海洋地质地貌.docx

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海洋地质地貌

1、学科性质、特点、任务和地位

（1）性质:

海洋地质学根源于地质学,所研究的主要科学问题仍属于地质学的范畴。

由于海洋地质学的研究对象是被海水所覆盖的岩石圈部分,所以海洋地质学与海洋学及其相关学科又有着密切的联系。

与大陆古老岩石圈不同,大洋岩石圈是年轻的地质体,一般不超过2亿年。

因此,海洋地质学主要是研究年轻大洋岩石圈的物质组成和性质、地质结构和构造,发展演化及相关效应等的科学。

（2）特点:

学科年轻、多学科交叉、依赖于高新技术、发展前景广阔。

（3）任务:

主要是研究解决满足人类对矿产资源和环境的需求,包括由此引发的军事和国家权益方面的需求中的科学问题。

（4）学科地位:

海洋地质学是现代地质学的基础和发展前沿,海洋地质学是海洋科学中支柱性学科之一。

2、大洋中脊体系——在大洋中所存在的两翼宽缓、倾斜对称的海底山脊,高约1—3km,宽度为1500km左右,连绵延伸在各大洋中,纵向延伸长度大于60000公里,称为大洋中脊体系。

洋中脊在形成,但不一定位于大洋的中部。

洋中脊是离散型板块边缘,是新洋壳生成的地方,由火山活动形成的新的洋壳随着洋中脊两侧的离散运动和冷却而下沉,从而形成洋中脊。

3、转换断层——J.T.威尔逊（1965）提出:

洋中脊为许多平行的貌似平移断裂的断层所错开,水平相对错动仅发生在两段洋中脊之间,在洋中脊的外侧,断层两侧地块不产生相对运动。

这种由于海底扩张致使转换了性质的断层,特称为“转换断层”。

转换断层规模很大,错动距离可达1000多公里,并且且形成“破碎带”。

4、大洋地壳

层I为沉积层——区域性差别相当大,厚度为0~2km,平均厚度约0.4km;地震纵波速度（Vp）为1.6~2.5km/s。

沉积物主要是由浊流搬运到深海的陆源、生物、自生和火山等成因的未固结沉积物,深海沉积物的分布通常受到洋内温度和盐度控制的底流和等深流的再搬运。

沉积层通常在大洋中脊轴部缺失或极薄,随着远离洋中脊而逐渐增厚,洋盆边缘最厚可达2km。

层II为基底层——火山岩层,是以玄武岩为主,夹有已固结的沉积岩,层面极不平坦,厚度变化较大,介于1.0-2.5Km之间,平均约1.4km;Vp为3.4~6.2km/s。

上部多为低钾拉斑玄武岩（即大洋拉斑玄武岩）、夹杂有深海沉积物的枕状熔岩及玻璃质碎屑岩。

越往下沉积岩越少,以至消失;下部多为呈岩脉或岩床形式的辉绿岩;底部为席状岩墙群。

层III为大洋层——是大洋地壳的主体。

Vp为6.4~7.0km/s,由此推测可能是辉长岩、角闪岩或蛇纹石化橄榄岩等。

其厚度相对变化不大,平均厚约5.0km。

5、洋壳与陆壳的基本区别:

（1）物质组成——洋壳主要由玄武质岩及超镁铁岩石组成,陆壳则以巨厚花岗岩质岩为主。

（2）厚度——洋壳平均厚度仅7km左右,而大陆型地壳厚度一般在35~40km之间。

陆壳厚度变化较大,通常地势越高厚度越大,如青藏高原（>70km）,而裂谷下可能只有几公里。

在海底,洋壳厚度总体相对稳定在7km左右。

但是,大洋地壳厚度与地势的关系也有复杂的情况,如贯穿四大洋的洋中脊体系,虽是洋底最突出的隆起地形,其洋壳厚度比正常洋盆还小,仅2~5km;而海底山脉——无震海岭（如夏威夷海岭）,地壳厚度却可达20km以上。

（3）地球物理特征——洋壳虽薄,却以正重力异常值为特点,大洋盆地的布格异常值可达+500mGal;陆壳虽厚,其重力异常值却主要表现为负值,高山地区布格异常值一般为—500~-300mCal。

这种情况表明,构成陆壳的岩石密度较洋壳小,而洋壳密度要大得多,这就是通常所说的地壳均衡现象。

（4）年龄——陆壳上最古老的岩石或矿物可达39×108~42×l08a;而洋壳岩石一般都小于1.6×108a,最古老的洋壳也没有超过1.8×108a,而且50%的大洋表面积形成于最近65Ma,这意味着30%的地球表面是在地质历史的最近1.5%的时间内形成的。

因此,洋壳要比陆壳年轻得多。

（5）火山活动——大部分陆地上很少有岩浆或火山活动,而大洋内火山活动相对普遍得多,尤以大洋中脊和大洋边缘的岛弧为火山与侵入活动最盛;大洋以玄武岩和橄榄玄武岩等基性玄武质岩浆活动为主,大陆边缘则以安山岩、英安岩和流纹岩等中酸性火山岩为主。

（6）构造活动——陆壳的褶皱和断裂构造都很发育,大部分山脉是由花岗岩质岩浆岩或（和）变形变质的变质岩或（和）未变形变质的沉积岩组成;而洋壳构造除大洋边缘沟—弧体系外,广阔的洋底以断裂构造为主,特别是沿中脊轴分布的中央裂谷带以及与之垂直的横向大断裂,是地球表面规模最大的两大断裂系统。

（7）结构分层——陆壳的分层不明显难以确定,变化较大,反映了其复杂的演化历史。

尽管在有些地方可以分出上部的硅质陆壳和下部的镁铁质陆壳,但两层界面并不清晰连续,不具有全球性。

相反,洋壳垂向上的三分结构在世界各大洋非常明显,尽管这些层（特别是层II和层III）的性质（岩性和厚度）在不同洋区随深度有明显变化,这只是反映了演化作用上的差异。

6、岩石圈:

指固体地球最上面的层圈,包括地壳和地幔的最上部,具有较高的刚性和弹性。

刚性——岩石圈是地球最外部的刚性固体圈层,但相比之下地壳岩石圈比地幔岩石圈更柔软,更易发生形变。

上地幔中出现的低速层大致与软流层相当,故通常把软流层和低速层当作同义词。

也有人把软流层称之为塑性层、低刚性层或地幔对流层。

低速层的成因,目前大致有三种推测:

物质组成不同,高温,岩石部分熔融所致。

软流层的岩石处于部分熔融或塑性状态,当它受到很小的剪切力作用时就会很快发生形变,只要有微小的应力就能引起物质的流动。

这层呈软化或塑性状态的物质,不具有抗剪应力的性能,该层内不可能发生地震,长期成流动状态。

7、无震海岭

海岭与大洋中脊的主要区别在于:

⑴其轴部无中央裂谷;⑵无横断中脊的转换断层或破碎带;⑶现代火山局限于洋中脊的一个端点（热点）;⑷无地震活动或仅有火山活动引起的微弱地震。

无震海岭指示了海底扩张或斑块移动的方向。

8、海底年龄——几件实事

（1）沉积物厚度根据地球的发育历史和古生物记录,地球上早在1000Ma之前就有海洋,以现在大洋沉积速率0.01mm/a计算,海洋中应该有厚达10km以上的沉积物。

事实上,世界大洋沉积物最厚也不超过2km,平均只有0.5km;

（2）海洋沉积物的分布极不均衡,沉积厚度可从零变化到几千米。

最显著的特点之一是沿大洋中脊顶部一带几乎没有沉积盖层,从中脊两翼向下呈增大趋势。

起巨厚的分布较均衡的沉积地层。

然而,至今在洋底没有发现超过2亿年的岩石样品;

（4）大洋钻探证明现今大洋地壳的年龄非常年轻（<170Ma）,最年轻的洋壳沿大洋中脊顶部分布,向中脊两侧年龄逐渐变老,并对称于大洋中脊的轴部。

9、大陆漂移的主要证据

（1）岸线几何形态——大西洋两缘的海岸线相互平行,岸线弯曲形状极为相似,若使两岸大陆拼合在一起,就像一张撕开的报纸。

E.Bullard等（1965）选择约1000m等深线（相当于大陆坡中点）作为大陆真正边缘,利用计算机对大西洋两缘大陆进行拼合,效果很好。

（2）地质省对比——基底岩石年龄相似的地区称为地质省。

大西洋两岸古生代以前的地质省可以很好组合（岩石类型、地层、构造线、甚至矿床等）在一起。

（3）古气候——根据古珊瑚礁、蒸发岩、红层、煤层、以及冰川沉积等的分布,采用“将今论古”的原则,都证明大西洋在中生代之前是不存在的。

（4）古生物及其变异——早在1912年,古生物学研究就发现某些在特定时代出现于地球上的具有亲缘关系的生物种类,其遗骸被发现于目前被大洋完全隔开的地点,从而提出大陆是否曾有连接这个尖锐的科学问题（陆桥说）。

在拼接的古大陆上,这些生物学上的亲缘关系便可得到很好的解释。

（5）古地磁——测量结果表明,地球上绝大部分岩石的古经纬度位置与其目前所处的位置都有很大差距,例如印度的孟买,目前位于19oN,但那里新生代玄武岩的磁性特征表明其原来是在32oS处,说明印度在近6000万年以来向北漂移了约6000km。

10、海底扩张学说的基本内容

（1）大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质的涌升出口。

地幔物质自大洋中脊轴部裂谷涌出,并冷凝形成新的洋壳,新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向大洋两侧扩展推移,这就是“海底扩张”。

（2）海底扩张有两种表现形式——一种是主动漂移扩张,指扩张着的洋底同时把与其相邻接的大陆向两侧推开,大陆与相邻海底镶嵌在一起。

随着新洋底的不断生成和向两侧扩展,大洋逐渐变宽,两侧大陆随之远离,大陆与相邻洋底被地幔对流体驮载着缓慢运移是一种被动漂移运动。

大西洋及其两侧的大陆属于这种形式。

另一种形式是在海底扩张的同时,伴随有海底俯冲消亡的过程。

当洋底扩展移动到一定程度,海底便向下俯冲潜没,重新回到地幔中去,相邻大陆逆掩于俯冲带上。

海底在扩张运动过程中接受的沉积物因密度小、质量轻,不随海底潜没而被刮削下来,加积于逆掩的大陆侧,形成岛弧或边缘山弧。

海底俯冲潜没产生的牵引作用,则在俯冲带形成深海沟,从而构成沟弧体系。

太平洋属于这种被动俯冲消亡型。

（3）洋底存在周期与地幔对流——洋底同时进行着产生、运动、潜没过程,具有一定的存在周期,周期不超过200Ma。

海底运动的原动力是地幔对流,洋中脊是地幔对流的涌升与离散区,大洋盆地是地幔物质的运动区,海沟是地幔对流的下降汇聚区。

11、板块构造的基本内容

（1）地球垂向结构与流变学划分:

地球垂向上分为壳、幔、核三部分,它们有各自的化学性质、矿物组成及其结构,壳幔间和幔核间的过渡带均为化学成分不连续面。

地球最上部可分为岩石圈和软流圈。

岩石圈包括地壳和位于软流圈以上的上地幔,岩石圈和软流圈的过渡带上无化学成分的改变。

虽然作为地球最外部的岩石圈本身在化学成分上很复杂,但力学上具有刚性特征。

软流圈在缓慢而长期的作用力下,会表现出塑性变形和缓慢流动的性质,岩石圈漂浮在软流圈之上可作侧向运动。

（2）地球表层平面结构与板块划分:

地球表层的刚性岩石圈并非是具有统一刚性强度的统一球壳,而是被一系列构造活动带（如地震带）分割成的许多大小不等的称为岩石圈板块的球面板状块体（板块）。

（3）板块活动性与活动结果:

板块内部是稳定的,而板块边界是地球上最具活动性的构造带。

那些基本上不发生构造活动（极少有地震）的板块,被活动的、具有频繁地震发生的洋中脊、海沟和边界断裂带所包围。

板块间的相互作用是地表构造活动的主因,板块运动及板块间的相互作用导致了目前海陆的分布格局、地表形态、山脉的形成、地震、火山和构造活动等。

（4）海底扩张与大陆漂移的本质:

海底扩张是一对岩石圈板块沿中脊轴两侧的拉张运动,而大陆漂移则是位于岩石圈板块上的大陆作为“被载体”,随着板块的运动而被动地发生长距离水平位移,类似于传送带原理。

（5）板块的旋回性:

板块边产生、边运动、边消亡,周而复始。

岩石圈板块是由洋中脊中央裂谷带涌出的炽热地幔物质不断冷却而成。

板块在脊轴附近的增生区较薄,随着时间推移和板块远离脊轴,逐渐冷却而增厚。

海洋岩石圈板块最终将消亡于海沟之下的俯冲带。

在消亡过程中,冷的岩石圈下潜沉入地幔。

在岩石圈板块潜没的倾斜地带可发生浅、中、深源地震。

（6）板块的原动力:

地幔物质对流。

12、板块划分与边界类型

大板块或称巨板块:

即六分或七分方案中规模（范围）巨大的板块。

全球共分为欧亚板块、太平洋板块、美洲板块（北美板块和南美板块）、非洲板块、印度—澳大利亚板块（也有的称印度板块、印度洋板块或澳大利亚板块）和南极板块。

它们属于一级大板块,决定了全球板块运动的基本特征。

大板块一般既包括陆地也包括海洋,如太平洋板块断裂以西的陆地和加利福尼亚半岛等陆地部分。

大板块的运动方向每隔几千万年,甚至一两亿年才发生变化。

中板块:

规模较小的板块。

在十二板块划分方案中有5个较小的板块,它们分别是纳兹卡板块、可可斯板块、加勒比板块、菲律宾海板块和阿拉伯板块,称为中板块。

纳兹卡板块、科科斯板块和菲律宾海板块为海洋板块,其余两个板块既有陆地也有海洋。

中板块一般位于大板块之间,其位移和转动取决于大板块的运动方向,其运动方向在几百万年或几千万年内可发生变化。

13、板块边界类型——三大类七形式

一、离散型-拉张

1、大陆裂谷（东非大裂谷）

2、洋中脊裂谷（大洋中脊、红海）

二、会聚型-挤压

板块俯冲3、洋壳-陆壳俯冲型:

东太平洋

海沟-岛弧体系（西太平洋）

海沟陆缘山弧体系（美洲西海岸）

4、洋壳-洋壳俯冲型（马里亚纳海沟）

碰撞5、陆间海式（欧非之间地中海）

6、缝合带式（喜马拉雅山）

三转换型-剪切

7、（胡安.德富卡洋脊等）

14、位尔逊旋回与大洋演化

板块构造学说主张,大洋出现之前经历了由大陆拉张、出现大陆裂谷;随拉张运动进行,大陆分离,出现新生海洋壳（红海）;随着两个板块的分离,洋底不断展宽（大西洋）。

成熟大洋在边缘通过俯冲作用逐渐收缩变小（太平洋）,两侧大陆相向漂移;相向运动板块的前缘陆地相互接近,大洋趋于关闭（地中海）;当板块的前缘陆块相遇,大洋消亡,板块碰撞、挤压、隆起成为高大山脉（喜马拉雅山）。

威尔逊将上述大洋盆地的形成和发展归纳为六个阶段。

15、稳定型陆缘构造

（1）特征由于稳定大陆边缘是在引张力作用下大陆发生离散而形成的,因此普遍发育有张性断裂。

这种张性断裂最常见的类型是断面上陡下缓的犁式断层。

（2）主要类型分为火山亚型、非火山亚型和张裂—转换亚型三种。

（3）形成与演化其形成与演化和大洋所经过的“大陆裂谷”、“红海”、“窄大洋”（或“内海”）和“大西洋”四个阶段是密不可分的。

16、西北太平洋大陆边缘地貌特征:

（1）普遍发育沟-弧-盆地貌组合。

海沟、岛弧、边缘海盆排列十分有规律,十几个沟-弧-盆体系呈现出花瓣式图案,镶嵌在东亚大陆边缘。

（2）西太平洋沟-弧-盆体系可分为陆缘沟-弧-盆体系和洋缘沟-弧-盆体系两类。

前者靠近大陆一侧,是大洋地壳对大陆地壳俯冲构造环境中形成的,如琉球海沟-琉球群岛-冲绳海槽组成的沟-弧-盆体系;后者靠近大洋一侧,是大洋地壳对大洋地壳俯冲构造环境中形成的,如马利亚那海沟-马利亚那群岛-菲律宾海盆组成的沟-弧-盆体系。

两者在地貌特征上既有相似之处,也存在若干差异。

（3）陆缘边缘海内侧大陆架十分发育。

白令海、鄂霍次克海和中国海陆架是世界上最宽广的堆积型大陆架。

（4）区内地形起伏反差大。

该区不仅有沟、弧、盆正负相间的巨型地貌,还有陆缘、洋缘两类沟-弧-盆体系,后者又有多盆多弧现象。

这里既有世界最深的海沟,又有高耸的岛弧山地,地势反差达15000米之巨。

17、双变质带

在挤压型板块边界,由于在板块接触带温度和压力分布而形成的高压低温和高温低压两种变质带,被称为双变质带。

双变质带成对出现,形成时代大致相同（若有早晚,高压带比高温带稍早）,两者之间通常被一条完全未变质的岩带分开;也有直接接触者。

18、地幔柱

地幔柱是源于地幔深处（有人认为可能源于核—幔边界）、呈圆柱状涌升的热地幔物质流。

热地幔柱的涌升不断向上地幔乃至岩石圈之下输送热量、质量和动量,在烧破岩石圈的地方便成为热点。

因此,热点处的火山活动就是地幔柱热物质喷出地表的反映。

地幔柱具有高热流、低速带的特征,一般称为热幔柱。

19、浅海带的沉积作用

浅海是最重要的沉积区,绝大多数沉积岩都属于浅海沉积。

浅海带水深小于200m,海底平坦,水动力适中,海水中氧气丰富,盐度较稳定,加之阳光充足,从大陆或上升洋流带来的营养物质丰富,因而浅海带成为生物繁殖的理想地带,来自大陆和海水剥蚀海岸的物质绝大部分带到浅海带,所以浅海带会发生机械沉积作用、化学沉积作用及生物沉积作用。

（1）机械沉积作用

被带到浅海的碎屑物质,由于海水深度增大,动能减小,碎屑颗粒按大小、重轻先后依次沉积,浅海机械沉积物主要以沙、粉沙和泥组成。

沉积物显示出良好的分选性,碎屑颗粒磨圆好,具明显层理。

（2）化学沉积作用

浅海带化学沉积作用极为发育。

化学沉积物主要为碳酸钙沉积,硅质沉积,铝、铁、锰沉积。

引起化学沉积作用因素主要是化学组分含量、溶解度,水中氧和二氧化碳所引起海水的PH值和Eh值变化,海水电解质作用等。

（3）生物沉积作用

浅海是生物最繁盛区域,生物沉积作用十分明显。

当浅海中大量生物死亡后,尸体硬质部分可直接堆积在海底,形成生物堆积。

最常见的有珊瑚礁、生物碎屑灰岩。

20、东海大陆架分为六个不同的区域:

琼港辐射沙脊区、长江水下三角洲区、沿岸现代沉积区、陆架线状沙脊区、台湾海峡地形区和陆架外缘地形区。

（1）琼港辐射沙脊地形区——在江苏省南部琼港外的海底地形十分奇特,整个地形区呈北宽南窄的扇形,该区属于潮流沙脊地形区。

（2）浙江近岸地形区——在浙江近岸以南海区,等深线呈密集状、近似平行海岸线延伸。

浙江近岸地形较陡,沉积物主要是来自长江的细粒沉积物。

（3）长江口外水下三角洲地形区——该区在长江口外呈块垛状展布,是近代长江三角洲沉积区。

（4）东海陆架线状沙脊地形区——东海陆架最典型的地形单元就是槽脊相间的线状沙脊。

（5）陆架外缘地形区——陆架外缘地形区等深线走势与相邻的近岸两个区的等深线趋向完全不同。

反映了影响陆架海底地形发育的水动力条件发生了变化。

（6）台湾海峡地形区——从等深线走势来看,台湾海峡地形与东海陆架地形存在较大差异。

等深线曲折多变,只是在大陆一侧等深线较规则。

这里是一洋流水道,沉积物分布很有限,地形主要受基底构造所控制。

海洋地质学的定义:

研究被海水覆盖的地球岩石圈及其与地球其它圈层相互关系和相互作用的科学。