海洋地质学复习重点及答案

1、海洋地质学复习重点及答案一.名词解释海岸带：在波浪、潮汐、海面波动、地壳运动和气候变化等动力因素综合作用下，海岸线 的两侧具有一定宽度的条形地带不断发生变化，这个地带称为海岸带，其宽度受地形影响各 地段不等。我国简明规程中定义：海岸带是指海水运动对于海岸作用的最上限界及其邻近陆地、 潮间带以及海水运动对于潮下带岸坡冲淤变化影响的范围。海岸带包括潮上带、潮间带和潮 下带，还包括河口和港湾以及海涂。海滩：海滨是与海直接接触的一狭条地带，介于海岸线与低潮海滨线之间，未固结的沉积 物(砾、沙)所组成的海滨称为海滩(beach)。(是以波浪作用为主要动力，由粗粒硅质碎 屑组成的沿岸分布的疏松沉积物堆积体

2、) 河口湾：河口区被海水淹没时称河口湾，是“一个半封闭的近岸水体，与开阔海联系 自由，其中的海水在一定程度上被大陆排出的淡水冲淡”被动大陆边缘：稳定大陆边缘又称被动大陆边缘、大西洋型大陆边缘、离散大陆边缘等。 稳定大陆边缘的构造活动比较稳定，地形宽缓，从滨外浅海至洋底，可划分为大陆架、大陆 坡和大陆隆三个单元。稳定大陆边缘主要分布于大西洋、印度洋边缘。无震海岭：发育在大洋盆地之中，由海底火山链组成，按火山年龄新老依次呈线状排序， 排列方向与大洋中脊垂直或相交。海岭上无中央裂谷，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。无震海岭上现代活火山比较少见，尤其是没有频繁的地震活动。三角洲

3、：是指河流流入海洋或湖泊时，在河口附近的陆上和浅水环境中形成的碎屑沉积体。 其平面形态为尖顶朝向陆地的三角形，或者呈朵状，故名曰三角洲。方解石补偿深度(CCD)： CCD线又称深海雪线，海底一定深度之上存在碳酸盐沉积，而 在此深度之下碳酸盐全部融解，这个深度即碳酸盐补偿深度。CCD升降史及其事件一四次CCD升降事件白垩纪时CCD线较浅，一般在3600m之下；渐新世三大洋的CCD线变得很深；中新世的CCD线又普遍变浅；到距今1015Ma，CCD线又回升到3700m；晚中新世至今，各大洋的CCD线一直在急剧增深，目前估计在45004900m，成为 地质历史上CCD线的最大深度时期。潮间带：位于平均

4、高潮线与低潮线之间的区域。视能量差异，又分平均海平面至平均高潮 面的上潮间带和平均海平面以下至平均低潮面的下潮间带。大陆架：大陆架(Continental Shelf)通常指低潮线以下，向深海延伸至陆架外缘坡折的 环大陆平坦地带。简言之，大陆架是大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自 然延伸。海底峡谷带：发育于陆架和陆坡地区，这些峡谷是搬运粗粒沉积物到达深海的运移通道， 它的深度可达10002000m。其尾部通常与海底扇相连。陆间海：位于大陆之间的海。其面积和深度较大，有狭窄水道与大洋相通，其物理化学 性质与大洋有明显区别（如地中海、加勒比海）。边缘海：位于大陆边缘，以半岛、岛屿、群

5、岛与大洋分隔，水流交换通畅。（黄海、东海、 南海、日本海、白令海等）主动大陆边缘：活动大陆边缘又称太平洋型大陆边缘、收敛大陆边缘和主动大陆边缘， 它的组成有大陆架、大陆坡，而大陆隆不发育，代之为海沟岛弧体系以及边缘海盆，由于 岛弧中火山、地震活动较频繁，所以这类大陆边缘又称为活动大陆边缘，主要分布于环太平 洋区。A型俯冲带：也相当于海沟，相邻板块相互叠覆，厚度小、密度大、位置低的大洋板块 俯冲于厚度大、密度小、位置高的大陆板块之下。俯冲边界主要分布在太平洋周缘，因此也 称太平洋型汇聚边界（沿这种边界大洋板块潜没消亡于地幔之中，所以也称消亡型或破坏型 板块边界。发生于大陆岩石圈内的俯冲带也称A型

6、俯冲带火山型大陆边缘大陆边缘的破裂普遍伴有大规模的、短暂的火山作用，这些岩浆活动的规模超过了大多数 显生宙大陆裂谷，形成火山型被动边缘，也称火山型张裂边缘洋中脊:从宏观角度来说，洋中脊就是由横向断裂带（转换断层）分隔的一系列与海底扩 张轴有成因联系的山脊和隆起系统。锰结核：又称多金属结核、铁锰结核，是分布在大洋海床上的一种自生多金属矿产资源， 大小相差悬殊，外形从杨梅状到土豆状、菜花状或瘤状块体，一般由核心及围绕它的壳层构 成，其矿物成分主要为铁锰氧化物和氢氧化物，富含Cu、Ni、Co和多种微量元素。锰结壳：是指一种生长在海山基岩上自生的铁锰氧化物和氢氧化物，由于其含钻量较高， 又称作富钻结壳

7、。天然气水合物：亦称为可燃冰，它的分子结构比较特殊，是在刚性的等轴笼架结构六方 晶体的水分子（H2O）中存在甲烷（CH4）分子。因此，天然气水合物实质上是包含天然气的水笼 形化合物。海底热液矿床：指由海底热液成矿作用形成的矿床，富含Cu、Pb、Zn、Au、Ag、Mn、 Fe等多种金属元素，通常以块状硫化物、多金属软泥和金属沉积物形式产出。海平面：是海的平均高度。指在某一时刻假设没有潮汐、波浪、海涌或其他扰动因素引 起的海面波动，海洋所能保持的水平面。相对海平面变化：世界上某一地点的实际海平面变化是全球海平面变化值与当地陆地升 降值的代数和，称为相对海平面变化。威尔逊旋回：大洋盆地的形成和演化划

8、分为六个发展阶段，记录大陆岩石圈中的复杂交 替的大洋开闭旋回被命名为“威尔逊旋回”。二.简述简述海洋地球物理调查的方法及目的海洋地球物理调查的方法简称海洋物探，是在海上运用物探仪器测量海底岩石的某些物理性质，以推测海底地质的 一种方法（海洋物探包括海洋地震、海洋磁测、海洋重力和海底热流等。调查目的（1）通过海洋地质调查所收集的海底地形、底质、热流、重力场、磁力场等资料，为国防、 航海、渔业和各项水下工程等提供基础资料。阐明海底矿产资源赋存的可能性及其分布规律，划定远景区，供进一步调查或研究。为海洋地质科学基础理论的研究积累基本资料。图示砂质海岸地形的海岸结构单元海岸带大陆架河口湾的定义和典型特

9、征定义：河口区被海水淹没时称河口湾，是“一个半封闭的近岸水体，与开阔海联系自由， 其中的海水在一定程度上被大陆排出的淡水冲淡”(另一种定义：海洋学上的河口湾 (Estuary):半封闭的、与开阔海洋自由沟通的、某种程度上被大陆淡水冲淡的沿岸水体，上 界为氯度0.01%界线。地貌学上的河口湾(Estuary):海水进入河谷的入口湾，上界为潮流界 或沉积物进行双向搬运的上界。)河口湾典型特征：河口湾是被海水淹没的河口区，其走向大多垂直海岸。河口湾内咸淡水混合，往往产生双向环流。沉积物一部分来自河流输沙，另一部分由潮流带来。在有沿岸泥沙运动的海岸地段，砂嘴常使河口偏转。河口湾的发育趋势将转变为三角洲

10、。图示三角洲垂向沉积序列并加以描述说明潮坪沉积的鉴别标志 构造环境一大规模的潮坪多发育在稳定陆架边缘。沉积体形态一呈长板状体，潮间坪沉积体一般仅数m厚。岩性一陆源碎屑潮坪沉积为粉砂、粘土和砂。潮间坪上部以粉砂、粘土为主，下部 砂增多。沉积构造一透镜状、脉状、波状复合层理及羽状交错层理、再作用面构造，潮道中 可出现大型板状交错层理；泥坪相上部常出现浅水暴露标志，如干裂及爬迹；具有 生物扰动构造；盐沼相具纹层、波状层理及植物根。生物一生物门类因地而异，动物碎屑为腹足类及瓣腮类，夹植物碎片剖面相组合一位于陆相和海相之间，多处于进积岩相序列中。薄层的潮坪沉积往往 覆盖在砂质潮汐三角洲相或河口湾沉积之上

11、。图示理想浊流沉积序列（鲍马序列）鲍马层序是一次浊流事件形成的浊积层的理想层序，在垂向上自下往上具有A、B、C、 D、E五个段。E段一泥，具粒序性，常见生物扰动构造；D段一细粉砂，平行纹层，常见同生变形及粒序构造C段一中粉砂，交错层理、粒序层理，偶见包卷层理B段一砂，平行纹层、粒序层理A段一砂或砂质粉砂，块状，无粒序或不明显，具冲刷底面珊瑚礁生长环境的要求浅水(最深到80m)；温暖(水温18-30C)；正常盐度(27-40%。)；强日照；丰富的养料；低浊度；适合固着的稳定底质因此主要生活在南、北纬20o以内的热带海域。造礁珊瑚生长于水温1836C(最适为2530C)、盐分2740%。的海水中。

12、因共生的藻类须有光才能生长，故珊瑚礁的生长主要位于低潮位与水深30米间的海底。深海大洋沉积物的来源和分类陆源物质：河流、海岸侵蚀、风、冰川、海流海洋物质：生物沉积、海底风化、自生矿物其他来源：火山、宇宙物质地球深部取样联合海洋机构(JOIDES)分类远洋粘土一陆源粘土、粉砂为主(60%),自生组分及鱼骨的含量10%，含生物 骨屑30%硅质生物沉积一含硅质生物骨屑30% 远洋硅质生物沉积一含硅质生物骨屑70% 过渡型硅质生物沉积一含硅质生物骨屑30-70%，含粘土30%钙质生物沉积一含钙质生物骨屑30%远洋钙质生物沉积一含CaCO360%，有孔虫软泥、白垩及石灰岩过渡型钙质生物沉积一含CaCO3

13、 30-60%，泥灰质软泥、泥灰质白垩及泥灰质灰岩火山沉积一火山集块(64mm)、火山砾(2-4mm)、火山灰(2mm)特殊岩石类一蒸发岩、浅水灰岩、结核、黑色页岩、含金属泥海和洋的概念及特征概念：地球上互相连通的广阔水域构成统一的世界海洋，根据海水的盐度、温度等要素的 特点和形态特征可将其分为主要部分和附属部分.主要部分为洋,附属部分为海、海湾和海峡。洋的特点：是海洋的主体，远离大陆，面积广阔，约占海洋面积的9 0 .3 %，深度一般大于2000m， 其盐度、温度等不受大陆影响，盐度平均为35%。，年变化小；具有独立的潮汐系统和强大 的洋流系统。海的特点：海洋的边缘部分。全世界共有54个海，

14、面积占世界海洋面积的9.7%。按照 海所处的位置可将海分为：陆间海、内海、边缘海。深度较浅，一般在2000m以内；海洋水文要素受大陆影响，有明显的季节变化；水色低，透明度小，无独立的潮汐和洋流系统，潮汐由大洋传入，潮差显著；有自己的海流环流形式。西太平洋岛弧一海沟系的构成单元及特征西太平洋大陆边缘剖面示意图其形态构造单元从洋侧向陆侧依次有海沟外缘隆起（边缘堤X海沟、非火山外弧（增生 楔）、弧前盆地、火山内弧、弧后盆地（边缘海）。外缘隆起（Outer rise or outer swell）:外缘隆起位于海沟洋侧边缘地带的宽缓隆起，是板块 俯冲下弯，导致后部拱曲的结果。地震反射剖面揭示，外缘隆起

15、上多正断层和地堑构造，这 与震源机制的分析结果一致，与板块弯曲部凸面表层遭受引张作用有关。外缘隆起上除有浅 源地震外，局部地区还可出现火山活动。外缘隆起平行海沟走向延伸，宽约数百km，高出 相邻深海平原300500m左右。其靠洋侧较缓，靠海沟侧较陡。海沟（Trench）:海沟是洋底最引人注目的地形单元。俯冲的大洋板块遭受来自上覆板块的 重压和推挤，它在下潜时牵引洋底向下倾伏，从而形成了深邃的海沟。海沟的宽度在数十公 里至一百公里左右，长数百至数千公里不等，深度一般在6000米以上，最大深度的马里亚 纳海沟达11022米。海沟洋侧斜坡比较平缓（平均坡度约2。5。），是大洋板块的直接延伸， 大洋板

16、块顺坡进一步插入岛弧（或大陆）之下。洋侧坡与外缘隆起相延续，多显示拉张性质。 非火山外弧（Outer Arc）:海沟陆侧较陡的内壁与其上较缓的岛弧斜坡之间有一明显转折， 叫做海沟坡折（trench-slope break）。海沟内壁是板块俯冲造成的增生楔形体发育的场所。当 增生楔形体增长扩展时，海沟坡折呈现为纵长岭脊，局部可突露水面构成外弧，或称第一弧。 与火山成因的内弧相对，外弧是非火山性的，具低热流值，它是板块俯冲作用下各种沉积物、 岩石混杂堆积的产物，或由较老基岩组成。弧前盆地（Forearc Basin）:海沟坡折与伴生火山弧之间的无火山地带，叫做弧沟间隙。弧 沟间隙内往往发育弧前盆地

17、。弧前盆地的外侧是海沟坡折或外弧，可成为拦截沉积物的堤坝。 弧前盆地的沉积物厚达数公里，包括海岸三角洲沉积、陆架陆坡沉积、海底扇沉积等，浊流沉积及水下滑塌沉积占相当比重。弧前盆地沉积层虽有一些褶皱和断层，但通常无强烈的变 形，这与前方增生楔形体的强烈变形和杂乱堆积成了鲜明的对照；弧前盆地也未遭受强烈的 岩浆活动和变质作用，与后方的火山弧有显著差别。火山内弧（Vocanic arc）:火山内弧亦称第二弧，包括正在活动的火山链，以及现代火山活 动已熄灭的一些地区。火山弧与海沟俯冲带相伴生，多呈现为伸长的岛链。在安第斯型大陆 边缘，则表现为陆缘火山带。火山弧由火山一深成岩系组成。熔岩以安山岩为主，伴

18、生玄武 岩、英安岩、流纹岩等。除陆上熔岩外，也有水下喷发的枕状熔岩。弧内盆地的形成可能 与岛弧地区岩浆活动所导致的表面引张有关，亦可能代表弧间盆地发育的初始阶段。弧后盆地（Back-arc basin）或弧间盆地:弧后地区有弧后盆地或弧间盆地发育。弧间盆地后 缘为残留弧，也叫第三弧。距大陆较远的弧间盆地，通常覆以薄层远海沉积，深海平原上有 钙质软泥、深海粘土等。火山碎屑沉积主要见于前缘弧陆侧斜坡或残留弧陆侧斜坡。岛弧与 大陆之间的弧后盆地沉积较厚。在弧后盆地的靠陆侧，可接受三角洲及浅水陆架沉积，大陆 坡麓部则有成熟型浊流沉积及滑塌沉积，这些特征颇类似于大西洋型大陆边缘的沉积物，但 弧后盆地中多

19、有来自岛弧的火山物质，且由于水域闭塞，盆地中缺失等深流沉积。安第斯型大陆边缘的构成单元及特征安第斯型大陆边缘的主要组成单元是海沟、大陆坡、山弧（火山链），后方无边缘海。 海沟洋侧的外缘隆起发育良好，海沟与火山链之间也有弧沟间隙及弧前盆地出现。安第斯型 大陆边缘陆架狭窄，陆坡较陡，地形高差十分悬殊。在安第斯型大陆边缘，贝尼奥夫带的倾角较缓，约30左右，这是不同于岛弧一海沟系 的一个重要特点。弧背盆地（Retroarc basin）:自俯冲带上升的岩浆及其所伴随的高热流，在一定程度上 破坏了上覆岩石圈的完整性。在不同的区域应力场中，火山弧与弧后地区（相当于次板块 L2和L1）之间，可出现扩张、挤压

20、或平移等不同型式的相对运动。山弧后方与稳定大陆之间的沉积盆地，称弧背盆地。A型俯冲带：如果地块L1和L2之间发生会聚挤压，则热而较轻的火山弧逆掩仰冲于冷 而较重的稳定大陆岩石圈之上，或者说，弧背盆地所在的岩石圈俯冲于火山弧之下。这种发 生于大陆岩石圈内的俯冲带也称A型俯冲带（表征大洋板块俯冲的贝尼奥夫带也称B型俯 冲带），它导致陆缘山系后方的挤压和地壳缩短。沿A型俯冲带出现叠瓦状逆断层带和复杂 的推覆体，为弧背盆地的主要源地。这样，安第斯型造山带可夹于相对倾斜的一对俯冲带之 间受挤抬升。一侧是洋缘的B型俯冲带，另一侧是陆内的A型俯冲带，前者是原生的，规 模宏大，代表主板块间的边界；后者则是次生

21、的，可能由前者产生的挤压应力所派生，其活 动规模和涉及的深度相对较小，处于主板块的内部。A型俯冲带的发生往往晚于伴生的B 型俯冲带，或与它同时发生。在南美安第斯山系东缘，以及北美西部中生代造山带东缘的科 迪勒拉前陆，均发现活动造山带向东仰冲于地台之上。人，火山弧（L2）与弧后（L1）地区相互分离；8，火山弧与弧后地区相互会聚12.环太平洋巨型汇聚带基本特征地震最集中、最强烈 地震最集中、最强烈是环太平洋会聚带最明显的基本特征之一。 绝大多数大地震和特大地震都发生在这一会聚带内。海沟、岛弧和弧后体系：在环太平洋会聚带西部和北部，海沟和呈线状分布的弧形列 岛一岛弧，构成海沟-岛弧-弧后盆地系列。它

22、是环太平洋会聚带的最大特点，成为世界 上最为引人注目的构造特征。在太平洋东缘，海洋板块直接同北美和南美大陆接壤， 构成陆缘沟弧系，岩浆弧和弧后区都是大陆地壳，弧后为陆地或浅海，弧后应力是挤 压或中性的；没有发育完整的岛弧构造，表现为连续分布在美洲西海岸的海岸山脉。俯冲（消减）带：环太平洋会聚带基本上是大洋岩石圈与大陆岩石圈相聚合的边缘 会聚带，海沟正是两板块相向会聚的地方。会聚板块边缘有两种可能的构造特征：马里亚纳型:在大洋会聚边缘，海洋岩石圈俯冲到海洋岩石圈之下；智利型:在大陆会聚边缘或活动大陆边缘，海洋岩石圈俯冲到大陆岩石圈之下。两者的特征表现为：贝尼奥夫带倾角，智利型俯冲带是非常缓的，而

23、马里亚纳型俯 冲带却是陡立的；马里亚纳型俯冲带中发育弧后盆地，但在智利型俯冲带中没有； 智利型俯冲带中的震源深度比马里亚纳型俯冲带浅；一般来说，安山岩在智利型 俯冲中比较丰富，而玄武岩在马里亚纳型俯冲带中则较普遍；智利型俯冲带海岸线 的上升幅度非常之大，而马里亚纳型几乎观测不到上升。火山型被动边缘特征大陆边缘的破裂普遍伴有大规模的、短暂的火山作用，这些岩浆活动的规模超过了大 多数显生宙大陆裂谷，形成火山型被动边缘，也称火山型张裂边缘（V olcanic-rifted margins 即 VRM）。这种被动大陆边缘的特征是：（1）显著的向海倾斜的楔状反射，位于洋壳和陆壳的过渡 部位，一般称之为向

24、海倾斜反射体（Seaward Dipping Reflections， SDR），厚达3-5公里。 地震探测资料表明，SDR大约占全球大陆边缘的最外部的40%； （2）一般厚约1520km下 地壳中存在高P波速度体，Vp大于7km/s，为巨厚的辉长岩体底侵到原始的地壳底部所至。 火山型被动大陆边缘，一般比较狭窄，洋陆边界较陡，地壳拉伸变薄所起的作用是有限的， 岩浆活动占据主导地位。被动大陆边缘演化阶段关于被动大陆边缘的演化总的可分成三个阶段：（1）裂陷阶段大陆岩石圈的拉伸导致异常地幔生成并上涌，使地温梯度变陡。深处的局 部熔融进一步降低了岩石圈的密度，使之受热上拱。这种初始抬升意味着地表的区域

25、隆起和 遭受侵蚀。变薄了的地壳通过铲状正断作用在地表形成复杂的地堑系，堆积了来自毗邻高地 的扇砾岩、洪泛平原沉积和蒸发岩（过程可能十分短暂，也可能延续时间长）。（2）漂移开始阶段裂陷的最高峰，以洋中脊的出现为标志。来自地幔的熔岩沿裂隙上升， 铺满新出现的海底，最终建造起正常厚度的大洋壳。大陆壳最终断开，并随着海底扩展作用 而向两侧漂移（漂移时间即破裂不整合年龄）。（3）主漂移阶段 断开的大陆壳从扩展中心的外移意味着逐渐远离高热流中心而不断冷却 沉陷，导致巨厚沉积在其上生成，这是被动大陆边缘沉陷的主要原因。这个阶段被动大陆边 缘以大量下沉为主，下沉速率从漂移开始时代起呈指数下降。典型情况是沉积速

26、率超过下沉 的速率，这可导致巨厚的进积沉积层序发育。洋中脊的概念及基本构成单元概念：从宏观角度来说，洋中脊就是由横向断裂带（转换断层）分隔的一系列与海底扩张轴 有成因联系的山脊和隆起系统。单元：从构造活动的角度来看，扩张轴与转换断层是洋中脊的两个基本构造单元。而扩张轴 又是首要的构造单元，是发生海底扩张、产生新洋壳的场所。滨海砂矿的形成环境和形成机制滨海砂矿的形成环境滨海砂矿适宜的环境是现代中纬度海滩和低纬度高能海滩。海平面相对稳定，经波浪和 潮汐的反复分选作用后，一些比较稳定且密度较大的矿物，如钛铁矿、金红石、锆石、独居 石等在沿岸砂堤底部等有利地貌部位成透镜体，平行海岸分布。滩背重砂矿沉积

27、基岩itl.*u重0矿沉积滨海砂矿的形成机制滨海砂矿的形成主要取决于物源（岩石的成因类），并受水动力条件、地形特征 和海平面变动的控制。1.物源海岸及入海水系流域岩石的成因类型是滨海砂矿形成的先决地质条件。水动力条件和地形特征波浪、沿岸流的分选是滨海砂矿富集的必备条件。沿岸及入海水系流域含矿岩系为滨 海砂矿准备了物源，但是，还必须经过波浪、潮流、沿岸流的反复分选，使碎屑物中比重大 且化学性能稳定的矿物发生滞留，并在有利地貌部位（沿岸堤等）富集成矿。海平面变动有用矿物组分在滨海的富集，只有海平面在足够长的时间内保持稳定时才能实现。 当海平面上升时，原有滨海砂矿就沉溺为陆架砂矿，甚至滨岸河谷砂矿也

28、可能沉溺为陆架内 溺谷砂矿，这时的砂矿床完全受溺谷地形控制；当海平面下降时，原来形成的滨海砂矿，将 成为海积阶地砂矿。因此，海成砂矿有滨海砂矿、陆架砂矿、阶地砂矿三类。海底锰结核和锰结壳的形成环境洋底锰结核和锰结壳的形成环境1 .沉积速率孟结核和孟结壳一般分布于碎屑物堆积速率低的大洋底。如太平洋底（东北太平洋和南 太平洋底），深海沉积物的堆积速率3mm / 103a，有利于锰结核的生长。海洋碳酸盐补偿深度（CCD）车孟结核一般分布于CCD以下（一般4000m）的深海底；车孟结壳一般分布于CCD线以 上（一般1000-3000m）的海山或海台上。3 .海底岩性据海底柱状沉积物岩芯观察，绝大部分锰

29、结核集中分布在海底沉积物表层（生物软 泥或深海粘土的表层），即泥-水界面上，很少被沉积物掩埋。而车孟结壳则分布在各种基岩（玄 武岩或其它成分基岩）表面或碎石表面。车孟结壳主要分布在1500-2500m深的海山顶和缓倾斜（近水平或 20）的斜坡 上.随着地形低洼及深度增加，伴随松散沉积物的堆积，车孟结壳实际上已不存在，而是发育较多的锰结核。氧化环境锰结核（钡镁锰矿为主）在弱氧化环境中比较富集；锰结壳（SMnO2为主）在强氧化 环境中（海山顶部、斜坡及洋中脊）比较发育。18.大洋盆地演化的阶段及特征（威尔逊旋回）阶吱买倒富-主诂特祉形急旗垩火成岩典型沉租东非聚谷拍1裂谷技斑喜武岩益流， 腿枚玄武岩

30、巾心少里沉艰作用可恕昭it.幼年期海、业J湾ir*揉淘t有平 行的虱岸版 中央凹陀拉愤左武岩益流， 瞒性玄武岩中心隔架与淘盆沉 很，口|熊白垫 发岩口囹暗11T.成年期大西洋U张有活地中臀愤现玄武岩益流， 腕性玄武岩中 也沽动集中于大洋千富的陆架沉 很（冒地帽）IV、衰退期太平洋环绕边壕的 虽皿溟毗邻 淘沟也壕安山岩展花岗 国长岩大里源于岛弧 的沉很物（优局部广弛中遍71 抬H年青山系边攥火山岩展花岗 四长岩人里源于岛直 的沉租物优 弛槽】，叵可 危有巷妄岩局部广虬造顽C地澄台柴言马姓雅山 的印廖河犊收裕抬升年奇山系伊里广疫1胚胎期-东非大裂谷大陆裂谷阶段是大洋发展的胚胎期，以地壳被拉伸变薄，

31、发育一系列断裂和地堑、地幔物 质上涌，造成广泛的玄武岩流喷发为特点2幼年期当大陆岩石圈断离，源自地幔的新生大洋地壳在其间出现时，就意味着新的大洋诞生，而 大陆裂谷转变成发育于洋壳上的陆间裂谷，并成为主要板块之间的边界。3成熟期大西洋代表大洋演化的成年阶段，两侧大陆分离，结构对称，逐渐形成宏伟的洋脊山系和 开阔的深海平原，两侧都还未出现消减带。4衰退期随着大洋不断张开，大洋边缘离开中脊的距离越来越远岩石圈不断冷却变重从而向下沉 陷，同时，由于被动大陆边缘接受了巨厚的沉积物，在地壳均衡作用下也使洋缘的岩石圈遭 到显著的沉陷。至一定阶段，洋缘的岩石圈在挤压作用下破裂，一侧岩石圈俯冲潜没于另一 侧之下

32、，洋缘出现了海沟和板块俯冲带，被动大陆边缘于是转化成为岛弧或活动大陆边缘。 当板块的俯冲作用占据优势时，大洋的发展便进入衰退期。5残余洋盆期一地中海地中海代表了大洋演化的终了期或残余期。其内部不见活动的洋中脊，海盆相当窄小，标 志着大洋发展的终了期。6消亡期印度、阿拉伯与欧亚大陆相遇碰撞，洋盆完全闭合消失。两侧大陆碰撞时强大的挤压应力， 导致岩层褶皱、断裂、逆掩、混杂，地面向上隆升，形成了巍峨的褶皱山系。三.论述题1.大陆边缘的类型及主要特征按活动性强弱分为主动大陆边缘和被动大陆边缘主动大陆边缘的特征：1.地震最集中、最强烈2.海沟、岛弧和弧后体系3.俯冲（消减） 带被动大陆边缘特征：与板块的

33、离散运动有关，是在拉张应力体制下地壳减薄、大幅度沉 陷的产物。目前很少或几乎没有明显的地震和火山活动。以生成巨厚的浅海沉积、岩浆活动 微弱、基本上不变形，构造型式以重力驱动的同沉积滑动构造和盐构造为特征 2三角洲的定义，形成条件和控制因素三角洲的定义河流携带丰富的泥沙，在河口区人海，由于这里河面拓宽、流速降低和坡度变缓，会 以河口为顶点，向海堆积起平缓的三角地和扇形地，便称为三角洲。海岸三角洲是河海相互 作用的结果，是陆源碎屑沉积物为主形成的堆积体，包括陆上三角洲平原和水下三角洲平原。三角洲形成的条件三角洲的发育要有一定的环境和条件，首先，河流要搬运大量的沉积物作为建造三角洲 的物源，同时海水

34、动力波、潮、流为较弱的河口区，否则河流搬运来的大量泥沙将被海洋水 动力带走。控制三角洲发育的因素：气候、径流量与输沙量、河口水流的特征、潮汐、波浪、海流作用（1）气候气候是控制三角洲发育的重要因素。三角洲形成与河流径流量和输沙量关系密切，它 们是降雨量的函数.在热带、亚热带区域，一般降雨量大于蒸发量，冲蚀作用给河谷带来沉 积物和水流，热带、亚热带风化作用为河流带来大量沉积物；干旱地区，降雨量小，植物稀 少，年蒸发量大。因而河流流水和沉积物供应是间歇性的，河道表现为迁移性或具网状河道 的特征。热带、亚热带区三角洲的沉积速率高，有机质丰富，三角洲中有沼泽.可出现泥炭、煤层 等沉积，含丰富的生物化石

35、和生物洞穴等遗迹化石。温带区，泥炭较薄；干旱区，蒸发作用 强，出现大量蒸发岩，因而气候条件不同，三角洲性质也不同。（2）径流量与输沙量从流体力学说来，河水携带泥沙是一种多相流，至少有水、泥和沙等三相，它们对 三角洲能否形成和规模大小有直接关系。如世界径流量最大的亚马逊河，径流量为57 200 亿m3/a，流过热带雨林区，输沙量仅4亿吨/年，含泥沙量小，没有形成三角洲，仅有水 下扇形地。恒河径流量为3 710亿m3/a，输沙量为16亿吨/年，为世界第一位，形成恒 河三角洲规模巨大，从大陆架直延伸到大陆坡。我国黄河径流量448亿吨/年，占世界第九 位，输沙量11. 18亿吨/年，居世界第二位，形成

36、巨大三角洲，长江径流量为9 211亿m3 /a，居世界第二位，原输沙量为4. 78亿吨/年，居世界第七位，形成巨大三角洲。（3）河口水流的特征河流在河口区水流具有流量展宽、流速降低、惯性流动和咸淡混合等特征。一 般河口区的河床开阔，能量分散，一部分河水能量传给了海水，因而使流速降低，它所携带 的沉积物有一部分要沉积下来。另外，河流流动主要靠河床比降，河口区一旦失去比降，水 体只能靠惯性流动，维持一段距离。加上咸淡水的混合，使河流携带的大量沉积物必须在河 口区堆积下来，形成三角洲。（4）潮汐作用潮汐在三角洲发育过程中主要有两个作用，其一是破坏了水体的垂直密度分层，涨潮、落潮加强了河、海水的混合作

37、用；其二是对河口砂坝的改造作用，潮汐在河口区是不对称的双向流，往返速度也不一致，这样在河口砂坝两侧，涨潮时，由于潮流速度大， 具侵蚀作用，在向陆端沉积下来，退潮时，速度略小，在砂坝另一侧也有一定侵蚀作用并堆 积，这样反复多次，使砂坝变形或分解，形成新的潮成砂体和汊道河床，对汊道河床说来， 潮汐作用能加深汊道河床的深度。因而易形成水网区。（5）波浪作用-波浪作用在三角洲区主要表现为对沙体的改造，河口砂坝其长轴方向一般垂直海岸 经过波浪改造，则成为平行岸线的砂体，如滦河三角洲的岸外沙体，以致使三角洲 变为浪控三角洲。-据统计，波能高于20J/s，会使石英砂含量提高，砂质变纯，分选变好，成岩后， 原

38、生孔、 渗性变好，波能小于1J/s将使砂体分选差，含一定黏土。此外，还与 水下岸坡的坡度有关，水下坡度大，波浪作用会加强。（6）海流作用-对三角洲来说，主要是季风形成的沿岸流作用。我国长江口，东北季风形成的沿岸 流将长江口的泥沙搬运到钱塘江口沉积，使三角洲南北不对称，三角洲向东南方向 延伸，南美东海岸的圭亚那沿岸流，从南向北将亚马逊河口的泥沙搬运到8001 000km之外的巴西北部法属圭亚那沿岸，以泥坪和滩脊沉积下来，与钱塘江口十分 相似。三角洲的类型及发育特征（1）河流控制型三角洲：河流输入泥沙量大，波浪、潮汐作用微弱，河流的建设作用远远超过波浪、潮汐破坏作 用。按照三角洲的形态，可进一步分为鸟足状（密西西比河三角洲）和朵状（黄河三角洲） 三角洲两种类型。（2）.潮汐控制型三角洲河流流入三角港或其他形状的港湾，由于潮汐作用远大于河流作用，在港湾中堆积的泥 砂受潮汐作用的强烈破坏和改造，仅形成小型三角洲。其外形受港湾控制