活动型大陆边缘
《地貌学》高教版知识总结
第一章绪论1.地貌学概念：是研究地球表面的形态特征、成因、分布及其发育规律的科学2.内营力（内力）：指地球内部放射能等引起的作用力；3.外营力（内力）：指地球表面在太阳能和重力驱动下，通过空气、流水和生物等活动所起的作用。
4.地貌是内外营力相互作用下的产物，在地貌发育过程中，两种力量是同事出现，彼此消长，相互作用，相互影响的。
5.“变盈流谦”观点：请初孙兰（1638-1705年）在《柳庭舆地偶说》说中，对地貌的生成提出了这个观点，他认为堆积会使地貌由低变高（即“变盈”），侵蚀会使高地夷平（即“流谦”）第二章构造地貌章前：按照地貌规模分为三级：1.第一级：全球构造地貌：世界上最宏伟构造地貌就是大陆与洋底。
2.第二级：大地构造地貌：指大路上褶皱山脉、大型拱起高原以及洋底内部的洋中脊、海岭和深海平原等。
3.第三级：地质构造地貌：指由山脉断裂、褶皱和火山等作用造成的地貌。
第一节：全球构造地貌一、地球的形状：近扁率1:298的旋转椭球体。
二、大陆与洋底1.洋底是指水深一般超过3000m大洋底部。
2.大陆边缘是指陆地周围水深小于3000m的海底，成带状围绕在大陆四周。
三、全球构造地貌的形成1.世界上有三条规模巨大的活动构造地貌带：○1环太平洋大陆边缘带：从美洲和南美洲西海岸的沿岸山脉，接亚洲东部边缘的许多群岛，北部从阿留申群岛开始，经千岛群岛、日本、琉球群岛、台湾岛、菲律宾、印度尼西亚、新客里尼亚岛，直到新西兰。
○2地中海-喜马拉雅山山脉带：包括地中海和阿尔卑斯山脉在内，往东经土耳其、伊朗高原、兴都库什山、帕米尔高原、喜马拉雅山脉，再延伸接马拉西亚半岛直至印度尼西亚。
○3洋脊裂谷带：世界各大洋洋脊及其轴顶的裂谷带是地球上绵延最长、宽度极大和构造运动活跃的洋底山脉。
2.勒比雄（1968年）将世界分为六大板块：○1太平洋板块○2欧亚板块○3印度洋板块○4非洲板块○5美洲板块○6南极洲板块。
四、内、外营力作用的关系（略）第二节：海底的构造地貌一、洋底构造地貌1.海底地貌：（1）洋底：○1大洋中脊○2大洋盆地（2）大陆边缘●大陆边缘构造地貌大洋盆地由：○1海岭○2深海平原○3海沟组成二、大陆与洋底三、大陆边缘构造地貌1.大陆边缘：陆地与洋底之间的过渡地带2.稳定大陆边缘：以大西洋两侧的美洲与欧洲、非洲大陆边缘比较典型，所以也称为大西洋型大陆边缘3.活动大陆边缘：在太平洋周围广泛分布着活动大陆边缘，所以也称为太平洋型大陆边缘●又分为：○1安第斯型大陆边缘○2东亚型大陆边缘第三节：陆地的构造地貌一、陆地够傲地貌分区●根据新生代板块的特点，陆地上的大型构造地貌可分为板块边界活动带、板块内部构造构造活动带和板块内部稳定区三个区域的构造地貌1.板块边界构造活动带的构造地貌：○1新生代褶皱山带：欧亚板块与南侧非洲板块、印度洋板块的碰撞，形成了连绵的阿尔卑斯山脉和喜马拉雅山脉。
被动大陆边缘&活动大陆边缘
被动大陆边缘&活动大陆边缘2009-03-06 18:42大陆边缘是指大陆与大洋盆地的边界地。
包括大陆架﹑大陆坡﹑陆隆以及海沟等海底地貌-构造单元﹐平行于大陆-大洋边界延伸千余至万余公里﹐宽几十至几百公里。
它现代分布于各大洋周围﹐在地质历史时期中分布在古大陆与已经消失的古大洋之间的边界地带。
大陆边缘可分为被动大陆边缘和活动大陆边缘。
【被动大陆边缘】由于大洋岩石圈的扩张而造成的由拉伸断裂所控制的宽阔的大陆边缘，又称稳定大陆边缘。
其邻接的大陆和洋盆属同一板块，由大陆架﹑大陆坡和陆隆所构成。
无海沟发育。
它在大西洋周围最先被详细研究，故又称大西洋型大陆边缘。
地貌上它以具有较宽的大陆架为特征﹐大陆架宽30～300公里﹐与大陆坡之间坡度转折点在极区深达600米，在赤道不超过100米﹐大陆坡坡度为0.2°～0.04°，其下为坡度略小于0.01°的宽80～500公里的陆隆。
大陆架实际上是非常厚的巨大沉积体的表面，它们形成于稳定持续的沉降构造环境中，而且极少经受变形。
大陆坡的坡脚沉积层厚达5公里，这是由于大陆坡的基底沉降，沉积物填入所形成的。
大陆坡上分布有很多海底峡谷，它们把大陆坡的沉积物输至陆隆和深海盆地。
陆隆主要由浊流和等深流的沉积楔所构成。
被动型大陆边缘是最初大陆裂谷的所在地，因此有一系列阶梯状正断层和地堑地垒等伸展构造发育在沉积物和基底中。
这种大陆边缘常常切断邻近的大陆上的较老的构造。
主要分布在大西洋西侧﹑印度洋西北侧﹑澳大利亚周围﹑南极洲周围，白令海阿拉斯加大陆边缘﹑鄂霍茨克海的西伯利亚大陆边缘﹑日本海的西伯利亚和朝鲜大陆边缘﹑东海和南海的中国大陆边缘。
[编辑本段]【活动大陆边缘】也称太平洋型大陆边缘、主动大陆边缘、汇聚大陆边缘等。
其陆架狭窄，陆坡较陡，陆隆被深邃的海沟所取代。
地形复杂，高差悬殊。
与被动大陆边缘位于漂移着的大陆的后缘相反，活动大陆边缘是漂移大陆的前缘，属于板块俯冲边界，地震、火山活动频繁，构造运动强烈。
第十章 大陆边缘及其地质构造课件
3.边缘海盆地的形成机制
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（1）主动扩张机制
• 边缘海盆的扩张是由上涌的地幔物质引起的， 强调地幔物质上涌的主动性，大致有热底辟 和次生对流两种模式。
①热底辟模式
• 大洋岩石圈不断向岛弧之下俯冲，在下潜板块与上 覆板块之间，因摩擦生热作用，温度升高，以致可 能克服粘滞阻力，导致一种高温低密度的异常地幔 物质体——地幔热底辟自俯冲板块上表面浮升。热 底辟的膨胀和浮升可以克服俯冲边界存在的正应力， 从而导致弧后区边缘海盆的扩张活动。
2.主动大陆边缘及构造地质特征
• 根据板块构造理论，活动型大陆边缘是板块汇 聚、大洋板块向大陆边缘之下俯冲消减的地带， 以频繁的地震、火山活动和强烈的造山运动为 主要特征。
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基本特征：
大洋板块俯冲带及其伴生的地震震源面都是从 洋向陆倾斜，并逐渐加深，此即贝尼奥夫带；
活动型大陆边缘的构造带具有明显的单向特征，
（2）西太平洋型大陆边缘及构造特征
• 海洋岩石圈俯冲于岛弧之下，也称岛弧亚型大 陆边缘。西太平洋型大陆边缘主要由海沟、岛 弧和弧后盆地几个单元组成，常称为沟－弧－ 盆体系；
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• 从洋侧至陆侧，由下列地貌单元组成：外缘隆 起、海沟、非火山外弧、弧沟间隙（含弧前盆 地）、火山内弧、弧间盆地、弧后盆地（或边 缘海盆）等。
二、边缘海的地壳结构及成因模式 1.边缘海的基本特征
有较高的热流值，分布范围大致与海盆的深 水区相吻合； 海盆内浅源地震较少，一般为深源地震； 边缘海是一个主要沉积场所，第四纪以来的 松散沉积物厚度可达1000m； 一般边缘海盆具有对称的地磁异常条带。
2.边缘海的成因
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• 边缘海盆地的洋壳性质、张性断裂结构、高 热流值、重力异常值等特征表明，大部分边 缘海盆是由扩张作用形成的。 • • Karig（1971）最早提出，边缘海盆地的张开 是岛弧裂离大陆、向洋侧运移，或岛弧本身 裂开的结果，边缘海盆地中可能存在生成新 洋壳的次级扩张中心。
活动型大陆边缘
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形成与演化 稳定型大陆边缘转化成安第斯陆缘 在稳定大陆边缘，当大洋岩石圈折断并向下俯冲时，产生 新俯冲带和新海沟，在新海沟内壁有向大洋侧逆推的洋壳 楔，并接受复理石沉积，其厚度向大洋方向增大，在海沟 内壁还形成夹有蓝片岩的混杂岩体 当大洋板块俯冲超过100km的深度，俯冲作用导生的岩浆 活动形成穹隆。，穹隆进一步扩展，原大陆麓下部的沉积 层、厚大陆裂谷阶段形成的粗碎屑沉积和火山岩，开始发 生高温变质和变形。 当造山穹隆升出海面后，沉积物分别向洋侧和陆侧搬运， 在火山前缘和海沟之间堆起复理石层，在陆侧堆积于造山 带与陆缘间的凹陷地带，原大陆麓沉积物进一步积压变形 随着造山带的扩展，向陆侧出现逆掩推移，原大陆架上的 浅水地层卷入冲断和褶皱作用中，在凹陷中堆积巨厚的磨 拉石建造 进一步的岩浆活动及其上侵，形成大规模的花岗岩体。
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三、安第斯亚型大陆边缘 构成及其重要特征 基本构成：海沟、陆坡、陆架和陆源山弧 特征：1. 俯冲带的倾角较缓，地表与俯冲带间的 楔形区属高Q带，可发生地震。2. 在俯冲带上分 布有火山—深成岩带，火山活动以钙碱系列为主。 3. 遭受强烈的断块抬升，地势高峻、剥蚀作用强 烈，剥蚀的碎屑物被搬运至前陆和山间盆地，发 育成磨拉石建造，与火成岩交织在一起，成为安 第斯型造山带的重要特征之一。4. 在陆坡深处和 海沟，沉积作用以未成熟型浊流沉积为主
洋内弧的火山岩趋向钙碱性系列，区域变 质作用使岛弧岩石的结晶程度增高，最终 岛弧的海洋性地壳过渡为偏陆壳性质，洋 内弧趋向成熟。
第四节 活动型大陆边缘
安第斯亚型大陆边缘：海洋岩石圈俯冲与 大陆岩石圈之下形成的大陆边缘。（中 美—南美的太平洋沿岸） 岛弧亚型大陆边缘：海洋岩石圈俯冲于岛 弧之下形成的大陆边缘。（西太平洋沟— 弧—盆体系）
地球大陆边缘构造与板块俯冲带(1)
地球大陆边缘构造与板块俯冲带（1）胡经国第一节活动大陆边缘一、大陆边缘概述㈠、大陆边缘的大地构造特征根据所属构造环境，大陆地壳可以分为两部分：①、大陆边缘地壳；②、大陆内部地壳。
大陆边缘处于陆壳与洋壳的过渡地带，大陆边缘地壳属于过渡性地壳。
大陆边缘是陆源成因和海洋成因沉积物的交汇处。
陆壳的垂直运动和洋壳的水平运动在大陆边缘同时发生。
这里成为内外动力作用和热力作用的集中地带。
㈡、大陆边缘按构造活动性分类按构造活动性，大陆边缘可以分为两种基本类型，即：活动（俯冲）大陆边缘和被动（张裂）大陆边缘。
1、活动大陆边缘的结构划分活动大陆边缘（太平洋型大陆边缘、汇聚型大陆边缘）分为：大陆架、大陆坡、海沟－火山（岛）弧体系以及海沟－岛弧向陆侧的边缘海盆（大陆隆不发育）。
2、被动大陆边缘的结构划分被动大陆边缘（大西洋型大陆边缘、离散型大陆边缘、拖曳型大陆边缘）分为：大陆架、大陆坡、大陆隆。
二、环太平洋型活动大陆边缘基本特征活动大陆边缘代表汇聚型板块边界。
它又分为环太平洋型和喜马拉雅型两种类型。
其中，环太平洋型活动大陆边缘具有以下3个基本特征：1、洋侧存在深度达6000米以上的深海沟；洋壳沿着海沟－俯冲带消减，而陆壳则增生加厚。
2、陆侧有强烈的火山活动；紧靠大陆一侧，向深部下插的洋壳板块受热熔融，产生岩浆，导致安山岩质岩浆喷发，形成火山（岛）弧。
3、深部经常有震源深度70公里以上的深源地震发生；海沟底部大洋板块沿震源分布面即贝尼奥夫带下插（向下俯冲），因而地震都沿贝尼奥夫带发生。
三、环太平洋型活动大陆边缘分类㈠、按有无边缘海盆地分类按弧后盆地是否进一步拉张破裂并发育成为具有洋壳特征的边缘海盆地，环太平洋型活动大陆边缘可分为以下两种型式：1、发育有边缘海盆地的型式该型式即是发育有边缘海盆地的、组成西太平洋型沟－弧－盆的型式。
2、没有发育边缘海盆地的型式该型式即是没有发育边缘海盆地的、组成东太平洋型沟－弧山链的型式，又叫做安第斯型沟－弧系活动大陆边缘。
海洋地质学复习题
第2章海洋构造地质学1.大洋中脊的特征主要有哪些洋脊侧翼区,是地势崎岖的斜坡区,悬崖陡壁耸立；大洋中脊并不是连冠不断的,而是被众多的转换断层分割成一段一段,两段中轴错开甚远；大洋中脊高于两侧洋底,局部露出水面称为岛屿,多由海山群和深海丘陵组成,自脊顶向两缘地带,逐渐平缓,向下过渡为深海平原；大洋中脊轴部地震和火山活动频繁,故又称活动海岭;地震分布在中脊轴部和中央裂谷,构成中脊地震带；洋脊斜坡或脊顶上的沉积物很薄或完全缺失,洋脊附近沉积物很年轻,多为新第三纪或第四纪；大洋中脊是海底扩张中心,热地幔物质沿中脊不断上升并形成新洋壳；2.无震海岭的特征与形成过程主要是什么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;成因：固定的地幔热点喷发的火山在板块拖曳移动的海底上逐步形成;其轴部无中央裂谷；无横断海岭的转换断层；现代火山局限于海岭的一个端点；无地震活动或仅有火山活动引起的微弱地震;3.试述大陆漂移的主要内容;地球表层存在着大规模的水平运动,中生代以前地球上只存在一个巨大陆块联合古陆或泛大陆和一个广阔的海洋泛大洋;中生代以来,联合古陆分裂,产生多个碎块,即为现在的各大洲,并逐步漂移到目前的位置;由于各大陆分离、漂移,逐步形成了大西洋和印度洋,而泛大洋古太平洋则收缩成今日的太平洋;4.驱动大陆漂移的动力主要是什么两种大陆漂移驱动力：一是向西漂移的力,它来自日、月引力导生的潮汐摩擦力,尤其在地表最明显,致使地球表层或各大陆相对于地球由西往东的自转有滞后趋势,宏观表现为大陆缓慢向西漂移；二是指向赤道的“离极力”：魏格纳认为,南半球的冈瓦纳古陆原是以南极大陆为中心联结在一起,后经分裂而离开极地,必然有一种离开极地指向赤道的离极力;离极力其来源主要是地球的离心力,除两极和赤道外,地球表面的任何一点,离心力的水平分力都是指向赤道;5.试述海底扩张说的内容;大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口,涌出的地幔物质冷凝形成新的洋底,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;6.试述海底扩张的两种表现形式;1扩张洋底把与其相连接的大陆向两侧推开;2海底向陆地下俯冲潜没;7.何谓瓦因－马修斯假说;海底磁异常条带不是由于海底岩石磁性强弱不同所致,而是在地球磁场不断倒转的背景下海底不断新生和扩张的结果;随着海底扩张,先形成的海底向两侧推移,在中脊顶部不断形成新的海底;8.何谓Wilson旋回即洋盆生命旋回,记录在大陆岩石圈中的复杂大洋的开闭,即起始于大陆裂谷,生长成为一大洋然后缩小,并最后完全关闭;9.简述板块边界的三种类型;汇聚型挤压型板块边界：沿此边界两个相邻板块作相向挤压运动,以致老洋壳在这里俯冲和消减;由于遭受强烈的挤压运动,引发了强烈地震、火山活动、构造变形以及相关的变质作用;俯冲边界发生在大洋壳与大陆壳相互汇聚的地区；碰撞边界则是大陆壳与大陆壳相互碰撞的地方;离散型扩张型板块边界：离散型板块边界是岩石圈发生分裂和拉张的地方;是海底扩张的发源地,随着地幔物质喷出不断制造出新的洋壳来,因此火山、地震活动频繁;此类板块边界包括洋中脊系统及大陆裂谷系统;这些大陆裂谷被认为是未来新生大洋可能产生的地方;平移型转换型板块边界：边界处板块既不增生也不消亡,而是相邻的两个板块通过转换断层滑动,同时引发地震和火山活动;只有转换断层可以在力学性质上加以“转换”,将它们联系起来组合成完整的“板块”;10.简述岛弧的演化步骤;A：大洋岩石圈断裂；B：一侧岩石圈俯冲到另一侧之下,逐渐形成海沟,俯冲持续则产生海底火山活动；C：火山活动继续,火山岩堆积抬升,海底火山露出水面,发育弧沟间隙、海沟坡折等单元；D：原地弧发生分裂,向洋移动的部分为漂移弧,其后方为新开的弧间盆地;11.何谓沟－弧－盆体系大洋板块向大陆板块或另一洋块之下俯冲过程中形成向下凹陷很深的海沟和向上拱升的岛弧,故称为海沟－岛弧体系；在火山弧的后方向陆一侧又因弧后扩张而形成弧后盆地,故称为沟－弧－盆体系;第3章全球海平面变化1.何谓全球海平面变化2.何谓相对海平面变化验潮仪记录到的海平面变化是海平面相对于当地海岸基岩的变化,为相对海平面变化,它通常只能代表局部地区的海平面变化状况;相对海平面变化：世界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;陆地升降包括构造引起的地壳垂直升降运动和冰川、水、沉积物的均衡作用;3.海平面变化的原因主要有哪些1海洋水体积的变化：当大量的水以陆冰储存时,导致海平面下降平均1m/ka,冰层快速生长时期可达5m/ka;在末次冰期最盛时海平面下降到最低,比现在海平面低120～150m;2洋盆容积的变化：当海底板块扩张加快,地幔对流作用给大洋中脊带来炽热熔岩,海底地壳增生,海岭发生热膨胀;海岭体积扩大使海平面升高;当海底板块扩张速度减慢时,大洋中脊变冷收缩,海底下降,海平面降低；如白垩纪由于海底扩张的持续,海平面抬升幅度达350m左右Mmer,1987;大陆侵蚀使陆面物质流向海底,直接转换海水,造成海面上升;大约转换1m深的海水需要5万年;海底沉积物压实作用使水分从沉积物中释出,沉积物体积减少,对海平面没有明显作用;3海水物理性质的变化：一般认为,全球海水温度升高1℃,海面大约可升高；假如全部海水温度高10℃,则海面要升高约10m;根据最近世界潮位站资料分析表明,在过去100年内,海面上升了约12cm,这一上升可能是全球温室效应气温上升造成的;海水盐度变化可引起海水体积变化以至海面高程变化：海水体积＝纯水体积+总的盐当量×视当量体积;如果海水盐度从35‰减少到25‰,将导致海面下降,根据南大西洋情况,在过去2000万年内,海水由于温度降低,盐度减少,导致海面下降了,速率为ka;4天文因素效应：地球自转速度加快会引起海水向赤道运动,形成赤道海面上升,旋转速度变慢则引起海水向极地流动,形成两极海面升高,地球转速变化还会影响地转偏向力,从而造成海流转向时海面倾斜;地轴倾角的变化,表现为黄、赤道交角的变化,黄、赤道交角的变化范围为21°39′到24°36′,变化幅度达3°,变化周期为4万年;地轴倾角的变化将引起气候变化,从而影响海面变化;5地球物理因素的变化：川均衡作用可使海面发生变化;冰期陆地冰川负荷加大,引起地表沉陷；间冰期卸荷导致陆地的均衡抬升和海底下沉;如北欧斯堪德纳维亚半岛和北美哈德逊湾周围原是第四纪大陆冰盖中心,未次冰期以来冰盖消融引起地壳均衡回跳,沿岸存在大量古海岸线遗迹;其次海水、沉积物负荷量的变化以及气压变化都会困均衡作用引起海面的变化;6人类活动的影响：如沿海城市人口多,生产发展使地下水处于过量开采、引起地面沉降,海面相对上升,如我国上海、天津,日本东京和美国纽约都存在类似问题;有人认为,近几十年来,大量修筑水库,减少入海河水流量,是近来世界海面上升速度低于理论计算值的原因之一;第4章海岸带的现代过程1.何谓海岸带的定义,其包括哪三个组成部分现代海岸带：包括现代海水运动对于海岸作用的最上限及其邻近的陆地,以及海水对于潮下带岸坡剖面冲淤变化所影响的范围;三个基本单元组成：①陆上岸带：平均高潮线以上的沿岸陆地部分,通常称潮上带；②潮间带：介于平均高潮线与平均低潮线之间；③水下岸坡带：平均低潮线以下的浅水部分,一般称潮下线;2.海岸根据成因可分为哪两类1.原生海岸2.次生海岸3.根据组成物质,海岸可划分为哪些类型1.基岩海岸2.砂砾质海岸3.粉砂淤泥质海岸4.生物作用形成的海岸生物海岸4.了解海岸带泥沙的横向运动;当波浪前进方向与岸线相垂直时,波浪进入海岸带产生垂直海岸的进、退横流,水质点在水下岸坡上表现为垂直海岸的往返流动,即当波峰经过时发生向岸进流,波谷通过时发生离岸退流;海岸带物质也随水流作垂直于海岸的向岸和离岸的移动,这种泥沙运动方式也称为海岸带泥沙的横向运动;5.何谓中立线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,这一位置称为中立点,岸坡上中立点的连线称为中立线;6.何谓均衡剖面均衡剖面指在波浪的侵蚀、搬运和堆积作用下,最终使水下岸坡上的组成物质从发生位移到只发生振荡运动而并不改变原有位置的过程和结果;7.了解海岸带泥沙的纵向运动;当波浪斜向入射海岸时,水下岸坡上的泥沙沿着重力方向和波浪波向线方向的合力方向前进；当泥沙向海返回时,则是沿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,即纵向运动;第5章河口与三角洲1.何谓河口河口是一个与开阔海洋自由相通的半封闭的海岸水体,而其内部的海水在一定程度上为陆地排出的淡水所冲淡;普里查德Pritchard,1967 2.根据动力特征,可将河口分为哪些类型根据三大动力因素径流、波浪和潮流的相对强弱,将河口分成三个基本类型：1河流作用优势型；2潮汐作用优势型；3波浪作用优势型; 3何谓河口的浮泥运动当大风浪平息以后不久,面层含沙量逐渐减小,而底部形成高含沙量,出现清浑水界面,这高含沙体具有一定的流动性,称为浮泥FluidMud,清浑水界面称为浮泥面;浮泥在水流或自重的作用下可以流动,这是河口和沿海泥沙运动的特殊形态;4何谓河口最大浑浊带河口最大浑浊带指河口区含沙浓度明显高于上、下游,且在一定范围内有规律地迁移的高含沙水域；其断面平均含沙量稳定地高于上、下游几倍甚至几十倍,底部含沙量也明显地增高,床面往往出现浮泥,存在这些现象的区段即为河口最大浑浊带;5何谓河口拦门沙当河流径流注入开阔的水域后,因水流扩散和盐水的顶托,流速减弱,水流中挟带的泥沙就会沉降堆积成为水下暗沙,其部位常处于河口段与口外海滨段的交接地区,即在口门外称为拦门沙;6何谓三角洲河流携带大量泥沙,在河口区入海,因此处河面拓宽,流速降低和坡度变缓,会以河口为顶点,向海堆积成平缓的三角形地和扇形地,称为三角洲;7.简述三角洲的形成过程;河口区,水流展宽和潮流顶托作用使流速骤减,河流底负载堆积成水下浅滩;浅滩淤高、增大,露出水面,形成河口砂坝;水流从砂坝顶端分成两股,形成两个分支河道分流河道,并向外侧扩展;分支河道向前发展,在河口处又会出现新的次一级河口砂坝如右图所示;此过程不断重复,则形成一喇叭形向海延伸的多汊道河网系统,三角洲的雏形随之形成;8.何谓河控、潮控和浪控三角洲,其沉积特征分别是什么河控三角洲：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;在发生进积作用的情况下,三角洲的垂向层序具有“海退”旋回的特点,从下向上岩性表现为从泥岩页岩向砂岩的过渡;潮控三角洲：河流注入三角港或其他形状的港湾,因潮汐作用远大于河流作用,在港湾中堆积的泥沙受潮汐作用的强烈破坏和改造,仅形成小型三角洲；属于破坏性三角洲的一种类型;一般发育于中高潮差、低波浪能量、低沿岸流的盆地狭窄地区;在河口区或具前缘向海方向,常发育因潮汐作用而形成的呈裂指状散射且断续分布的潮汐砂坝,是区别其他类型三角洲的重要标志;层序下部主要是以潮汐砂脊为特征的三角洲前缘进积作用产生的向上变粗的层序；上部主要为三角洲平原的潮坪和潮道沉积；其顶部常发育沼泽和分流河道沉积,以此区别于潮坪和河口湾沉积;浪控三角洲：海洋的波浪作用大于河流作用,只有一条或两条主河道入海,分支河道少而小;河流输入泥沙量少,且被波浪作用改造、再分配,在河口两侧形成一系列平行于海岸的海滩、砂嘴、砂坝,并在向陆一侧形成半封闭的泻湖和沼泽,仅在主河口区才有较多的砂质堆积,形成突出于河口的鸟嘴状形态;垂向层序通常为下细上粗的反旋回层序,但以具有浪蚀海滩脊序列为特征,顶部一般都出现三角洲平原的沼泽和分流河道沉积,以此区别于海岸的海滩脊沉积层序;底部是含生物扰动的前三角洲；向上过渡为互层的泥、粉砂和砂的沉积,有波浪引起的冲刷构造、递变层理和交错层理；最后演变成具平行低角度层理的、分选好的高能海滩砂以及沼泽沉积;9一个完整的三角州沉积体系可划分为哪三部分其特征分别是什么①前三角洲;三角洲最外缘的水下部分,坡度平缓,主要由粘土和粉砂组成的前积层组;②三角洲前缘;水下三角洲部分,位于三角洲平原与前三角洲之间;前缘的坡度较陡,为前积层组,主要物质是砂、砾石;③三角洲平原顶积层组;分水上、水下三角洲平原两类;水上部分具河流地貌特征,主要是泛滥平原、天然堤、决口扇、沼泽、洼地等地貌类型；水下三角洲平原,受河、海动力相互作用,形成河口拦门沙、潮滩等;第6章大陆边缘及其地质构造1.何谓大陆边缘亦称大洋边缘,是近海陆地上观察到的岩层与地质构造向海下的自然延伸部分;是一个巨大而复杂的斜坡带,是大陆地壳与大洋地壳之间的地壳过渡带,地壳厚度从海岸向洋底逐渐变薄;2.大陆边缘有几种类型试述其主要特征;根据大陆边缘形态及构造的组合特征,全球大陆边缘可分为两大类型：1稳定型大陆边缘大西洋型、被动型、发散型、无震型由于大洋岩石圈的扩张而造成的由拉伸断裂所控制的宽阔的大陆边缘,又称被动大陆边缘;位于板块内部,被动的随着板块移动,缺乏海底俯冲带,故无强烈的地震、火山活动和造山运动,但曾遭受显着的沉陷和张裂活动,发育有巨厚的沉积物;被动大陆边缘由宽阔的大陆架、较缓的大陆坡和缓而平坦的大陆隆组成;2活动型大陆边缘太平洋型、主动型、汇聚型、有震型组成有大陆架、大陆坡和岛弧－海沟体系,其边缘环绕以火山岛弧,岛弧边坡陡峭,外侧边坡直落至深邃的海沟底部,岛弧和海沟地形高差悬殊,有频繁的火山和地震活动以及较强烈的构造运动;根据板块构造理论,活动型大陆边缘是板块汇聚、大洋板块向大陆边缘之下俯冲消减的地带;3.被动大陆边缘的形成和发展经历了哪三个阶段①大陆裂谷阶段②新生大陆边缘阶段③成熟大陆边缘阶段4.活动大陆边缘的分类分为哪两类安第斯型大陆边缘：海洋岩石圈俯冲于大陆岩石圈之下,由海沟火山岛弧的大陆架和大陆坡构成；西太平洋型大陆边缘：海洋岩石圈俯冲于岛弧之下,也称岛弧亚型大陆边缘,由海沟与火山岛弧的大陆架和陆坡构成;5.何谓残留沉积、变余沉积和现代沉积残留沉积指晚更新世低海面时堆积下来的沉积,并且尚未被现代沉积物覆盖的沉积物;沉积物的属性与目前所处的环境不适应,形成于目前陆架海区完全不同的沉积环境之中;变余沉积是指受现代陆架物理主要是海洋动力、生物和化学过程改造过的残留沉积,称为准残留沉积,也称变余沉积或混合沉积或再生沉积;其性质介于现代沉积和残留沉积之间;沉积物的属性与目前所处的沉积环境相一致,处于一个统一的动态平衡系统之中,这类沉积物称为现代沉积或现代原生沉积;6.影响大陆架沉积作用的因素主要有哪些1海面变化2沉积物的补给3气候4陆架水动力：洋流、潮流、密度流、气象流风海流;5生物过程6化学作用7.何谓沙波运动当推移质运动达到一定的规模时,河床表面便会形成波状起伏并向下游移动;这种泥沙颗粒在床面的集体运动,称为沙波运动;8.何谓海底峡谷试述其主要成因是顺坡向峡谷,其源头在陆架外缘,并有树枝状谷系,尾闾在大陆坡角并与深海扇相连;第四纪冰期期间,海平面下降,海浪在大陆架上卷起大量泥沙,使得海水密度增加,从而形成一股高密度的异重流,即混浊流;混浊流沿大陆斜坡而下,势能不断增加,能侵蚀海底并切割出今日形态的海底峡谷;9.何谓海底扇发育于大陆坡麓,被沉积物覆盖,向海缓斜的扇形地;海底扇多展布于海底峡谷前缘,主要由峡谷运来的大量沉积物在峡谷口外堆积而成;海底扇亦称深海扇,旧称海底三角洲;第7章大洋深海沉积1.何谓深海沉积简述深海沉积物的分类和分布;水深>200m的海域,包括半深海水深200～2000m和深海水深>2000m,泛称深海环境,在深海环境下形成的沉积物叫做深海沉积大洋沉积; 远洋沉积物1.褐粘土：生物源物质含量小于30%的岩石成因物质;2.自生海解作用沉积物;3.火成碎屑物;4.生源沉积物：含有30%以上来自生物的物质;有孔虫软泥含30%以上钙质生物源物质；白垩微体浮游生物软泥；硅藻软泥含30%以上硅质生物源物质；放射虫软泥；珊瑚礁碎屑珊瑚砂、珊瑚泥;陆源沉积物有30%以上具有陆源成因的粉沙和沙1.浊积物由浊流从陆地上或海底高地上带来的物质2.滑坡沉积物由滑移或崩塌带进深水的物质3.冰川海泥大多由冰川运来的外来物质或异地物质2.何谓混浊流其产生的途径主要有哪些混浊流是由沉积物与水混合组成密度高于周围水体的、短暂的、强大的重力驱动流,其流速最大可达870cm/s;浊流的运动由内部湍流所支撑;浊流中可含有大量物质,其密度为~cm3,它在从浅水区到深海盆地的陆源物质搬运过程中起着重要的作用;①由高含砂量的河流在洪水期产生；②由堆积在宽缓大陆架上的巨厚沉积层因某种触发机制如地震的触发而产生；③由火山喷发、地震、海啸等触发沉积物的崩塌而产生;3.何谓等深流简述等深流的沉积特征;等深流,又称等高流、水平流、平流,指在科氏力和水体密度梯度作用下,顺同一深度形成的密度底流,主要发生在大陆隆区,水深约2000～5000m深的海底,形成等深流席或沉积脊堆,宽数十公里至数百公里;基本在同一地形单元内流动,流动方向受科氏力的影响,属全球温盐密度环流;①等深流流速较低2～30cm/s,沉积速率低小于10cm/ka,属牵引流能沿沉积底床搬运沉积物的流体；②在时间上,等深流是持续和稳定的,它能重新悬浮起远浊扇上的沉积物,对它们进行再分选；③强劲的等深流能移走大量沉积物,形成沉积间断面;4.何谓碳酸盐补偿深度在溶跃面以下的水体中,介壳供应量相对减少,而溶解速度增加很快；当到某一深度,钙质介壳的供应量与溶解量相等而达到平衡时,称为碳酸盐补偿深度面CCD;该界面处碳酸盐溶解速率等于沉积速率;从溶跃面到CCD面水域,水体中CaCO3处于不饱和状态,生物壳体遭到不同程度的溶解,此区称为补偿区;此海域海底钙质软泥沉积量少,主要是溶解作用造成;2.何谓底层流其地质作用主要有哪些由于大洋水体温度、盐度及密度分布的不均一性,在大洋深处存在着深部洋流,即底层流;主要发育在南极四周,往往与深层冷水团循环相伴生；水温低、密度大；流速一般为5~20cm/s;①底层流上升过程中起到调节水温、改变生态环境的效应；②底层流富含O2,会对洋底沉积物产生氧化作用,将大洋底粘土氧化为褐红色；③具有冲刷效应,形成侵蚀凹槽,同时将悬移沉积物搬运到异地沉积,形成沉积间断或对沉积物进行再分选;3.沉积物重力流的形成条件主要有哪些①充沛的物源：浅水、斜坡区碎屑和碳酸盐物质的大量堆积;②一定的触发机制：必要条件,如洪水、地震、海啸、巨浪、特大风暴潮和火山喷发等因素直接或间接诱发;③足够的坡度：是造成沉积物不稳定和易受触发而形成高密度流体并沿斜坡向下运动的必要条件,亦是重力流克服各种摩察阻力继续运动的能量来源;④足够的水深：是重力流沉积物形成后不再被冲刷破坏的必要条件;沉积重力流均堆积在海洋或湖泊的最深处,至少应在风暴浪基面之下;4.何谓雾浊层由于各种水流包括底层流、等深流和远浊流等和水团的活动,使大洋底部一部分沉积物悬浮起来,在洋底上方呈雾浊状,称为雾浊层;其微粒浓度可达到～L,甚至更大;平均微粒粒径12μm,雾浊层厚度可达1000m;第8章海洋第四纪地层学1.何谓瓦尔特定律德：相对比定律瓦尔特定律：“只有在横向上相邻出现的相,才能在纵向序列中互相叠覆,即在连续沉积区,垂向上相邻的相侧向上也相邻;”2.何谓生物地层学生物地层学是研究生物化石的时空分布、地层形成发育规律和确定地层相对时代的地质地层学分支学科,是解决地球上出现生物以来的地层划分、对比的主要手段;3.何谓事件地层学事件地层学是研究利用地质事件及其地质记录,来对比地层和确定地层界线的地层学分支学科;因为地层构架是由一系列缓慢渐变过程和短暂的突变或灾变事件组成,而突变或灾变事件在地层研究中有特殊意义,地层界线本质上应反映突变;4.何谓层序地层学其主要观点有哪些层序地层学是研究在不同海平面升降旋回阶段中沉积的成因上互有联系的地层的沉积层序;Sangree1991将其归纳为地层单元的几何形态和岩性受四大参数的控制：构造沉降速度,控制沉积盆地的沉积空间；海平面升降速度,控制。
活动型大陆边缘
安第斯亚型大陆边缘：海洋岩石圈俯冲与 大陆岩石圈之下形成的大陆边缘。（中 美—南美的太平洋沿岸） 岛弧亚型大陆边缘：海洋岩石圈俯冲于岛 弧之下形成的大陆边缘。（西太平洋沟— 弧—盆体系）
一、基本特征 大洋板块俯冲带及其伴生的地震震源面从洋向陆 倾斜，并逐渐加深。 构造带具有明显的单向特征。环太平洋构造带分 为内外两带：外带位于大陆侧，主要是中生代构 造带，内带位于洋侧，主要是新生代构造带。构 造活动性具有自陆向洋迁移的趋势。 重力场变化规律为海沟带的重力异常为负，岛弧 及弧后盆地的重力异常为正。 地热流的分布具有明显的分带性。沿海沟为低热 流量带，过海沟轴达到最低，向岛弧过渡到高热 流带，在弧后盆地再次出现高热流带。 最强烈的火山活动带。
二、活动型大陆边缘的俯冲作用及其形变 Boillot提出的仰冲板块边缘的变形理论模型 • 原理：一个给定的剪切面C1可能与另一个 共轭剪切面C2有关。这时压应力FF′沿C1和 C2之间的小夹角的平分线发生作用。如果 将俯冲带视为C1剪切面，相应的冲断层既 是同向冲断层，而共轭剪切面C2相应的冲 断层为反向冲断层。
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岛弧的演化 陆缘弧的演化 俯冲作用导致弧后盆地扩张，陆缘山弧裂离的碎 块漂离大陆成为边缘弧，其陆壳结构仍然保留。 如果弧后盆地在俯冲作用下逐渐闭合，边缘弧与 大陆汇合，转化为裾弧和陆缘山弧。 特征：主要由安山岩和英安质岩石组成，伴生的 深成岩体以花岗岩为主；年代一般较老，经历多 次褶皱、变质和花岗岩浆活动。
洋内弧的火山岩趋向钙碱性系列，区域变 质作用使岛弧岩石的结晶程度增高，最终 岛弧的海洋性地壳过渡为偏陆壳性质，洋 内弧趋向成熟。
稳定弧和漂移弧碰撞的两种方式，可形成 洋内褶皱系。
大地构造与成矿(岛弧与活动大陆边缘)
岩浆活动也不断使俯冲板块的一部分物质 通过熔融上升到俯冲带之上。压缩、混杂 堆积、岩浆活动的结果，使这里的地壳褶 皱、断裂、变质、隆起，造成岛弧和山脉。 板块的俯冲作用或岛弧活动实际上就是造 山运动。两个大陆板块碰撞可引起山脉进 一步扩大和抬升
２）造山带型式 （1）科迪勒拉式（安第斯式）：这种造山 带发育于既是板块边界又是大陆边缘的地 方，包括一侧上的洋壳与另一侧上的陆壳， 即一个大洋板块在此边缘向大陆板块之下 俯冲、消亡。由此产生的大陆侧向增长是 很小的，如科迪勒拉山和安第斯山
６、变质作用
挤压型板块边界区域变质作用十分发育，其主 要特征是双（对）变质带,由两个互相平行的高压 低温型变质带和高温低压型变质带所组成
双变质带主要分布于环太平洋地区，已发 现有15对，形成时代多数为中新生代，少数 为上古生代。双变质带的形成时代向海洋 方向变新
７、造山作用 1)机制 板块俯冲一碰撞作用也一种造山作用。在板块俯 冲过程中，由于牵曳作用，使仰冲板块上部物质 不断受到压缩。 俯冲板块上面的沉积物，在开始俯冲时，绝大部 分被刮下来，致使不同地点、不同时代的沉积物 和由仰冲板块上滑落下来的碎块及其由俯冲板块 构造侵位上来的洋壳碎块，压缩、堆积在岛弧或 大陆边缘，形成混杂堆积和蛇绿岩套
岛弧（山弧） 地形增高,内重力高和高热流值
地壳类型复杂（大洋型、过渡型、大陆型 都有） 与板块俯冲时的热效应和板块俯冲作用即 造山作用也是一致的。
４、沉积作用 沟、弧地区地形反差大，为沉积作用提供 了良好条件。
（1）海沟
有深海和浊流沉积物，海沟内坡通常比较 陡峭，有时由于逆断层或褶皱变形，形成 构造凹地或斜坡盆地，有厚度不大的浊积 岩和深海沉积物 大部分在板块俯冲过程中被带走，厚度并 不大，从几百米到1公里以上。
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大洋板块俯冲带及其伴生的地震震源面从洋向陆 倾斜，并逐渐加深。
构造带具有明显的单向特征。环太平洋构造带分 为内外两带：外带位于大陆侧，主要是中生代构 造带，内带位于洋侧，主要是新生代构造带。构 造活动性具有自陆向洋迁移的趋势。
重力场变化规律为海沟带的重力异常为负，岛弧 及弧后盆地的重力异常为正。
贝尼奥夫带平缓时，同向冲断层倾角小，C2剪切 面规模受到限制。仰冲侧反向冲断层的发育受到 限制，造成局部抬升；同向冲断层集中发育于海 沟附近的增生楔形体中，形成叠瓦状构造、推覆 体等。称为洋侧敛和作用，逆掩仰冲方向指向大 洋。
贝尼奥夫带较陡倾斜时，同向冲断层呈高角度倾 斜，反向冲断层C2活动范围加大，导致楔状体加 积作用以及岛弧或陆缘地壳的挤压收缩，称为陆 侧敛合作用，逆掩仰冲方向指向内陆。
残留的小洋盆中堆积起更多的复理石。 岛弧与稳定陆缘碰撞，残留海盆的复理石和大陆
麓上的沉积物在俯冲带受到挤压、发生褶皱，产 生逆掩推覆。 由于大陆岩石圈很难向下俯冲，在挤压作用下出 现一系列向内陆方向推挤的逆掩断层。当洋底俯 冲殆尽时，厚而轻的大陆岩石圈不能随之向下俯 冲，由于挤压作用的继续，最终造成岛弧另一侧 大洋岩石圈破裂，形成倾向相反的新俯冲带及新 海沟。
楔形区属高Q带，可发生地震。2. 在俯冲带上分 布有火山—深成岩带，火山活动以钙碱系列为主。 3. 遭受强烈的断块抬升，地势高峻、剥蚀作用强 烈，剥蚀的碎屑物被搬运至前陆和山间盆地，发 育成磨拉石建造，与火成岩交织在一起，成为安 第斯型造山带的重要特征之一。4. 在陆坡深处和 海沟，沉积作用以未成熟型浊流沉积为主
当造山穹隆升出海面后，沉积物分别向洋侧和陆侧搬运， 在火山前缘和海沟之间堆起复理石层，在陆侧堆积于造山 带与陆缘间的凹陷地带，原大陆麓沉积物进一步积压变形
随着造山带的扩展，向陆侧出现逆掩推移，原大陆架上的 浅水地层卷入冲断和褶皱作用中，在凹陷中堆积巨厚的磨 拉石建造
进一步的岩浆活动及其上侵，形成大规模的花岗岩体。
有稳定陆缘向安第斯陆缘的转化过程中， 构造环境发生巨大变化，应力场由引张转 化为挤压，正断层变成逆断层，沉陷的地 块变成逆冲得推覆体，细粒的海相沉积被 粗粒陆相或浅海碎屑物所覆盖。
• 岛弧与稳定陆缘碰撞形成安第斯陆缘 稳定陆缘发育巨厚沉积层，岛弧靠海沟侧发育复
理石及含蓝片岩的混杂岩体。 在俯冲作用下大洋盆地与边缘海盆地逐渐关闭，
• 陆缘弧的演化
俯冲作用导致弧后盆地扩张，陆缘山弧裂离的碎 块漂离大陆成为边缘弧，其陆壳结构仍然保留。 如果弧后盆地在俯冲作用下逐渐闭合，边缘弧与 大陆汇合，转化为裾弧和陆缘山弧。
特征：主要由安山岩和英安质岩石组成，伴生的 深成岩体以花岗岩为主；年代一般较老，经历多 次褶皱、变质和花岗岩浆活动。
形成与演化
• 稳定型大陆边缘转化成安第斯陆缘
在稳定大陆边缘，当大洋岩石圈折断并向下俯冲时，产生 新俯冲带和新海沟，在新海沟内壁有向大洋侧逆推的洋壳 楔，并接受复理石沉积，其厚度向大洋方向增大，在海沟 内壁还形成夹有蓝片岩的混杂岩体
当大洋板块俯冲超过100km的深度，俯冲作用导生的岩浆 活动形成穹隆。，穹隆进一步扩展，原大陆麓下部的沉积 层、厚大陆裂谷阶段形成的粗碎屑沉积和火山岩，开始发 生高温变质和变形。
地热流的分布具有明显的分带性。沿海沟为低热 流量带，过海沟轴达到最低，向岛弧过渡到高热 流带，在弧后盆地再次出现高热流带。
最强烈的火山活动带。
二、活动型大陆边缘的俯冲作用及其形变
Boillot提出的仰冲板块边缘的变形理论模型
• 原理：一个给定的剪切面C1可能与另一个 共轭剪切面C2有关。这时压应力FF′沿C1和 C2之间的小夹角的平分线发生作用。如果 将俯冲带视为C1剪切面，相应的冲断层既 是同向冲断层，而共轭剪切面C2相应的冲 断层为反向冲断层。
稳定弧在俯冲作用下发生分裂，其向洋移动的部分演化为 漂移弧。漂移弧的后方是新张开的弧间盆地。
洋内弧的火山岩趋向钙碱性系列，区域变 质作用使岛弧岩石的结晶程度增高，最终 岛弧的海洋性地壳过渡为偏陆壳性质，洋 内弧趋向成熟。
稳定弧和漂移弧碰撞的两种方式，可形成 洋内褶皱系。
四、岛弧亚型大陆边缘 岛弧类型 • 根据岛弧后方有无洋壳盆地，将岛弧分为洋内弧和裾弧。 洋内弧：有洋壳盆地与大陆分隔开（马里亚纳弧）。 裾弧：与大陆之间隔一具有陆壳的陆架浅海（苏门答腊—
爪哇弧）。 • 根据地壳结构和厚度，火山岩系列及年龄等特征，岛弧分
为未成熟岛弧和成熟岛弧。 未成熟岛弧：由小岛组成，年龄不老于第三纪或白垩纪，
• 洋内弧的演化
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 俯冲带发育于离开陆缘一定距离的洋盆内，当大洋岩石圈 断裂，一侧大洋岩石圈俯冲于另一侧大洋岩石圈之下，逐 渐形成海沟。
俯冲持续进行，仰冲侧产生海底火山活动，以拉斑玄武岩 为主。
火山作用继续，火山岩堆积及上翘抬升，海底火山堆积出 露水面，并逐渐发育弧沟间隙、海沟坡折等单元。这种弧 称为稳定弧，它将大洋盆地主体与陆缘洋盆分隔开，弧后 区成为残留型弧后盆地。
当板块呈斜向俯冲时，仰冲板块内出现剪切力， 由于俯冲的方向不同，岛弧或陆缘出现左旋或右 旋的平移断层。
岩石圈汇聚带的形成在一定程度上取决于贝尼奥 夫带的倾斜度和倾斜方向。
三、安第斯亚型大陆边缘 构成及其重要特征 • 基本构成：海沟、陆坡、陆架和陆源山弧 • 特征：1. 俯冲带的倾角较缓，地表与俯冲带间的
缺失或极少有大陆型基底岩石，火山岩以拉斑玄武岩为主 （汤加—克马德克弧、中千岛湖、马里亚纳弧）。 成熟岛弧：由大岛组成，年龄为中生代或者更老，有大陆 型地壳组成，火山岩包括拉斑玄武岩和钙碱系列的安山岩 （日本弧、菲律宾弧）。 • 陆缘弧系列（山弧、裾弧和边缘弧）和洋内弧系列（稳定 弧和漂流弧）
岛弧的演化