内容发布更新时间 : 2024/7/1 9:58:37星期一 下面是文章的全部内容请认真阅读。

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，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。 1. 深度较浅，一般在 2000m以内；

2. 海洋水文要素受大陆影响，有明显的季节变化；

3. 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； 4. 有自己的海流环流形式。

10.西太平洋岛弧—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）、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300~500m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。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。

11.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。

A，火山弧（L2）与弧后（L1）地区相互分离；B，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

1． 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。

2． 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—岛弧，构成海沟-岛弧-弧后盆地系列。它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。 3．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：①贝尼奥夫带倾角，智利型俯冲带是非常缓的，而马里亚纳型俯冲带却是陡立的；②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；③智利型俯冲带中的震源深度比马里亚纳型俯冲带浅；④一般来说，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；⑤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。

13.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（Volcanic-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15～20km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。 14.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。典型情况是沉积速率超过下沉的速率，这可导致巨厚的进积沉积层序发育。

15.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。 16.滨海砂矿的形成环境和形成机制 1. 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。

2. 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。 2. 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。 3. 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。

17.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

锰结核和锰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。 2．海洋碳酸盐补偿深度（CCD）

锰结核一般分布于CCD以下（一般＞4000m）的深海底；锰结壳一般分布于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。而锰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。

锰结壳主要分布在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，锰结壳实际上已不存在，而是发育

较多的锰结核。 4．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（δMnO2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）

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，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，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—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