，含量又增多；(5)沉积物的颜色由暗变淡，由青灰色转为灰色，上层为黄褐色；(6)海相生物减少，陆相生物则逐

36、渐增多；(7)层序下不常见生物洞穴，顶部 出现植物根系。5 .浪基面：1/2波长的水深称为浪基 面6 .河口湾的分段及水动力特征口外海滨段折河口区'. jfia I - - I I I n n I 1 1A 11 I I il I I I 1 三角港型 三角洲型 图1入海河口分段潮流界、潮区界、近口段、河口段、口外海滨段、口门径流一一径流除搬运相当数量的沉积物至河口湾外，还影响到湾咸、淡水 混合程度。2、潮汐一一是河口湾最重要的动力因素。1964年Davies按潮差的大小，把 河口湾划分为弱潮型（潮差2m）、中潮型（潮差24米）和强潮型（潮 差4m）。潮汐一是影响河口湾咸淡水的混合程度

37、及环流类型，二是可使底 质再悬浮，并向陆或海搬运悬浮体。3、波浪一一能侵蚀海岸，使沉积物再悬浮以及影响沉积过程。第六章大陆边缘沉积1.影响大陆架沉积作用的因素主要有哪些大陆架是海底沉积作用最为发育的地带，其沉积类型和特征受环境因素制约：1、海平面变动 影响水深和自然地理环境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。3、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。4、陆架水动力状况一包括洋流、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。5、生物作用底栖生物的许多形式和生理

38、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.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。7、碎屑物粒度；8）大陆架地形；9）海域敝敞程度；10）周边陆地区域地 质特征；11）构造背景；2 .何谓海底峡谷，主要成因是什么？（百度答案）大陆坡上最显著的特征是有许多两岸陡峭甚至直立、高差很大的凹槽横 切其上，有的甚至

39、切穿大陆架于现代河口相连。这种切割很深，外形呈V字 形（少数为U字型）的凹槽（或谷地）犹如陆地上的峡谷（或答：是海底横剖面呈V字形（少数为U字型）的一种地形。）成因：第一种说法：河流切割形成 海底的峡谷和陆地上被河流侵蚀而形成 的河谷很相似，但是注入大海的河水，没有那么大的力度，可以切割海底陆 地，因此海底的峡谷是被淹没的陆地的河谷。这些峡谷在陆地上时，被河流 切割而成，后来地壳受力下沉，海平面上升，淹没了河谷，成为海底峡谷，第二种说法：构造成因或是浊流的侵蚀作用（浊流说）形成的。河水流 人海洋时，携带着大量的沉积物，这些沉积物和海里的水流汇合后，形成强 烈的池流，对海底进行冲击，从而形成了海

40、底峡谷。3 .大陆架沉积模式（2, 4种） 对大陆架沉积模式的认识，经历了四种模式：第一种模式：约翰逊(1919)认为，大陆架沉积物粒度的分布呈近岸(水 浅)者粗，远岸者(水深)细的趋势。第二种模式：Shepard (1932), Emery (1968)认为陆架沉积物分为六种 主要类型残留沉积物、火山沉积物、自生沉积物、残余沉积物、生物成因沉积 物、现代碎屑沉积物第三种模式：海侵-海退模式。Swift (1971), Stanley et al.(1972,1976) 将前二种模式结合起来，认为既要考虑更新世末期依赖的海平面上升，也要注意 大陆表面随海侵尔出现的现代动力作用过程，并指出大陆架

41、上主要有三种沉积 相：1)大陆架留砂表层相2)近滨现代砂柱相3)现代大陆架泥表层相同时把真正的残留沉积与经受现代海洋动力加工和改造过的变于沉积区别开来。第四种模式：水动力模式。锡昌(1991)认为，现代大陆架浅海的沉积物 类型、特征、分布反应了大陆架自更新世以来的历史过程。表8 1现代大陆架浅海沉积模式大类；亚美小卖L冲淡水控大阳架浅海V松沉枳2 .波浪泞大易架浅海湾耶沉积息旗"回儿税.?, K基泡控式珈朵浅海醉峭沉生,3,海流程大跳盥;&每评阴沉积现代沉枳!海沆校大陆架浅海邸“沉枳 I - - t-牛物旗可 朱物沉积|2 ,非竹膈磷板盐3.有机近松化苧沂用!鼠门生沉检化人儿

42、也之残余沉积 «* 9 9 t（硅啦）碎屑硬阳沉积一和沉积出为遗体残留沉积 ， 化学沉积物残留沉枳变余沉积沈锡月.15】4 .何谓残留沉积/变余沉积和现代沉积现代沉积物：由正在起作用的现代营力带入的沉积物，与目前所处的沉积环境一致残留沉积物：与现代截然不同的环境下形成的较老的沉积物变余沉积物：经过海侵后受到现代海洋动力作用加工和改造的残留沉积物，其性质介于现代沉积与残留沉积之间第七章大洋沉积1 .大洋沉积作用大洋沉积物是水深大于2000m的沉积物。2 .浊流，等深流概念，有什么特征浊流是由沉积物与水混合组成密度高于周围水体的、短暂的、强大的重 力驱动流。浊流的运动由部湍流所支撑。特征

43、浊流在流动过程中逐渐形成头，身，尾三部分。头部含泥沙量 高，粒度粗，流速大，具有很强的侵蚀破坏能力；浊流底部的粗颗粒也有牵 引作用；身部为泥沙的载体，涡动力可以把泥沙悬起，在流速较大时，沿途 还会席卷底部的泥沙；尾部含泥沙少，颗粒细。2、浊流一旦形成，其运动的 驱动力是惯性力和重力在斜坡上的斜向分力，随着坡度减缓和惯性减小浊流 流动的动能逐渐衰减而发生沉积。3、浊流的形成一般崩塌、滑坡等共生。4、 浊流运动具有突发性和间歇性，流动时间短。等深流又称等高流、水平流、平流，发育在深水环境，是大洋盆地中沿 等深线作水平流动的一种大洋底流，主要分布在20005000m深的海底，某 些海湾的外陆架也有分

44、布。（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，可以形成等深流蔗活沉积 脊堆积，宽度十公里至数百公里。等深流形成的沉积岩层称为等积岩。）流速缓慢、流动持久、流程很远的底层流。3 .大洋沉积物的来源分类表9 3深海沉积物的成因分类大 关亚 炎,大 关近 类陆源砰肝沉枳1 .曲流沉积2-等深港沉积火山界用沉视火山灰沉枳M海汴冰川沉枳；风运沉积深海钻上沉积深海粘土沉枳生杓源沉积tib铐质轨泥沉积行孔虫软泥疑有软泥必淡超微化石软泥)W翼足类软泥 |匕战峨软泥沉枳T)忖整软泥Q放射虫软泥3.通朗部用沉积3有机沉积白小成因沉租 i1，钱若仪和练纪无2 .金依硫

45、化树L8金晨软能和块状硫化狗)3 .一球岩0左蒙腹右况沈迷U,：部14 .陆源大洋沉积物指陆地上的物质通过各种重力流、风，以及某些高纬度地区的冰运等过程搬 运到大洋里的沉积物。成因类型有：浊流沉积、半远洋沉积、深海沉积、风 成沉积物、火山成因沉积物、冰川沉积物、地外源沉积物。5 .影响深海钙质软泥发育的因素(1)海水肥力和生命周期对海域介壳产量控制近岸海域或上升流为高肥力区，生物生产率高，硅藻特别发育，多分布硅藻 软泥；远洋为低肥力区，但颗石藻对肥力的灵敏度低，故其相对较高。(2)深度溶解效应及差异溶解效应、CCRDs溶跃面、CCD(3)稀释作用对深海生物源沉积物形成的制约在两个介壳产量相等，

46、溶解效应相同的海区，于同一时期形成的沉积物中,虽然生物碎屑的绝对含量相同，但其相对含量却可因两个海区由于其他环境 因素决定的非生物碎屑量的多寡而不同。在稀释作用弱的海区，因陆源碎屑 或火山碎屑少，可形成生物源沉积，反之，不能形成生物源沉积。6 .溶跃面，CCD, CCRDCCD(calcite compensation depth):把碳酸盐开始从表层沉积物中消失 的深度成为“雪线”，通常称之为方解石补偿深度Kolla等人把碳酸盐含量小于10%的深度叫做碳酸盐临界深度(CCRD)溶跃面：钙质软泥溶解速率梯度急剧增加的界面7 .深海沉积物的分带性一、气候地带性1、冰带一广布着冰川一海洋沉积。2、

47、温带一在温带以硅质软泥占优势，该带南部边界是南极辐聚带，北部 是太平洋环流的上升辐射带。3、干燥带一以钙质软泥和深部粘土为主。4、赤道带一广布放射虫、有孔虫和颗石藻软泥。二、环陆地带性在环绕陆地的洋缘地带，广泛发育了陆源沉积；在远离陆地的远洋地带，则沉积了深海粘土、钙质软泥、硅质软泥等远 洋沉积物。三、垂直地带性碳酸盐沉积物最严格地服从于垂直地带性，它见于水深小于碳酸盐补偿深度的海域；相反，深海粘土总分布在深水区。四、构造地带性大洋沉积作用是在板块运动的背景下进行的，沉积层的厚度随距洋中脊 距离的增加而增加。第八章海洋资源第九章全球变化与海平面变化1 .影响海平面变化的因素1、洋盆容积变化：大

48、陆的分离和聚合；海底扩速度的变化2、海水体积的变化：冰川的形成和溶化（冰期和间冰期）3、海水物理性质的变化：当海水温度升高，海水受热膨胀将引起海面上升, 当水温降低，海水冷缩降造成海面下降。4、海水盐度的变化5、天文因素效应：地球自转速度加快会引起海水向赤道运动，形成赤道海 面上升，旋转速度变慢则引起海水向极地流动，形成两极海面升高。6、地球物理因素的变化：冰川均衡作用可使海面发生变化。冰期，陆地冰 川负荷加大，引起地表沉陷，冰盖层熔化接触重压，导致地壳均衡回跳上升。 大气压力变化也降影响海面升降。海面大气每增加LOO5mbar,海面将下降 1cm。地球重力变化，每毫伽变化使海面形变约3.3m

49、,地壳水准面形变1.7m, 总变化值达5m。7、人类社会经济活动的影响地下水过量开采，引起地面沉降，海面相对上升大量修筑水库，减少入海水流量，是近来世界海面上升速度低于理论计算值的原因之一。2 .海水进退的沉积层序特征瓦尔特（1894）相率指出在整合垂直层序中的产物，是在横向相邻的环境 中形成的。这个原则被广泛用于解释沉积层序的变化规律，也可以用来解释海进 和海退形成的沉积层序的不同特征。当海面上升速度超过沉积速率时，海岸线向陆移动，发生海进。波浪基面以 上为高能环境下沉积的砂层，以下系低能环境沉积的粉砂和粘土，陆相层、砂层 和页岩属于同期异相沉积，垂直层序自下而上为陆相层、滨海砂岩和浅海页岩

50、。当海面上升速度小于沉积速率时，情况正好相反，海相页岩、滨海砂岩和陆 相层依次退覆叠置在等时线上，垂直剖面自上而下为海相层、滨海相层和陆相层。3 .研究全球变化的科学目标描述和解释人类赖以生存的地球系统运转的机制，它的变化规律以及人 类活动对地球环境的影响，从而提高人类未来对环境变化的预测能力，为全 球环境问题的宏观决策提供科学依据。4 .海洋在全球变化中的作用1）海洋在全球碳循环中的作用人们认为60亿吨碳中，有近一半留在大气中，另外约30亿吨则全部被海 洋吸收（20亿吨大洋吸收，10亿吨被陆架边缘浅海吸收）。2）调节气候的作用海流的变化，影响全球气候的变化。3)海面升降海进、海退第十章海岸带

51、的现代过程1 .海岸带的定义，组成及分类、在海边的海、陆相互作用构成一个带一一称海岸带。海岸带包括海岸线两侧的路上和水下两部分，可以进一步把海滩分为后滨和前滨，水下岸坡分为近滨和滨外。现代海岸带包括水下岸坡与海滩两部分，两者也低潮线为界。1、希霍芬的海岸分类形态分类：根据海岸的横剖面形态分为(1)陡峻的海岸；(2)有平坦海滨并有海蚀崖的海岸； (3)具有宽广滨岸平原和古海蚀崖的海岸；(4)低海岸。 构造分类：根据构造运动与海岸的 关系分为(1)纵海岸；(2)横海岸和斜交海岸；(3)下沉盆地的凹岸；(4)桌状或块状地区的中性 岸；(5)堆积岸。 切割性质分类：根据海岸的切割性质和成因分为(1)海

52、侵岸；(2)与大陆 基岩相连的堆积岸；(3)切割决定地方因素的海岸(如火山海岸，珊瑚礁海岸)。2 .约翰逊的海岸分类约翰逊(1919)把海岸构造运动的方向作为分类的标准，划分为上升海岸、下沉海岸、中性海 岸和复式海岸。3 .帕德的海岸分类把以地壳运动和陆地营力为主塑造的海岸和以海洋营力作用为主塑造的海岸划分为原生海 岸和次生海岸两大类。4 .列昂杰夫分类把海岸分为原生海岸、堆积海岸和其它海岸三大类型。这种分类与帕德分类相似，同样未考虑各类海岸之间的成因联系和发展顺序。5 .其他分类因曼(1971)等提出了新的海岸分类。这一分类根据所处的构造位置把海岸分为以下3类：I .板块前缘碰撞海岸：位于大

53、陆和岛弧的碰撞和俯冲带的边缘。II .板块后缘拖曳海岸：位于随扩而离开洋中脊的大陆和岛屿的边缘。III .陆缘海海岸：位于受岛屿保护的一侧。6 .金(1963, 1972)提出以物质组成进行分类，分为砾质海岸、砂质海岸和淤泥质海岸。«6 3 中国海岸分类（盘王仲I .瑞岩港湾海岸（bed roc, k emba yed coa s t）1 -1 .海丁港湾岸（marine 沁nal cr 12.海tfr一堆枳岸（marine enisionnl I 3.海积港湾岸 （marine ticjxisitiorwd I 1.潮汐汉道港湾岸（tidal inlet < rnbI .产出海岸（p i 2 i n、c、t ）8 - 1.冲积平原海岸（Huvicl plains coI 2.海积平原海岸