【图文】第四章 世界海底_百度文库
您的浏览器Javascript被禁用，需开启后体验完整功能，
享专业文档下载特权
&赠共享文档下载特权
&100W篇文档免费专享
&每天抽奖多种福利
两大类热门资源免费畅读
续费一年阅读会员，立省24元！
第四章 世界海底
阅读已结束，下载本文到电脑
定制HR最喜欢的简历
你可能喜欢海南东方岸外陆架底形变化特征及对海底管线状态的影响--《中国海洋大学》2008年硕士论文
海南东方岸外陆架底形变化特征及对海底管线状态的影响
【摘要】：
全新世以来陆架经历了大规模的海侵,裸露的陆架逐渐被海水淹没,潮流成为浅海最重要和最活跃的海洋动力要素,对海底地貌和沉积的形成发育起了主导作用。它塑造了不同规模的纵向和横向底形,其中冲刷深槽可能是陆架上最大的地形起伏;它驱动了长长的沙流,形成了规模宏大的现代潮流堆积体——潮流沙脊和潮流沙席。研究表明近百年来全球海平面已上升了10~20cm,并且未来还要加速上升,海平面的上升会使风暴潮强度加剧,而海南岛是我国受风暴潮影响最为严重的地区之一。
海南东方1-1气田位于北部湾东南部,我国海南省东方市岸外,水深约70m。从气田通往海南岛的输气管线长约109km,路由区经过深水平坦区、沙波沙脊发育区和浅水冲蚀区,海底底形异常复杂,是研究陆架底形变化的良好场所。
年中国海洋大学曾多次对管线安全进行调查,获得了丰富的多波束、声纳和浅剖数据,对本文研究该区域的海底底形变化特征及对管线状态的影响提供了翔实的调查资料。
根据海底地形地貌特征,将研究区分为浅水冲蚀区、沙波沙脊区和深水平坦区三个部分。(1)浅水冲蚀区:受波浪和潮流的影响比较明显,由于海南岛植被茂密,河流泥沙供应量较小,该区域以水动力冲蚀作用为主,同时表层沉积物的运动较为活跃,水动力搬运的沉积物可能会对冲蚀坑或冲沟形成暂时性掩埋,造成管线安全的假象;(2)沙波沙脊区:沙脊移动速度较小,沙波的迁移速度为0~50m/a。常态下沙波的分布、形态和迁移方向受当地潮流场控制。根据潮流作用的不同,将沙波区分为东、中、西三区,东区:水深20~40 m,V落V涨,且落潮流方向指向南,涨潮流向北。沙波迁移方向以SW为主,同时受沙脊地形影响,沙脊西侧沙波表现出向NE迁移的趋势;中区:水深28~37 m,沙波呈对称形,相对稳定;西区:水深36~52 m,V涨V落,涨潮流为优势流,沙波迁移方向为NE向。在台风等引起的强水动力条件下,沙波沙脊区的海底底形将会发生较大的变化。沙波沙脊区海底管线悬跨的产生,主要是海底地形、沙波的移动和区域性冲沟的发育所造成的。虽然前期调查所发现的大部分悬跨段都集中在这个区域,但从悬跨形成的机制、路由区地质演化机理上分析,管线整体状态是向好的方向发展;(3)深水平坦区:海底沉积物以粘土和粉砂质粘土为主,应属于相对稳定的环境。但是在管线周围出现了沉积物粗化和两侧水深加大的趋势,并在管线下出现上百个冲蚀坑,严重威胁着管线安全。这主要是因为管线铺设后引起周围水动力条件改变造成的。
本文从理想冲刷和微孔效应的角度分析了海底底形变化与海底管线的响应,阐述了海底管线铺设对海底底形变化的影响。管线铺设后,由于其并未完全入泥,凸起的海底管线改变了周围的水动力条件,形成了有利于冲蚀坑产生的流场,在管线束流作用下造成了冲蚀坑的迅速扩大,严重影响海底管线的安全,这种现象在深水平坦区尤为明显。
分析表明,研究区海底底形主要受潮流和风暴潮引起的强底流共同控制,而管线铺设后对其周围的底形产生了较大的影响。
南海是个资源丰富的海域,在从陆地到海洋的能源战略转向的思维中,素有“第二个波斯湾”之称的南中国海则被赋予了中国能源未来的希望之地——被列为国家十大油气战略选区之一。海底管道是海上油气田开发的重要组成部分,是油、气外输的主要手段。因此对陆架底形变化的研究不仅具有十分重要的科学意义,同时具有广泛的生产应用价值。
【学位授予单位】：中国海洋大学【学位级别】：硕士【学位授予年份】：2008【分类号】：P736.1
欢迎：、、)
支持CAJ、PDF文件格式
【相似文献】
中国硕士学位论文全文数据库
高伟;[D];中国海洋大学;2008年
&快捷付款方式
&订购知网充值卡
400-819-9993海洋地质学--- 绪论： 海洋地质学定义： ? 研究被海水所覆盖的这一部分地球在时间上的发生、发展，在空间上的分布、变化 规律的科学。 ? 研究海水覆盖区岩石圈特征(物质组成、地质构造）及其演化规律的科学。 ? 以传统的地质学理论和板块构造学理论为基础、研究大洋岩石圈地质过程及其与地 球相关圈层（大气圈、水圈、生物圈等） 的相互作用的科学。 地球圈层结构与岩石圈： 地球圈层： 外圈：大气圈、水圈、生物圈 内圈：地壳（上、下） 、地幔（上、下） 、地核（内、外） 。 岩石圈：又称构造圈，地球的刚性外壳，包括地壳和上地幔的刚性顶盖，厚度 20-150km（大 陆 100-150km；大洋 70-80km；洋脊和岛弧区 20-50km） 。 岩石圈主要由玄武质层（硅镁铁层） 、花岗质层（硅铝层）和沉积岩层所组成。 洋与海：海洋的中心主体部分叫做洋、大洋（ocean） ，边缘附属部分叫做海（sea） 。 海与洋的主要差别在于： 大洋面积大，约占海洋总面积的 89%，海的面积只占 11%； ? 大洋深度大，一般在 3000 米以上，海的深度一般小于 2000 米，有的只有十几米或 更浅 ? 大洋远离大陆，受陆域影响小，水文要素较稳定，有独立和强大的海流系统和潮汐 系统。海与陆连接，受陆域影响大，水文要素通常随地理、气候等条件变化。 ? 边缘海：又称“陆缘海”(marginal sea)，是位于大陆和大洋的边缘的海洋，其一侧以 大陆为界，另一侧以半岛、岛屿或岛弧与大洋分隔，但水流交换通畅的海称为“边 缘海” 。如黄海、东海、南海、白令海、鄂霍次克海、日本海、加利福尼亚湾、北海、 阿拉伯海等。 ? 世界上最大的边缘海的是南太平洋的珊瑚海。 ? 世界上 75 以上的边缘海分布在西太平洋， ? 我国南海是西太平洋最大的边缘海之一。 海洋地质学研究具有重要的理论和实践意义！ ? 海洋覆盖面积约占地球表面积的 71％。它是全球地质构造的重要组成部分，也是现 代沉积作用的天然实验室。 ? 海底蕴藏着丰富的矿产资源，是人类未来的重要资源基地。 ? 海洋环境地质与灾害地质直接关系到人类的生产和生活 ? 海洋地质调查和研究还是海港建设、海底工程和海底资源开发的重要基础。 主要研究内容 ? 海洋地形地貌 海底三个最主要的地形单元：大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊。 大陆边缘：大陆和海洋的过渡带，海陆影响兼而有之。 大洋盆地：深海平原和深海丘陵为主体，长条状海岭和孤峰状海山。 大洋中脊：地球上最长的山系，多位于大洋中部，是洋壳裂开，深部物质上涌的场所。海底地形的基本格架受海底扩张和板块构造控制。 内力作用对地形， 尤其是深海地形的发育 起着决定作用，因此深海底的大地形主要是构造地形和火山地形，外力作用也有影响，但与 陆地相比要弱得多。 海底地形的调查主要靠海底测深及侧扫声呐。应用现代高精度的声波测深技术和定位技术， 已能查明海底的微地形。海底地形是研究海底构造的钥匙，对航海、军事及海底工程均有重 要的现实意义。 ? 海洋构造地质 主要研究海洋地壳的结构、海底主要构造单元及其相互关系，以及海底岩石圈的演化历史。 ? 海底主要构造单位包括大洋板块和板块边缘，大洋盆地是大洋板块的主体。 ? 洋底构造的研究是解决地壳起源、演化等地质学根本问题的基础，对海底成矿作用 的研究也至关重要。 ? 海洋沉积地质 主要研究现代海底沉积物（含沉积岩）的类型、物质组成、分布规律、形成过程及其发育历 史。 ? 海底沉积物的形成环境研究，可为石油等海底沉积矿产的生成和储集条件提供重要 信息。 ? 海底沉积物是地质历史的良好记录，其研究对认识海洋的形成和演变以及古气候环 境变化具有重要价值。 ? ,海洋沉积物及其土力学性质的研究可为海底电缆和输油管道的铺设、石油钻井平台 的设计和施工等海洋开发前期工程提供重要科学依据。 ? 海洋矿产资源 顾名思义，它主要研究以各种形式产于海底的矿产资源的形成机制和分布规律。 ? 海底矿产资源主要有 6 大类：石油和天然气、热液硫化物、铁锰钴多金属结核、滨 海金属砂矿、煤铁等固体矿产、天然气水合物（可燃冰） 。 ? 我国近海矿产资源主要有石油和天然气、滨海金属砂矿、天然气水合物。 ? 古海洋学 海洋地质学的一个新分支学科，是深海钻探计划（DSDP） （ 年）的产物。 主要研究地质时期海洋环境及其演化的科学（又称历史海洋学） 。 ? 通过海洋沉积物的分析和研究,了解古海洋表层及底层环流的形成、演化及其地质作 用，阐明海水成分在地质历史中的变化，浮游和底栖生物的演化,生产力和生物地理 发展史及其对沉积作用的影响,以及海洋沉积作用的历史。古海洋学的中心问题是古 海洋环流发展史。 ? 为板块构造理论、 生命演化、 气候演变提供必要的资料； 也为寻找石油天然气、 煤、 海底锰结核、磷酸盐矿等沉积矿床提供环境指标。 深海沟系统——地球第 4 极 洋中脊：板块学说认为，是地幔对流上升形成的，是板块分离的部位，也是新地壳开始生长 的地方。洋中脊顶部的地壳热量相当大，是地热的排泄口，并有火山活动，地震活动也很活 跃。 深海沟：与洋中脊相反，深海沟系统是岩石圈板块的汇聚型板块边界，是沟通地表与地球深 部的最重要通道，是理解地壳增生的理想之地，素有“俯冲带工厂”之称。 在海沟深处，俯冲板片进入地球内部，释放流体引发岩浆作用，或补给深地幔对流引发地幔 柱活动，为理解地球化学物质循环提供了绝佳条件。 另外，与海沟伴随的 Benioff 带是全球最强烈的地震带，是理解深源地震成因的唯一场所 俯冲带是地球发生化学分异的最重要场所之一，对研究陆壳的形成、壳幔分异、地幔演化、地幔柱的成因及成矿具有重要意义。 但是由于俯冲带很复杂， 目前对其结构和俯冲过程都不 十分清楚，是发展板块理论的切入点。 地幔柱（摩根，1972） ：深部地幔热对流运动中的一股上升的圆柱状固态物质的热塑性流， 即从软流圈或下地幔涌起并穿透岩石圈而成的热地幔物质柱状体。 它在地表或洋底出露时就 表现为热点。热点上的地热流值大大高于周围广大地区，甚至会形成孤立的火山。 地幔柱估计至少来自 700 千米或更深处，直径大致在 100～250 千米左右，上升速率约每年 几厘米。 全球热点大多位于洋中脊的转折拐点或三联点上，少数在板块内部，总共约 30 余个。 俯冲工厂：板块在俯冲过程中产生一系列脱水、变质、部分熔融等现象及相应的元素运移、 分异，因此被称为“俯冲工厂”。俯冲工厂的“原料”是俯冲板块；“产品”是岛弧火山岩、新 生陆壳及相关矿床；“副产品”是交代地幔；“残渣”再循环的深俯冲洋壳。 马里亚纳海沟是地球上最深（11034 米）的海沟，被誉为地球第 4 极，发育有完整的沟弧盆 体系。该海沟具有许多独特的地质现象，如高角度俯冲、蛇纹岩泥火山等，是研究汇聚型板 块边缘的理想地方。 板块转换断层：转换断层是三大板块边界类型之一，是岩石圈板块的守恒型边界。转换断层 是 20 世纪 60 年代地质学的重大发现之一， 与海底磁异常及深海钻探并列为海底扩张的三大 证据。 转换断层的独特之处在于其只在错开的两个洋中脊之间有相对运动； 在洋中脊外侧因 运动的方向和速度均相同，断层线并无活动特征。 边缘海形成演化： 边缘海是位于大陆和大洋边缘的海洋， 其一侧以大陆为界， 另一侧以半岛、 岛屿或岛弧与大洋分隔。 边缘海盆的发育是西太平洋构造域的重要特色之一， 这里集中了全 球 3/4 的边缘海盆地。 南海位于欧亚、菲律宾板块和印度洋三大板块的交汇处，是西太平洋最大的边缘海。面积约 360×104 km2，约占我国陆疆的 1/3，为渤海、黄海、东海总面积的 3 倍，经济和地理位置十 分重要。 海洋资源 全球海洋油气资源主要分布在大陆架，约占 60％，但大陆坡的深水、超深水域的油气资源 潜力可观，约占 30％。从区域看，海上石油勘探开发形成“三湾、两海、两湖”的格局。“三 湾”即波斯湾、墨西哥湾和几内亚湾；“两海”即北海和南海；“两湖”即里海和马拉开波湖 深水油气勘探是目前全球油气勘探开发的热点之一， 具有十分广阔的前景。 目前全世界油气 田储量增长的高峰期已过， 油气储量的主要增长位于深水区。 深水油气的勘探开发改变了世 界各国的能源地位, 对国家的能源战略安全具有重大意义。 全球深水盆地呈“两横两竖”格局分布：“两竖”是指近南北走向的滨大西洋深水盆地群和滨西 太平洋深水盆地群: 前者包括巴西东部陆缘深水区 7 大盆地、墨西哥湾深水盆地、西非陆缘 深水区 11 个盆地、挪威中部陆架以及北海盆地等; 后者主要包括日本海盆地、澳大利亚东 南部的吉普斯兰盆地等。 “两横”是指近东西向的新特提斯构造域深水盆地群与环北极深水盆 地群: 前者包括澳大利亚西北陆架深水区四大盆地、孟加拉湾、阿拉伯湾等; 后者包括巴伦 支海盆地、喀拉海盆地、拉普捷夫海盆地等。 全球深水油气勘探新领域：新领域之一为“超深水区” 超深水区指水深大于 1500 m 的海域, 是目前海域油气勘探的又一焦点,主要集中分布于西非 海域、墨西哥湾、巴西近海、澳大利亚西北陆架、挪威中部陆架、巴伦支海、孟加拉湾、缅 甸湾、南中国海以及日本海等。 新领域之二为环北极深水盆地群 该区域是未来深水油气的巨大增长点。环北极深水区油气资源量达 349.80 × 108 m3 油当量, 其中资源量丰富的地区主要有巴伦支海、波弗特海和格陵兰东部陆架。新领域之三为滨西太平洋低勘探程度深水盆地群区域 主要包括日本海盆地、澳大利亚东南部的吉普斯兰盆地等, 是深水油气的潜在增长亮点。 海底热液硫化物矿床是与海底热液有关的多金属硫化物矿床。 通常产于海相火山岩系和沉积 岩系中，主要由 Fe、Cu、Zn 和 Pb 的硫化物组成，伴有 Au、Ag、Co 等多种有益元素。 海底冷泉： 海底之下天然气水合物分解后产生的一些组分在海底表面溢出的活动流体。 以水、 碳氢化合物、硫化氢和细粒沉积物为主要成分，温度与深部海水基本一致。海底冷泉是寻找 海底天然气水合物的标志之一。 天然气水合物（可燃冰） ：在低温、高压地质条件下，由碳氢化合物与水分子组成的冰态固 体物质。因天然气中主要成分是甲烷，所以也叫甲烷水合物(Methane Hydrate)。 海洋沉积与环境 深海沉积物是指水深大于 2000 米的深海底部的松散沉积物，其主要分布在大陆边缘以外的 大洋盆地内。深海沉积物储存了丰富的有关地球历史演化的信息，是研究海底构造、海洋环 境、矿产资源、古海洋学、全球变化和其他与海底相关的地学问题的重要载体。深海钻探计 划不仅验证了海底扩张和板块构造学说，而且对于创建古海洋学起了重要作用。 珊瑚礁系统及其环境记录： 珊瑚礁是指造礁石珊瑚群体死后其遗骸构成的岩体， 它由礁前带、 礁核带和礁后带这 3 个基本相带组成。 珊瑚礁不仅为许多动植物提供了生活环境， 而且还记 录了历史时期全球气候和环境的变化过程。 珊瑚礁不仅可以作为判断古气候、 古地理的重要 标志，还可以用来了解构造活动和地壳的运动。 第二章海洋学基础 一、海水的物理化学性质 “海洋”-既含有基本恒定组成的多种无机盐， 又呈现复杂多变的物理化学性质， 受大陆影响， 变化显著。诸多参数：盐度、温度、密度、比容、光反射等 海水为什么是蓝色的？影响海水颜色的因素有悬浮质、离子、浮游生物等。大洋中悬浮质较 少，颗粒也很微小，其水色主要取决于海水的光学性质，大洋海水多呈蓝色；近海海水，由 于悬浮物质增多颗粒较大，多呈浅蓝色；近岸或河口地城，由于泥沙颜色使海水发黄；某些 海区当淡红色的浮游生物大量繁殖时，海水常呈淡红色。 对整个大洋而言， 整体水温平均为 3.8 ℃， 75%的水温在 0-6 ℃之间， 50%的水温在 1.3-3.8 ℃ 之间。不同纬度温差较大表层海水温度（SST）较高，也是海洋科学工作者观测和研究的热 点 海水的盐度： 指海水中全部溶解固体与海水重量之比，通常以每千克海水中所含的克数表示。计算： S‰=1.80655Cl‰ 。世界大洋的平均盐度为 35‰。分布：赤道一带降雨量大，盐度较低。高 纬度地区， 溶解的冰降低了盐度。 盐度最高的地区是蒸发量高而降雨相对较低的中纬地区 （北 纬 20 度和南纬 20 度附近） 。 影响因素：气候与大陆：降水，蒸发，河川径流等；蒸发量和降水量之差。蒸发量使海水浓 缩，降水使海水稀释。有河流注入的海区，海水盐度一般比较低。 海水的酸度（pH 值） ： 组成： 多组分的电解质： 阳离子 （碱土金属） +阴离子 （强酸性+弱酸性） 变化： 大洋-8.0~8.5； 夏季：白天上升（光合作用强度大于生物呼吸，CO2 净消耗；晚间下降（光合作用停止，呼 吸正常） ；冬季：变化幅度小。重要性：二氧化碳-碳酸盐体系是海洋中重要而复杂的体系， 它涉及包括气象学、地质学和海洋学科以及生态学等 其他相关性质： 密度：取决于海水中的含盐量，分布规律：从赤道向两极增大，表层向深层增加。波罗的海最低；红海密度最大。 Eh 值： 即 “海水氧化还原电位” 。 Eh 值愈高， 愈难氧化。 Eh 值是海区氧化还原能力的标志。 冰点：海水的冰点低于淡水，并且随着盐度的增加而降低 电导、比容、水色….. 海水化学组成 ? 海水是一种非常复杂的多组分水溶液。 ? 海水中各种元素都以一定的物理化学形态存在。 划分为五类： － ? 1. 主要成分：浓度大于 1×10 6 mg/kg。阳离子 Na+，K+，Ca2+，Mg2+和 Sr2+五种，和 Cl-等阴离子。其总和占海水盐分的 99.9％。 ? 2. 溶于海水的气体成分：如氧、氮及惰性气体等。 ? 3. 营养元素：通常指 N，P 及 Si 等。含量很低时，会限制植物的正常生长 ? 4. 微量元素：在海水中含量很低，但又不属于营养元素者。 ? 5. 有机物质：如氨基酸、腐殖质、叶绿素等。 海洋中的化学污染物 1、碳氢化合物（石油） 。海上运输过程中的泄漏和海上事故。 2、海洋中的重金属。对海洋环境有极大的危害，其中毒性较大的是汞、铅、镉、铬、铜等 元素。 3、合成有机化合物(含有机农药、多环芳烃等) 4、营养物质(富营养化，氮、磷等) 5、放射性核素（238U，232Th 等） 二、海水运动的基本形式波浪；起因：风摩擦海水。分类：深水波、浅水波、近岸波 潮汐：海水在月球和太阳引潮力作用下所产生的周期性运动 洋流浊流 (重力流）定义：富含悬浮固体颗粒高密度水流，在重力驱动下顺坡向下流动。 原因：悬浮沉积物扩散，在重力作用下沿着盆地底部流动，两种不同密度流体的密度差异。 三、全球海平面变化 海平面：海洋与大气的交界面，是陆地高程和海底深度的起算面。海平面不是一个平面，它 的变化受到潮汐、风浪、海洋环流、海水物理性质等诸多因素的影响 平均海平面：海洋表面的平均高度，是一个地区经过长期观测得到的海面的平均位置，位于平均高潮位和平均低潮位的中间。 大地水准面：静止的平均海水面的水准面。由静止海水面并向大陆延伸。与平均海水面相吻 合的称为大地水准面所形成的不规则的封闭曲面。它是重力等位面，即物体沿该面运动时， 重力不做功。 绝对海平面变化（Eustatic Sea-Level Change） ：海洋表面与地心之间的距离变化。主要受控于 全球海洋的水量变化。 相对海平面变化（Relative Sea-level Change） ：在一个地区，海平面相对陆地的升降变化。是 相对于某一个陆地基准点（不是绝对不变的，受到地面高度变化的影响）的高度变化。是叠 加了绝对海平面变化和陆地垂直运动的综合结果。 冰期：冰川扩展，大量的水体被以固态形式储存在陆地，海水δ 18O 相对偏重 间冰期：冰川消融，轻的 δ18O 冰川融水进入海洋，海水 δ18O 变轻 海洋中底栖有孔虫可 δ18O 记录反应全球海水平均的 δ18O 变化，因而可以用来重建全球的冰 量变化，进而推断全球的绝对海平面变化 第四纪海平面变化研究的意义 1. 海平面是控制陆源碎屑沉积最重要的因素， 海平面变化决定了陆源碎屑沉积的最终归宿。 海平面变化历史是理解陆缘沉积层序和古地理变迁的基础。 2. 相对海平面记录是分析区域构造运动的基础。既可以分析长时间尺度的构造运动，也可 以分析短时间尺度的地壳运动（如地震活动） 。 3. 海平面变化是全球高纬度地区冰川融水的直接证据，而高纬地区的冰川融水对于全球大 洋环流具有重要的控制作用。 高精度的全球海平面重建对于研究气候变化、 大洋环流变化具 有十分重要的意义。 4. 海平面变化的地质重建可以延伸器测记录的长度，利于判别一个地区海平面变化的长期 趋势 现代海平面上升的影响： 1.风暴潮加剧：高海平面抬升了风暴增水的基础水位，增加了行洪排涝难度，加大了台风和 风暴潮致灾程度。 2.海岸侵蚀： 海平面上升导致波浪和潮汐能量增加、风暴潮作用增强、海岸坡降加大、海岸 沉积物组成改变， 在挖沙和沿海工程修建等人类活动的共同作用下， 沿海地区海岸侵蚀进一 步加剧。 3.海水入侵与土壤盐渍化： 海平面上升和沿海地区地下水超采加剧了海水入侵与土壤盐渍化 程度，影响沿岸生态系统和农作物生长。 4.咸潮：咸潮入侵程度与海平面、潮汐、风暴潮、降雨和上游来水等因素密切相关。第三章海洋地形地貌 第一部分地球的内部结构及其海陆地貌概述 地壳:8－75 岩石圈:100－200 软流圈: 350－500km；上地幔:670km；地幔:2900km 1、地壳 层 I 为沉积层：区域性差别大，厚度 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。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，厚度变化较大，介于 1.0－2.5 Km 之间，平均约 1.4 km；Vp 为 3.4～6.2 km/s。上部多为低钾拉斑玄武岩；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。 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。 相对洋壳，陆壳富集 Si 和 K，而贫 Fe，Mg 和 Ca。如洋壳 SiO2 含量不足 50%，而陆壳则在 60%以上；K2O 的含量，洋壳仅为陆壳 1/7 左右。 （2）厚度——洋壳平均厚度仅 7km 左右，而大陆型地壳厚度一般在 35～40 km 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(&70 km)，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。 （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 ＋500 mGal；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～－300 mCal。 （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 （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。 （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和变 形变质岩和未变形变质的沉积岩组成； 洋壳构造除大洋边缘沟—弧体系外， 洋底是以断裂构 造为主。 （7）结构分层——陆壳的分层不明显难以确定。而洋壳垂向上的三分结构在世界各大洋非 常明显， 尽管这些层的性质在不同洋区随深度有明显变化， 这只是反映了演化过程上的差异。 2、地幔：地幔与地核之间的界面为古登堡不连续面，可进一步分为上地幔、过渡带和下地 幔三部分，由富镁的岩石组成。 3、地核：地核的密度非常大，虽然在体积上只占地球的 16.2％，但质量却占了 32％。 在距地表 5150Km—6370Km 深处，P 波地震波速又有微小的增大，表明还存在一个固态的内 核。所以，5150Km 界面进一步将地核又分为外核与内核，它们主要由铁组成，硅、镍为次 要成分，地核密度是地幔底部的两倍，达 10g/cm3，其中外核呈液态，推测是温度和压力条 件使铁呈熔融状态。 4、低速层与软流层 地震波速分布表明（面波，S 波） ，在海底之下平均约 70km 以下深处，Vs 突然急剧减小， 较之其上部约 50km 处的 Vs 值减小近 90%，说明介质具粘滞性或塑性。 关于低速层的成因，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。 软流层虽有部分熔融，但地震横波仍能通过，说明熔融相当有限。有限的熔浆充填在难熔橄 榄岩晶粒之间，橄榄岩构成软流层的岩石格架。 5、岩石圈 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。岩 石圈的厚度——从近于零或只几千米（大洋中脊下）到超过 150km（大陆年轻造山带） 。岩 石圈厚度与其年龄有一定的关系。 在最年轻的洋壳下面， 岩石圈最薄。 而在最老的陆壳下面， 岩石圈最厚。 岩石圈的物质组成——纵向和横向上都变化非常大， 但大洋岩石圈物质组成相对稳定。 地壳 主要由花岗岩和玄武岩构成；上地幔岩石圈主要由榴辉岩或橄榄岩构成。 第二部分洋中脊与大洋盆地地形地貌 根据大洋的地形及构造特征，大洋分两大地貌单元：1.洋底: 包括大洋中脊和大洋盆地两部分 2.大陆边缘:包括大陆架、大陆坡、大陆基、岛弧和海沟 深海盆地——海山 孤立于洋底之上相对高度在数百米以上的海底高地叫作海山，典型的海山多为近似圆锥形。 据重力、地磁以及所采海山岩石样品说明，大多数海山源于海底火山喷发。在海山中引人注 目的是顶部平坦呈圆锥状台地的海山。平顶面直径可达十几公里，顶面水深可达 2000m， 人们把这种独特形状的海山称作平顶海山。海洋中的平顶山与陆地上的破火山口形状不同， 在海底平顶山中部没有断块陷落的痕迹。 因此， 可以认为这种山形是在火山停上活动之后的 某一时期曾经露出在海面之上遭到波浪侵蚀切削而变成。 环礁(atoll)：礁体是指由钙质生物体堆积而成的海底隆起。环礁是指大洋中逼临海面而生长 的环状礁体。 岛链(island chain)：在大洋中，存在有呈线状排列的火山，形成海山链，如果这些海山出露 在海面之上，则形成岛链。 深海平原 （abyssal plain)： 深海平原是指洋盆中海底平坦的区域， 坡度小于 1： 1000 （1m/1km） ， 为地球表面最平坦的部分。通常出现在陆隆的外缘，水深在
m 之间。地震资料 表明，深海平原是由在原始不规则的海底地形之上沉积了巨厚的沉积物而成 深海丘陵（abyssal hill)：深海丘陵是指深海平原中明显高起的小丘，高度小于 1000m。水平 分布范围一般从 1～10 Km，但也可达 50km。深海丘陵通常成群出现于深海平原和洋中脊侧 翼之间，特别是见于没有沉积物覆盖的基岩裸露海底区域 无震海岭（aseismic ridge） ：在洋底，除了大洋中脊体系之外，还有另一种壮观的海底地貌 景观：由一系列火山性海山呈线状排列，延伸达千公里以上，称作海岭，又因这类海底火山 山脉最大的特点是无地震，故称作无震海岭。 洋中脊地貌 大西洋中脊地形相对陡峻、狭窄，具有明显的中央裂谷；印度洋中脊地形相对大西洋的平缓 和宽阔，也具有中央裂谷；太平洋中脊地形相对是最宽、最平缓的，不具有中央裂谷。 大洋中脊地形相当复杂，在横向上，中脊顶部有一系列的岭谷相间排列；在纵向上，中脊呈 波状起伏的形态，并被一系列的巨型断裂所切割错断。慢速（超慢速）扩张洋脊与快速扩张 洋脊在形态上明显不同。 据地震反射资料， 大洋中脊地壳厚度普遍小于正常大洋地壳厚度。 其原因一方面是因为中脊 轴部普遍缺失洋壳结构的层 I，既缺少顶部的沉积层；另一原因是局部脊段甚至缺失洋中脊 结构中的层 II，甚至层 III，地幔直接出露于海底。地震资料揭示：在中脊轴部之下普遍存在 地震波速较小的异常上地幔， 沿洋中脊重力异常值也较深海盆地显著降低， 洋中脊还是一个 高热流值带，同时也是一个地震频发带。 中央裂谷——热液烟囱体 令人惊异的是，在洋中脊轴部上成群耸立着由热液活动成因的硫化物烟囱体，它们可高达 10m,直径宽约 40cm。由黑烟囱喷出温度热液流体温度高达 350℃以上。在黑烟囱周围所构 成的热水区，不仅有虾、贻贝、鱼、嗜热的化学自养细菌等，还生长着白蟹，且成群的鲜红 色大型管状蠕虫在热水流中飘动着，从而构成了一个新的生态系统 海底年龄 根据地球发育历史，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 10 km 以上的沉积物。事实上世界大洋沉积物最厚也不超 2km；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，从中脊顶部向两翼沉积层呈逐渐增厚的趋势。 众多的事实说明，大洋岩石圈不是固定不变的，而是在不断地更新，大约是在 2 亿年左右的时间更换一次， 这就需要有新洋壳产生和老洋壳消亡的地方。 这正是板块构造理论和海底扩 张学说产生的背景。 第三部分大陆边缘与沟弧盆系统地形地貌 陆缘类型:大陆边缘是陆地和大洋之间的过渡带 1.二分方案——太平洋型和大西洋型 2.三分方案——太平洋型、大西洋型、地中海型。 3.动力学分类方案——活动型、稳定型和转换型： 主动大陆边缘——属于运动板块前缘的大陆边缘，往往与板块的汇聚、俯冲消减、现代强烈 的地震和火山活动密切相关，故又称之为活动型大陆边缘，与太平洋型大陆边缘相当； 被动大陆边缘——属于运动板块后缘的大陆边缘， 位于同一板块的内部， 随板块向两侧 做相背运动，在构造上相对稳定，故称为稳定型大陆边缘，相当于大西洋型大陆边缘； 转换型大陆边缘——板块之间发生剪切活动形成的大陆边缘， 它可以是主动的， 也可以 是被动的，以浅源地震为标志，分布比较局限。 目前采用较为通用的分类，即以稳定型（大西洋型） 、活动型（太平洋型）和转换型三大类 划分方案。 1 稳定陆缘 稳定陆缘的基本地貌单元包括：大陆架、大陆坡和大陆隆。不同的地貌单元有着特点极为不 同的微地貌类型。大陆架：大陆向海的自然延伸部分, 始自海岸线，终于海底坡度突然增大的地方,坡度很小。 稳定型大陆边缘陆架一般较宽(如南、 北美洲东缘);而在活动的太平洋东缘和日本东部的太平 洋型大陆边缘、 沿红海两缘年轻的大陆边缘和几内亚湾北缘的大陆边缘， 它们的陆架都较窄。 在西太平洋大陆边缘带还发育有岛弧后的边缘海的大陆架， 大多较宽， 例如， 中国的渤、 黄、 东海陆架，渤海和黄海全是陆架海，而东海大陆架向东南延至冲绳海槽。中国邻海大陆架相 当宽，南海大陆架珠江口外最宽，达 330km。 陆架地形总的来说比较平坦，但也常有起伏达 20m 左右的丘陵、洼地和谷地等。波浪、潮 汐、海流的作用形成沙丘和沙脊，有时则形成谷地 大陆坡：分隔大陆和大洋的巨大斜坡，从陆架外缘向深海延伸至水深 2000m 左右的地方， 有的地方陆坡下限水深大于 2000m，宽度数十至数百公里不等，平均 20－40km，较大的坡 度是陆坡的最大特点，平均 5?左右，最大可达 45?。 陆坡上多发育有次一级地形，其中海底峡谷较为普遍。大陆坡可以是单一斜坡，也可呈台阶 状。陆坡被海底峡谷和沟谷刻蚀，加上断层崖壁，滑塌作用形成的陡坎及底辟隆起等，导致 坡面十分崎岖。大陆坡底质以泥为主，还有少量砂砾和生物碎屑。沉积物比相邻的陆架和陆 隆沉积物细，但在冰期海平面下降期间，大部分大陆架出露为陆地，河流向前推进到陆坡顶 部附近入海，使陆坡上粗粒沉积物增多。 大陆隆：指陆坡坡麓向大洋缓倾的、由沉积物堆积而成的巨大楔状沉积体，常由许多海底扇 复合、改造而成，组成物质主要源自大陆，浊流沉积层和等深流沉积发育，沉积物厚 2 km 以上，粒级多属粘土至细砂，以中粉砂最为典型。大陆隆一般分布在水深 m， 其上靠着陆坡坡麓，下部覆盖在大洋底上，主要见于大西洋型陆缘，太平洋型大陆边缘通常缺失陆隆。分布于大西洋、印度洋、北冰洋和南极洲的大部分周缘地带。 2 活动大陆边缘 活动陆缘主要分布在西太平洋边缘， 往往是由伴随板块俯冲作用的构造运动所形成的。 活动 陆缘的基本地貌单元包括： 海沟、 岛弧和弧后盆地三大部分， 三者被合称之为沟-弧-盆体系。 海沟：一般指水深超过 6000m 的狭长深水洼地，主要出现于西太平洋的岛弧和大洋盆地之 间，多平行于岛弧呈弧形展布，侧坡陡峭，横剖面呈“V”形，也有部分海沟底部较平坦。 海沟外侧(洋侧)沉积物一般都是未变形的水平沉积，而内侧（陆侧）沉积物常经过强烈的挤 压变形，表现有褶皱，混杂或扭曲作用。海沟是现代构造活动最强烈最频繁的地带之一。 岛弧：在海沟向陆一侧，并且与海沟平行展布的弧形火山列岛，称为岛弧。因为岛弧主要是 由于大规模的火山活动或岩浆侵入活动所形成，又被称为火山弧。 岛弧是地球上最为活跃的构造地貌单元之一， 其成因与板块俯冲作用密切相关。 典型的岛弧 又可分为弧前混杂堆积体、弧前盆地、弧内盆地、火山弧、弧后盆地等。 地貌是构造运动的表现形式， 构造运动是内生作用能量释放的体现。 岛弧特殊的地貌构造结 构是板块俯冲作用所导致的一系列作用的结果。 弧后区(边缘海)：岛弧与大陆之间的地区称为弧后区。在西太平洋大陆边缘，主要表现为边 缘海盆地。不同于通常的陆缘海或内陆海，边缘海通常具有类似的洋壳结构，基底岩石为贫 碱性组分的拉斑玄武岩。 边缘海：弧后盆地（边缘海盆）一般认为是由于板块俯冲，造成软流圈地幔次生对流引起弧 后扩张作用所致。 第四部分海岸带与中国近海地形地貌 1 海岸是海洋与陆地相接触和相互影响的地带。狭义（传统）的海岸带——是指特大高潮线至 浅水波半波长水深的范围， 即从波浪开始作用海底的深度起算向陆地到风暴浪所能到达的地 带。这里主要的海洋动力是波浪，其次是潮汐。 按传统观点，海岸带大致是从水深 10m-20m 处至高潮线以上高程 3m 左右处。广义海岸带 为特大高潮线至陆架外缘。最新的海岸带是指自陆架外缘到海水所能影响到的地方！ 海岸地貌分带 海岸带内的外动力有波浪、潮流、河流和生物等。从动力环境和海岸发育过程看，海岸带可 分为：后滨、前滨、内滨和外滨。海岸分类 根据研究目的不同，有不同的海岸带分类方案： 按海岸带的物质组成可以将海岸划分成砂质海岸， 粉砂淤泥质海岸、 岩石海岸和生物海岸 （如 珊瑚礁、红树林海岸等） 。 按主要动力划分，可分成浪控海岸、潮控海岸、河口三角洲海岸和生物控海岸。 按海岸剖面特征，砂砾质海岸又分成有坝（岸外坝）海岸和无坝海岸。 按海岸线形态，可分成夷平海岸和岬湾海岸。 按与海底构造关系，可分为与洋盆相适应的拖曳海岸，两个板块相撞的碰撞海岸，等等。 沙质海岸：由砂和砾质砂组成的海岸称为砂质海岸，在世界上分布很广，在我国主要分布于鲁、辽、冀、粤和海南等省。 1、海滩沉积 海滩(beach)是沿岸分布的砂质沉积物堆积体。谢帕德(1973)认为海滩是砂或砾石覆盖的海滨， 不包括淤泥质和岩石海岸。 波浪破碎产生的冲流及回流塑造了海滩剖面， 波浪及其派生的沿岸流、 裂流驱动沉积物运移， 造成沉积物不断地再分布。潮汐使波浪作用带的范围加宽。 海滩淤蚀动态：海滩的淤蚀取决于众多的因素，例如，泥沙的供给、地壳或海面的升降、水 动力条件强弱等，在一定时间段内，有时甚至还要考虑人类活动和压实作用的影响。 海滩从暴风浪期侵蚀淤积到平常涌浪期，经历了一个循环，称为海滩的波浪旋回。季节旋回 ——受季节气候变化和洪枯季沉积物供应变化的影响， 海滩淤蚀剖面在一年中交替出现于夏 冬季节之间，称为海滩的季节旋回。季节性旋回在黄河口附近的海滩表现的尤为明显。 潮汐旋回——大潮潮差大，海滩剖面的范围大，海滩发生侵蚀；小潮潮差小，海滩范围也变 小，则海滩发生淤长，每 14.5 天作为一个周期。海滩随大小潮而一蚀一淤得轮回现象称为 海滩的潮汐旋回。 海滩的三个动态旋回普遍存在于沙质海滩上， 不能以某点某时刻的淤蚀动态随便确定海滩的 持续动态，必须进行海滩的长期观测。 通常， 按海滩的物质粒度组成可将沙质海岸分成砂砾质和粉沙淤泥质两种， 前者以波浪作用 为主，后者以潮流作用为主。 2、沙坝——泻湖沉积体系 砂砾质有坝海岸的主要特征是沿岸分布一条或几条沙坝， 坝内发育泻湖， 泻湖通过潮流通道 与外海联系，潮流通道两端分布有内外潮流三角洲，它们之间互有联系，总称为沙坝－泻湖 沉积体系。 粉沙淤泥质海岸是指岸坡平缓、 水动力条件较弱、 海滩沉积物主要由泥沙粒级和贝壳碎屑及 植物腐殖质组成的海岸。 1、潮间带沉积动力过程 在粉沙淤泥质海岸的前沿地带基本都发育有坡度平缓、 宽度不一的淤泥质潮坪。 宽阔的潮坪 是粉沙淤泥质海岸普遍的地貌特征。 2、碎屑潮坪沉积 碎屑潮坪在地貌上又称为潮滩，主要由粉砂淤泥质组成。潮坪的宽度取决于潮差和坡度，坡 度小\潮差大,则潮坪宽广。 由于沉积滞后效应和涨、落潮流在时间、速度上具有不对称性，使得质点每个潮周期过程中 都净向陆迁移一段距离，直到该质点不能再被落潮流携带为止而沉积下来。 沉积构造特征——潮坪环境中潮流的双向性以及能量的周期性变化， 使得潮坪沉积形成了一 系列的特征沉积构造：各种波痕、羽状交错层、潮汐层理及再作用面等。 岩石海岸约占世界海岸的 80％。在山地、丘陵绵延的滨岸地带，地质构造和岩性对海岸过 程起着主要的控制作用。海岸线的曲折程度取决于沿岸的地质构造，港湾、岬角相间分布， 海岸线蜿蜒曲折，反映出地质构造对海岸分割程度。 岩石圈板块离开扩张带朝着聚合带运动， 这个过程对世界海岸轮廓和海岸的发育具有广泛的 影响。七十年代以来，有些学者根据海底扩张和板块构造的观点来区分海岸的类型：板块前 缘碰撞海岸，板块后缘拖曳海岸，边缘海海岸等三大类型。 1、碰撞海岸的线性构造与海岸平行，海岸高耸且相当平直，内陆构造活动跃，大陆架相当 狭窄。 这种海岸是世界上火山和地震活动的重要地带。 沿着海沟的地震活动是海啸灾害性波 浪产生的原因。新构造运动对海岸的影响是最为显著的。 2、拖曳海岸——主要是指大西洋型海岸，通常都有着宽阔的大陆架。在拖曳海岸外侧是否发育有宽阔的大陆架主要取决于海岸和毗邻的海洋发育的程度。 在新的拖曳边缘海岸则基本 没有大陆架，代之的是陡峭的内陆海岸。 3、边缘海海岸——指弧后盆地周边的海岸。边缘海海岸常受到冲积平原和三角洲的改造。 大陆架的宽度主要依赖于内陆地区的地势和河流情况。 例如， 中国东海因受冰期海平面变化 和长江、黄河入海物质的影响，不仅陆架宽阔，而且主要是淤泥质海岸。 岩石海岸多为侵蚀性海岸，主要的作用力来自于海浪。当波浪侵蚀海岸基底时，不仅可以将 剥蚀下的碎屑物质运移海岸，而且可以引起海岸岩石滑坡和崩塌等块体运动。 岩石海岸的平面形态各种各样。 1）树枝状海岸：类似橡树叶的型式，是河流在水平岩层和均匀物质上的侵蚀作用所形成。 2）格子状海岸：是由河流在不同硬度的倾斜岩层上的侵蚀作用形成的。 3）海浪裁直的海崖海岸。麓部具有倾斜平缓的海底，与断层海岸向海陡峻斜坡不同。 4）浪蚀作用造成的不规则海岸：所形成的海湾不深凹进陆地内。 5）岬角海岸：大型突出岬角型海岸。 生物海岸 由生物作用和生物体堆积所形成的海岸称为生物海岸。 生物海岸分类除了根据海岸形态和与陆地的关系外， 经常是根据主要造礁生物的种类进行划 分。例如：珊瑚礁海岸、红树林海岸、沼泽草地海岸等。 1、生物海岸的主要类型 （1）珊瑚礁海岸：包括珊瑚或藻类所建造的礁石型海岸，常见于热带。通常礁体围绕在海 滨边缘，内侧见有海浪堆积起来的堤垒滩。 （2）红树林海岸：红树植物扎根于海湾的浅水地带，其根部周围的沉积物逐渐堆出海面而 扩展形成的海岸。这类海岸亦发育在热带和亚热带。 （3）沼泽草地海岸：盐碱沼泽草类，在不受风浪袭击的海域中，能生长到浅海区，并像红 树林那样，聚集沉识物，扩展成陆地。这些海岸也可被划分为泥滩和盐碱湿地类。 2、海岸过程中的生物作用 生物对海岸的作用形式是多种多样的， 有些生物加剧了海岸侵蚀过程， 大大削弱了岩石的抗 蚀能力，相应地增强了波浪对海岸的侵蚀效率。而有些生物对海岸则起着建设性作用，如珊 瑚等的骸骨堆建成礁石。 生物对岩石的破坏， 常常是以机械作用和化学作用相结合的。 有些动物能够分泌出一种溶解 岩石的有机酸， 在石灰岩等可溶性的岩石海岸带有着明显的效应。 钻孔生物对海岸的破坏是 通过扩大裂隙进行的。 第五部分海岸带与中国近海地形地貌 2 河口三角洲海岸 三角洲是指入海河流所携带的陆源沉积物在入海河口附近堆积所形成的三角形沉积体， 包括 陆上三角洲平原和水下三角洲平原。 1、河口三角洲 三角洲剖面呈楔状，一般都有一个堆积中心，其厚度向其周围变薄。 大型三角洲形成的先决条件是有一个能搬运大量碎屑物质的大型河流系统， 这个系统是由流 域盆地、冲积河谷、三角洲平原和受水盆地组成。 大型三角洲通常在构造稳定且缓慢下沉的海岸带发育， 一般不会在构造活动强烈或距离分水 岭很近、高程梯度大的海岸带形成。 从地貌学角度可以定义河口湾是： “涨潮海水侵入河谷的通道” ， 根据形态将其分为不同的类 型，主要反映长期的海面变化、构造运动、淡水和沉积物供应状况。 在河口研究中，另一个有价值的分类是根据潮差，大潮潮差小于 2m 划分为小潮河口，大于4m 为大潮河口，2～4m 米为中潮河口。在中国，黄河口潮差小于 1.6 米属小潮河口，长江 口、辽河口和珠江口大潮潮差都大于 2m 属中潮河口，鸭绿江、钱塘江属大潮河口。 2、河口动力过程——(2) 河口环流与沉积物搬运 影响河口发育的主要水动力因素包括：河流、潮汐、波浪和风等，而盐度能够很好地指示咸 淡水相互混合类型及过程。 盐水楔河口 （A 型） ——以河流为主， 其环流形式是淡水水体位于高密度盐水之上向海扩散， 盐水楔可称为盐水异重流。 部分混合河口（B 型）——潮流作用增大，河流作用减弱，潮汐混合作用使得咸淡水之间盐 度突变界面消失，盐度变化呈过渡状态。 充分混合河口（C 型）——大潮差、强潮流河口，盐度垂向分层完全被破坏，河口湾被海水 控制。 可以看出， 从水动力因素讲， 河口类型主要取决于河流与潮汐 （流） 的相对强弱。 河流强 （大） ， 则多为弱混合的盐水楔型河口，若潮流作用强，而河流弱(小)，则会出现充分混合型河口。 2、河口动力过程——(4) 入海泥沙的扩散与沉积 河流对碎屑物质的搬运能力和起动能力随流速的增大而增大。 当河流离开口门后， 其动量由 于与周围海水的相互作用而减弱，流速变小，搬运沉积物能力也随之减弱，泥沙将发生分选 沉降作用，其结果是由河口向外沉积物由粗变细，沉积速率由快变慢。 河流入海后的扩散形式， 主要取决于河流惯性力、 底床上的摩擦力、 河海密度差产生的浮力。 河口犹如一个喷咀，根据河水与海水之间的密度差，可区分出三种河口喷流类型，即高密度 流、等密度流和低密度流。 3、三角洲沙体类型 河流携带的泥沙进入受水盆地后，由于动力分选作用，大量的粗粒沉积物在河口附近沉积， 形成了特有的三角洲沉积砂体。 河口三角洲形态有各种各样类型。仅就形态而言，可以划分为六种：4、三角洲地层——（1）垂向地层序列 现代建设型河口三角洲地层组合有很大的相似性，基本上符合 Gilbert（1884）的三元结构 模式：由下向上沉积物由细变粗再变细，下部是粉沙质粘土粒级的前三角洲相，中部是粉沙 质三角洲前缘相和细沙粒级的河口相沉积，顶部是相对较细的路上山角洲平原相。 从空间和时间的角度看， 三角洲沉积体的发育并非是单一的生长过程， 而是既有前进也有后 退， 主要取决于沉积物供应和相对海平面的变化。 相对海平面变化主要是由盆地下沉和全球 海平面波动所决定。Postma(1995)总结出四个典型的海平面变化与三角洲复合体模式： (A)Rs 型：海平面以上升为主，伴有周期性的停顿，无下降或仅有短暂的下降。这是一个冰 后期模式，在研究全新世海岸三角洲复合体中有代表意义。在坡度较陡的陆架上，随着海平 面上升，不同的三角洲沉积体在垂向上相互迭置，在海平面最大变化速率点，产生不整合界 面。 中国东部海区陆架地形宽缓平坦，自末次冰期后海岸线后退了大约 1200km 的范围。海平面 上升造成了海岸的快速后退， 使三角洲复合体在纵向上相互迭置， 以浅滩型三角洲沉积为主。 Gilbert 型三角洲地层的三分性不明显，有时缺失部分层位，沉积地层较薄，具有海侵型沉积 序列。 (B) Rf 型：波动上升的海平面变化曲线。随着海平面波动上升，河流相和浅海相沉积地层相 间出现， 海平面下降形成的河流相顶部是滞留砾石层， 被海平面上升过程中的波浪改造砂层 所覆盖，这种砂层通常称为海进砂层，在现代黄河三角洲地区也普遍存在。 (C) Fr 型：海平面以下降为主，伴有明显的波动。这种三角洲建造类型常见于晚更新世三角 洲底层。在纵向上，随着海平面波动下降，多期三角洲体向海推进，以陆上三角洲平原沉积 为主，夹有海面上升中形成的水下三角洲沉积层；在垂向上，一般由浅海过渡相向上变为水 下三角洲和分流河道沉积为主的陆上平原沉积地层。 (D) Fs 型：海平面以下降为主，伴有周期性停顿。河流随海岸向海运动，形成广阔的河流冲 积平原，以河道和滨岸沉积层为主。 在末次冰消期，海面快速上升，大约在 5—6ka BP 后，海岸基本上稳定，全球河口处于稳定 发展阶段，形成了广泛发育的三角洲海岸。河流在科氏力、地形和河道堆积等因素影响下， 将发生弯曲变形，出现周期性的决口改道。河道每摆动一次，都将形成一个三角洲叶瓣。 因此，现代三角洲实际上由很多的三角洲叶瓣叠加而成。 第六部分大陆架地形地貌与海洋权益 大陆架——大陆的自然延伸，通常指自海岸线(海陆交界线——平均高潮线)到海底地形明显 变陡的陆架坡折之间海区。陆架外缘强调的是“地形明显变陡”的地方，因此，世界各地陆架外缘的水深不完全一致。在 很多地方，陆架坡折处的水深在 200m 左右，但也有的是把末次冰期低海面的古海岸线（水 深 130m 左右）作为陆架外缘。 陆架位于大陆与大洋之间， 是大洋和大陆相互作用的区域。 这里既可反映大洋所产生的全球 变化信息， 又能体现陆地和人类活动对海洋的影响。 陆架同时又是冰期和间冰期交替变化过 程中环境变化最剧烈的区域之一。 大陆架在地形上是一起伏很小、 坡度平缓的水下侵蚀堆积平原。 由浅至深经常发育有堆积台 地、陆架堆积平原、陆架侵蚀—堆积平原、外陆架残留砂平原等。 在河口附近是水下三角洲平原， 向外多为以细粒沉积为主的现代沉积平原， 外陆架经常有冰 期低海面时形成的潮流沙脊。 1. 海岸带是具有一定宽度的陆地和海洋相互作用的地带，其上界是风暴浪作用的最高位置，下界为波浪作用开始扰动海底泥沙处 2. 海岸动力作用有波浪、潮汐、海流和河流等，其中以波浪作用为主 拍岸浪、激浪对岸边岩石极强的破坏（溶蚀冲蚀磨蚀） 。波浪是破坏海岸的主要动力 海岸堆积地貌 海浪侵蚀形成的碎屑物质，经过海浪的搬运，在其他地方堆积下来就形成了海积地貌。被携 带的碎屑物质在海岸带内有作横向移动和纵向移动两种状态，形成不同的堆积地貌 横向 ? 垂直于岸线方向移动的碎屑物质在波浪和重力的共同作用下，一个波浪周期中，水 下岸坡下段的泥沙向海方向搬运，上段向陆方向搬运，形成两个侵蚀带；中段的泥 沙，向海和向陆的搬运距离相等，在原地往返运动，有效搬运距离等于零，这一地 带称为中立带。通过泥沙的横向移动，可以形成各种堆积地貌：水下堆积阶地、水 下沙坝、离岸堤、泻湖、海滩。 纵向移动的堆积地貌 ? 当波浪作用力与海岸线不垂直时，泥沙颗粒按波浪作用力和重力的切向分力的合力 方向沿岸发生纵向移动。 由于岸线走向变化使波浪作用方向与岸线夹角增大或减少， 以致泥沙流过饱和而发生堆积，形成各种堆积地貌 ? 沙咀，泻湖，陆连岛 海积地貌的四大类型：毗岸地貌：海滩；接岸地貌：沙咀；封岸地貌：连岛坝；离岸地貌： 离岛坝4、海底地貌 ? 海底三大地貌单元：大陆边缘、大洋盆地、大洋中脊 ? 大陆边缘：大陆架→大陆坡→大陆隆(大陆基) ? 深海地貌类型：边缘海沟→弧后盆地→深海平原→大洋隆起→大洋中脊5、海洋沉积作用除海岸附近及表层海水较动荡外，绝大部分海域中的水体均处于相对静止状态。因 此海洋地质作用是以沉积作用为主。 ? 不同深度的沉积作用不同，按水深度可分为以下几个带： (1) 滨岸(海)带：强波浪、潮汐作用，平均低潮线以上至大风暴浪能到达处； (2)浅海带：平均低潮线至 200 米水深，大陆架 (3) 半深海带：水深 200～2000 米海盆区，大陆坡； (4) 深海带：水深&2000 米区域，大洋盆地 1. 滨岸(海)带沉积作用 水动力最强，氧气充足，光能充足。 以机械沉积为主，一般仅在平缓的海岸地区才有较多的沉积物，且常以粗砂、砾为主 ? 常形成海滩(砾滩，沙滩，泥滩)、沙坝、沙咀 2. 浅海沉积作用 海底平坦，动荡但不强烈。海水氧气充足，阳光充足，水温和压力均宜于生物生长。是沉积 作用极为重要地区。 (1) 机械沉积：岸→海，水深，流速小，沉积物细。机械沉积分异作用：沙，粉砂，泥； 分选好，磨圆好，水平层理，对称波痕，动物化石。 (2) 化学沉积：按溶解度差异从小→大沉淀。靠近海岸，沉积 Fe，Mn，Al 的氧化物， 化学沉积作用；离岸远，硅酸盐，碳酸盐。 (3) 生物沉积：生物碎屑灰岩，礁灰岩 3. 半深海和深海沉积作用 ? 水深大于 200m，海底几乎为黑暗世界，氧气不足，阳光不足，压力大，因此，底栖 生物很少，主要为表层水中游泳、漂浮生物。水体平静，细碎屑物质属泥级，溶运 物。 ? 沉积物少，一般为泥质、生物软泥；只是浊积物可较粗，Fe，Mn 结核 第四章海底构造 1 第一部分洋壳的起源与大陆漂移 早期的洋壳起源说 (1)陨星撞击说 (2) 创痕说(3)大洋化说 (4)大洋永存说 以上学说的共同之处是： 都认为大洋现今的地理位置始终没有变化， 大洋乃至陆壳只是发生 了垂向升降运动——固定论和槽台学说。 其局限性主要是当时人们还不了解海底过程， 还没 有诞生海洋地质这一重要学科。 2、大陆漂移学说 Wegener（1912） 《根据地球物理学论地质轮廓（大陆及海洋）的生成》 ；1915 年《海陆的起 源》 。提出了大陆漂移学说，主要内容: 大陆由较轻的刚性硅铝层组成，它漂浮在较重的粘 性硅镁质洋底之上。 大陆漂移说认为地球上在中生代以前曾结合成统一的巨大陆块——联合古陆或称泛大陆， 其 周围是围绕泛大陆的全球统一的海洋——泛大洋。中生代以后，联合古陆解体、分裂，先形 成北方的劳亚古陆和南方的冈瓦纳古陆，之间为一个近东西向的、向东开口的喇叭状大洋， 称为特提斯洋。随后，大陆逐步分裂为各大陆块，并逐渐漂移到现今的位置。 固定论——承认大陆与海洋可以易位， 但把原因归之于大规模垂直升降。 认为地壳运动以垂 直为主，不承认大规模的相对横向位移。 活动论——承认地壳横向和垂向运动，但地壳运动是以大规模水平运移为主。 3、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——基底岩石年龄相近的地区称为地质省。大西洋两岸古生代以前的地质 省（岩石类型、地层、构造线、甚至矿床等）可以很好组合在一起。 （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（陆桥学说） 。 如果按大陆漂移学说，把大西洋两岸拼接起来，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 19?N，但那里新生代玄武岩的磁性特征表明其 原来是在 32?S 处，说明印度在近 6000 万年以来向北漂移了约 6000km。 2 亿年前的联合古陆： 北面：劳亚古陆——包括北美、欧洲、亚洲南面：冈瓦纳大陆－南半球诸大陆（南美、 非洲、印度、阿拉伯半岛、澳大利亚和南极洲） 4、大陆漂移的机制 漂移方式： 魏格纳从海陆起伏曲线中发现大陆台地和大洋盆地间存在着明显高差， 根据地壳 均衡原理，他认为陆高而质轻，洋低而质重，较轻的硅铝质陆块浮在较重的硅镁层上。 驱动大陆块侧向位移的动力: 潮汐摩擦力-地球自转速度因潮汐摩擦而减缓 离心力：地球自转离心力导致陆地向赤道漂移。 5、大陆漂移说的缺陷 大陆漂移说最大的缺陷是漂移机制问题： （1）在力学上，将刚性的洋底硅镁层看作是塑性和 可流动的，显然与事实不符； （2）二维表面几何特征不精确，例如北大西洋两岸的纽芬兰与 欧洲就难以拼接； （3）构造布局，既然大陆经历了远距离漂移，大陆的构造布局应已打乱， 为何大西洋两岸构造仍然吻合?（4）历史演化，地球有几十亿年历史，大陆的分裂为何始自 中生代? （5）变形层次，既然洋底和地幔是塑性的，为什么在大陆漂移运动中发生褶皱形 成山脉的却主要在大陆表层呢? 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。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。 （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。 海底扩张学说的论证 (1) 条带状海底磁异常——1961 年，Moson 和 Raff 首先发现在东北太平洋海底存在着条带 状磁异常， 这种磁异常近似对称地分布在洋中脊轴部两侧， 并且年龄随离开中脊轴的距离增 大而增加。由于沉积物中也有磁性矿物，这些矿物在沉淀过程中，会根据当时的地磁场选择定向排列。因此，沉积岩芯中同样记录了地磁场磁性变化的信息。 (2) 深海钻探与海底扩张 钻探结果表明：①洋底最深沉积物的年龄都与磁异常条带年龄相符,不仅证明了洋壳很年轻, 而且证明了洋壳对称于大洋中脊轴分布；②洋壳层 I 的沉积厚度与层序对称于大洋中脊轴分 布； ③中脊轴部沉积层缺失或极薄， 随着远离中脊逐渐增厚， 至大洋边缘可增至 1.3～1.6 km； ④ 40 多年的深海钻探尚未在洋底发现早于 170 Ma（晚侏罗纪）的洋底地壳。这无疑是从 各种不同的角度验证了海底扩张学说！ (3) 转换断层与海底扩张 横切大洋中脊的一系列大断裂从 20 世纪 50 年代初被发现，直至 20 世纪 60 年代，一直被 认为是平移断层。 Wilson 从动力学的观点出发进行分析后，于 1965 年提出，这类断层是 由于海底扩张所引起的“转换断层” 。转换断层与平移断层的区别： 运动方向： 转换断层两侧只在被错开的洋脊段之间做水平滑动, 而在洋脊之外断层两盘没有错动； 平移断层两盘的运动方向始终相反， 错动沿整条断裂发生。 思考：1、洋壳起源的学说有几种？2、大陆漂移说最大的缺陷是什么？3、海底扩张学说还 有不足吗？4、地磁场极性倒转的原因或机制？ 第二部分板块构造基本理论 板块（Plate)——岩石圈被大型构造不连续面分割成大小不等的块体，这种呈刚性、相对于 其它块体或下伏地幔可以发生移动的岩石圈块体被称为 “板块” 。 板块之间通常有三种边界： 汇聚型、离散型和转换断层型。 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。 （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。 （6）板块的原动力：地幔物质对流。 2、板块划分与边界类型 (1)板块划分——除地震活动带是板块划分的首要标志之外，由于两个板块间发生相互作用， 往往在地表地貌形态和岩石上留下板块间的痕迹，如洋中脊体系、沟—弧体系、转换断层、 年青造山带等构造活动带、以及岩石学标志等，可作为板块划分的二级标志。 (1)板块划分——早期，Pichon 提出把全球划分为六大板块，后来又有七分和十二分方案。 Morgan 则把全球划分出 20 个左右的板块， 各研究者划分方案不完全一致，主要表现在粗分 或细分上的差异。按照板块面积的大小，一般分为大、中、小、微四级。 (2)板块边界类型——①拉张型板块边界：全球裂谷系统包括大陆裂谷和洋中脊裂谷，只有 洋中脊裂谷才是板块边界。 由于两板块作相背分离运动， 故又称分离型(divergent) 板块边界。 该类板块边界的主要特征：正断层为主，热流值很高，震源浅 地震集中在一般不超过 20km 的狭窄地带，由于新生岩石圈的强度较低，所以发震频率低， 震级小，大多在 5 级以下，最 大震级也不会超过 7 级。 ②挤压型板块边界：两板块间的应力场以挤压为主，边界两侧板块向一起聚合汇集，故又称 汇聚型或聚敛型(convergent)板块边界；这里是板块消亡的地方，也称其为消亡型或破坏型 板块边界。 A.俯冲型：西太平洋型—海沟岛弧型东太平洋型——洋壳大陆型洋壳－洋壳俯冲型 B.碰撞型：陆间海型缝合线型 (3)板块边界组合 除两板块间的边界外， 还可见到三个板块边界汇合交于一处的现象， 为三条板块边界的起点 或重点，这个交点叫做板块三联接合点(triple junction 简称三联点)。与三联点相接的板块边 界可以是拉张型、挤压型或剪切型边界。 3、板块运动 板块运动必需满足四个条件： （1）能够产生足以推动巨大板块运动的力； （2）必须符合物理 学，特别是流体力学、热力学和力学的基本原理； （3）符合根据地球物理探测得出的地球内 部的性质和状态； （4）板块运动的效应应该与现代岩石圈的性状和动态相一致，并能合理解 释地质历史上的板块运动及其演变过程。因此，板块构造动力学就涉及到板块运动的能源、 动力和运动方式等方面的问题。 地幔对流：早在 1929 年，Holmes 就提出了包括固态地幔对流，驱动大陆漂移的概念。1939 年， Griggs 进一步指出，海沟和岛弧形成于地幔对流下降的地方。板块构造理论建立后， 越来越多的证据表明近地表表的热异常区与板块构造最活跃的区域相对应。 因此， 多数人认 为驱动板块运动的原动力是地幔对流。 威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。 威尔逊将上述大洋盆地的形成和发展归纳为六个阶段。称为威尔逊旋回。思考：1、板块的边界类型 2、威尔逊旋回有几个阶段 第三部分板块构造及其动力学 1、稳定型陆缘构造 稳定型大陆边缘位于板块内部，缺乏海沟俯冲带，无强烈的地震、火山活动和造山运动。但 是， 曾遭受张裂和沉陷活动， 发育有巨厚的沉积物。 稳定型大陆边缘主要分布在北冰洋沿岸、 大西洋和印度洋边缘、以及南极大陆周缘。 主要类型：可以把稳定型大陆边缘大致分为火山亚型、非火山亚型和张裂—转换亚型三种。 火山亚型最大特点是：地壳拉伸变薄作用有限，岩浆活动占主导地位。故其宽度比较狭窄， 在陆壳与正常洋壳之间有巨厚的火成岩地壳。北大西洋火山亚型边缘沿格陵兰东缘延伸达 2000 km，而另一侧与其共轭的挪威西海岸和苏格兰附近也有将近 2000 km。 非火山亚型边缘岩石圈以拉伸作用为主导，岩浆活动有限。在这种边缘上，脆性断裂、断块 作用、下地壳—上地幔的塑性拉伸变形往往出现于 100～300 km 的宽的广地带内。 张裂—转换亚型边缘是在岩石圈拉伸作用的基础上， 受转换断层剪切挤压作用的影响， 在一 系列张裂性基底构造之上，还发育一些剪切挤压构造。 形成与演化 稳定大陆边缘的形成和发展演化， 与大陆岩石圈的分裂和张裂作用密切相关。 大陆岩石圈在 引张作用下减薄、裂解，随着裂解形成新生的大陆边缘。 ①大陆裂谷阶段——稳定大陆边缘发育的初始阶段。 先是受上涌热地幔的作用发生区域性穹 状隆起，岩石圈拉长减薄。 ②红海阶段——随大陆岩石圈的开裂离散，新洋盆生成。新生大陆边缘的陆架较窄，陆坡也 较陡，沉积物在自重作用下可发生崩塌或滑坡，浊流沉积发育。 ③窄大洋阶段——又称内海阶段， 大陆裂谷边缘上的地貌堤已经消失， 这是大陆边缘远离大 洋增生带，大陆地壳逐渐冷却并收缩下沉造成的。 ④大西洋阶段——大西洋阶段也称为成熟大陆边缘阶段。 2、活动型陆缘——（1）特征、类型、空间分布 活动型大陆边缘特征与板块俯冲作用有关。 大洋板块俯冲及其伴生的地震震源面从洋向陆倾 斜，称为贝尼奥夫带。海沟处为浅源地震，岛弧震源深约 60～100km，弧后区震源深度可超 过 300km。 热流分布具有明显分带性：海沟为低热流带，海沟陆侧达到最低，向岛弧过渡到高热流值，弧后盆地再次出现高热流值。 活动大陆边缘是最强烈的火山活动带， 分布有三种火山岩系列， 从洋到陆依次出现拉斑玄武 岩系列、钙碱系列、碱性系列。 火山弧——即狭义的岛弧，也称主弧、第二弧、内弧，与弧形海沟平行分布，成对出现。 成熟岛弧——年龄为中生代或更老，大陆型地壳，厚 25～40km 岛弧，火山岩包括拉斑玄武 岩和钙碱性系列安山等。 陆缘山弧——也称山弧、岩浆弧，形成于大陆边缘并无弧后盆地的岛弧，常由安山岩和英安 岩组成，伴生深成花岗岩，地貌上为大陆边缘的高大山脉。 裾弧——是指与大陆之间隔一具有陆壳陆架浅海的岛弧。 残留弧——也称第三弧， 因弧后扩张而被新生弧后盆地与现代火山弧分隔开的， 物质组成与 火山弧相似的弧形断块。 （3）安第斯亚型大陆边缘 根据岛弧特征及空间位置， 可分为两大类型的活动大陆边缘， 分别是安第斯型和岛弧型活动 大陆边缘。 安第斯亚型大陆边缘——以太平洋东岸南美安第斯山脉的陆缘最典型，基本组成包括海沟、 陆坡、陆架和陆缘海。陆架狭窄、陆坡陡倾。 （4）岛弧型大陆边缘 岛弧亚型大陆边缘主要分布在西太平洋边缘， 以发育有海沟—岛弧—弧后盆地体系为最大特 征。 按照岛弧后方有无洋壳盆地， 将岛弧分为洋内弧和裾弧。 前者有洋壳海盆与大陆分隔开， 如马里亚纳弧日本弧等；后者与大陆之间隔一具有陆壳的陆架浅海，如苏门答腊—爪哇弧。 （5）形成与演化 安第斯型陆缘的形成与演化可能有两种方式： 一是由稳定型陆缘转化而来， 二是由岛弧与稳 定型陆缘碰撞而形成。 岛弧型大陆边缘的演化。包括陆缘弧的演化和洋内弧的演化两种情况。 陆缘弧演化是在大洋板块的俯冲过程中导致地幔次生对流， 弧后扩张形成弧后盆地， 在扩张 早期陆壳结构仍然保留着。俯冲作用导致的火山—深成岩浆活动，常使陆缘岛弧地壳增厚， 如日本岛弧轴部地壳厚约 35 km。 3、转换型陆缘——（2）形成与演化 转换型边缘是由使洋壳与陆壳接触的转换断层的走向滑动造成的。 思考：1、稳定型大陆边缘演化？2、活动型大陆边缘演化？3、转换型大陆边缘演化？ 第四部分大洋中脊构造与地幔柱理论 大洋中脊构造 1、中脊地形与扩张速率 洋中脊的形态，尤其是中央隆起区的发展，与扩展速率和岩浆供给速率有关。正在扩张的大 洋， 如大西洋和印度洋， 扩张速率低， 洋中脊趋向位于大洋中心盆地， 地形崎岖， 两坡较陡。 正收缩的大洋，如太平洋，扩展速率高，地形宽缓，中央裂谷不发育。 大西洋(印度洋)和太平洋中脊突出的差异是扩张速率不同，决定扩张速率的因素不外乎张力 大小和地幔物质上涌强弱或岩浆供应是否充足两个因素。 沿大洋中脊，岩浆作用表现为熔岩喷发、岩墙侵入和深成岩体的冷凝结晶；机械拉张作用表 现为近地表的断层和深层位的塑性拉张。 岩浆活动和拉张作用是造成快速扩张脊与慢速扩张 脊地形和构造差异的根源。 2、拓展性裂谷与拓展性扩张轴 在对洋底磁异常条带的详细分析发现， 一些以转换断层为界的洋中脊段， 其端部可以伸长或退缩。向前伸展的裂谷称为前展性裂谷或拓展性裂谷，相应的扩张轴称为拓展性扩张轴。拓 展性扩张轴在衰退性扩张轴早期生成的地壳中不断侵入延伸，转换断层长度逐渐加大。 通常，前展性扩张轴的走向与板块扩张方向垂直，而衰退性扩张轴则与板块扩张方向斜交。 扩张轴的向前延伸是适应板块相对运动的方向， 若板块运动方向发生变化， 则可通过新扩张 轴向前伸展来调整整个扩张轴的走向，从而适应板块运动方向的改变。因此，扩张轴的消退 （亡）或增长是板块运动方向改变的结果。 在大洋中脊上，以两条并列的扩张轴为界可构成微板块，如复活节微板块。作为微板块边界 的扩张脊，是有利于发生扩张脊前展的场所。 由实例可以看出， 尽管板块运动的大体方向在相当一段时间内是不变的， 但方向的微调却是 不断变化的，这可能是扩张中心岩浆供应量及通道变化、以及俯冲带阻力大小所引起的。扩 张轴的拓展与消退正是这种板块运动方向细小变化的表现。 3、重迭性扩张轴 自 20 世纪 80 年代， 在海底还发现一种新的海底扩张构造， 即： 两个扩张带重迭分布的现象， 也就是说两段中脊轴带的端部相互错开， 其间却没有转换断层连接， 两脊轴自由端彼此相向 弯曲，并列在一起。这种构造现象被称为重迭扩张轴或雁列式超复。 4、洋中脊分段 随着海底调查技术的发展，对大洋中脊高分辨率填图成为事实。从地形地貌、岩浆岩分布、 地球物理特征或构造连续性上，大洋中脊都具有明显的分段特征。 I 级分段间断是转换断层，中脊错位大于 30km，中脊区段长达 1000km 左右，存在寿命可达 10Ma。 II～IV 级分段间断出现在转换断层之间， 中脊错位距离逐渐减小， 分别表现为叠覆扩展中心、 斜向剪切带、火山间隔和横向断错等。 II～IV 级分段区段的长度愈来愈小， 存在的寿命也愈来愈短， 4 级区段的长度一般小于 10km， 存在寿命只有 100a 左右。 地幔柱理论 热点概念的提出早期是为了解释夏威夷岛链火山分布与形成年代所表现的规律。后来， Morgan 于 1972 年提出热点火山活动所需的岩浆来自上地幔的地幔柱(mantle plume)，首先 提出了“地幔柱”概念。地幔柱的提出与板块构造的提出基本同期，也是上一世纪提出的地 幔对流观点发展的必然产物。直至 1994 年，出现了全新的全球构造观，或简称为地幔柱构 造(Plume Tectonics)，并很快被人们认为是继魏格纳提出大陆漂移学说和板块构造理论之后 人类认识地球的第三次浪潮。 全球识别出并经过严格检验确认的地幔柱热点有几十个之多，大部分位于板块内部。 1、热幔柱——（1）形态 地幔柱在地表表现为隆起地形。当其从地幔上升至近岩石圈底部时，变成“蘑菇”状，头部 粗大而颈干细小。地幔柱直径大小目前还不十分清楚，估计从十几公里至几千公里都有。地 幔柱顶头直径可达 500km 到 3000Km，而地幔柱尾直径在 100 到 200Km。地质学家们认为 地幔柱起源于地幔的 D″层，D″层从地核吸收热量，使其具有较高的温度和较低的粘度， 因此地幔柱具有高热流、低速带的特征，一般称为热幔柱。 根据全球地震层析图象， 热幔柱的发育有四个阶段(状态)： (a)萌芽期热幔柱， 外核微微上隆， 热流及岩浆上涌；(b) 发展期热幔柱，地幔中下部为热幔柱密集区；(c)全盛期热幔柱，热幔 柱密集区连通外核与软流圈；(d)衰亡期热幔柱，由于上下堵塞残留的热幔柱。 （2）起源 20 世纪 90 年代以来，关于地幔柱的研究有了新的进展。许多证据显示，地幔柱源于核—幔 边界附近( D″层),导致核—幔边界附近物质发生热扰动并生成地幔柱的热动力源于外地核的不均匀热作用。 （3）规模与等级 （4）运动学特征 当岩石圈板块在“热点”之上漂移时，从深部地幔上升的熔融状柱形地幔柱在地表（如夏威 夷和社会群岛）产出线性大洋火山链，这是地幔柱出露地表的有力证据。火山作用是地幔柱 到达近地表减压融熔而引发的，然而这些地幔柱到底起源有多深的问题目前还无法确定。 2、冷幔柱 20 世纪 80 年代，人们开始关注大量的洋壳板块俯冲之后的去向、归宿和状态，对板片行踪 的讨论兴盛起来。 对于俯冲板块的去向主要有三种观点： 一种认为板片不能潜入到下地幔，第二种认为可以俯冲到下地幔，另一种观点介于其间，认 为不同的岛弧同时潜入和未潜入下地幔的情况都有。 洋壳板块俯冲后的滞留板片一般具有 P 波高速异常特征，表现为冷的块体因而称为冷幔柱。 地震层析成像表明，下潜板块可俯冲至 670 km 深处，并在那里发生滞留和相变。相变生成 物的粘性变小，滞留板块因被软化而失去刚性特征。因此，670Km 为冷幔柱的墓地。当板 块滞留量足够大时，未消亡的滞留板块就会发生塌落。 思考：1、大洋中脊主要有哪些构造现象 2、热幔柱的发育模式及冷幔柱的主要类型 3、如 何理解全球物质对流 第五部分沟-弧-盆体系 1、分布与类型 东亚大陆边缘最引人注目的地貌格局就是沟－弧－盆体系(BRT） 。紧邻大陆的海岸线外侧是 宽窄不一的大陆架，具有被动大陆边缘的性质。陆架外侧常为边缘海，这些陆架与边缘海在 构造上多表现为拉张。由北向南，依次有：白令海、鄂霍茨克海、日本海、东海、南海及菲 律宾海等。 边缘海的外侧为岛弧，岛弧外侧常为与之平行的深海沟（个别岛弧内侧也有海沟） ，这种在 地貌上紧密相连，在构造成因上有密切联系的构造地貌称为沟弧盆体系。 根据地理位置， 可将沟－弧－盆体系进一步划分为两类： 洋内沟－弧－盆体系和发育于活动 大陆边缘的海沟－陆缘岛弧－弧后盆地 (边缘海盆地)体系。 活动大陆边缘与洋内岛弧环境不同的是， 仰冲在俯冲洋壳之上的不是洋壳板块， 而是大陆岩 石圈板块。2、地形地貌 在地形地貌上，海沟是世界上水深最大的狭长地带；岛弧则是构造隆起带，成熟岛弧表现为 弧形岛链， 正在发育的未成熟弧表现为弧形海底隆起或弧形海山链； 弧后则为形状不一的海 盆。 3、构造与地球物理特征 沟-弧-盆体系是一多地震带，震源分布在一个从洋向陆倾斜的面上（贝尼奥夫带） 。海沟处多为浅源地震，岛弧震源深约 60～100km，弧后区震源深度可超过 300km。 4、成因机制 根据板块构造理论，海沟是大洋板块俯冲消亡的地方。在“冷”的和“湿”的大洋板块俯冲 到一定深度时，由于压力和温度升高，会造成俯冲板块的失水和矿物的相转变。水和其它挥 发组分可是俯冲板块之上和仰冲板块之下的地幔物质溶点降低，并导致熔融产生岩浆。5、板块俯冲作用 板块俯冲的类型主要是根据俯冲带的倾角和俯冲深度的不同所划分的。 世界各地俯冲带的倾 角是多种多样的。原来认为俯冲带的倾角一般在 45°左右，但地震震源面显示，不仅不同 地区的俯冲带的倾角变化极大（10～90°） ，就是同一俯冲带在不同深度上也有变化。 板块俯冲的类型主要是根据俯冲带的倾角和俯冲深度的不同所划分的。 世界各地俯冲带的倾 角是多种多样的。原来认为俯冲带的倾角一般在 45°左右，但地震震源面显示，不仅不同 地区的俯冲带的倾角变化极大（10～90°） ，就是同一俯冲带在不同深度上也有变化。 在大洋板块的俯冲过程中，其表面覆盖的沉积物由于固结程度较差，很容易被刮下来，与俯 冲板块基底脱离，加积于海沟向陆的侧坡上，形成增生楔状体，或称增生棱柱体，其中通常 包含有混杂堆积体和蛇绿岩套。 6、边缘海盆地的主要类型 边缘海盆地主要分布在西太平洋型大陆边缘,是沟—弧—盆体系的组成部分，因其位于岛弧 后方，故通常也称弧后盆地。 边缘海盆地概念强调三点：位于大陆边缘、岛弧后、过渡型地壳或洋壳型基底。 大西洋型边缘海盆地——是在被动边缘背景上由陆块裂离而成， 与大样板块的俯冲作用无关， 如南海海，这里称为被动陆缘裂解型边缘海盆。 陆缘张裂型边缘海盆地——由大洋板块向大陆俯冲所引起的陆缘张裂作用所致， 一般经历陆 壳拉伸减薄、陆壳张裂沉陷和海底扩张沉降几个阶段，随后可进入挤压关闭阶段，又称为安 第斯活动陆缘裂解型边缘海盆。如日本海盆和千岛海盆。 日本岛弧张裂型边缘海盆——是由日本型岛弧分裂而成， 其形成的区域板块构造背景是俯冲 带毗邻洋内弧的洋侧，为低应力型俯冲带，弧后区为张性应力场，在弧后拉张作用下岛弧裂 离，进而扩张形成边缘海盆地。 中国东海外缘的冲绳海槽是在上新世 （5.3Ma B.P)才开始裂陷形成的陆缘张裂型边缘海盆地， 目前正处于初生期，应该说是一边缘海盆地的雏形。因此，其一系列的构造与地球物理特征 都不同于其它的边缘海盆地。 岩浆作用 1、岛弧岩浆作用 岛弧主要由火山岩组成， 是板块俯冲导致岩浆作用的结果。 洋内岛弧环境的岩浆活动主要与俯冲板块之上的地幔楔形区的部分熔融有关。因此，以拉斑玄武质岩浆作用为主。 陆缘弧岩浆活动比较复杂，其原因主要有二：一是至少有部分岩浆源于俯冲板块的熔融；二 是在岩浆上升过程中要穿过相对较厚的仰冲的大陆性质的岩石圈板块， 要不同程度地遭受仰 冲板块物质的混染。 岛弧火山活动是洋壳板块俯冲作用的结果。随着俯冲作用的发生、发展与演化，岛弧也将经 历一个从诞生→不成熟→半成熟→成熟的演化过程。 在这一过程中， 岛弧的地壳厚度逐渐增 大，并向陆壳性质发展。 伴随岛弧的形成与演化过程， 火山岩系列的平均成分也逐渐向长英质和富钾方向演化， 火山 岩逐渐由拉斑系列为主演化为钙碱系列为主。 随着岛弧的进一步演化， 火山岩碱性(K2O+Na2O) 逐渐增加，花岗质岩石开始产出，并构成活动大陆边缘造山带，或称俯冲型造山带的主体。 2、弧后盆地的岩浆作用 弧后盆地的成因与大洋板块俯冲引起弧后地区张裂扩张有关。 发育成熟的弧后盆地以具有典 型的大洋地壳结构及高热流值为特征， 其基底岩石大部分是构成大洋基底的深海拉斑玄武岩。 其中一些洋盆被认为是今天新洋壳活跃生长的地区， 另一些海盆则具有被圈闭的较老的洋壳 碎块的证据。 思考：1、板块的俯冲作用 2、边缘海盆地的主要类型 第六部分沟-弧-盆体系 2、弧后盆地的岩浆作用——（1）成因 目前，ODP 钻探已经证明弧后盆地的新洋壳与其周围的火山岛弧是同一时带形成的。海底 扩张和岩石圈拉伸断裂是弧后盆地形成和演化的重要过程。 形成火山岛弧和弧后盆地地壳的 岩浆主要来自俯冲环境下上涌的地幔楔。 弧后盆地和岛弧岩浆岩主体部分来自上涌的地幔楔， 使得弧后盆地玄武岩具有大洋地壳的特 征；但是，这些主体源自地幔的岩浆都又受到俯冲带的影响，包括俯冲板块中沉积物、流体 和部分熔体的加入。 另外， 弧后盆地上涌的地幔岩浆很可能与扩张早期的岛弧岩浆发生了混合作用， 或受到受到 岛弧岩石圈物质的混染，而使得弧后盆地和岛弧岩浆岩具有相似性。 值得重视的是:世界上(包括陆地和海洋 )岩浆岩的化学成分(包括同位素组成 )是多种多样的 , 造成岩浆岩千变万化的因素主要包括:①岩浆的物质来源；②地幔的不均一性；③地幔熔融 的方式和程度；④结晶演化过程；⑤混染过程或同化过程等。 ①岩浆的物质来源——岩浆岩石学研究首要解决的就是岩浆的物质来源问题。 岩浆的物源决 定了岩浆岩的主体性质， 甚至包括岩浆作用的过程和形式。 岩浆可以来自地核之外的所有圈 层，包括：下地幔、上地幔和包括地壳在内的岩石圈上部。 ②地幔的不均一性——早在上世纪八十年代， 人们就已经注意到地幔物质是不均一的， 不同 地区、甚至同一地区不同地点都有差异。区域性的差异甚至比它们之间的相似性更为重要。 ③地幔熔融的方式和程度——地球上大多数岩浆来源于上地幔物质的熔融， 熔融的比例 （0.5 —35%，或更高）和熔融的方式（批式熔融、分离式熔融等）决定着岩浆岩的基础岩石化学 性质和元素分异作用的程度。 ④结晶演化过程——岩浆岩的结晶演化过程是一个至今仍无法观测到的复杂过程， 其中包括 结晶分异过程、结晶分离过程、重力分异过程等。这些过程不仅影响到岩浆岩的化学组成， 还决定着岩石的矿物组成及其结构性质。 ⑤混染过程或同化过程——在岩浆自生成到喷出地表的过程中， 都和围岩密切接触。 炙热的 熔体岩浆可熔蚀围岩而改变岩浆的物质组成， 围岩也可以呈固态或液态等各种形式混入岩浆 之中，从而改变岩浆的组成并使其温度降低。 2、弧后盆地的岩浆作用（2）Mariana 海槽海底玄武岩 马里亚纳海槽是菲律宾海中时代最年轻的海盆。 海槽东部以马里亚纳群岛火山弧为界， 西部 以不活动的西马里亚纳残留海脊为界。南北长约 1200 km，自北而南呈向东突出的新月型。 位于菲律宾板块和太平洋板块之间，现今仍在活动。 马里亚纳海槽海底岩石主要是玄武岩和玄武安山岩，具斑状结构、气孔构造，斑晶矿物主要 为斜长石(An=53～94)、橄榄石和辉石，基质多呈玻璃状结构。 根据岩石系列判别图，马里亚纳海槽玄武岩属亚碱性的钙碱性系列，接近拉斑玄武岩系列。 岩石地球化学特征表明： 马里亚纳海槽玄武岩岩浆起源于受俯冲组分影响的不均一性上地幔。 （3）冲绳海槽海底岩浆岩 冲绳海槽位于琉球岛弧西侧， 是菲律宾板块俯冲到欧亚板块之下形成的正处于扩张早期的弧 后盆地，总体呈 NNE—SSW 向，中间被一系列横断裂分割成北、中、南三段，北部较浅， 南部最深，可达 2200m。 海槽中发育有众多的活火山和休眠火山， 活火山主要分布于冲绳海槽的北部偏东一侧， 形成 连续的火山链。在海槽的中部和南部大多为休眠火山。冲绳海槽的火山岩呈双峰分布模式， 以流纹质浮岩和玄武岩为主，其次也有安山岩。 就岩石化学成分而言，冲绳海槽浮岩（SiO2=68-71%）属于流纹英安质火山岩。这是地球上 唯一广泛分布有酸性岩类的弧后盆地。 根据岩石学特征，结合冲绳海槽的地下热机构，可以得出酸性浮岩岩浆的活动模式： (1)菲律宾海板块的俯冲打乱了地幔的动力平衡，导致地幔产生对流或塑性高温地幔物质的 上涌。 (2)地幔对流使冲绳海槽处于张性应力场，形成构造断裂。在地幔中出熔的液态岩浆沿构造 薄弱带上升，直达地壳下结构层。由于这时来自地幔的岩浆相对于地壳岩石来说密度较大， 在这里停留并形成岩浆房。 (3)来自地幔的拉斑玄武质岩浆在下部地壳中受到地壳物质的混染。在岩浆中将同时存在有 三种结晶相：一是自地幔中带入的地幔物质结晶相，其 87Sr/86Sr 比值低（0.704 左右） ；另一 87 86 种是地壳物质熔融残余物或由地壳岩浆中结晶的矿物， 其物源为地壳， Sr/ Sr 比值高(0.709 左右)；还有一种矿物是地幔岩浆受地壳物质混染后的产物。 (4)岩浆在扩张作用间隙中发生了充分的结晶分异作用而变成富含 SiO2 的酸性岩浆（浮岩岩 浆） 。在冲绳海槽当张性应力的积蓄超过岩石的抗裂能力时，产生突发性的张裂活动，伴随 有压力的突然释放和富含挥发性组分的岩浆喷出， 岩浆中裹携了部分早期在地幔条件下结晶 的基性矿物，同时形成了疏松多孔，而斑晶矿物组成极为复杂的灰白色浮岩。 除酸性岩浆岩外，在冲绳海槽的中、南部还分布有玄武岩类。玄武岩为斑状结构，斑晶主要 由橄榄石，单斜辉石、斜方辉石和基性斜长石组成。基质为拉斑玄武结构，局部显示交织结 构，主要基质矿物为长条状斜长石和辉石。 在大多数岩系判别图上，冲绳海槽玄武岩都属于拉斑玄武岩类，具有扩张性板块边缘性质。 思考：1、岛弧、弧后盆地和大洋中脊岩浆作用的异同点？ 2、影响岩浆岩性质差异的主要 因素？3、俯冲板块对岛弧和弧后盆地岩浆作用的贡献？ 第七部分沟-弧-盆体系沉积作用 陆坡、海沟和陆隆沉积 影响陆坡一陆隆沉积作用的主要因素有地质构造环境、海面变化、物源和生物活动。 1、沉积作用的影响因素——(1)地质构造环境 地质构造环境是控制陆坡一陆隆沉积作用的一级制约因素。 若把大陆边缘分为幼年、 青年(相 当于大西洋张裂的早期)、壮年(成熟)和老年四个发展阶段，那么在幼年阶段陆坡仅局部或者从未发生沉作用，陆隆未形成；青年阶段的陆坡沉积作用仍很微弱，陆隆未形成或仅处于胚 胎阶段； 壮年期陆坡已被很厚的沉积物所覆盖， 在物源充分的构造稳定区(被动边缘)， 陆坡向前推进； 在物源不足的不稳定区， 滑塌及浊流削蚀陆坡使其表面呈阶梯状。 老年阶段的大陆边缘由于 聚敛板块的构造活动而出现深海沟，以前的陆隆被破坏。 构造活动如地震和断裂活动的频度和强度影响着沉积物重力流的频率和体积。 构造活动的水 平和垂直运动速率也影响着陆坡一陆隆的沉积作用。 (2)海平面变动 海面变化是气候环境变化的结果。在气候温暖的高海面时期(间冰期)，河流输送人海的沉积 物质大多堆积在陆架内，只有很少部分被海流搬运至陆坡，因而不利于陆隆的发育。气候寒 冷的低海面时(冰期)。陆架大部分出露，河流可将其载荷物质直接堆积在陆架坡折带附近， 当受到地震或大风暴等营力触发时以浊流、 碎屑流或滑塌的形式搬运至陆坡、 陆隆及深海平 原，从而有利于陆隆的发育。 (3)物源 陆坡、陆隆主要是再沉积作用。大河三角洲系统可以输送大量陆源碎屑物质至陆架边缘，为 再沉积作用提供了}