海洋地质学复习总结-海洋仪器网资料库

第一部分海洋地质学概述
% Q6 ?+ `( M# _6 h- U7 V一、海洋地质学的含义
# ~" g" D2 o. F/ i1 X6 K海洋地质学是研究海水覆盖区岩石圈特征及其演化规律的学科。
/ U! t! r) Z3 d$ u& n* }5 D二、海洋地质学的研究对象和研究内容
5 g5 U1 Q! }! |+ M0 ^研究对象：占地球表面积70.8%的广阔海底，即被浩瀚无垠的海水所覆盖的这一部分岩石圈。具体来说，就是从海岸线起，经大陆架、大陆坡、大陆裙直至深海洋底，其地理范围环绕七大洲，遍布四大洋。
8 X" {! q5 Q6 \7 L1 B研究内容：
?在波浪、潮汐、海流等营力作用下海岸地貌的塑造，泥沙运动和沉积作用
?海平面变化及其地质、经济意义
?三角洲、河口湾的研究
?大陆边缘的地形、沉积和地质构造
?大洋洋底的地形、洋壳构造、岩石组成、成因、历史和演化
. ~$ G2 {7 b; F  g3 U( a?深海沉积和地层学问题
?海陆相互作用
0 T7 Q' A2 Y4 w9 `8 X?大洋的起源和发展历史(古海洋学)
?海洋矿产资源的储集条件和成矿规律的探讨
?以海底物质为载体，研究全球变化的历史、现在和未来
三、海洋地质学的研究意义
理论意义：
3 P+ }- o+ v; Q; b- ]/ v" e1.现代海洋占地球表面积的2/3，白垩纪时达4/5；不了解海洋就不能全面正确地认识地球。
4 T: v* |# T) m9 s+ t4 l2.海洋地质学对地球科学的发展作出了重要贡献。
$ s3 e! `6 p2 j2 G  p0 @0 v3.全世界大陆上沉积岩的分布面积约占陆地的75%，多是古海洋的沉积物。是将今论古的依据。
4 p+ O0 b8 L9 d0 {现实意义：
1.海洋具有丰富的矿产资源：
2.近海石油、天然气资源、天然气水合物；
3.滨海及浅海固体矿产（砂砾石建筑材料）、近海砂矿、海底煤田、底下卤水；
( k  ~3 X# D; |  V% b- q4.大洋多金属结核、结壳、磷块岩、块状硫化物和多金属软泥。
四、海洋地质学的研究方法
0 k! _4 t1 W+ F- V; R) q海上定位：天文导航、无线电导航、GPS导航
$ x% C& l! {; p5 U+ H测深：重锤测深、回声测深、多波速测深、旁侧扫描声纳
取样方法：表层、管状、钻探
五、DSDP、ODP、IODP
4 j* N2 K$ u0 L8 y深海钻探计划(DSDP)Deep Sea Drilling Program(1969~1983)
大洋钻探计划(ODP)Ocean Drilling Program(1985~2003)
& w: H1 k" w$ \0 L& Q* i9 X) l整合大洋钻探计划（IODP）Integrated Ocean Drilling Program
, t/ f- t* ~7 n                               第二部分海岸带地形
4 Z3 c) P5 w8 A: X% b7 v一、海岸带地形的含义
& j$ R6 Y$ i; U' h海岸地形是指低潮线与陆地之间、海洋与陆地两种营力共同作用的地形，因呈带状分布，通常称为海岸带（简称海岸）。海岸带的海域称为滨海。
二、海岸带地形的两种基本类型
1．无障壁型海岸
按坡向海滩分为两类：向海倾斜的单坡向海滩和双坡向海滩。沿岸堤是海滩上主要地形，有时可见滩角。
& {+ v& v! x/ N* f; k% q8 `1）沿岸堤
' P4 p& D- f7 C' D% ~6 d沿岸堤（滨岸堤、滩脊）是海滩上平行海岸线延伸的岗丘，由上冲流和回流的沉积作用形成，堤的陆侧发育纵向沟。
2）滩角
8 Y3 m' P  U! Z- T) T1 X9 m滩角是海滩上的一种韵律地形，由波浪作用形成的呈三角形的、向海方突出的微地貌形态，以高潮位滩角为主。滩角在平面上伸向海，由粗碎屑堆积而成；滩角间为洼地。
※无障壁型海岸与大洋连通性好，海岸受较明显的波浪及沿岸流的作用，海水可以进行充分的流通和循环。
2．障壁型海岸
障壁沙岛平行海岸线延伸（水下堆积体），其与大陆之间形成泻湖，两者构成了障壁沙岛-泻湖体系。
1）障壁沙岛地形
% G! O5 {4 i: r障壁沙岛有时露出高潮位形成的滩堤，横切沙岛的潮道将泻湖与大海的水体沟通。潮差大小影响障壁沙岛的发育。弱潮海岸沙岛长，中潮海岸沙岛短，强潮海岸不发育沙岛。2）泻湖地形
泻湖多呈长条状，长轴平行海岸线。湖水很浅。
9 i$ I8 @& A6 f; I9 W4 q※障壁型海岸由于存在砂坝、礁等障壁地形，使得近岸的海与大洋隔绝，又称堡岛海岸三、河口海岸
+ s% `. N$ }- h% k- s1 P5 i河流与海洋交汇（过渡）的地段，河、海两方面动力因素相互作用，海水与河流淡水掺混形成的一种特殊海岸形态。
河口区发育有三角洲地形和河口湾地形。
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/ e4 M; b" N) V$ }, C                               
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                               四、海岸带的泥沙运动
1. 垂直海岸线的泥沙运动（推移）
中立线的概念—1881年,意大利学者P.Cornaglia发现在水下岸坡上，泥沙在浅水波的作用下，作往返运动，在水下岸坡上，可以找到这样一点，波浪携带泥沙向岸运动的距离，等于返回时运动距离加上重力作用在斜坡上使泥沙运动的距离，即泥沙在浅水波作用下，垂直岸线来回运动一周期后，仍然回到原来位置，这一位置被Cornaglia称为中立点(Neutral Point)，把岸坡上的中立点连接起来，便称为中立线。
曾柯维奇(1946) 将中立线理论发展为沉积物横向运移的模式。这一模式认为：在水下岸坡上，若岸坡上分布着相同粒径和成分的砂粒，在垂直岸线的波浪作用下，当波峰来到时，砂粒在波浪的推动下，发生向岸移动，当波谷来到时，颗粒发生反方向的离岸运动，由于该处是浅水波，它的向岸速度大于向海的回流速度，但由于回流时有重力作用，向岸时要克服重力作用，所以在岸坡上存在波浪一周期运动后，又回到原来位置的中立点，该点处于侵蚀和堆积作用的平衡位置。
1 N+ m2 l2 o* [5 {8 [$ g4 B影响中立线的因素
2 R3 G( [0 O" t/ i3 J- P中立点的位置及其变化受三个因素影响，即沉积物颗粒大小、岸坡坡度和波浪强弱。波浪愈大，岸坡愈陡，颗粒愈粗，则中立点离岸愈远，即位于水深愈大处。
2. 平行海岸线的泥沙运动
( F2 f- J1 o% `$ x# U当波浪不是垂直海岸线运动，而是以任一角度作用岸坡时，水下岸坡上的泥沙颗粒实际上是沿着重力方向和波浪波向线方向的合力方向前进的，当泥沙向海返回时，也不可能沿原路线返回，而是在波向线方向与重力合力方向向海返回，每往返一次，沉积物沿折线路线往返一次，实际上是平行岸线移动了一段距离，便形成了沉积物平行岸线的运动，或称纵向移动。沉积物的纵向移动，在中立线位置附近，几乎是平行岸线移动的；在中立线向陆侧，逐渐趋向陆地；在中立线向海侧，逐渐趋向海区。
?凹岸充填
! \: v9 [5 L( V" D?凸岸的沙嘴堆积
?异向冲击物流的堆积
( g: K1 d/ F* @: o' b% [& V/ A0 U3.平衡剖面
  E/ S& g2 a" F1 F7 j/ B' z) Q; [  J岸坡上中立线位置的泥砂运动是达到均衡状态的，而在中立线向陆侧的颗粒，在波浪一周期运动后，向陆移动一段距离，而中立线向海侧的颗粒经过一周期后，会向海推移一段距离。颗粒在运动时，对岸坡底有一定的侵蚀作用，因而在中立线两侧形成两个侵蚀区。
五、河口湾
% g/ j2 V& e; a% N1 C1.河口湾的定义
7 i! O, }7 o# d8 x河口湾（Estuary）：位于海洋与大陆的过渡带、潮汐作用强烈的海岸河口地区，外形一般呈漏斗状（喇叭状）、其漏斗顶部面向受潮汐影响的蛇曲河道，向海方向变宽。
2.河口湾的特征
A.河口湾的发育与潮汐作用、河流作用的强弱有密切关系。
1)强潮汐河口区：潮差一般大于4m，如果河流规模小，泥沙供应不足，潮汐作用大于河流作用，有利于形成河口湾（钱塘江）
& R3 h3 E! H$ V& b' s. D2)中等潮汐河口：潮差为2-4m（长江口）
3)弱潮汐河口：潮差小于2m（珠江口）
" t7 \3 c7 Q: L/ m( h& g河流作用大于潮汐作用，不形成河口湾而发育三角洲
B.河口湾地区的潮流是往返的双向流。
涨潮时，潮水顺河口溯河而上，形成河流壅水现象；退潮时潮流强烈冲刷河床，引起河口湾的加深和展宽，结果更有利于潮汐、波浪的大规模入侵，使河口湾两岸产生沉积物流，形成
                               河口湾浅滩。
2 F& N& Q9 b5 h. |C.河口湾的沉积特征
1)岩性：分选、磨圆度较好的细砂和泥质沉积为主。砂、泥比例取决于潮汐和河流作用的强度以及泥砂的供应状况在潮汐河口的砂质沉积物中常夹有泥质薄层。
  y2 s( M& e; C. n  r3 m# s- p1 f这种夹层是由于强潮流强烈扰动而呈悬浮状态搬运的沉积物，在高、低潮或者平潮和停潮时期流速最小时发生沉积所致，它是判别潮汐河口环境沉积的重要标志.
2)沉积构造：常发育各种复杂多样的层理构造。既有潮汐环境中常见的透镜状层理、脉状层理、波状层理、羽状层理交错层理，也可见因河流作用而形成的板状交错层理、槽状交错层理。常见各种类型的波痕。
C.岩体形态：砂体长轴与河口湾轴向平行，且纵向延伸较远，宽度数十米到数百米。垂向剖面上出现细分层现象，并有旋回性。由于河口湾中河谷的多次歉意，可产生多层透镜状砂体。
' O  I5 W. a+ R7 PD.沉积层序：河口湾充填沉积在垂向上为向上变细的沉积层序。
下部单元由大型单向交错层理组成，单个层系可达1m厚，层理特征说明古流向是单向的。中部单元由大型以及小型的双向交错层理构成，流向显示双向性，表明在当时受到了潮汐流的影响。
上部层系厚度明显减小，表明当时的流速明显减缓。
6 q* c. M7 O. \+ F2 q1 y上部单元发育了脉状、波状、透镜状层理以及小型槽状交错层理。
3.河口湾的分类
) J; o8 w6 y7 Q6 N' r  `0 ~. _按成因来分类
. [0 F0 v: z4 [  y2 L0 o) S?冰后期海侵的产物
7 P+ \, t# Z# _. I- B. y2 ^1 b?溺谷型河口湾
?峡谷型河口湾
& l' f" e& ]2 l1 @' h?构造作用等产生的河口湾
?砂坝堆积而成的河口湾
自然地理分类：
6 I% s  n$ U4 h9 z1 R?高度起伏型
?中等起伏型
?低度起伏型
?三角洲前沿复合型
$ [3 \) J: m$ T7 {  @' W( _  a六、三角洲
9 D5 w7 j3 Q$ m0 k  _1.三角洲的概念：
三角洲（Delta）：在河流与海洋汇合的地区，河流与海洋（盆地水体）作用共同影响所形成的沉积物堆积体系，在平面上呈三角形。(河流、波浪及潮汐流)
2.影响三角洲发育的主要因素
% e: U) v! h/ l?气侯：径流量
?流量变化：年流量愈大，输沙量愈大；流量的瞬时变化影响更大
?沉积物的生产量：产量愈高，越易形成大的三角洲平原
5 N  r% V% a' V4 G?河口的水动力学特征
?近滨地区波浪的功率：砂体分布形态；砂的磨圆、成熟度
( k5 o* B4 G6 M8 L8 S& h?陆架坡度：对三角洲形态和形成影响大
8 N3 ~' k' a3 }3.三角洲的分类
1）Fisher的分类（1969）
依据：海洋能量（波浪、潮汐和沿岸流）的类型和大小与沉积物注入量的相互消长关系。A．高建设型三角洲：河流作用不断地向海盆输送沉积物，不断地向海盆推进，建设为主：
                               （1）朵状；（2）鸟足状。
% P3 F: q# @- T# n3 a6 W. B$ eB．高破坏型三角洲：海洋作用主要破坏、改造和再分配河流带来地沉积物：（1）浪控三角洲；（2）潮控三角洲。
2）Galloway的分类（1975）
! D0 Q2 ^7 d+ P- I采用三角图解的方法表示各类三角洲的形成特点。三角形的三个端点分别为：河流作用（顶）、波浪作用（左）、潮汐作用（右）
( N5 \$ H* v9 A/ ]6 v" M7 [A．河控三角洲
/ B( P5 b  Z7 x& AB．浪控三角洲
C．潮控三角洲
5 L% U9 J5 U2 i; t3 `* s- Q3 X

7 H% L( A: y- u" S0 R, U  G: ^                               
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3）Coleman 和Wright的分类
强调综合因素的影响，而不是单个因素，划分出六种三角洲类型，每个类型都有其独特的砂体形态和分布特征。

! H) Q! K, U: X0 g                               
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                               4）三角洲的综合分类
综合考虑河流、波浪、潮汐三种能量作用的关系，三角洲沉积区与物源区的关系，三角洲平原河流类型，三角洲沉积物的粗细。
4 ?  w' Y, H+ T4 r

& l' E0 ?8 |2 q9 L                               
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% ^6 Q4 e* y0 J, h. V, ^4.三角洲的沉积特征
; ?+ a/ Y2 ~4 A（1）三角洲的沉积结构：
, F' L3 i0 K6 _6 R5 o# b: F; Y8 t剖面上具有三层构造，顶积层、前积层、底积层。
& p' @& ^# \: a* S7 ?A.顶积层：向海延伸的河流的河谷沉积物，以分支河道砂和粉砂堆积为主，其次为泥炭沼泽沉积。
B.前积层：三角洲的主题部分，主要指水下环境的沉积，是河流沉积物向海推进沉积的产物，具有向海倾斜的大型斜层理，以粉砂和粉砂质粘土为主。
( f0 U6 M1 D6 ~# a9 v# IC.底积层：河流携带的悬浮物质在前积层前方形成的水平沉积层，以泥为主，夹少量粉砂，发育水平层理以及大量浮游生物，富含有机质，为很好的生油层。
（2）三角洲沉积相（河控）
河控三角洲是在河流输入泥砂量大，波浪、潮汐作用微弱，河流的建设作用远远超过波浪、潮汐破坏作用的条件下形成的。
9 i# I' W# N! u7 S" A①鸟足状三角洲
# l& R  N$ O5 s; K以河流作用为主的极端类型，是最典型的高建设性三角洲。
% U1 Y4 a5 A* {: ]2 [% h% ]特点
河流输入的泥砂量大，悬浮负载多，砂泥比值低；
/ C3 N9 D) W6 F. ?. E6 d) e+ F有较发育的天然堤和较固定的分支河道；
沉积巨厚的前三角洲泥；
  ]2 z' ^5 |+ i4 v9 k; `2 F向海推进快、延伸远，分支河道和指状砂体长短不一地向海延伸，形似鸟爪；
地貌特征是：海岸曲折，呈锯齿状；有广阔的三角洲平原和较发育的滨海沼泽。
4 e9 d4 h* ]$ x" A! F②朵状三角洲
) D0 O9 Y) {( |: V+ x形态：呈向海突出的半圆状或朵状。
伸向海洋的指状砂体受到海水的冲刷、改造和再分配而形成席状砂层所致。
$ ~' q# C+ H; t与鸟足状三角洲相比，此类三角洲在形成时：
8 o9 w1 `$ z+ E  e+ `, z( _, J●泥砂输入量相对较少，砂泥比值较高。
●波浪作用有所增强，但河流输入沉积物的数量仍高于波浪和潮汐作用改造的
/ c; X  g+ B, T能力。
5.三角洲的亚相：三角洲平原、三角洲前缘、前三角洲
                               第三部分大陆边缘地形
一、大陆边缘地形的定义
% V4 c2 j/ V1 {* k/ ]1 B% r大陆边缘是大陆与大洋之间的过渡带。大陆边缘内有若干次级地形单元，按组合特征分为两类：大西洋型-由大陆架、大陆坡和大陆裙组成；太平洋型，分为两个亚型，东太平洋型（安第斯亚型）-由大陆架、大陆坡和海沟组成；西太平洋亚型（东亚亚型）-由大陆架、大陆坡、边缘海盆地、岛弧和海沟组成。
( U2 L# o2 h( h$ k2 v二、大陆边缘地形的组成部分
5 c+ h; r0 H" m; b  Y; j) r1.大陆架
大陆架通常指低潮线以下，向海延伸的环大陆平坦地带，平均坡度0°07′，外缘有坡折，常以200米水深作为陆架外缘。通常以50米水深分内陆架和外陆架。平坦面、沟谷、边缘坝是大陆架的三个次级地形单元。
2.大陆坡
% O; o, b, c  i( W1 E% v大陆坡指紧靠大陆架外缘，水深200-2000m的海底。
5 f" S  S0 j8 f0 C8 O平均坡度为4°17′。
3.大陆裙（大陆隆）
. a0 K' n; B2 d1 P* D& u" h7 [( `/ R大陆裙坡度很平缓，小于1/40，常以扇形堆积体出现在大陆坡以下的坡麓。位于印度洋北部的阿拉伯深海扇和孟加拉深海扇是世界上规模最大的大陆裙。
4.岛弧和海沟
?海沟指位于大陆边缘、与岛弧或山弧成共扼的狭长槽状凹地，水深大于6000m。
?沟弧共轭体系在平面上呈同心弧状展布，凸面朝向大洋。海沟长度数百至数千公里。
宽度数公里至数千公里。剖面“V”字形，不对称，陆侧坡陡，洋坡缓，坡壁上发育平坦面。
?海沟可划分出陆侧坡、海沟底、洋侧坡三个次级地形单元。
?岛弧按平面分布特征分为内弧和外弧，类型：单弧、双弧
5.边缘海盆
?边缘海盆一般位于岛弧和大陆之间，单个海盆呈近菱形或椭圆性；若干海盆连接，延伸方向与弧沟系一致。海盆平均深3500m。
. p9 i7 B. E/ o?边缘海包括中央海盆、陆侧（发育大陆架、大陆坡）、岛侧（发育岛架、岛坡）和海槽、海脊。
第四部分大洋地形
# e6 X0 Y$ m( K3 J* l, Y一、大洋地形
大洋底包括大洋盆地和大洋中脊，三大洋都有两个地形单元，但特征不同。
: t( ], R+ ^- j- b  h二、三大洋的地形特征
$ V1 o: t; z" v* M大西洋底地形
1．大洋中脊
" h  j; L+ m$ {: Y?大西洋中脊位于大西洋正中，纵贯南北，全长1.7*10*4km。洋中脊宽度1500-2000km，平面形态呈“S”形，与海岸线同步弯曲。脊顶起伏，主要在水下，但在冰岛和亚苏尔群岛等是其水上部分。洋中脊常被横向断裂所错断。
) n. |$ P: N# [7 m?有四类次级地形单元：中央裂谷、中央多山带、两侧平坦带、横向槽状凹地。2．深海盆地和无震脊
: l9 s$ H- E; E* Z) F( U2 p7 M?大西洋中脊和大陆边缘之间为大西洋洋盆区。其中有数列与洋中脊垂直或斜交的无震脊，无震脊之间为深海海盆。深海盆地坡度小于1/1000，平均水深4670m，盆地中发育深海平原。
                               印度洋地形
1.大洋中脊
印度洋中脊呈“入”字形展布，以分叉点为界分成北支、西南支、东南支。北支南段为南北延伸，北段转向西北-称卡尔斯堡脊，西延入亚丁湾。西南支绕过非洲南端，与大西洋中脊相接，东南支在澳大利亚以南与太平洋中隆相接
0 B/ i# g, X8 _1 X  W+ O3 `# g印度洋中脊也由中央裂谷，多山带、平坦带以及横向槽状洼地。东南支上未见中央裂谷。
6 l) r: m, x/ P! F0 K. G2.深海盆地和无震脊
中脊将印度洋分为三部分：西印度海盆、东印度海盆和南印度海盆。各海盆都有数条无震脊，脊间为深海盆地
太平洋底地形
# C+ @) Z2 Y8 Y' v' N1.太平洋中隆
太平洋中隆的位置偏东南，平面形态呈弧形。NW-SE向埃尔塔宁横向断裂带将中隆分成两段，以北为东太平洋中隆，以南为南太平洋中隆。东中隆在加利福尼亚湾潜入北美大陆之下，但在圣安德列斯断裂以北又出现三段残留洋脊。
三大洋中脊在南端相互连接，构成全球洋中脊山系，澳大利亚以南是太平洋中隆与印度洋中脊的衔接处。
2．深海盆地和无震脊
太平洋底以东太平洋中隆为界，分成东西两部分，大小不对称，地形发育不同。中隆以东洋底发育四条次级洋脊，脊间为深海盆地。中隆以西洋底发育七条无震脊，脊间为深海盆地。在太平洋诸深海盆地中，广泛发育深海丘陵、孤立海山，其中不少是平顶山。
第五部分浅海碳酸盐沉积
+ i- Q4 }/ J9 Z一、浅海碳酸盐的矿物组分（重点:文石、方解石、白云石比较）
. x. b$ c: U. D1 ]: S/ `5 S7 l/ h) F1.方解石
2.高镁方解石
; B7 {. R' q+ B5 B7 u3.低镁方解石
+ S/ e) }1 Z! h/ g3 F4.文石
5.白云石

" _+ F. a3 ?. Z! g5 x( O7 I; X                               
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3 \+ J3 G8 r9 _3 ^  ~

                               
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- X8 o) \. x8 \: b4 H! h（重要）
                               二、浅海碳酸盐的结构组分
- w  m" i4 o* X7 r+ t$ l. z1. 颗粒（又称异化粒）
颗粒是沉积盆地中，由于侵蚀作用、化学凝聚作用及生物作用形成的砂级及粉砂级质点，如内碎屑、鲕、球粒、集合粒及生物骨屑等。
) F) t$ e9 S/ v% s1）内碎屑（intraclast）是原沉积并固结的碳酸盐经波浪、海流等侵蚀成碎屑再沉积下来，在岩石中成为内碎屑，有塑性形变、棱角或一定磨圆等形态。
2）鲕粒（Oolith）鲕是非骨骼碳酸盐组分，一般粒径为0.2-0.6mm,以同心圆壳围绕一核心包裹起来而成。鲕粒中还有1%的有机质，使得颗粒呈淡褐色。有机质一般为蓝绿藻、细菌和真菌。
6 i1 o8 _" _( E5 ]' Z8 j3）球粒（Pellet）球粒是直径为0.05-0.2mm的碳酸盐颗粒，薄片中色较深，具斑点或者均质结构，富含有机质，无内部结构，由无定向粉砂、粘土级碳酸盐颗粒组成，大多为多毛类、腹足类和甲壳类的排泄物。
4）集合粒（Aggregate）几个碳酸盐颗粒被泥晶基质或藻类粘接在一起，基质为混乱的文石针，是未完全胶结的碳酸盐沉积中裂隙两壁的脱落产物。
# A: ~9 {# o/ F) A2. 文石泥
  N' U2 c" W  n, {$ w: R# _  b?文石泥中文石的氧同位素接近松藻中文石的数值，其来源可能为松藻
?Sr含量比较高，可能为无机沉淀的，现代浅滩的高盐环境促使文石从海水中直接沉淀。
* P1 k* w; Z+ }1 z% u% B3. 藻、藻席
: r8 M6 }5 x+ S3 w8 h8 _. {4. 叠层石
蓝菌类微生物，以微生物席形式在生长和新陈代谢过程中粘连和沉积下来的沉积物，形成的叠层状有机沉积构造。
三、浅海碳酸盐沉积的机理
# b9 K1 _; C1 w: u& [0 B! n( m1）现代浅海碳酸盐主要存在于30。纬度内的赤道南北，如：加勒比海大巴哈马滩、波斯湾、孟加拉湾、中国南海诸岛以及印尼等地。在这些地带有大量钙藻繁殖，珊瑚礁发育。
" X0 i8 A8 G! B( t; P: E现今大量分布碳酸盐沉积的地带，说明它主要形成于温暖的浅海，而且是一个清洁的海水环境（清水）。
& X* q# `1 ^6 w& s) D2）现代热带浅海10-15米水深的海域产生的CaCO3，比那些较深的陆缘海产生的CaCO3多几倍。主要和热带浅海水域里的绿藻和蓝藻特别丰富有关。
3）碳酸盐基本上是生物作用形成的灰泥，是热带的浅海及海底上层的普遍产物。
4）生物直接或间接地提供了各种类型的碳酸盐颗粒
7 O2 B; i# [6 i5）原始固着的无脊椎动物、藻类，在其组织里及周围能够分泌出碳酸盐，形成各种类型的坚固骨架和包壳。
* l3 p, i* c! X第六部分深海沉积物中的矿物组成
一、碎屑矿物
陆源及海底岩石的分解产物
$ I5 t6 i1 Q0 e1 D. K1 I石英：深海沉积物中的常量矿物，含量有时超过25%，多呈细砂粒级颗粒。
长石：数量少于石英，不到10%，深海沉积物中以约0.02毫米大小的基性斜长石为主。
深海中石英、长石的来源？（陆源）
& e8 g' y! T7 G9 y# M角闪石、辉石、橄榄石
二、自生矿物
) R8 O$ U6 L0 L* c0 Q: Y沉积物在沉积当中，或其后在沉积物内所形成的矿物
4 z5 R* M  I4 D1 r/ n+ V8 ~9 W沸石：深海沉积物中分布最广的自生矿物之一。常见的是钙十字沸石，分散在粘土中（火山
                               玻璃与海水作用形成）。
  o/ b9 }, P; p2 E硫酸盐矿物：重晶石、天青石和少量的硫酸铝矿。它们呈固溶状集合体、也可见单晶或者连晶分散于深海沉积物中。（拉曼光谱）
橙玄玻璃：玄武质玻璃和海水作用的蚀变产物，属于水化的铝硅酸盐。
) S! y6 b9 h; f$ f/ z三、粘土矿物
0 L8 L. U2 K8 f伊利石：深海沉积物中分布最广的粘土矿物，较稳定，是风和水搬运的陆源物质。
高岭石：在温湿带Ph条件低的条件下由长石风化而成，容易蚀变成伊利石，少量来自海底岩石的分解，主要的物源来自于大陆。
绿泥石：浅变质岩风化而成。
# |! L# V  E+ J) t/ d第七部分海底地球物理特征、洋底地壳
一、海底重力
1.海沟的重力异常
荷兰地球物理学家魏宁.曼标兹在印度洋的爪哇海沟从事重力测量。发现海沟的自由空气异常出现很大的负值，约为-200到--240毫伽，可见它远未达到地壳均衡状态。根据地壳均衡原理，重力值很低的海沟应具有上浮的趋向，从而会使低洼的海沟地形消失。但实际情况是，海沟的重力值虽然极低，海沟地形却仍然维持下来。
% o( w! N4 T7 d6 Q5 e2.大洋中脊的重力异常
5 ]6 n% n1 [6 A2 E$ ]4 ~2 _" N) S大洋中脊轴部的布格异常约+130--+200毫伽,明显低于两侧洋盆区（可达+400毫伽左右）；反映在中脊轴部以下，应存在着低密度的层次。这种密度亏损抵消了正向的中脊地形所引起的多余质量，从而使这里保持均衡状态。
5 g/ D$ J4 l+ @3 L" f3 G' p8 H/ T二、海底热流
" _2 n( g7 j6 r! O- p( W1.海底热流：通过地球表面的热流，反映了地球内部的热状态，是重要的地球物理场。
2.海底热流的测量：海底热流平均值与陆地热流平均值几乎相等
3.大洋中脊具有显著的高热流
4.岛弧—海沟—边缘海地区的热流分布变化很大
※洋底热流值的分布，实际上是随着洋底岩石圈年龄的变老而降低。在大洋中脊峰顶处显著升高，在海沟地带明显降低，与地幔对流说相符合。
. c" A3 c6 _: Q; ^8 Y0 _. _0 B三、海底磁异常（重要）
1.海底磁异常的发现
50年代后半期，英国学者梅森等发现大洋底存在独特的线性磁异常，他与陆上的大规模磁异常有着显著的区别。在海底磁异常图中，黑色代表正异常，白色代表负异常。
2.分布特征
海底磁异常的强度一般是数百伽玛，在大洋中脊的强度较大，向两翼变小。磁异常大体平行于中脊轴延展，正负异常相间排列，对称的分布于中脊轴的两侧。单个的磁异常条带的宽度大约数公里到数十公里，纵向上绵延数百公里以上，在遇到洋底断裂带时被整体错开。3.瓦因—马修斯假说
3 A" X! i4 Y7 S1963年，瓦因和马休斯提出瓦因—马休斯假说，认为洋底磁异常条带并不是洋底岩石磁性的强弱不同引起，而是在地球磁场不断转向的背景下海底扩张的结果。
0 e) B/ Z* b/ m; S9 n" u! ~" d( Y地球磁极在不断转向，而且时间间隔为几万或几十万年。瓦因—马休斯假说，是符合现在的科学研究的，即磁异常条带为地球磁场不断转向的背景下海底扩张的结果。
# s' w" g- Y& \, h* O. b; ]( Z! V4.大陆及洋底岩石定年
磁异常条带与地磁场转向年表作比较后，发现他们能一一对照。而且，这种对应关系也见于世界大洋其他海域。如冰岛雷克雅内斯海岭，将他的磁异常图案与地磁场转向年表对比后，
( w- z3 K; h/ x                               得出该该海岭单侧的扩张速度为1厘米/年
洋底的磁异常条带也就是洋底的等时代线。磁异常条带线的年龄相当于它被磁化的年代，即这部分洋底在大洋中脊轴部被带到地表的年代。
" [+ a2 ^) |! T& @四、地震活动
. Y. T2 B) x# a8 {% U2 f5 f% u海底的地震活动，主要与环太平洋地震带以及大洋中脊地震带有关。大洋中脊两侧的大洋盆地是地球表面上，地震活动最平静的地区。其中一些有火山活动的海岭和岛屿，偶尔有浅源地震发生。
2 V+ R$ d  }* ~; N. g1.环太平洋地震带
1）环太平洋地震带、阿尔卑斯—喜马拉雅地震带属于汇聚型板块边界。
2）在板块俯冲边界，二板块相互叠覆。一板块俯冲下去，另一板块仰冲上来，彼此倾斜接触，使得板块间的接触面积大为增加。全球几乎所有的深源地震，以及大多数中源和浅源地震，都发生在板块俯冲边界。最大震级（8.9级）的地震就发生在这里。
! J6 I# l+ T# [* g2.大洋中脊
大洋中脊地震带十分狭窄，其宽度不超过数十公里，有的地方仅20公里。这一地震带纵贯于太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋之中，在各大洋之间首尾相连，成为统一连贯的大洋中脊地震带，且与环太平洋地震带、阿尔卑斯—喜马拉雅地震带相连接。
大洋中脊上的地震全是浅源地震，地震主要分布在中脊轴部以及横断中脊的断裂带上。中脊轴部以及横断中脊的断裂带均属于板块边界。
3.毕鸟夫带
' x9 Q1 v6 y' C$ w! W7 f板块俯冲边界包括岛弧—海沟系及安第斯型大陆边缘，主要见于环太平洋地带及印度洋东北缘。浅源地震多集中在海沟及岛弧的外侧坡，中浅源地震则集中在弧后地区（包括边缘海）。震源深度通常靠洋侧较浅，靠陆侧较深，构成一个倾斜的震源带，一般称之为毕鸟夫带。
五、洋底地壳
* e3 T4 d) a1 ]; K1.洋底地壳各层岩石组成（※）
第一层，沉积层，地震纵波速度1.5—3.0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1—2.5公里；在洋中脊斜坡上较薄，约200米；在中脊顶部100—200公里宽的地带，沉积层极薄或缺失。
第二层，火山岩层（基底层），具有到处分布的特征，其纵波速度为4.5—5.5公里每秒，平均厚度1.5公里。地震反射探测显示这层表面极其不平坦。
第三层，基性超基性岩层（大洋层），在大西洋，这层速度值的80％落在6.5—7.1公里每秒之间。它的平均厚度为5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。
9 f+ L$ ]: x% z, u2.大洋地壳和大陆地壳的过渡
（1）大西洋型大陆边缘
, i* o" e( N) U被动大陆边缘，大陆架—大陆坡—大陆裙
; Q/ c! s4 w- J* ]! J+ N（2）太平洋型大陆边缘
) [- D) X8 r, d. C) J安第斯亚型：海沟与大陆坡直接相连
' W2 L& \! F% G4 e0 H东亚亚型：岛弧—海沟—边缘海