海洋地质第五章大洋地壳的构造与岩石组成

1、一、大洋地壳分层一、大洋地壳分层1.洋壳的三层结构洋壳的三层结构第一层，沉积层第一层，沉积层，地震纵波速度，地震纵波速度1.51.53.03.0公里每秒。具有间公里每秒。具有间断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达1 12.52.5公里；公里；在洋中脊斜坡上较薄，约在洋中脊斜坡上较薄，约200200米；在中脊顶部米；在中脊顶部100100200200公里公里宽的地带，沉积层极薄或缺失。宽的地带，沉积层极薄或缺失。第二层，基底层，第二层，基底层，具有到处分布的特征，其纵波速度为具有到处分布的特征，其纵波速度为4.54.55.55.5公里每秒，平均厚度

2、公里每秒，平均厚度1.51.5公里。地震反射探测显示公里。地震反射探测显示这层表面极其不平坦。这层表面极其不平坦。第三层，大洋层，第三层，大洋层，在大西洋，这层速度值的在大西洋，这层速度值的8080落在落在6.56.57.17.1公里每秒之间。他的平均厚度为公里每秒之间。他的平均厚度为5 5公里左右。除了大西洋公里左右。除了大西洋中脊外，其余地区。这层的厚度随洋底高度增大而增大。中脊外，其余地区。这层的厚度随洋底高度增大而增大。层层1 1，沉积层，沉积层，厚度变化大，大洋中脊上往往缺失或作零星分布。，厚度变化大，大洋中脊上往往缺失或作零星分布。层层2 2，火山岩层，火山岩层，沿中脊顶部广泛出露

3、，也广泛分布于洋盆中，纵波速度变化大。，沿中脊顶部广泛出露，也广泛分布于洋盆中，纵波速度变化大。深海钻探表明，主要由拉斑玄武岩，部分为固结沉积岩组成。深海钻探表明，主要由拉斑玄武岩，部分为固结沉积岩组成。层层3 3为辉长岩或橄榄岩为辉长岩或橄榄岩，纵波速度和厚度都十分稳定，厚度在，纵波速度和厚度都十分稳定，厚度在5 5公里左右，是大洋地公里左右，是大洋地壳的主体部分。壳的主体部分。层层3 3的底面为莫霍面，该面之下为上地幔层。莫霍面实际上是海水渗透和热液蚀变的底面为莫霍面，该面之下为上地幔层。莫霍面实际上是海水渗透和热液蚀变的最低界面。洋壳的形成是熔融的地幔物质，通过地壳上的热点，分期、断续地

4、挤的最低界面。洋壳的形成是熔融的地幔物质，通过地壳上的热点，分期、断续地挤入上部，迅速冷却和蚀变的结果入上部，迅速冷却和蚀变的结果n正常大洋地壳（洋盆区）的一般厚度为正常大洋地壳（洋盆区）的一般厚度为510510公里。在大洋中脊轴部，由于沉公里。在大洋中脊轴部，由于沉积层和大洋层的变薄或缺失，地壳厚度减至积层和大洋层的变薄或缺失，地壳厚度减至3 35 5公里。在无震海岭或海底火公里。在无震海岭或海底火山区，地壳厚度可以增大到山区，地壳厚度可以增大到1515公里或更大。在印度洋塞舌尔群岛以及其他一公里或更大。在印度洋塞舌尔群岛以及其他一些海底高地，属于残留的微型大陆，但是地壳厚度一般小于正常的大

5、陆地壳。些海底高地，属于残留的微型大陆，但是地壳厚度一般小于正常的大陆地壳。人们通常把较薄的大陆地壳叫做次大陆地壳，把较厚的大洋地壳叫做次大洋人们通常把较薄的大陆地壳叫做次大陆地壳，把较厚的大洋地壳叫做次大洋型地壳，二者也统称过渡型地壳。型地壳，二者也统称过渡型地壳。n可见，大洋型地壳区别于大陆型地壳的要点，在于薄而重，同时缺失大陆型可见，大洋型地壳区别于大陆型地壳的要点，在于薄而重，同时缺失大陆型地壳所特有的地壳所特有的“花岗岩层花岗岩层”。n大陆型地壳不仅具有大陆型地壳不仅具有“花岗岩层花岗岩层”，而且，而且“玄武岩层玄武岩层”也比大洋型地壳大大也比大洋型地壳大大增厚。这样一般大陆地壳就比

6、大洋地壳厚达增厚。这样一般大陆地壳就比大洋地壳厚达4 46 6倍。倍。2 2、大洋地壳和大陆地壳的过渡、大洋地壳和大陆地壳的过渡在不同的大陆边缘，大陆地壳和大洋地壳之间的过渡，表现在不同的大陆边缘，大陆地壳和大洋地壳之间的过渡，表现为不同的型式。为不同的型式。第一种，出现于大西洋型大陆边缘，陆地经过大陆架、大陆第一种，出现于大西洋型大陆边缘，陆地经过大陆架、大陆坡、大陆裾过渡到大洋盆地。大西洋型大陆边缘位于板块内坡、大陆裾过渡到大洋盆地。大西洋型大陆边缘位于板块内部，其两边的大陆岩石圈和大洋岩石圈是作为同一板块一起部，其两边的大陆岩石圈和大洋岩石圈是作为同一板块一起运移。根据地震探测，发现地壳

7、厚度由洋向陆急剧增大。在运移。根据地震探测，发现地壳厚度由洋向陆急剧增大。在美国东部大陆边缘，一个显著特点是沉积层底面出现明显的美国东部大陆边缘，一个显著特点是沉积层底面出现明显的坳陷，这里沉积厚度增大，形似被充填（如图）坳陷，这里沉积厚度增大，形似被充填（如图）n太平洋型大陆边缘表现为另一种过渡形式，其又可以分为太平洋型大陆边缘表现为另一种过渡形式，其又可以分为两种，一种以西太平洋岛弧两种，一种以西太平洋岛弧海沟海沟边缘海系列为代表，边缘海系列为代表，另一种以南美西缘的安第斯亚型大陆边缘为代表。另一种以南美西缘的安第斯亚型大陆边缘为代表。以西太平洋岛弧以西太平洋岛弧海沟海沟边缘海系列边缘海系

8、列最为复杂，过渡带的范围最为复杂，过渡带的范围异常广阔，从洋向陆出现下列单元：海沟异常广阔，从洋向陆出现下列单元：海沟岛弧岛弧边缘海深海边缘海深海盆地盆地陆坡陆坡陆架，地壳厚度急剧变化，地壳类型交替出现陆架，地壳厚度急剧变化，地壳类型交替出现（呈镶嵌状）。海沟的向洋一侧斜坡，是典型的大洋型地壳。（呈镶嵌状）。海沟的向洋一侧斜坡，是典型的大洋型地壳。在海沟的轴部，地壳厚度有所增大。向海沟的内侧坡，地壳厚在海沟的轴部，地壳厚度有所增大。向海沟的内侧坡，地壳厚度进一步增大。到岛弧区，可以出现大陆型或者次大陆型地壳。度进一步增大。到岛弧区，可以出现大陆型或者次大陆型地壳。如果从岛弧向海沟方向追索，发现

9、随着花岗岩层尖灭，地壳如果从岛弧向海沟方向追索，发现随着花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。而从岛弧向边缘海深海盆地方向，地壳厚度也明厚度减薄。而从岛弧向边缘海深海盆地方向，地壳厚度也明显减小。在边缘海盆地区，花岗岩层通常缺失，出现大洋型显减小。在边缘海盆地区，花岗岩层通常缺失，出现大洋型或者次大洋型地壳；有时则保留有薄层花岗岩层，出现次大或者次大洋型地壳；有时则保留有薄层花岗岩层，出现次大陆型地壳。从边缘海盆向大陆坡、大陆架方向，地壳厚度复陆型地壳。从边缘海盆向大陆坡、大陆架方向，地壳厚度复又增大，这里的地壳过渡型式与大西洋型大陆边缘相似，在又增大，这里的地壳过渡型式与大西洋型大陆边缘相似，在大陆架

10、出现正常的大陆型地壳，大陆坡则往往是次大陆型地大陆架出现正常的大陆型地壳，大陆坡则往往是次大陆型地壳。壳。安第斯型大陆边缘的过渡情况相对简单，这里海沟与大陆安第斯型大陆边缘的过渡情况相对简单，这里海沟与大陆坡相邻，其间并没有出现边缘盆地。岛弧仿佛焊接在大陆坡相邻，其间并没有出现边缘盆地。岛弧仿佛焊接在大陆上，故其过渡型与海沟的递变形式相似。由大陆向海沟方上，故其过渡型与海沟的递变形式相似。由大陆向海沟方向，花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。向，花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。上述几种地壳过渡形式，以岛弧上述几种地壳过渡形式，以岛弧海沟海沟边缘海系列最为复杂，边缘海系列最为复杂，安第斯型次之，大西洋型大陆

11、边缘最为简单。安第斯型次之，大西洋型大陆边缘最为简单。地壳厚度向洋的变薄是突变还是递变，与大陆边缘及相邻陆地地壳厚度向洋的变薄是突变还是递变，与大陆边缘及相邻陆地的地形形态有关，地形越陡峻，厚度变化越剧烈，地形越平缓，的地形形态有关，地形越陡峻，厚度变化越剧烈，地形越平缓，厚度递变就比较缓和。厚度递变就比较缓和。在大西洋型和安第斯型大陆在大西洋型和安第斯型大陆边缘，通常可以将大陆坡麓边缘，通常可以将大陆坡麓作为大陆型地壳和大洋型地作为大陆型地壳和大洋型地壳的分界（如图）。在岛壳的分界（如图）。在岛弧弧海沟海沟边缘海地区，大边缘海地区，大陆型地壳和大洋型地壳之间陆型地壳和大洋型地壳之间的过渡是复

12、式的，因为岛弧的过渡是复式的，因为岛弧陆侧又出现具大洋型或过渡陆侧又出现具大洋型或过渡型地壳的边缘盆地。型地壳的边缘盆地。根据板块的相对运动关系和力学性质，根据板块的相对运动关系和力学性质，板块边界分三种：板块边界分三种：n汇聚型（挤压型）板块边界汇聚型（挤压型）板块边界n离散型（扩张型）板块边界离散型（扩张型）板块边界n平移型（转换型）板块边界平移型（转换型）板块边界二、二、洋底地形基本单元及形成洋底地形基本单元及形成n大洋中脊和断裂带（转换断层）大洋中脊和断裂带（转换断层）n深海盆地深海盆地n无震海岭及残留陆块无震海岭及残留陆块n岛弧岛弧- -海沟系海沟系1 大洋中脊和大洋中脊和断裂带（转

13、换断层）断裂带（转换断层）大洋中脊大洋中脊大洋中脊也称为中央海岭大洋中脊也称为中央海岭, ,他是地球上最大、他是地球上最大、最长的山系。这条洋底山系在太平洋、大西洋、最长的山系。这条洋底山系在太平洋、大西洋、印度洋连续延伸。并且展入北冰洋，成为环球印度洋连续延伸。并且展入北冰洋，成为环球山系，总长约八万公里。大洋中脊顶部的水深山系，总长约八万公里。大洋中脊顶部的水深约约2000-30002000-3000米，高出两侧洋盆约米，高出两侧洋盆约1313公里。有公里。有些高起处，可突出海面成为岛屿。中脊的宽度些高起处，可突出海面成为岛屿。中脊的宽度不一，宽者可达三、四公里，总面积约占洋底不一，宽者可

14、达三、四公里，总面积约占洋底面积的面积的32.8%32.8%。可见，大洋中脊是全球最宏大。可见，大洋中脊是全球最宏大的构造单元之一。的构造单元之一。大洋中脊大洋中脊虽然大西洋洋中脊发现较早，但直至虽然大西洋洋中脊发现较早，但直至19561956年，年，才由拉蒙特地质所的尤因和希曾首先指出，才由拉蒙特地质所的尤因和希曾首先指出，整个世界大洋洋底横贯一条大洋中脊体系。整个世界大洋洋底横贯一条大洋中脊体系。大洋中脊的发现是近代地质学的一项重大成大洋中脊的发现是近代地质学的一项重大成就。由此曾进一步导致了海底扩张说的建立，就。由此曾进一步导致了海底扩张说的建立，大洋中脊顶部是形成新海底的扩张中心。大洋

15、中脊顶部是形成新海底的扩张中心。太平洋内，他的位置太平洋内，他的位置偏东，两坡平缓，一偏东，两坡平缓，一般称为东太平洋海隆。般称为东太平洋海隆。大西洋内，山系居于大西洋内，山系居于正中部位，轮廓与大正中部位，轮廓与大西洋两岸平行，也是西洋两岸平行，也是S S型弯曲，其两坡较陡，型弯曲，其两坡较陡，故称为大西洋中脊。故称为大西洋中脊。印度洋中脊也大体位印度洋中脊也大体位于大洋中部，整个洋于大洋中部，整个洋中脊形状歧分三支，中脊形状歧分三支，成为倒置的成为倒置的Y Y型。型。大洋中脊在三大洋的分布特点大洋中脊在三大洋的分布特点大洋中脊在南端相互串连。东太平洋海隆南部向西绕行，在澳大洋中脊在南端相互

16、串连。东太平洋海隆南部向西绕行，在澳大利亚以南与印度洋中脊的东南支相接。印度洋中脊的西南支大利亚以南与印度洋中脊的东南支相接。印度洋中脊的西南支绕行于非洲以南与大西洋中脊南端相接。另一个特点是，三大绕行于非洲以南与大西洋中脊南端相接。另一个特点是，三大洋中脊的北端伸展入大陆。东太平洋海隆北端伸入加利福利亚洋中脊的北端伸展入大陆。东太平洋海隆北端伸入加利福利亚湾，潜没于北美洲大陆西部之下。印度洋中脊北支，经冰岛进湾，潜没于北美洲大陆西部之下。印度洋中脊北支，经冰岛进入北冰洋，从罗蒙诺索夫海岭与欧亚大陆之间的南森海盆通过，入北冰洋，从罗蒙诺索夫海岭与欧亚大陆之间的南森海盆通过，并在勒拿河河口附近伸

17、向西伯利亚。因此，中脊构造虽然主体并在勒拿河河口附近伸向西伯利亚。因此，中脊构造虽然主体部分位于大洋中，却也分别伸进海岸内，大洋中脊这一称呼实部分位于大洋中，却也分别伸进海岸内，大洋中脊这一称呼实际上并不十分确切。际上并不十分确切。中脊地带的地形比较复杂，在纵向上，呈现波状起伏的形态。中脊地带的地形比较复杂，在纵向上，呈现波状起伏的形态。横向上，岭脊与谷地平行于轴向延伸，相间排列。谷地中有一横向上，岭脊与谷地平行于轴向延伸，相间排列。谷地中有一些沉积物，有些地方填平成小块平地，岭谷起伏的幅度，随着些沉积物，有些地方填平成小块平地，岭谷起伏的幅度，随着靠近中脊轴部愈益增大。在大西洋和印度洋中脊的

18、轴部，一般靠近中脊轴部愈益增大。在大西洋和印度洋中脊的轴部，一般有中央裂谷沿中脊有中央裂谷沿中脊 走向展布。裂谷从中脊顶部切入，深约一、走向展布。裂谷从中脊顶部切入，深约一、两公里，宽数十到一百多公里。两公里，宽数十到一百多公里。洋中脊带在构造上并非连续不断，他被一系列与轴线相垂直洋中脊带在构造上并非连续不断，他被一系列与轴线相垂直或斜交的大断裂带切断。这种大型断裂在地形上表现为狭长或斜交的大断裂带切断。这种大型断裂在地形上表现为狭长海脊和海槽相间排列，往往是一系列脊槽沿断裂带走向，呈海脊和海槽相间排列，往往是一系列脊槽沿断裂带走向，呈雁形状布列。雁形状布列。崖壁在中脊轴部较高，向两翼渐次变低

19、。这种横向断裂把裂崖壁在中脊轴部较高，向两翼渐次变低。这种横向断裂把裂谷和纵向岭脊平错开来，错移的幅度可达数十到数百公里。谷和纵向岭脊平错开来，错移的幅度可达数十到数百公里。在东太平洋海隆和大西洋中脊的赤道部分，这种平错最为显在东太平洋海隆和大西洋中脊的赤道部分，这种平错最为显著，著，有的幅度可达千公里有的幅度可达千公里 以上。以上。在大洋中脊上，火山地形的发育异常广泛。中脊上的岛屿多在大洋中脊上，火山地形的发育异常广泛。中脊上的岛屿多属火山成因。火山主要顺着中脊轴向展布，少数火山则沿横属火山成因。火山主要顺着中脊轴向展布，少数火山则沿横向断裂带展布。向断裂带展布。洋中脊洋中脊 大洋中脊被一系

20、大洋中脊被一系列横向断裂带切割，列横向断裂带切割，断裂带之间通常相互断裂带之间通常相互平行，其间距约平行，其间距约5050300300公里。许多断裂带公里。许多断裂带延至中脊边缘处变得延至中脊边缘处变得形迹不清。断裂带使形迹不清。断裂带使得两侧中脊错开，看得两侧中脊错开，看上去很像把中脊错开上去很像把中脊错开的平移断层。的平移断层。 19651965年，加拿大学年，加拿大学者指出威尔逊，这种者指出威尔逊，这种横断中脊的断裂带不横断中脊的断裂带不是一般的平移断层，是一般的平移断层，而是自中脊轴部向两而是自中脊轴部向两侧的海底扩张所引起侧的海底扩张所引起的一种特殊断层。威的一种特殊断层。威尔逊称之

21、为尔逊称之为转换断层。转换断层。平移断层平移断层随着时间的推移，断层两侧两段中脊之间的距离会越来越远；但是随着时间的推移，断层两侧两段中脊之间的距离会越来越远；但是转换断层转换断层，虽然中脊，虽然中脊轴两侧海底不断扩张，断层两侧的两段中脊之间的距离却未必增大。轴两侧海底不断扩张，断层两侧的两段中脊之间的距离却未必增大。其次，平移断层，错动是沿整条断裂线发生的，至于转换断层，相互错动仅发生在这两段中脊轴其次，平移断层，错动是沿整条断裂线发生的，至于转换断层，相互错动仅发生在这两段中脊轴之间的之间的BCBC段，在该段以外的断裂带上，断层两侧海底的扩张移动方向相同，其间没有相互错动。段，在该段以外的

22、断裂带上，断层两侧海底的扩张移动方向相同，其间没有相互错动。最后，转换断层中最后，转换断层中BCBC段的错动方向，恰好与平移断层中把中脊错开的方向相反，如图所示，平移段的错动方向，恰好与平移断层中把中脊错开的方向相反，如图所示，平移断层的错动方向为左旋，转换断层则为右旋。断层的错动方向为左旋，转换断层则为右旋。 地震资料表明，地震资料表明，地震活动地震活动确实都集中在中脊轴之间的错动地段确实都集中在中脊轴之间的错动地段BCBC上，而在该段外面的上，而在该段外面的断裂带基本上没有地震发生。断裂带基本上没有地震发生。 震源机制表明，断裂带上地震震源的应力是剪切，其错动方向与把中脊错开的视错动方震源

23、机制表明，断裂带上地震震源的应力是剪切，其错动方向与把中脊错开的视错动方向相反，亦即完全符合转换断层所要求的方向。向相反，亦即完全符合转换断层所要求的方向。 洋底断裂带确实是一种不同于平移断层的转换断层。例如，赤道大西洋的一系列横向断洋底断裂带确实是一种不同于平移断层的转换断层。例如，赤道大西洋的一系列横向断裂带，以往被当作为左旋平移断层，现在看来应该是右旋转换断层（如图）裂带，以往被当作为左旋平移断层，现在看来应该是右旋转换断层（如图）转换断层总的看来相当平直。但是在某些段落发生转折、转换断层总的看来相当平直。但是在某些段落发生转折、错开。由于断裂带标示了海底扩张或板块运动的方向，断错开。由

24、于断裂带标示了海底扩张或板块运动的方向，断裂带走向的转折表明海底扩张方向曾发生过变化。裂带走向的转折表明海底扩张方向曾发生过变化。大洋盆地大洋盆地大洋盆地的面积约占整个海洋的一半，它的一侧大洋盆地的面积约占整个海洋的一半，它的一侧与平缓的麓相接，另一侧与大陆裾或海沟相邻。与平缓的麓相接，另一侧与大陆裾或海沟相邻。大洋盆地的轮廓受制于大洋中脊的分布格局。东大洋盆地的轮廓受制于大洋中脊的分布格局。东太平洋海隆偏于东部，因此海隆以西大部分太平太平洋海隆偏于东部，因此海隆以西大部分太平洋可看作一巨大洋盆，在海隆以东的洋盆面积就洋可看作一巨大洋盆，在海隆以东的洋盆面积就小得多。大西洋的洋盆，则对称地分布

25、在小得多。大西洋的洋盆，则对称地分布在S S型洋型洋中脊的两侧。印度洋的洋盆被三叉形的洋中脊分中脊的两侧。印度洋的洋盆被三叉形的洋中脊分隔成三部分。隔成三部分。大洋盆地大洋盆地许多大洋盆地内，还展布着海岭或火山链，把洋许多大洋盆地内，还展布着海岭或火山链，把洋盆分割成许多次一级的深海盆地。深海盆地的一盆分割成许多次一级的深海盆地。深海盆地的一般深度为般深度为4-64-6公里。在大西洋北部拉布拉多和冰公里。在大西洋北部拉布拉多和冰岛附近的海盆水深最浅，为岛附近的海盆水深最浅，为26002600米至米至30003000余米，余米，而太平洋的一些深海盆地的一般深度而太平洋的一些深海盆地的一般深度50

26、005000余米，余米，局部可达局部可达60006000米以上。米以上。大洋盆地大洋盆地深海盆地底部的深海平原，是地球上最平坦区域。他的坡度极微，深海盆地底部的深海平原，是地球上最平坦区域。他的坡度极微，一般小于一般小于1/10001/1000，有时甚至小于，有时甚至小于1/100001/10000。深海平原的基底实际上并。深海平原的基底实际上并不平坦，但由于有较厚的深海沉积物的披覆把起伏的基底盖平。深不平坦，但由于有较厚的深海沉积物的披覆把起伏的基底盖平。深海平原中，有的是由海生生物遗体堆积成很平坦的海底平原，主要海平原中，有的是由海生生物遗体堆积成很平坦的海底平原，主要发育在热带海洋区，也

27、有微起伏的深海平原或由浊流堆积成缓斜的发育在热带海洋区，也有微起伏的深海平原或由浊流堆积成缓斜的深海扇。深海扇。如果海底沉积物没有或极薄，则玄武岩基底表面控制了海底地形，如果海底沉积物没有或极薄，则玄武岩基底表面控制了海底地形，呈现为深海丘陵，它的起伏比较缓和。这种地形分布很广，在太平呈现为深海丘陵，它的起伏比较缓和。这种地形分布很广，在太平洋它约占整个洋底面积的洋它约占整个洋底面积的80-85%80-85%。通常，海丘呈圆形或椭圆形，直。通常，海丘呈圆形或椭圆形，直径可达径可达5 5公里，小者甚至不足一公里，多为玄武岩流组成的小型盾形公里，小者甚至不足一公里，多为玄武岩流组成的小型盾形火山。

28、有些丘陵呈纵长的外形，可有数个顶峰。如果深海丘陵上覆火山。有些丘陵呈纵长的外形，可有数个顶峰。如果深海丘陵上覆沉积较厚，往往构成波状深海平原。沉积较厚，往往构成波状深海平原。n在海盆区，尚分布着不少海崖和海槽，其形成与断裂有关。在海盆区，尚分布着不少海崖和海槽，其形成与断裂有关。有许多海槽或线状延伸的坳陷，分布在深海平原与海岭或火有许多海槽或线状延伸的坳陷，分布在深海平原与海岭或火山链相邻接的地方。山链相邻接的地方。n把各深海盆地分隔开的，使一些正向的海底地形，这些地形把各深海盆地分隔开的，使一些正向的海底地形，这些地形从等轴状到长条状，具有各种各样的形态。长条状的正向海从等轴状到长条状，具有

29、各种各样的形态。长条状的正向海底地形，通常叫海岭。往往由链状的海底火山构成。像夏威底地形，通常叫海岭。往往由链状的海底火山构成。像夏威夷海岭。夷海岭。n一般缺乏地震活动（或仅由火山活动引起的地震），称为无一般缺乏地震活动（或仅由火山活动引起的地震），称为无震海岭。他与代表海底扩张中心的中央海岭在构造含义上迥震海岭。他与代表海底扩张中心的中央海岭在构造含义上迥然不同。然不同。n海岭有的部分露出水面，构成群岛，其与相邻深海盆地的高海岭有的部分露出水面，构成群岛，其与相邻深海盆地的高差显著变大。还有的海岭隆起区近于等轴状，高差不大。差显著变大。还有的海岭隆起区近于等轴状，高差不大。n此外，在印度洋、

30、大西洋、太平洋西部有一些此外，在印度洋、大西洋、太平洋西部有一些 海底隆起区，海底隆起区，系由小型残留的大陆地壳构成。系由小型残留的大陆地壳构成。3.3.无震海岭及残留陆块无震海岭及残留陆块无震海岭的地质地球物理特点无震海岭的地质地球物理特点 无震海岭在洋底呈线状延伸的水下山脉，三大洋中都有无震海岭在洋底呈线状延伸的水下山脉，三大洋中都有分布，在太平洋尤其多见。海岭上分布，在太平洋尤其多见。海岭上无中央裂谷，也没有横断无中央裂谷，也没有横断海岭的转换断层，其地形不像大洋中脊那么崎岖。无震海岭海岭的转换断层，其地形不像大洋中脊那么崎岖。无震海岭上现代活火山比较少见，尤其是没有频繁的地震活动上现代

31、活火山比较少见，尤其是没有频繁的地震活动。 许多无震海岭绵延数千公里，宽约一、二百公里，高出两许多无震海岭绵延数千公里，宽约一、二百公里，高出两侧洋盆侧洋盆1 13 3公里，其走向往往与大洋中脊垂直或斜交，有时公里，其走向往往与大洋中脊垂直或斜交，有时从大洋中脊方面直延至大陆边缘附近。所以，无震海岭一般从大洋中脊方面直延至大陆边缘附近。所以，无震海岭一般横切过磁异常条带的走向，二者并不协调。无震海岭往往有横切过磁异常条带的走向，二者并不协调。无震海岭往往有一隆起的基座，在隆起基座上再发育了链状分布的海山，高一隆起的基座，在隆起基座上再发育了链状分布的海山，高者出露水面成为岛屿。者出露水面成为岛

32、屿。无震海岭上的沉积层，有远海碳酸盐沉积、生物礁相及火山无震海岭上的沉积层，有远海碳酸盐沉积、生物礁相及火山碎屑等，其厚度不一，取决于深度及气候条件。一些顶部较碎屑等，其厚度不一，取决于深度及气候条件。一些顶部较平坦开阔的海岭上，沉积厚度较大，可达一、二公里，这与平坦开阔的海岭上，沉积厚度较大，可达一、二公里，这与大洋中脊缺乏沉积盖层形成鲜明的对照。这些海岭高出于碳大洋中脊缺乏沉积盖层形成鲜明的对照。这些海岭高出于碳酸钙补偿深度之上，接受了较厚的碳酸盐沉积。据深海钻探酸钙补偿深度之上，接受了较厚的碳酸盐沉积。据深海钻探揭示，有许多海岭曾发生大幅度的沉陷。揭示，有许多海岭曾发生大幅度的沉陷。残留

33、陆块残留陆块 微型大陆是指散布于海洋深水区的大陆型或次大微型大陆是指散布于海洋深水区的大陆型或次大陆型地块，它们在地形上表现为海底的隆起，顶部陆型地块，它们在地形上表现为海底的隆起，顶部一般比较平坦，局部高起处突露水面成为岛屿，地一般比较平坦，局部高起处突露水面成为岛屿，地块周缘常被较陡的阶梯所局限。微型大陆的首要标块周缘常被较陡的阶梯所局限。微型大陆的首要标志是地壳厚度较大洋型地壳明显增大，往往出现大志是地壳厚度较大洋型地壳明显增大，往往出现大陆地壳所特有的陆地壳所特有的“花岗岩花岗岩”层。有的微型大陆还广层。有的微型大陆还广泛发育了火山岩建造。泛发育了火山岩建造。 新西兰东南的新西兰海台，

34、是最庞大的残留陆块。新西兰东南的新西兰海台，是最庞大的残留陆块。 西北太平洋的沙茨基海隆也可能属于西北太平洋的沙茨基海隆也可能属于残留陆块残留陆块。 印度洋中，塞舌尔印度洋中，塞舌尔马斯克林海底高原是一典型的马斯克林海底高原是一典型的残留陆块残留陆块。 马达加斯加岛及其南面的马达加斯加海底高原据推断也可能属马达加斯加岛及其南面的马达加斯加海底高原据推断也可能属于于残留陆块残留陆块。在北大西洋，不列颠群岛西北面，罗卡尔海台及冰在北大西洋，不列颠群岛西北面，罗卡尔海台及冰岛岛法罗海槛属于残留大陆性质。法罗海槛属于残留大陆性质。在南大西洋，福克兰海底高地属于残留陆块，该海在南大西洋，福克兰海底高地属

35、于残留陆块，该海底高地东西向延伸达底高地东西向延伸达18001800公里。公里。在地中海或小洋盆中也有残留陆块。在地中海或小洋盆中也有残留陆块。北冰洋的罗蒙若索夫海岭，其下可能存在着北冰洋的罗蒙若索夫海岭，其下可能存在着“花岗花岗岩岩岩岩”层，并覆以古生界沉积地层。加勒比海的开层，并覆以古生界沉积地层。加勒比海的开曼海岭、尼加拉瓜海岭也属于残留陆块大陆。曼海岭、尼加拉瓜海岭也属于残留陆块大陆。残留陆块的成因残留陆块的成因 微型大陆可以视为大陆在构造演化微型大陆可以视为大陆在构造演化过程中留下的一些残余部分，故亦称为过程中留下的一些残余部分，故亦称为残余大陆残余大陆。 有的固定论者认为它们是大陆

36、沉没、有的固定论者认为它们是大陆沉没、经历大洋化作用的残余部分，活动论者经历大洋化作用的残余部分，活动论者则认为它们是大陆分裂、漂移过程的残则认为它们是大陆分裂、漂移过程的残余部分。余部分。四四. .岛弧岛弧海沟系海沟系海沟一般与岛弧共生，但是有的海沟直逼陆缘，与海沟一般与岛弧共生，但是有的海沟直逼陆缘，与陆缘的弧形山脉伴生，后者可称为弧形山脉（或山陆缘的弧形山脉伴生，后者可称为弧形山脉（或山弧）弧）海沟系，即所谓的安第斯型大陆边缘。广义海沟系，即所谓的安第斯型大陆边缘。广义的岛弧的岛弧海沟系也包括山弧海沟系也包括山弧海沟系，相当于板块海沟系，相当于板块的俯冲边界。岛弧的俯冲边界。岛弧海沟系是

37、地球表面上最活动的海沟系是地球表面上最活动的地带。地带。最深的海渊、最强烈的地震、最剧烈的火山最深的海渊、最强烈的地震、最剧烈的火山活动、最大的重力异常、最显著的热流值变化，都活动、最大的重力异常、最显著的热流值变化，都发生在岛弧发生在岛弧海沟系海沟系。这里的地壳均衡状态被剧烈。这里的地壳均衡状态被剧烈破坏。破坏。1.1.岛弧岛弧海沟系结构上的一般特征海沟系结构上的一般特征 海沟的外壁（洋侧斜坡）多正断层，常呈阶梯状排列。这类构海沟的外壁（洋侧斜坡）多正断层，常呈阶梯状排列。这类构造（包括外缘隆起）的形成，可能是大洋板块俯冲下弯，导致弯造（包括外缘隆起）的形成，可能是大洋板块俯冲下弯，导致弯曲

38、部凸面的板块表层处于伸张状态之故曲部凸面的板块表层处于伸张状态之故 海沟的内壁，变形强烈，有一系列逆掩构造。海沟沟底的沉积海沟的内壁，变形强烈，有一系列逆掩构造。海沟沟底的沉积物一般很少蒙受变形，推断内壁下部是俯冲作用开始的地方。物一般很少蒙受变形，推断内壁下部是俯冲作用开始的地方。 在海沟内壁或岛弧外缘有俯冲带混杂岩（或称为岛弧混杂岩）。在海沟内壁或岛弧外缘有俯冲带混杂岩（或称为岛弧混杂岩）。由深海沉积物、玄武岩、辉长岩、蛇纹石化橄榄岩等，经常还有由深海沉积物、玄武岩、辉长岩、蛇纹石化橄榄岩等，经常还有高压低温变质岩等这些大小悬殊、性质、成因、年代极不相同的高压低温变质岩等这些大小悬殊、性质

39、、成因、年代极不相同的岩石和沉积物遭受强烈剪切和变形，相互混杂在一起组成。岩石和沉积物遭受强烈剪切和变形，相互混杂在一起组成。岛弧可以分为岛弧可以分为外弧和内弧外弧和内弧。海沟较陡的内壁向上延伸为比较平缓的斜坡，其间由一坡海沟较陡的内壁向上延伸为比较平缓的斜坡，其间由一坡度转折，这一肩坎状的转折叫做海沟坡折。它往往呈现为度转折，这一肩坎状的转折叫做海沟坡折。它往往呈现为纵长的岭脊，有时升到海面以上，构成一连串的岛屿。海纵长的岭脊，有时升到海面以上，构成一连串的岛屿。海沟坡折有时隐伏于水下沟坡折有时隐伏于水下2 2、3 3公里的深处，常相当于岛弧外公里的深处，常相当于岛弧外侧深海阶地的外缘部。侧

40、深海阶地的外缘部。从板块构造的观点看来，从板块构造的观点看来，非火山性外弧非火山性外弧实际上是在板块俯实际上是在板块俯冲挤压作用下，在海沟陆侧斜坡上，沉积层及岩石圈碎块冲挤压作用下，在海沟陆侧斜坡上，沉积层及岩石圈碎块受到逆掩和刮削作用而产生的机械堆积的结果。受到逆掩和刮削作用而产生的机械堆积的结果。火山性内火山性内弧弧的形成，则与俯冲板块局部熔融引起的火山活动有关。的形成，则与俯冲板块局部熔融引起的火山活动有关。火山活动出现在海沟向陆侧的一定距离处。有人沿岛弧火火山活动出现在海沟向陆侧的一定距离处。有人沿岛弧火山活动带与海沟之间有一个宽约一、二百公里的无火山地山活动带与海沟之间有一个宽约一、

41、二百公里的无火山地带，带，19711971年，迪金逊把它命名为弧沟间隙（如下图）年，迪金逊把它命名为弧沟间隙（如下图）海沟坡折也就是海沟内壁的顶端，在海沟坡折与火海沟坡折也就是海沟内壁的顶端，在海沟坡折与火山弧之间的弧沟间隙部分，有接受沉积的洼陷地带，山弧之间的弧沟间隙部分，有接受沉积的洼陷地带，称为弧前盆地；当他是地形上表现明显的海槽，也称为弧前盆地；当他是地形上表现明显的海槽，也被称为中间海渊。弧沟间隙在地形上可包括纵向海被称为中间海渊。弧沟间隙在地形上可包括纵向海槽、深海阶地、倾斜陆坡、浅水陆架等，其间也可槽、深海阶地、倾斜陆坡、浅水陆架等，其间也可以出现块断高地。以出现块断高地。火山内

42、弧亦称第二弧火山内弧亦称第二弧，它在地貌上构成线形或弧形，它在地貌上构成线形或弧形岛群，有广泛的地表喷出及浅成和深成的岩浆活动。岛群，有广泛的地表喷出及浅成和深成的岩浆活动。与海沟相反，火山弧具有高的热流值和重力值。与海沟相反，火山弧具有高的热流值和重力值。火山弧后面常有火山弧后面常有边缘盆地或弧间盆地边缘盆地或弧间盆地发育，弧间盆发育，弧间盆地后缘遗有地后缘遗有残留弧，亦称为第三弧残留弧，亦称为第三弧。3.3.岛弧的类型及其演化岛弧的类型及其演化岛弧包括弧形山脉在内总长度约岛弧包括弧形山脉在内总长度约4000040000公里。根据它们的构造位置和地壳公里。根据它们的构造位置和地壳特征，可分为

43、以下三类：特征，可分为以下三类：陆弧缘陆弧缘，分布在大陆地块的边缘，岛弧与大陆之间没有具大洋地壳的，分布在大陆地块的边缘，岛弧与大陆之间没有具大洋地壳的深海盆地把它们隔开。陆弧缘又可以分为两种类型，一种呈弧形山脉直深海盆地把它们隔开。陆弧缘又可以分为两种类型，一种呈弧形山脉直接是大陆块的组成部分；另一种在岛弧与大陆之间，隔以具大陆地壳的接是大陆块的组成部分；另一种在岛弧与大陆之间，隔以具大陆地壳的陆架浅海（前陆盆地）这种岛弧又称为裾弧。陆架浅海（前陆盆地）这种岛弧又称为裾弧。边缘弧边缘弧，与大陆之间被具大洋地壳的边缘海隔开。边缘弧又可以分为，与大陆之间被具大洋地壳的边缘海隔开。边缘弧又可以分为

44、两种类型：一是岛弧的地壳结构属于大陆型地壳，他原来可能曾与大陆两种类型：一是岛弧的地壳结构属于大陆型地壳，他原来可能曾与大陆块邻接，后来因为弧后扩张作用才与大陆分开；二是岛弧地质体中基本块邻接，后来因为弧后扩张作用才与大陆分开；二是岛弧地质体中基本上无大陆基底岩石。上无大陆基底岩石。洋内弧或大洋弧洋内弧或大洋弧，远离大陆，位于洋盆中间，岛弧地质体中一般无大，远离大陆，位于洋盆中间，岛弧地质体中一般无大陆基底岩石，在弧后地带通常是具大洋地壳的弧间盆地。陆基底岩石，在弧后地带通常是具大洋地壳的弧间盆地。在有的分类中没有划出边缘弧，而将上列边缘弧也划归洋内弧中，即仅在有的分类中没有划出边缘弧，而将上

45、列边缘弧也划归洋内弧中，即仅分为陆缘弧和洋内弧两大类。分为陆缘弧和洋内弧两大类。4.4.边缘盆地边缘盆地边缘盆地亦称为边缘盆地亦称为弧后盆地弧后盆地，主要见于西太平洋岛弧，主要见于西太平洋岛弧海沟系陆侧。海沟系陆侧。在大西洋安的列斯弧及斯科舍弧后面，地中海、印度洋的安达曼海在大西洋安的列斯弧及斯科舍弧后面，地中海、印度洋的安达曼海中，也有边缘盆地发育。中，也有边缘盆地发育。一些板块学者进一步主张，边缘盆地是一些板块学者进一步主张，边缘盆地是通过通过弧后扩张作用弧后扩张作用，导致岛弧从大陆裂，导致岛弧从大陆裂离或岛弧本身裂开而形成。由于边缘盆离或岛弧本身裂开而形成。由于边缘盆地总是与岛弧地总是与岛弧海沟系紧密共生，构成海沟系紧密共生，构成统一的沟统一的沟