海洋地质复习资料大三.docx

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海洋地质复习资料大三

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6.5×104km，顶部水深大都在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2000～5000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±0.8千米；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±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，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：

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4500～5500m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。

富钴结壳：

是一种水化成岩成因、生长在硬质基岩上的富含锰，钴，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，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，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：

1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。

2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。

3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。

4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。

5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。

6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）。

①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。

②幼年期地幔的活化使其热熔物质喷流或上涌对流，岩石圈进一步破裂并开始出现狭窄的洋壳盆地，可以红海、亚丁湾为代表。

③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。

④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