海洋地质复习

八、海岸带一、海岸带和海岸带的分段海岸线：陆地与海洋的分界线，一般指平均高潮线。海岸带：海洋和陆地相互作用的地带，即由海洋向陆地的过渡地带。海岸带：水下岸坡和海滩，以低潮线为界。海滩：后滨（潮上带,有滩肩）前滨（潮间带）水下岸坡：近滨（波浪破碎带—低潮线，潮下带）外滨（浪基面—波浪破碎带）二、海岸带分类二级分类一级分荚二级分类侵蚀海岸岬角■港湾梅岸溶蚀海岸（基岩）泌a宦『兰岩、侵蚀海岸堆积海岸冰磧-冰蚀海岸构造海岸生物海岸三角洲海岸三角港海岸沙坝▼泻湖海岸淤泥质海岸堆积海岸冰磧-冰蚀海岸构造海岸生物海岸三角洲海岸三角港海岸沙坝▼泻湖海岸淤泥质海岸凤成沙丘海岸峡湾海岸冰礦海岸冰蚀海岸断层海岸火山海岸（熔髯火也碎風火山口）褶皱海岸盐丘海岸则瑚醮海岸贝尧堤海岸红树林海岸沼澤海岸三、海岸带的动力因素1、波浪作用（浅水区）潮汐作用（海面周期性升降，增大波浪作用范围、对泥沙的搬运）近岸海流（波浪传到岸边后会引起岸边水量增高）2、传到浅水区的波浪会破碎，破碎后水体不再按照波浪的规律运动，而是直接作为一股称为激浪流或向岸流，通过离岸向海的回流恢复海面的平衡：海底回流（海水沿水下岸坡流向较深海域，多产生于岸坡较陡的深水海岸）；沿岸流（顺岸流）（岸边增水水体沿岸流向下游水位较低方向）；裂流（离岸流）（集中于海水表面、沿海岸不连续分布的一束束较强较窄的离岸水流）3、起动流速砂质（0.05-2mm间）的颗粒需要的起动流速最小，且起动流速与沉积临界流速间的差距不大．砂粒在流水中搬运最活跃，易搬运易沉积，多跳跃；＞2mm粗颗粒的起动流速和沉积临界流速也相差很小，但流速值本身很大，随粒径增大而增大．砾石很难长距离搬运，多滚动；四、泥沙运动的方式推移、跃移、悬移1、垂直海岸线的泥沙运动（推移）中立线：波浪携带泥沙向岸运动的距离，等于返回时运动距离加上重力作用在斜坡上使泥沙运动的距离，即泥沙在浅水波作用下，垂直岸线来回运动一周期后，仍然回到原来位置，这一位置称为中立点。岸坡上的中立点的连线，称为中立线。•影响中立线的因素沉积物颗粒大小、岸坡坡度和波浪强弱。波浪愈大，岸坡愈陡，颗粒愈粗，则中立点离岸愈远，即位于水深愈大处从A到B,t1与t2差值越来越大，v1与v2相差越来越大，v1/v2不变，向岸和向海的maxmax位移都增大，但两者差值从负到0再到正。A中t1与t2大致，v1与v2大致，故净位移向海；B中各参数差别加大，但净位移为0,mama到C中净位移向岸。2、 平行海岸线的泥沙运动沉积物平行岸线的运动（纵向移动）：当波浪斜向作用岸坡时，水下岸坡上的泥沙颗粒沿着重力方向和波浪波向线方向的合力方向前进，当泥沙向海返回时，也不可能沿原路线返回，而是在波向线方向与重力合力方向向海返回，每往返一次，沉积物沿折线路线往返一次，实际上是平行岸线移动了一段距离。•在中立线位置附近，几乎平行岸线移动；在中立线向陆侧，逐渐趋向陆地；在中立线向海侧，逐渐趋向海区3、 平衡剖面岸坡上中立线位置的泥砂运动是达到均衡状态的；中立线向陆侧的颗粒，在波浪一周期运动后，向陆移动堆积在岸坡上部，上部岸坡变陡，颗粒向岸移动趋势减弱；中立线向海侧的颗粒经过一周期后，向海推移，堆积在岸坡下部下部岸坡变缓，颗粒向海移动趋势减弱。颗粒在运动时，对岸坡底有一定的侵蚀作用，因而在中立线两侧形成两个侵蚀区。•影响平衡剖面的因素岸坡坡度、泥沙粒径、波浪强度五、海岸侵蚀与海岸堆积地貌1、海岸侵蚀作用（海蚀崖、海蚀平台、水下堆积阶地）海岸侵蚀作用主要是暴风浪的产物，主要有：冲蚀作用：波浪水体对海岸的直接冲击、拍打磨蚀作用：海水携带的沙砾碎屑对岩石和碎屑的磨损和破坏溶蚀作用：因海水对岩石的溶解而造成的破坏2、海岸堆积地貌横向移动：水下堆积阶地、海滩（波场、流场）、水下沙坝、离岸堤（沿岸线堆积的沙堤由波浪将外海泥沙搬运到岸边堆积而成，或由水下沙坝演化形成）纵向移动：波场泥沙流以凹岸充填、凸岸堆积、屏障掩遮、湾内波能降低方式堆积沙体3、潮汐作用下的海岸地貌1）潮汐升降与离岸堤（潮汐作用的大小）、泻湖海岸（潮差）2）潮汐升降与沙砾质海滩3）潮坪分带和沉积作用沉积物自上而下逐渐变粗潮下带：沉积物以砂为主，形成水下沙坝；潮间坪：由海到陆由纯净的砂过渡为泥质沉积，从而形成砂坪、砂泥混合坪和泥坪；潮上带：泥质沉积（沼泽）潮上帯以草汨澤为主的各类軽地.地势平冇早期留下来询部分潮道.上耍为混质师积.主耍为水半层理和拢动层理卞要为冰粉啊少虽的釧社，乳积构造潮上帯以草汨澤为主的各类軽地.地势平冇早期留下来询部分潮道.上耍为混质师积.主耍为水半层理和拢动层理卞要为冰粉啊少虽的釧社，乳积构造I吩囱+■菠为水半层理、iS愎状层理、怡届层圈酋见班问交错层彊，生物潜穴徒■并发肯潮醛平均高潮傥--平均低潮位上耍為细恳命以平行层理*低件度交错层理"少量的压扁层建等4、沉积滞后作用（Settlinglag）推移质与悬移质在搬运和沉积上的的差异（颗粒启动流速和沉积临界流速差异）。用于淤泥质海岸堆积前展的问题。同一水体的涨落潮流速对称，向岸不同水体的潮流速降低。点A的水体速度增加到v1时，1点颗粒悬浮向岸移动，点A水体流速自最大值降到v1时，颗粒1由于惯性继续向岸移动一段距离沉降到点5,点A水体流速不能启动颗粒，由B水体达到v1将颗粒悬浮向海运移，沉降在点9，经过一个潮周期，颗粒向岸移动一段距离。实际上涨潮速度大于落潮速度，此作用更加显著。海面变动与海岸演变、海进层序（向上变细）与海退层序、海进、海退与矿床、风暴潮的侵蚀作用十、河口与三角洲一、河口及其分类1、河口近口段（单向水流）：潮区界—潮流界河口段（水流分叉，双向水流）：潮流界—口门口外海冰段：口门—滨海浅滩前缘坡折（潮汐、海流、波浪为主）河口湾：位于海洋与大陆的过渡带、潮汐作用强烈的海岸河口地区，外形一般呈漏斗状（喇叭状）、其漏斗顶部面向受潮汐影响的蛇曲河道，向海方向变宽。河口湾发育于潮汐作用强烈的海岸河口地区当海水大规模入侵，海岸下沉，河流下游的河谷沉溺于海平面之下，海岸河口区形成向海扩展的狭长海湾。2、河口湾的特征河口湾的发育与潮汐作用、河流作用的强弱有密切关系。河流作用大于潮汐作用，不形成河口湾而发育三角洲，潮汐作用大于河流作用，有利于形成河口湾河口湾地区的潮流是往返的双向流。涨潮时，潮水顺河口溯河而上，形成河流壅水现象；退潮时潮流强烈冲刷河床，引起河口湾的加深和展宽，结果更有利于潮汐、波浪的大规模入侵，使河口湾两岸产生沉积物流，形成河口湾浅滩。3）河口湾的沉积特征岩性：分选、磨圆度较好的细砂和泥质沉积为主。在潮汐河口的砂质沉积物中常夹有泥质薄层。这种夹层是由于强潮流强烈扰动而呈悬浮状态搬运的沉积物，在高、低潮或者平潮和停潮时期流速最小时发生沉积所致，它是判别潮汐河口环境沉积的重要标志沉积构造：常发育各种复杂多样的层理构造。透镜状层理、脉状层理、波状层理、羽状层理交错层理，板状交错层理、槽状交错层理。常见各种类型的波痕。岩体形态：砂体长轴与河口湾轴向平行，且纵向延伸较远。垂向剖面上出现细分层现象，并有旋回性。沉积层序：在垂向上为向上变细的沉积层序。下部单元由大型单向交错层理组成，层理特征说明古流向是单向的。中部单元由大型以及小型的双向交错层理构成，流向显示双向性，表明在当时受到了潮汐流的影响。上部单元发育了脉状、波状、透镜状层理以及小型槽状交错层理。二、河口湾的分类按成因来分类冰后期海侵的产物、溺谷型河口湾、峡谷型河口湾、构造作用等产生的河口湾、砂坝堆积而成的河口湾自然地理分类高度起伏型、中等起伏型、低度起伏型、三角洲前沿、复合型河口的盐度结构分类高度分层型（盐水楔河口，径流量大、潮汐弱）、轻度分层型、高度混合型（径流量小、抄袭强）三、河口湾水动力特征双向水流（潮流与径流同向、反向）咸淡水混合波浪作用十一、三角洲一、三角洲：在河流与海洋汇合的地区，河流与海洋（盆地水体）作用共同影响所形成的沉积物堆积体系，在平面上呈三角形。（河流、波浪及潮汐流）二、影响三角洲发育的主要因素气侯：径流量；流量变化：年流量愈大，输沙量愈大，流量的瞬时变化影响更大；沉积物的生产量：产量愈高，越易形成大的三角洲平原；河口的水动力学特征；近滨地区波浪的功率：砂体分布形态、砂的磨圆、成熟度；陆架坡度：对三角洲形态和形成影响大，缓坡陆架：波能消耗快，有利于三角洲向海推进；陡坡陆架：三角洲沉积物易被海洋改造；窄而深的陆架：不利于大型三角洲的形成，可由三角洲前缘的水下河谷再搬运到深海，形成海底扇；河流的作用：流量和输入的砂量越大，越有利于泥砂堆积形成三角洲•蓄水体密度与河水密度的差异贝茨（1953）将三角洲河口比拟为水动力学的一个喷嘴—河流流入蓄水体，可以形成轴状喷流和平面喷流两种自由喷流类型。蓄水体密度与河水密度间的关系——分为三种类型：河水密度＞蓄水体密度：平面喷流，出现浊流，形成海底三角洲河水密度=蓄水体密度：轴状喷流，形成湖泊三角洲河水密度＜蓄水体密度：平面喷流三、三角洲的发育过程河口沙坝与汊道决口扇形成与三角洲的延伸河流流到口门后，泥沙大量堆积形成河口沙坝和水下天然堤，河口沙坝导致河流分岔，在新的位置上形成新的沙坝和水下天然堤，随着河流的不断堆积，沙坝越来越多，越来越大，水下三角洲不断向海延伸，露出水面的沙坝、天然堤、和废弃的河道等组成水上三角洲。四、三角洲的分类1、三角洲的形态分类扇形：沙多水浅，岔道多，河流与海水强度大致，黄河三角洲鸟足形：沙多，岔道多，河流大于海水作用，密西西比河三角洲尖头形：岔道少，波浪较强，埃布罗河岛屿形：沙不多，潮强，恒河—布拉马普特拉河2、依据海洋能量（波浪、潮汐和沿岸流）的类型和大小与沉积物注入量的相互消长关系。高建设型三角洲：河流作用不断地向海盆输送沉积物，向海盆推进，建设为主：（1）朵状；（2）鸟足状。高破坏型三角洲：海洋作用主要破坏、改造和再分配河流带来地沉积物：（1）浪控三角洲；（2）潮控三角洲。3、 Galloway的分类（1975）河控三角洲B.浪控三角洲C.潮控三角洲4、 三角洲的综合分类f扇三角洲三角洲｛辫状河三角洲f河控三角训I正常三角釧J腹控三角卅I潮控三甬洲5、 三角洲亚微相划分三角洲平原：分支河道、天然堤、决口扇、沼泽、湖泊三角洲前缘：水下分支河道、水下天然堤、河口坝、远沙坝前三角洲：前三角洲泥、滑塌浊积扇五、三角洲的沉积特征1、三角洲的沉积结构：剖面上具有三层构造，顶积层、前积层、底积层。顶积层：向海延伸的河流的河谷沉积物，以分支河道砂和粉砂堆积为主，其次为泥炭沼泽沉积。前积层：三角洲的主体部分，主要指水下环境的沉积，具有向海倾斜的大型斜层理，以粉砂和粉砂质粘土为主。底积层：河流携带的悬浮物质在前积层前方形成的水平沉积层，以泥为主，夹少量粉砂，发育水平层理以及大量浮游生物，富含有机质，为很好的生油层。2、 三角洲沉积相（河控）鸟足状三角洲：以河流作用为主的极端类型，是最典型的高建设性三角洲。特点：河流输入的泥砂量大，悬浮负载多，砂泥比值低；有较发育的天然堤和较固定的分支河道；沉积巨厚的前三角洲泥；向海推进快、延伸远，分支河道和指状砂体长短不一地向海延伸，形似鸟爪；地貌特征是：海岸曲折，呈锯齿状；有广阔的三角洲平原和较发育的滨海沼泽。朵状三角洲：呈向海突出的半圆状或朵状，伸向海洋的指状砂体受到海水的冲刷、改造和再分配而形成席状砂层所致。与鸟足状三角洲相比，此类三角洲在形成时：泥砂输入量相对较少，砂泥比值较高；波浪作用有所增强，但河流输入沉积物的数量仍高于波浪和潮汐作用改造的能力。A、 三角洲平原亚相：三角洲沉积的陆上部分，从河流大量分叉位置-海平面以上的广大河口区。沉积环境和沉积特征：与河流相有较多共同之处，在一定程度上为河流相的缩影。主要为砂岩、粉砂岩、泥岩（包括泥炭、褐煤等）；层理构造复杂，见雨痕、干裂、足迹等层面构造；生物化石少，且多为淡水动物化石和植物残体；分支河道和沼泽沉积构成该亚相的主体；微相类型：分支河道、陆上天然堤、决口扇、沼泽、淡水湖泊等。B、 三角洲前缘亚相：位于三角洲平原外侧的向海方向，处于海平面以下，为河流和海水的剧烈交锋带，沉积作用活跃，是三角洲砂体的主体。沉积微相：水下分支河道、水下天然堤、支流间湾、分支河口砂坝、远砂坝、三角洲前缘席状砂C、 前三角洲亚相：位于三角洲前缘的前方，是三角洲沉积最厚的地区。沉积物大部分是在波基面以下深度范围内形成的。沉积特征〔海能：波浪、岸流作用〕：主要由暗色粘土和粉砂质粘土组成，可含少量细砂；水平层理、页理发育，也见块状层理；可见海绿石等自生矿物；前三角洲暗色泥岩富含有机质，可作为良好的生油层；三角洲前缘砂在某些因素作用下，可向前滑塌在前三角洲形成滑塌型浊积扇。3、 三角洲层序特点自下而上，粒度细变粗再变细；分选由差变好再变差；水平层理一波状层理和交错层理一水平层理；海相生物减少，陆相生物增多；层序下部课件生物洞穴，顶部可见植物根系。十二、大陆边缘的地质构造一、大陆边缘类型大陆架：通常指低潮线以下，向海延伸的环大陆平坦地带，平均坡度0°07',外缘有坡折，常以200米水深作为陆架外缘。通常以50米水深分内陆架和外陆架。平坦面、沟谷、边缘坝是大陆架的三个次级地形单元。大陆坡：紧靠大陆架外缘，水深200-2000m的海底。平均坡度为4°17。海底峡谷和大陆坡平坦面是两个主要次级地形单元。海底峡谷：峡谷横剖面“V”字形。通常认为是浊流侵蚀形成的。大陆坡平坦面：岩性差异侵蚀的结果，或夷平面断陷而形成。主动型大陆边缘上缓下陡，宽度较大；被动型大陆边缘（大西洋和印度洋边缘）上陡下缓，宽度较窄。大陆裙：坡度很平缓，小于1/40，常以扇形堆积体出现在大陆坡以下的坡麓。大洋型地壳。大陆边缘的分类大西洋型：平坦的大陆架和平缓的大陆裙，无火山和地震太平洋型：大陆架+大陆坡+岛弧海沟体系，火山和地震频繁西太平洋岛弧海沟体系：岛弧+海沟+弧后边缘盆地东太平洋安第斯型大陆边缘：沿岸脉与海沟相连按板块构造机理分：发散型、聚敛型、转换断层型二、被动大陆的地质构造1、大陆架的沉积作用：残留沉积：沉积物属性与目前所处环境不适应；现代沉积：沉积物属性与目前所处环境一致，主要分布在内陆架，陆源碎屑；变余沉积：经现代改造的残留沉积，性质介于两者之间，与目前所处环境部分适应，分选差。2、大陆架构造层划分表层：全新世以来的松散沉积物；盖层：新生代、中生代沉积岩层（油气）；基底：古生代变质岩。位于前寒武纪地台边缘的陆架，通常宽度不大；位于古生代地台上的陆架较宽；中生代和阿尔卑斯褶皱带边缘的陆架最窄；大陆平原邻接的陆架有最大的宽度。3、大陆坡的沉积作用成分：泥质（60%）、砂质（25%）机理：大陆坡的碎屑沉积主体由浊流作用形成地质构造：活动性较大陆架强，断层发育海底峡谷：陆坡上的侵蚀地形，集中在坡度较陡，宽度较窄的区段4、大陆裙的构造类型A：基底凹陷型B、基底断裂性三、主动大陆的地质构造1、 岛弧一海沟体系结构：大陆边缘的岛屿一般凸向大洋侧，大多数海沟呈不对称的V字形；靠大陆及岛屿一侧坡度较陡，大洋一侧较缓；海沟与岛屿之间的地带为“弧—沟”间隙带。2、 海沟的构造作用海沟洋侧斜坡和沟底受垂直海沟轴向的张应力作用，斜坡上发育正断层错动，海沟陆侧受强烈压应力作用，表现为逆断层，且月靠近大陆断层倾角越大。3、 海沟的变质作用双变质带：靠洋侧为低温高压变质作用，可出现蓝闪石片岩和榴辉岩，靠陆侧为高温低压变质作用，出现红柱石、绿片岩相，或可与花岗岩类岩石共生。4、 海沟的构造类型智利型：板块间为挤压作用，俯冲角较缓，洋侧张性断层，陆侧逆断层。马里亚纳型海沟：板块间为张力作用，俯冲角较陡，陆侧无远洋沉积物，洋侧有远洋沉积物四、大陆边缘演化阶段划分幼年期：大陆架、大陆坡基岩裸露，未形成大陆裙；哈德逊湾青年期：大陆架有厚层沉积物，大陆坡很少或基岩裸露，大陆裙很小到无；亚洲东南海区壮年期：大陆架、大陆坡厚层沉积物，陆架外缘堤发育，陆坡上构造活动强烈，发散边缘有厚层大陆裙，转换边缘薄层大陆裙；非洲西岸外老年期：板块汇聚、俯冲，大陆裙消失，海沟出现；太平洋周边岛弧区十三、深海沉积、深海沉积的来源陆源物质：河流、海岸侵蚀、风、冰川、海流海洋源物质：生物沉积、海底风化（基岩海解）、自生矿物其他来源物质：火山、宇宙物质1、沉积物的分类按描述—成因综合方法分为如下类型：1）远洋沉积物：红粘土、放射虫软泥、硅藻软泥、抱球虫软泥2）陆源沉积物：青泥、红泥、绿泥、火山泥、珊瑚泥红粘土因为含有铁质矿物的氧化物而具有暗褐至红色，并由各种粘土矿物组成。硅质软泥是放射虫软泥或硅藻软泥钙质软泥是指超微化石软泥、有孔虫软泥或翼足虫软泥二、深海陆源沉积1、浊流沉积浊流：发生于浅海的一种水和泥沙混杂的高密度的底流，沿着陆坡向下流动，侵蚀海底峡谷，直到深海平原把泥沙沉积下来而消逝。2、浊流的形成洪水期河流携带大量泥沙穿过狭窄的陆架，直接顺着口外的峡谷向深海流去而形成浊流。2.河流先把携带的泥沙大部分堆积在宽缓的陆架上，形成巨厚的沉积，再在触发机制下形成。浊流的流动3、浊流的流动头部：含泥沙量高、粒度粗、流速大、具有侵蚀破坏能力。身部：泥沙的载体，涡动力把泥沙悬起，流速加大时，沿途还席卷泥沙，流速减慢时，泥沙逐渐沉积下来。尾部：含泥沙量低，颗粒细，容易受周围水体的影响。到流动极缓慢时，形成大片的沉积。4、浊流的沉积作用当浊流流出峡谷口，由于坡度变小，流速减慢，所携带的泥沙在重力作用下沉积在深海平原上。浊流通常头、身、尾依次沉积，同时，其沉积物也先粗后细地依次沉积，在垂向上和横向上沉积物粒度都由粗到细递变。5、浊流的沉积成分以砂和泥为主，有石英、长石、云母、海绿石以及钙质和泥质物等。分选度和磨圆度中等至较好。浊积层是世界上许多大油田的良好储集层（浊流的富有机质和快速堆积埋藏）。6、沉积物重力流的类型浊流、液化沉积物流、颗粒流、泥石流7、鲍马序列底面冲刷—充填构造A、 块状层理或递变层理砂岩，含砾砂岩，砂砾岩高流态快速沉积B、 平行层理砂岩，含砾砂岩高流态平底C、 小型交错层理或变形层理细砂岩，粉砂岩低流态D、 水平层理粉砂岩，粉砂质泥岩低流态平底E、 均匀层理泥岩悬浮沉积8、 等深流沉积等深流：发育在深水环境，沿大洋盆地边缘等深线水平流动的大洋底流。密度梯度力为驱动力，流动方向受柯氏力影响。9、 等深岩与浊积岩对比颗粒具有较好的分选性和颗粒定向，杂基少，成熟度更高粒序层递变规律较差；交错层重矿物集中，明显区别于浊积岩10、冰川沉积：深海冰川沉积物来自南北两极飘来的冰山所携带的陆源物质。11、风成沉积：主要分布在南北纬30°的热带高压辐合带，主要为石英。三、深海生物源沉积深海沉积物中某种生物群组分超过30％，或所有生物组分超过50％时称为生物源沉积，也称为生物软泥1、钙质软泥有孔虫软泥白垩软泥（颗石软泥）翼足虫软泥溶跃面的控制：溶跃面是碳酸盐溶解度显著增加的深度面深海碳酸盐的溶解度随低镁方解石一高镁方解石一霰石递增碳酸盐补偿深度面（CCS）或称碳酸盐补偿深度线（CCD）：碳酸盐沉积的下限界面。2、硅质软泥组成硅质软泥的硅藻和放射虫都生活在表层海水氧化硅溶跃面和补偿面：溶跃面的深度小于碳酸盐的溶跃面，而其补偿面深度又大于CCS。只有在碳酸盐堆积较少或被分解较快的海域才出现硅质沉积。赤道表层海水硅藻较分散，不沉积成硅藻软泥。硅质软泥堆积后，随着沉积层深度的增加硅质从蛋白石f方石英f玉髓依次被取代。十四、古海洋学一、 古海洋学1、 古海洋学：利用海洋地质学的研究方法，配合化学海洋学、物理海洋学以及生物海洋学的研究结果，研究历史上海洋体系状况、演化及受控因素的一门科学。2、 古海洋学体系（1） 海水温度、盐度、密度以及洋流的发展和演化；（2） 底层环流格局的演变历史和影响；（3）浮游底栖生物的地理发展；（4） 海洋生产力的历史变化及其对沉积物分布的影响；（5） 碳酸钙和硅质沉积的溶解历史等。二、 大洋盆地的演化1、威尔逊旋回胚胎期：地壳被拉薄，地幔物质上涌，大量玄武质岩浆喷发，主导运动为抬升；东非裂谷幼年期：海水涌进，形成狭海，玄武质岩浆喷发，主导作用为扩张，可有蒸发岩沉积；红海成年期：狭海进一步扩大，形成洋中脊山系和深海平原，被动型大陆边缘，玄武质岩浆在洋中脊喷发，主导作用为扩张，有丰富的冒地槽陆架沉积；大西洋衰退期：板块俯冲，且俯冲作用的洋壳消减量大于洋壳新生量，出现毕鸟夫带和海沟、安山岩带，活动型大陆边缘形成，主导运动为收缩，有大量优地槽岛弧沉积；太平洋终了期：洋盆减小，未完全关闭，无活动的洋中脊，有年轻的造山系（阿尔卑斯山脉），主导作用为收缩和抬升，有大量岛弧沉积，可有蒸发岩；地中海遗迹期：洋盆关闭消失，板块挤压褶皱造山，残留有蛇绿岩套，主导作用为收缩和抬升，变质作用广泛，有红层沉积；喜马拉雅山的印度河线三、