海洋地质复习资料大三

1、大陆架 ： 在海岸附近低潮线和大约 200 米等深线之间是一个台地，称为大陆架。它通 常可视为大陆区域向海面下的自然延伸，构造上属于大陆的一部分。大陆架以低于1的角度向海缓缓倾斜，虽然总体平坦，仍然分布有沉没的河谷、阶地、潮道、砂坝、浅滩等大陆坡 ： 大陆架边缘的向海斜坡非常陡峭，坡度的变化通常在 2到 5间，可迅速从 200m左右的水深急剧下降到3500m的位置。在有些特别区域，坡度可达 30 - 40 。下切 的海底峡谷是大陆坡特有的地貌单元，可将陆源沉积物通过峡谷输送到海洋深部。大陆裙：由大陆坡麓向大洋底延伸的沉积扇构成。沉积物厚度通常超过4km，平均坡度 0.1 - 0.6 ，表面起伏

2、不大。海沟 ：分布于洋盆边缘的海底狭长凹地，通常接近和平行于海岸展布，是海洋最深的 地带岛弧 ： 与海沟伴生的弧形岛屿或岛链，多发育在沟-弧共轭体系的靠陆一侧，是分隔 大洋盆地与边缘海盆地的重要构造地貌。岛弧有陆弧和洋弧之分，大多向外洋凸出深海平原：整个洋底大约有2/3位于3500-5500m深度之间，形成一个波状起伏的广大区域，其表面覆盖着各种远洋沉积物，尤其是钙质和硅质软泥以及远洋粘土，统称深海平 原。大洋中脊 ：又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。它全长6.5 x 104km,顶部水深大都在23km,高出盆底13km,有的露出海面成为岛屿， 宽数百至数千千

3、米不等，是世界上规模最巨大的环球山系弧后盆地：岛弧靠大陆一侧的深海盆地。 又称边缘盆地。 水深约 20005000米。与海沟、 岛弧组成沟弧盆系。弧后盆地在世界许多大洋边缘均有分布，以西太平洋边缘的最为典型。 按地质和地球物理特征，可将弧后盆地分为 4 种成因类型 :边缘海盆地及弧间盆地、前陆盆 地、弧后转换断层和弧后硅铝层上裂陷盆地。洋壳：大洋地壳极薄，其上海水深度平均为 4.5千米。大洋地壳从上到下由下列三部分 组成：a.海洋沉积物层，平均厚度约为300米，但其厚度可以从零（特别是洋中脊附近）变 化到几千米（大陆附近）；b.镁铁质火成岩，以玄武岩和辉长岩为主，其厚度为1.7土 0.8千米；

4、c.海洋层，主要是地幔顶部水化作用形成的蛇纹石，其厚度为4.8土 1.4千米。洋壳的厚度、年龄随距洋中脊的距离加大而变厚、 变老。但洋壳的年龄远远低于陆壳， 多晚于中生代。岩石圈 ：地壳与上地幔（软流圈以上部分）的综合体，大洋岩石圈与大陆岩石圈在结构 和物质组分上存在重大差别。 地球最外层平均厚度约为 100千米带有弹性的坚硬的岩石。 由 地壳和上地幔顶部组成。岩石圈下是软流圈。板块：地球岩石圈层被洋中脊、海沟、转换断层等构造活动带分割形成的不连续板状岩 石圈块体。转换断层 ：横切洋中脊的一种巨型水平剪切断裂， 转换断层的活动与大洋中脊的扩张同 时进行， 结果使水平错动仅发生在两侧洋脊之间，

5、且断层的水平位移方向与两侧洋脊段的错 动方向正好相反 , 多见于大洋中脊区域。 断裂带两侧， 洋中脊脊轴及其磁异常带均平移错开， 错开幅度自数十公里至数百公里， 少数可达千公里以上。 断裂带在海底地形上表现为海底岭 脊、构槽和崖壁， 并常与洋脊轴线近于垂直。 断层两侧海底推移的方向就是海底扩张的方向。转换断层的存在是海底扩张说的有力证据之一碳酸盐沉积补偿深度 （CCD ）：随着海洋水体深度的增加， 碳酸钙的饱和度将不断增加。 在一定深度上，碳酸盐颗粒的沉淀速度等于碳酸盐的溶解速度（碳酸盐岩被完全溶解的接 面），该深度即称为碳酸盐沉积补偿深度。碳酸盐沉积补偿深度（CCD：在溶跃面以下的水体中，介

6、壳供应量相对减少，而溶解速 率增加很快；当到某一深度，钙质介壳的供应量与溶解量相等而达到平衡时，称为碳酸盐补 偿深，度简称 CCD。在溶跃面与CCD之间的水层中钙质介壳的溶解程度较强；在CCD上，介壳溶解度更强,在CCD以下的海底，钙质介壳绝大多数被溶解掉，不能形成钙质软泥，只出现深海粘土或硅 质软泥。硅质生物软泥 ：硅质生物组分大于 30的软泥（生物组分以非晶质二氧化硅为主） ，包 括硅藻软泥和放射虫软泥。覆盖大洋面积约 10.9。硅藻软泥主要分布在南、北高纬度海区 （南极海域与北太平洋） ，平均水深约 3900 米。放射虫软泥主要分布在赤道附近海域，平均 水深约为 5300 米。钙质软泥

7、：一般认为，大洋沉积物中，碳酸钙含量大于 65%为钙质软泥，主要是由有孔 虫、颗石藻、翼足类等石文质及方解石质壳体组成，它分布于大洋底碳酸钙补偿深度以上。 钙质软泥在全球海域分布最广，约占大洋总面积的47.7%。大西洋（CCD）较深，一般大于5000 米，所以除极少数深度大于 5000 米的深海平原之外，几乎全被钙质软泥覆盖。南太平洋和 赤道太平洋的东、西两大海域及南印度洋也大部分被钙质软泥覆盖。沉积速率较高，达 1-2cm/ka。深海粘土 ：形成于陆源沉积物和生源沉积物沉积速率极低的深海环境，位于 CCD 面以 下，是由陆源粘土和粉砂组成的大洋最深部沉积物。其中粘土矿物占 50-70%，含有

8、一定量 的长石、石英、角闪石和辉石等造岩矿物，自生矿物有钙十字石、沸石、铁锰氧化物和氢氧 化物以及宇宙尘埃等，粘土矿物还吸附有铁、锰、镍、钴，铜、铅等离子，有机物含量低， 小于0.75%。其中粘土矿物粒径平均为0.001mm。最大面积的深海粘土沉积形成于北太平洋 水深大于 4400米的海底位于北赤道暖流和北太平洋暖流纬度洋流辐聚区。浊流 :包含沉积物的海水、在坡度较大的区域，沿坡下流，并携带大陆棚或大陆坡上的 沉积物的向下滑动而形成的海底威力巨大的密度流。浊流沉积形成的各类沉积岩统称浊积 岩。常见的有硬砂岩质浊积岩、碎屑灰岩质浊积岩，还有多种浊流成因的岩石类型。浊积岩 ：是由浊流作用形成重力流

9、岩石的一种类型。典型的浊积岩具有鲍马序列特征， 一个完整的鲍马序列从底部到顶部代表了浊流的流动强度和悬浮沉积速度逐渐减弱的沉积 过程。在宏观上是由砾状或含砾砂岩、砂岩、粉砂岩和深海泥岩频繁互层组成的一套巨厚的 韵律沉积。珊瑚礁：以珊瑚骨骼为主骨架，辅以其他造礁及喜礁生物的骨骼或壳体所构成的钙质堆 积体。珊瑚礁可分为缘礁、堡礁和环礁三大类。海相沉积：相为沉积环境及在该环境中形成的沉积岩（物）特征的综合。海相沉积指的 是海洋沉积环境的产物，是古代海洋沉积环境的物质表现。古海洋学：古海洋学是研究海洋演化和预测未来海洋演化的一门系统学科。是利用海洋地质学的研究方法，配合化学海洋学、物理海洋学和生物海洋

10、学等研究结果，研究历史上海 洋体系状况及其演化和受控因素的一门学科。铁锰结核：是生长分布于海底水-沉积物界面的一种自生铁锰氧化物、氢氧化物集合体。 其形态多变，广泛分布于世界大洋海底，最佳分布海区是水深45005500m的海底平原区（CCD面以下）。按产出形态可分为裸露形、半埋藏形和埋藏形三种。按成矿物质来源也可 分为三种类型，即水成型结核、水成-成岩混合型结核、成岩型结核。富钻结壳：是一种水化成岩成因、生长在硬质基岩上的富含锰，钻，铂等金属元素的 壳 状”沉积物。基岩主要是拉斑玄武岩和碱性玄武岩。分布在CCD面之上，赋存水深一般为300-3000米，个别达到4000米。甲烷气体水合物：是一种

11、由天然气（主要是甲烷）和水结合而成的冰状化合物。水合物 中的气体来源于被埋藏的有机物。 在低温高压下，甲烷气中的氢结合进入水分子构成的晶体 格架中形成气体水合物，这种结晶过程使甲烷比其以气体或液化形式存在时的体积小得多。 甲烷气体水合物是一种重要的能源矿产资源。海底热液块状硫化物矿床：由海底热液活动在热泉喷口处所形成的富含金属硫化物的黑 色烟囱状的矿体。它们常见于大洋中脊或海底拉张区，喷发时液体温度高达370 C以上，喷口附近可形成特殊生态区。黑烟囱中富含Cu、Fe、S、Pb、Zn、Au、Ag、Pt、Mn、Co等重要的金属矿物。岩性地层学：岩石序列在垂向和横向上存在物理化学性质的变化，这种变化

12、反映了沉积环境的变化。岩性地层学的目的是描述这些变化，并把它们系统地编排在不同的地层单位内。 其中地震反射剖面是探测海底地层的常用有效手段， 该项技术可在较广阔的海域内依据岩层 物性划分出若干单元，即建立起初步的岩性地层序列。在深海地区，相应于构造条件、生物 生产力、陆源输入及其他因素的变化，会出现许多连续性的横向和垂向变化，它们指示伴随 海底扩张及其他类型的构造运动所发生的沉积作用。地层单位以观察到的物理性质来划分， 并不以对其成因解释进行确定。 岩性或岩性组合大体一致的岩石地层单位， 在不同地点可能 具有不同地质年龄的现象。沉积物灰度（或色度）也是建立岩性单位的重要指标。而特殊的 岩性单元

13、，如火山灰层有时是对比的标志层，具有等时性。生物地层学： 生物地层学是地层学的一个重要分支学科， 是运用生物进化的不可逆性和 阶段性来研究地层学的学科。 生物地层学的主要任务是研究地层学中的化石记录， 并分根据 地层中所包含的特性将岩层编制成若干地层单元，确定地层的相对年代。年代地层学 ： 以岩层形成的地质时间为基础建立的地层体系，具有全球范围内的一致性 年代地层单位与地质年代存在严格的对应关系磁性地层学 ：磁性地层学是根据岩石的磁学特征来进行地层划分和对比的地层学分支学 科。磁性地层学以岩石的剩余磁化强度和磁化率的特征与变化作为基础， 其中前者主要基于 地球磁场的极性倒转以及长期变化性质，

14、后者取决于来自气候异常或火山活动以及外星撞击 的区域性磁化率异常。海洋地质调查研究的主要方法有哪些？海洋地质调查技术汇集了各学科领域的高新技术成果， 包括海上定位、 海底地形声学探 测、地球物理探测、海底取样、海底观测和遥感技术等，简要说明如下：海上定位： 准确的导航定位对于建立海底地形、 沉积物正确的空间关系和准确的作图 是必不可少的，主要的方法有：A全球定位系统（GPS），该定位系统比较准确而且不受海 域和气象条件的限制； B 无线电导航定位； C 海底声学脉冲及海洋雷达浮标定位。海底地形声学探测方法， 主要包括： A 回声探测。通过声脉冲的发射和接收之间的时 间行程记录， 以及声波在水中

15、速度的校准和潮差改正， 可获得连续的海底地形剖面； B 多波 束测深。使用多波束测深仪可在测线两侧 7 倍于水深范围内进行全覆盖扫描测量， 测量范围 可从数米至数千米。 C 旁侧扫描声呐。地球物理学方法，主要包括： A 浅地层剖面测量， B 多频声学剖面测量， C 高分 辨单道模拟地震系统， D 高频多道数字地震系统， E 地震折射法， F 重力测量， G 地磁测 量， H 海底电磁测深， I 海底热流调查。海底取样， 海底取样工具可分为表层取样表层取样器和柱状取样管两种。 A 表层取样 器，常用的有蚌式取样器和拖网取样器两种。 B 柱状岩芯取样管，可分为重力取样管、重力 活塞取样管， 液压活

16、赛取芯系统等。 C 箱式取样器， 是当前获取原状样品的最好方法。 D 浅 海钻探 E 深海钻探。海底观测，主要包括： A 自持式潜水器， B 深潜器， C 水下实验室， D 水下自动观 测和沉积物捕获等。海洋遥感， 当前应用的领域主要是对海水物理性质、 海洋地质学和海洋灾害等方面的应用威尔逊旋回的各阶段演化特征加拿大学者威尔逊从板块构造观点出发，指出大陆分裂到大洋形成,然后从大洋收缩到大洋关闭和消失 ,是一个连续演变的过程，并划分为六个阶段（期） 。胚胎期 地幔的活化最初引起稳定大陆壳的破裂，形成大陆裂谷，东非裂谷就是最 著名的实例。幼年期 地幔的活化使其热熔物质喷流或上涌对流， 岩石圈进一步

17、破裂并开始出现狭 窄的洋壳盆地，可以红海、亚丁湾为代表。成年期 随着洋中脊系统的延伸和扩张作用的加强，出现了新的大型成熟洋盆，大 西洋是其典型代表。洋盆两侧未发生俯冲作用称为被动大陆边缘。衰退期 在洋脊系统扩张的同时，洋盆一侧或两侧开始了俯冲消减作用，称为主动 大陆边缘。洋盆面积开始收缩，可以太平洋为代表。尤其是太平洋板块沿着亚洲东部大陆边 缘的千岛海沟、日本海沟、琉球海沟和菲律宾海沟，向欧亚板块下面俯冲，形成（海）沟 （火山岛）弧 （边缘海 ）盆型的汇聚带，组成现今亚洲东缘花彩列岛式的地理面貌。残余期 随着洋脊扩张作用减弱，两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留海盆，如 地中海。消亡期 最后两侧

18、大陆直接碰撞拼合，海域完全消失，转化为高峻山系。横亘欧亚 大陆的阿尔卑斯 -喜马拉雅山脉就是最好的代表。威尔逊旋回的前三个阶段表征了大洋的张开和形成， 后三个阶段则标志了大洋的收缩和 闭合。大陆边缘的基本类型及其构造地质特征大陆边缘是大陆和大洋之间的过渡带， 根据大陆边缘的形态组合特征和板块构造运动力 学特征，全球大陆边缘可分为主动大陆边缘（汇聚型或太平洋型）和被动大陆边缘（离散型 或大西洋型）两大类。主动大陆边缘由于构造组合特征的差异， 可进一步划分为安第斯型 （东 太平洋型）大陆边缘和西太平洋型大陆边缘两个亚类。被动大陆边缘及构造地质特征被动大陆边缘是构造上长期处于稳定状态的大陆边缘。 缺

19、失海沟俯冲带， 位于板块内部， 被动地随着板块运动而移动，无剧烈地震、火山和造山运动。但也遭到显著的沉陷和张裂活 动，承接了巨厚沉积物。 被动大陆边缘的形成和发展大致经历三个阶段： （1）大陆裂谷阶段： 大陆或联合古陆内部张裂，形成大陆裂谷。裂谷平面上延伸很长，纵向上切割很深，切穿整 个岩石圈的大型张性正断层。两侧被多条正断层所限，形成单一的或复杂的地堑带。 （ 2）新 生大陆边缘阶段：随着大陆边缘开裂，新洋盆生成。新生大陆边缘的陆架较窄，陆坡较陡， 洋盆也狭窄，与外洋联系困难，形成较封闭的还原水体环境，沉积腐殖泥和黑色淤泥。在较 干旱气候环境下，形成蒸发岩。 （ 3）成熟大陆边缘阶段：随着板

20、块扩张、大陆漂移、大洋拓 宽，在海底扩张的背景上，沉积作用占优势，过渡为陆架陆坡陆裙沉积相。被动大陆边 缘的地壳结构上，由陆地、陆架、陆坡、陆裙过渡到大洋盆地，地壳厚度逐渐减薄。安第斯型大陆边缘及其构造地质特征安第斯型大陆边缘具有海沟、 俯冲带以及陆侧的钙碱性火山弧。 俯冲带的两侧分属不同 的两个板块，是板块的边界。安第斯性大陆边缘以南美西部安第斯附近的陆源最为典型，主 要的组成单元有海沟、大陆坡和火山弧，弧后无边缘海。海沟洋侧的外缘隆起发育良好，海 沟与火山弧之间称为沟弧间隙，其间主要由俯冲形成的增生杂岩体（蛇绿岩体）及弧前盆地 组成。安第斯大陆边缘俯冲带的倾角较缓，一般约在 30左右。横越

21、安第斯型大陆边缘，由 陆及洋，地壳中的花岗岩层尖灭，地壳厚度减小。岩浆岩主要为钙碱性火山岩和花岗岩花 岗闪长岩的岩基，中、酸性火山岩及钾质花岗岩等大陆性岩浆活动也占显著地位。在沉积作 用方面，在海沟的陆坡深水区以浊流沉积为主。西太平洋型大陆边缘及构造特征 西太平洋大陆边缘，由洋侧至陆侧，由下列构造或地貌单元组成：外缘隆起、海沟、非 火山外弧、弧沟间隙、火山内弧、弧后盆地，这些构造或地貌单元的形成，是大洋板块在海 沟处的俯冲过程中不同阶段逐步产生的 ,常称为沟弧盆体系。外源隆起是大洋俯冲板块 下弯，导致后部拱曲的结果。海沟是大洋板块俯冲潜没的场所，直到上地幔被消减。海沟的 内壁形成板块俯冲的增生

22、楔形体，构成了外弧。由俯冲带潜入地幔的洋壳物质，经熔融后， 从深部补给岛弧， 产生岩浆活动并喷出地表形成火山内弧， 在平面上形成与海沟平行的火山 链。在内弧后俯冲带进入上地幔的熔融物质上涌，使陆壳在张引力作用下，形成裂谷，并进 一步产生弧后边缘海盆地。转换断层大陆边缘 ：第三类大陆边缘，仅发育于东北太平洋与北美大陆的交接部，其活 动性介于被动陆缘与活动陆缘之间。海洋地层研究的特殊性海洋地层研究的特殊性主要体现在以下几个方面： 1 二元性：深海（大洋）地层与陆区 存在若干明显区别；浅海地层介于深海地层与陆区地层之间，常是大陆地层的延伸； 2 深海地层以中新生代为主要研究对象； 3 深海地层沉积类

23、型较少，沉积过程相对简单，难以进行 横向追索，代表性地域名称稀少，岩性单位和钻孔顺序通常仅用编号； 4 深海地层连续性较 好；5 微体古生物和连续的复合的生物记录在深海地层学研究中作用突出；6 深海地层可以达到很高的分辨率； 7 多种技术方法和对沉积记录形成条件的较好了解使地层的划分对比拥 有更恰当确切的标准。海平面变化的重要性及其原因 海平面变化包括全球海平面变化和相对海平面变化。 全球海平面变化用于表述全球海面 垂直升降。相对海平面变化是指世界上某一地点的实际海平面变化值是与当地陆地升降值的 代数和。在地史时期，海平面变化对环境、生物演化都造成了很大的影响。海平面变化对人类社 会的影响也极

24、为严重。 世界一半以上的人口生活在海岸带地区， 海平面升降将直接关系到海 岸带的经济生活和经济发展。影响海平面变化原因很多，主要可归纳为：1海水体积的变化。每百万年的火山原生水可使洋面上升约 1m。而地壳板块潜没和海 洋沉积物每年减少的孔隙水将使洋面每千年降低 0.71.4km。海洋水量最重要的变化来源于 冰川的影响，例如当代南极大陆冰川融化可使世界海面增高 60-75m,格陵兰冰盖融化可 使海面增高6- 11m。海陆变迁，例如地中海干涸时海水加入大洋可使海面上升 10- 15m。洋盆容积的变化。 大洋中脊扩张 引起洋盆体积缩小，洋面上升。如晚白垩世高速海底扩张曾使海面上升300m,直至85M

25、a- 15Ma海底扩张缓慢，海面回落。 巨大火成区也有很 大的影响。晚白垩世-始新世的大量火山喷发占据广大海底空间，仅Ontong-Java 海台一处即使海面上升16m。陆壳收缩，如印度板块与欧亚板块碰撞缩小广阔浅海面积使海面下降 10m。而大量物源输入将使洋盆容积变小而使海平面上升。其他因素造成的影响。如海水温度和盐度的变化，地球的行星效应，地球物理因素变 化，人类社会活动的影响，以及冰川、水、沉积物之间的均衡作用等。海平面升降对海岸发育的影响： 海平面的变化直接影响到海岸线的进退和海岸的发育演变。 海面变动引起海岸线向陆或向海迁移，而陆源碎屑物的沉积引起海岸线向海推进，因此 海岸线的迁移还

26、取决于沉积速率。若海面上升速率超过沉积速率，海岸线位置向陆迁移，发 生海进；反之则海岸线向海推进，发生海退；若二者相当，则岸线可以保持稳定。海面上升引起海滩剖面再造，在突出海岸的岬角部位，海面上升加剧了侵蚀过程，促使 海面夷平，引起海岸侵蚀与岸外堆积；海面相对下降时，水下岸坡深度较小，波浪变形和破 碎的界线外移。简析浅源地震与深源地震的成因按震源深度可把地震分为浅源、中源和深源三种类型。浅源地震（070km）分布最广,占地震总数72.5%，其中大部分的震源深度在30km以内；中源地震（70300km）占地震总 数的23.5%;深源地震（300720km）较少，只占地震总数的4%。目前已知的最大

27、发震深 度为 720km。美国地震学家H.F.里德在1906年旧金山大地震之后提出弹性回跳假说。 根据旧金山大地 震的地表走滑断层，他认为断层两侧的地块在地震前即处于长期的相对运动的状态，致使地 壳介质发生形变，积累了弹性应变能。当应力值大到超过了介质的强度时，断裂发生，弹性 应变能释放，介质的形变也基本恢复原状。这就是浅源地震的孕育和发生过程。深源地震的成因还存在许多争议，因为发生地点很深，目前对其过程知之不多。但是， 岩石圈平均厚大约 100公里，之下就是软流圈，也就是说，所有深源地震都在软流圈的位置 上发生。这就导致了一个矛盾，我们知道软流圈是近似流体的，至少是无限可塑性变形的， 具有这

28、种性质的物体显然是不可能发生断裂的，而目前对浅源地震的解释模型是，地震是岩 石的断裂造成的。研究发现，所有深源地震几乎都发生在板块俯冲带上盘板块一侧的后方， 并且离俯冲边界越远，震源越深。如果假设深源地震发生在俯冲下去的下盘板块上，那么从 深源地震发生的位置和深度可以很形象地勾勒出板块俯冲下去后的空间坐标。这样的吻合度 使我们相信，深源地震可能是发生在俯冲下去的下盘板块上。但是什么原因导致了下盘板块 的断裂？有人认为，可能的原因是，板块岩石的部分熔融减薄导致了板块强度降低，而构成 板块的地壳物质密度小于软流圈内的地幔物质密度，导致板块俯冲时受到强大浮力，使得板 块俯冲前沿有很大的向上应力（板块

29、俯冲部分后端受俯冲边界控制，以及板块后的扩张边界 推动，具备向下冲力） 。就象我们将一块木板斜插进水中，进去的部分受到向上浮力，而我们 则用力继续向斜下插，如果这个木板某个地方很脆弱，就有可能在那里断裂，断下来的部分 随后将向上浮起。因此，深源地震发生的动力学机制可能是，在软流圈内熔融减薄的板块在 浮力作用下的断裂而引起。简述南海的扩张模式？南海是在被动陆缘背景上经历多期扩张的大西洋式小洋盆，其形成还与弧陆碰撞、陆陆碰撞的挤出作用有关。今日的南海北部是一存在拆离断层的年轻被动陆缘，西部为一长逾2000k m的走滑断裂带，东南和东部为俯冲带。南海深海盆存在若干次级海盆：根据海底磁条带异常，可划分

30、为（ 1）中央海盆、（2）西 南海盆和（ 3）西北海盆。南海中央海盆11-5D磁条带近E-W向展布，反映南海主体在3217Ma间发生S-N向海底 扩张。南沙、北巴拉望陆块等是海底扩张的结果。西南海盆的 NE-SW向磁条带表明南海深海 盆至少经历过两期扩张，关键在于对磁条带异常年龄的解释。单向拉张模式是以地幔对流为基础， 建立在板块理论基础之上的南海海盆形成演化模式。这一模式的建立，放弃了传统海底扩张所依赖的在南海海盆存在扩张中心及对称扩张中心和 地幔对流等条件。不是将南海作为中心或者作为整体来考虑，而是将其作为东南亚大陆边缘 地幔单向流动背景上，局部地区的地质构造变化来认识。单向拉张模式可分为

31、五个演化阶段： 第一阶段：是地漫流相对静止阶段。在此之前，由于构造运动的变化，地漫流逐渐趋于 静止，地壳内各构造处于相对稳定状态，整个岩石圈处于暂时的相对均衡状态。第二阶段：地幔流在应力场发生变化、构造活动加强之后开始单向流动。此事地壳下部 开始受地漫流侵蚀，受重力均衡作用局部隆起或者凹陷，地壳结构开始发生变化。第三阶段：地壳在单向地漫流作用与影响下，被单向拉张，发生断裂，个别地区发生地 壳减薄差异沉降和下陷，岩浆侵入，洋盆初具雏形。第四阶段：地壳被进一步单向拉张，岩浆大规模侵入和喷发，地块进一步差异沉降，并 开始产生洋壳，海盆形成。第五阶段：地壳受地幔单向流减缓并趋于静止的影响， 单向拉张随

32、之而减缓并趋于停止。 此后，岩浆侵入和喷发活动减弱并在大部分地区逐渐趋于静止，地壳开始冷却，受重力作用， 地壳下沉并趋于稳定。何谓海洋地质作用，研究海洋地质作用有什么重要意义？海洋地质作用是海洋通过自身的动力对海岸和海底进行侵蚀、对碎屑物质进行搬运和沉 积等作用的过程。研究海洋地质作用，以便用“将今论古”的原则正确查明各种海相地层的成因以及探讨 地壳乃至地球的发展演化历史具有极为重要的意义。何谓海底热液矿床？其研究意义海底热液矿床是指由海底热液成矿作用或海底热液喷泉形成的多金属软泥和块状硫化物矿床，它富含 Cu Pb Zn、Au Ag、Mn Fe等多种金属元素，产于水深 15003000m之高

33、热 流区的洋中脊、海底裂谷带和弧后边缘海盆的构造带内。研究意义：海底热液矿床有十分可观的储量和所含金属的潜在价值（热液矿床中含有铜、 铁、锌、钻、锒、硫等多种矿物）；几百度咼温喷口附近生存着耐咼温和耐硫化物的生物群， 具有生物学和地球生命起源研究的意义。什么是锰结核？其分布特征和成因。锰结核是一种富含多金属元素，主要由铁锰氧化物和氢氧化合物组成的黑色“球状”沉 积物团块；主要分布于太平洋、大西洋、印度洋的深海洋底，以太平洋深海区分布最广，就 水深而言通常分布在海洋碳酸盐补偿深度（CCD以下，即水深大于4000m的洋底；成因：1、火山成因机制2、胶体化学成因机制3、岩石风化成因机制4、沉积物成岩

34、机 制5生物成矿作用机制 6生物一化学二元成矿机制7、海底热液作用成因机制。什么是浊流，试述浊流沉积的发育机制及鲍马层序各段的岩性特征。浊流是一种载有大量悬浮物而十分浑浊的水下高密度重力流。P93发育机制：浊流的形成一般与崩塌滑坡等伴生。在大陆边缘，由于地震触发作用，海底 开始出现崩塌、滑坡，随后出现浊流。浊流在形成过程中逐渐形成头、身、尾三部分，头部含泥沙量高、 粒度粗、流速大，有很强的侵蚀破坏能力，其身部为泥沙的载体，涡动力把泥沙悬起，在流 速加大时沿途还会席卷底部的泥沙；尾部含泥沙量少，颗粒细。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 惯性力减小，浊流

35、流动的动能逐渐衰减而发生沉积。P176鲍马层序在垂向上自下往上分为五个段.p178A段 由砂级颗粒组成,为块状或粒序层，近底部含砾石；B段 由细砂或中砂岩组成C段一般为粉砂级颗粒，有流水沙纹型层理及包卷层理；D段 有水平层理的粉砂级沉积，与 B段对应，E段 通常为远洋沉积的页岩或者泥岩，有时也具水平纹理。什么是珊瑚礁，珊瑚礁研究的地质意义是什么?以珊瑚骨骼为格架，辅以其它喜礁生物的骨骼和壳体所构成，能够抵御风浪袭击的生物 堆积体。珊瑚礁研究的地质意义：珊瑚从古生代初期开始繁衍，一直延续至今。珊瑚属种多 , 演化 快, 常成为划分地层的依据。珊瑚礁与地壳运动有关。正常情况下，珊瑚礁形成于低潮线以

36、下 50 米以浅的海域，高出 海面者无疑是地壳上升或海平面下降的反映；反之， 50 米以深或覆盖在平顶海山上的巨厚珊 瑚礁灰岩，则标志该处地壳下沉。根据珊瑚礁灰岩的产状、厚度和分布等特点，还可以了解地壳运动的性质和特点。 地质时期珊瑚的生长北界不同，这可能是气候变迁和大陆漂移的结果。珊瑚礁还蕴藏着丰富的矿产资源。解释深海生物源沉积并说明其有哪些类型。 深海沉积物中生物骨屑含量 30%或 50%时都可定义为深海生物源沉积，也叫生物软泥。 广义的深海生物源沉积包括钙质软泥、硅质软泥、珊瑚碎屑沉积和有机质沉积四个亚类，前 二者合称生物软泥，为狭义的深海生物源沉积，是深海生物源沉积的主体，其分布面积占世 界大洋总面积的 61.9%。解释深海陆源碎