海洋地质学复习提纲
第一章绪论
1.什么是海洋地质学，海洋地质学的研究内容？
对海洋领域所作的地质学方面的研究起初叫做“海底地质学”（Submarine Geology），后来一般均称为“海洋地质学”（Marine Geology）
海洋地质学以海水覆盖下的广大岩石圈为研究对象，主要包括海岸、大陆架和大陆坡，以及广阔的深海洋底。它也是地质学的一个分支，专门从事海洋区域的地质学研究。
2.
2.海洋地质学调查手段有哪些？
海洋地质调查和技术手段主要有：
利用人造卫星导航和全球定位系统（GPS），以及无线电导航系统来确定调查船或观测点及测线在海上的位置；
利用回声测深仪，多波束回声测深仪及旁测声纳测量水深和探测海底地形地貌；
用拖网、抓斗、箱式采样器、自返式抓斗、柱状采样器和钻探等手段采取海底沉积物、岩石和锰结核等样品；
用浅地层剖面仪测海底未固结浅地层的分布、厚度和结构特征。用地震、重力、磁力及地热等地球物理办法，探测海底各种地球物理场特征、地质构造和矿产资源，有的还利用放射性探测技术探查海底砂矿。
3.从DSDP到ODP到IODP，深海钻探计划对海洋地质学的推动作用？
深海钻探（DSDP）（1968-1983）证实了海底扩张理论和板块构造学说
大洋钻探（ODP）（1985-2003）创立了古海洋学
整合大洋钻探计划——IODP（2003-2013）、国际大洋发现计划——IODP（2013-2023）规模更加宏大、科学目标更具挑战性
4.21世纪是海
洋世纪，海洋
地质学面临什
么新的任务和
挑战？
海洋高新技术的
应用向空间发
展、观测精度不
断提高, 从而使
海洋地质科学的
调查研究朝" 领域
广、精度高、研
究深" 的方向发展
第二章板块构造理论
1.大陆漂移假说的主要内容和缺陷是什么？
主要内容：地球上所有大陆在中生代以前曾结合成统一的巨大陆块——联合古陆，或称泛大陆；其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋——泛大洋。
中生代以后，联合古陆解体，由于各大陆分离，漂移，逐渐形成了大西洋和印度洋，而泛大洋（古太平洋）收缩成今天的太平洋。
主要内容：全世界的大陆在古生代晚期曾连接成一体，称为联合古大陆或泛大陆(Pangea)，围绕联合古大陆的广阔海洋称为泛大洋；
较轻的硅铝质大陆漂浮在较重的硅镁层之上，并在其上发生漂移；
从中生代开始，泛大陆逐渐破裂、分离、漂移，形成现代海陆分布的基本格局。
大陆漂移的驱动力是与地球自转有关的两种力：向西漂移的力（来自日月引力产生的潮汐摩擦力）和指向赤道的离极力。
缺陷：1、魏格纳进行古地理重建（拼合大陆）时，依据的几何特征不够精确； 2、刚性的花岗岩层不可能在刚性的玄武岩层上漂移； 3、地球已有几十亿年的历史，大陆的分裂为何始于中生代，联合古陆为何能在地球历史中的大部分时间得以生存，未解释中生代以前地球演化历史？ 4、日月引力引起的潮汐摩擦力和离极力都太小，不足以引起大陆漂移；(关键是关于大陆漂移的驱动机制) 5.大陆如何拼接的一些具体问题未能妥善解决。
2.海底扩张的主要内容及证据
主要内容: ○1大洋中脊是地幔物质上升的出口，上升的地幔物质冷凝形成新的洋壳，并推动先形成的洋底逐渐向两侧对称扩张；
②海底在洋中脊处的扩张导致新大洋两侧的大陆逐渐彼此远离，也可能使
老的洋壳在大陆边缘的海沟处沿贝尼奥夫带（俯冲带）向下俯冲潜没，重新回到地幔中去，从而完成对老洋壳的更新；
③海底扩张是刚性岩石圈块体驮在软流圈上运动的结果，运动的驱动力是
地幔物质的热对流；
④如果地幔对流的上升流发生在大陆下面，就将导致大陆的分裂与大洋的
开启。
证据：一、古地磁学的论证
1、条带状海底磁异常瓦因—马修斯假说：“若海底发生扩张，则磁化方向正反交替的
岩石就会由中脊轴部向外推移，并平行于洋脊顶峰延伸”。
2、海底沉积物的磁性磁性测量表明：正向磁化与反向磁化段在岩芯中交替出现。
二、深海钻探成果
1、DSDP明确了大洋地壳的年龄不但非常年轻（<170Ma），而且对称于大洋中脊分
布，这完全符合海底扩张模式。
2、DSDP揭示了洋底沉积物的厚度和层序是对应于中脊轴分布的。在年轻的中脊顶
部，沉积物的厚度较薄；向两侧，则随着洋底年龄变老，沉积层逐渐加厚。
三、转换断层
3.板块构造的基本思想（内容）？
1）漂浮于软流圈之上的刚性岩石圈并非统一的整体，而被活动断裂带分割成若干大小不同的球面块体，即岩石圈板块，简称板块；
2）板块是刚性的和相对稳定的，并按球面运动规律不断改变着彼此之间的相对位置；
3）板块边界为大陆裂谷、洋中脊、岛弧—海沟系和转换断层等构造活动带，因而具有强烈的活动性，全球的地震、火山主要沿板块边界分布；
4）板块在离散边界处扩张增生，而在汇聚边界处俯冲消减，二者相互补偿，地球体积保持不变；
5）地幔中的热对流是板块运动的驱动力。
4.板块边界类型及各自的特点和典型实例？
根据板块边界的性质、特征和板块间相对运动方式，可将板块边界划分为三种类型：
1. 离散型板块边界也称生长边界。特点是两板块做背离运动，向两侧分离、散
开，由于它的应力状态是拉张的，故又称拉张型板块边界。正因为应力拉张，所以边界线常呈锯齿状。离散型边界发生于大陆岩石圈之间者称大陆裂谷带，如东非裂谷带，是索马里板块与非洲板块的离散边界。
2. 汇聚型板块边界也称消亡边界，相当于海沟和活动造山带，所伴随的是洋壳消亡和大陆碰撞。由于汇聚应力是挤压的，故又称挤压型边界。汇聚型边界可进一步划分为俯冲边界和碰撞边界。
俯冲边界:相当于海沟；相邻板块相互碰撞，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。俯冲边界又包括：①岛弧—海沟系（日本岛——日本海沟；欧亚板块——太平洋板块），岛弧远离大陆，发育于洋壳之上，沿着岛弧，一大洋板块俯冲于另一大洋板块之下。②山弧-海沟系（安第斯型大陆边缘），大洋板块沿陆缘俯冲于大陆之下。
碰撞边界：陆-陆碰撞也称地缝合线，是大洋板块俯冲殆尽，两侧大陆相遇汇合开始碰撞时的边界，表现为活动造山带。两陆块碰撞导致地壳压缩增厚，地面大幅度抬升，形成宏伟的褶皱山系，喜马拉雅山便是始新世以来板块碰撞
边界的典型实例。
3. 转换型板块边界也称平移型边界或剪切型边界，是相互剪切、滑动的两个板块之间的边界，其边界线即转换断层线。沿这种边界通常既没有板块的生长，也没有板块的消减，但伴有频繁的浅震活动。转换型板块边界的代表是加利福尼亚的圣安德烈斯断层，它是北美板块和太平洋板块的一段边界。
5.转换断层与平移断层的区别？
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；
平移断层，错动是沿整条断裂线发生的
转换断层，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。
转换断层，相互错动仅发生在这两段中脊轴之间的BC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。
转换断层中BC段的错动方向，恰好与平移断层中把中脊错开的方向相反。
6.贝尼奥夫带
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. 7.板块构造的驱动力？
8.与岛弧体系相关的火山岩分布规律
9.典型的弧盆体系组成单元
第三章大陆边缘及地质构造
1.大陆边缘的类型，特征及典型实例
一、根据大陆边缘地壳活动性的强弱，可分为：
稳定大陆边缘：又称被动大陆边缘，大西洋型大陆边缘，离散型大陆边缘，和拖曳大陆边缘:具有宽阔、平坦的大陆架，外接坡折明显的大陆坡和平缓的大陆裾，整个大陆边缘没有火山和地震，是一个较为稳定的海域。
活动大陆边缘：又称主动大陆边缘，太平洋型大陆边缘，收敛大陆边缘：大陆架+大陆坡+“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。
活动型大陆边缘的构造带具有明显的单向特征:
1.太平洋构造带通常分为内外两带：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。其构造活动性具有自陆向海向洋迁移的趋势，西太平洋边缘尤其突出。
2.重力场的变化规律一般是海沟带的自由空间重力异常为负，岛弧继弧后
盆地的自由空间异常为正。
3.地热流的分布具有明显的分带性。沿海沟低热流量带，过海沟轴（陆
侧）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。
低热流带与冷的大洋岩石圈俯冲活动大陆边缘是最强的火山活动带。
4.从洋到陆依次出现拉斑玄武岩系列、钙碱系列、碱性系列。
两种亚型：岛弧亚型—缺失大陆隆，以发育海沟-岛弧-边缘海盆地为特点。
（西太平洋岛弧）
安第斯亚型—中美-南美陆缘大陆架和大陆坡狭窄，大陆隆被海沟取代（秘鲁-智利、安第斯山）
二、据板块构造机理分为三类：
1、发散型大陆边缘发散型大陆边缘是大西洋、印度洋周边普遍存在的类型。
由宽阔的大陆架、平缓的大陆坡（1－3度）和分布广泛的大陆裾三个单元组成。它是海底扩张过程中形成的。
2、聚敛型大陆边缘又称为太平洋型大陆边缘，他由大陆架、陡峭的大陆坡
（2-3度）和深海沟三个单元构成。太平洋型大陆边缘又可以分出岛弧亚型和安第斯亚型两种。
3、转换断层型大陆边缘转换型大陆边缘是由转换断层所圈定的大陆边缘，它
是由板块之间的水平剪切作用而不是岩石圈裂开的裂谷作用形成的。其特点是裂陷作用和火山活动均比较微弱，甚至缺失，常伴有浅震活动，也不像非火山型边缘那样出现宽阔的地壳变薄作用。从而陆坡较陡峭，陆隆发育较差。如北美太平洋侧加利福利亚湾的大陆边缘，由圣安德烈斯平移断层和阿拉斯加湾东南的费尔韦瑟平移断层参与塑造。加利福利亚半岛以裂离半岛形成出现，兼蓄发散与平移性质；阿拉斯加湾外有阿留申岛弧与海沟存在，兼蓄发散与平移性质
2.边缘海（弧后盆地）的定义，特征及形成机制
（1）边缘海盆地是西太平洋型大陆边缘沟-弧-盆地的组成部分，故又称为弧后盆地，主要分布在西太平洋边缘，而在印度洋、大西洋仅出现于局部
边缘。
（2）边缘海盆地的基本特征
大多数边缘盆地的地壳结构与标准洋壳结构相同或相近。
边缘盆地的年龄相当轻，大多数比被岛弧分隔的相邻洋盆小得多。DSDP 和ODP的成果也证明，边缘盆地的海底（残留型边缘海盆地除外）都是新生代以来形成的。
再大部分边缘盆地都发现有与大洋底类似的磁异常条带，但磁异常强度偏低。
边缘盆地的热流值一般较高，活动的或较年轻的边缘海盆平均热流值可高于洋中脊。
边缘盆地的布格重力异常比两侧的大陆和岛弧高，大都在200mGal以上，是地壳减薄、地幔抬升的表现；有些正活动的海盆，自由空间重力异常为30～80mGal。
（3）边缘海盆地的形成机制
○1、主动扩张机制——认为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。热底辟模式、次生对流模式。
○2、被动扩张机制——认为地幔物质上涌是被动的，受板块之间运动方式的控制。如果上覆板块与岛弧—海沟体系之间为分离运动，这就是为弧后扩张提供了空间。可以促使地幔物质上涌，从而引起边缘海盆的扩张。如果有俯冲带与大陆板块相向运动，大陆板块推掩于俯冲带之上，则形成安第斯陆缘而不会形成边缘海盆。
3.沟-弧-盆体系形成机制
4.（1）地槽理论对沟-弧-盆体系形成机制的认识：地槽概念中，海沟时沉降
带，岛弧是拱起的地背斜，边缘海盆则是山间坳陷。地槽在其发展过程中。还够、海盆不断接收陆源碎屑物质堆积，最终引起地槽回返，以造山运动的形式借宿地槽生命，形成稳定的褶皱带，并拼贴于相邻大陆上，使大陆增生，沟-弧-盆又在新的条件下，开始新的发展旋回。
（2）板块构造理论对沟-弧-盆体系形成机制的认识：卡格里模式由于大洋板块向大陆板块下面俯冲，两板块摩擦生热，地幔（软流圈）物质以底辟形式上涌，导致地幔对流，形成岛弧（火山岛），又由于对流的拉张作用，形成弧后边缘海盆。后补充：俯冲的大洋板块可把一部分低黏度的软流圈物质拖下去，直接发生对流，同样可以因对流产生拉张作用形成海沟和弧后盆地。
5.双变质带
大洋板块向大陆板块俯冲，在接触地带因温度和压力条件不同而产生高压低温和高温低压两种变质带。
6.蛇绿岩套的定义及主要岩石组合
蛇绿岩套 ophiolitic suite又称奥菲奥岩套或蛇绿岩系，代表一套以超基性、基性岩石为主体的复杂的岩石组合，它代表上地幔物质。常把蛇绿岩套的出现认为是古代岩石圈板块消亡的位置。1972年美国地质协会确立了蛇绿
岩的完整层序（自上而下）：基性火山岩（通常具有枕状构造）、基性席状岩墙群、奥长花岗岩、辉长岩、橄榄辉长岩、辉长岩、橄榄岩、斜方辉石橄榄岩
以上完整的蛇绿岩套层序并不多见，一般地区通常缺乏部分层序。
或答:由代表洋壳组分的超基性——基性岩（辉长岩、橄榄岩、蛇纹岩），枕状玄武岩和远洋沉积（放射虫硅质岩，软泥）组成的“三位一体”共生综合体。
对于它的成因：一般认为是上地幔物质上涌或上侵到地表表面，或是大洋地壳或上地幔推覆体构造侵位的结果。现代板块构造学说认为蛇绿岩套沿俯冲的大洋板块一侧分布，由一条超鎂铁质岩、鎂铁质岩和深海沉积物组成的一套复杂岩体。
现代完整的蛇绿岩套由橄榄岩、辉长岩、席状岩墙杂岩和枕状熔岩组成，其上被含放射虫、有孔虫等深海沉积物覆盖，与俯冲带伴生。
7.混杂堆积
第四章大洋构造
1.大洋地壳的分层和特征
第一层，沉积层，地震纵波速度1.5—3.0km/s。具有间断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达1—2.5km；在洋中脊斜坡上较薄，约200m；在中脊顶部100—200km宽的地带，沉积层极薄或缺失。
第二层，火山岩层（基底层），火山岩以玄武岩为主，夹有固结的沉积岩混合成。Vp为4.5—5.5km/s，地震反射探测显示这层表面极其不平坦，厚度变化大，平均1.5km。岩性为大洋拉斑玄武岩。
第三层，大洋层，是大洋地壳的主体层。在大西洋，这层速度值的80％落在6.5—7.1km/s之间，其平均厚度为5km左右。岩性可能是辉长岩或角闪岩及蛇纹岩化橄榄岩等。
第四层，上地幔层，莫氏面一下的层位，非大洋地壳的组成。Vp为7.7-8.3km/s,平均8.0km/s。
2.大洋地壳与大陆地壳的差异
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。
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“花岗岩层-硅铝层”。
大陆型地壳不仅具有“花岗岩层”，而且“玄武岩层”也比大洋型地壳大大增厚。这样一般大陆地壳就比大洋地壳厚达4—6倍。
3.洋盆的演化阶段及威尔逊旋回
威尔逊旋回：从板块构造观点综合归纳出的主要阐述大洋从开裂到闭合碰撞造山演化过程的发展模式。
第五章河口及三角洲
1.影响三角洲发育的因素
1. 河流的泥沙来源
2. 海洋的侵蚀搬运能力的大小
3. 口外海滨区的水深及地势
4. 沉积环境是否稳定
（河流流量、沉积物的供应量、近岸的破浪和潮汐、受水盆地地形及构造、气候和人类活动等）
2.一个完整的三角洲沉积体系分为哪几个部分，其特征是什么
三角洲体系的组成（河控三角洲为例）
分为三个亚相：
（一）三角洲平原
三角洲的陆上部分，相当于顶积层的水上部分。其界限在向陆一侧
从河流大量分叉处开始，与河流下游的冲积平原相接，向海一侧以
水边线与三角洲前缘相接。
三角洲平原相的沉积物包括河流，湖泊，沼泽和泻湖等多做类型，
以粗粒物质为主，含油少量海陆过度相生物。
（二）三角洲前缘
三角洲的水下部分，相当于顶积层的水下部分和前积层的上部。海
平面与浪基面之间。呈环带分布于三角洲平原向海一侧边缘。
这里是河水与海水混合，泥沙大量堆积的地带。河流物质经海洋作
用改造和再分配，形成分选性好，成分纯净的砂质沉积物集中带。
沉积物颗粒较粗，泥质与有机质极少，微体生物具有海陆过渡相的
特征。
在三角洲前缘，总的趋势是粗砂沉积在分流河口，而较细的沉积物
则被搬运到更远的盆地，沉积在滨外的深水环境中。沉积作用构成
了一个缓缓向海倾斜的剖面，其倾角一般小于2°，沉积物向盆地
方向逐渐变细。由于沉积物不断供应，三角洲前缘逐渐向滨外推
进，结果原先为滨外的地方最后被滨线沉积所覆盖。
因此，与三角洲前缘向海变细相应的是，在剖面上形成一个较大型
的向上变粗的层序，它反映了河口海水盆地的充填作用。
（三）前三角洲
位于三角洲前缘外侧的向海地带，相当于前积层下部与底积层。由
河流输送来的悬浮物质和胶体溶液再沉积形成。
沉积物是富含有机质的泥质物质，暗色，具细纹理，含水量80%以
上，是良好的生油层。
含海相生物化石，完全属于海相。
3.三角洲的形成过程及主要类型
河流入海的河口区，水流展宽和潮流的顶托作用使流速骤减，河流底负载下沉而堆积成水下浅滩。
浅滩淤高、增大，露出水面，形成新月形河口砂坝，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，在河口处又会出现的次一级河口砂坝；这一过程的不断重复，就形成了一个喇叭形向海延伸的多叉道河网系统，三角洲的雏形随之形成。
分支河道不断向海延伸，河床坡度减小，流速减缓，河床淤高。坡度减小至一定程度泄流不畅，洪水季节洪流冲决天然堤，呈散流倾泻于滨海平原或叉道间海湾，流速骤减，沉积物逐渐淤积而成决口扇滩，从而使三角洲在横向上逐渐扩大。
河水冲决天然堤后，取道于较大坡度的新河床入海。旧河道淤塞，泥砂供应断绝，加之海浪的改造和侵蚀，使原来的三角洲废弃，而在其旁侧新河道入海处，新的三角洲开始发育成长。随着时间的推移，三角洲的废弃和发育相互转化，交替出现，结果各三角洲彼此连接和部分叠合，形成三角洲复合体。
主要类型：鸟足状三角洲又称为舌形或长形三角洲、朵状三角洲、鸟嘴状三角洲、（浪控三角洲、潮控三角洲、河控三角洲）
4.三角洲层序的特征
在三角洲层序中，自下而上依次出现前三角洲相、三角洲前缘相和三角洲平原相。
沉积特征，自下而上：
（1）沉积物粒度由细变粗，再变细；
（2）沉积物分选性由差变好，再变差；
（3）沉积物构造由水平层理向上渐变为波状层理和各种类型的交错层理，再上变为水平层理为主；
（4）沉积物中黏土矿物、有机质和微量元素含量逐渐减小，但在三角洲平原相，特别是湖沼沉积中，含量又增多；
(5) 沉积物的颜色由暗变淡，由青灰色转为灰色，上层为黄褐色；
（6）海相生物减少，陆相生物则逐渐增多；
（7）层序下不常见生物洞穴，顶部出现植物根系。
5.浪基面：1/2 波长的水深称为浪基面
6.河口湾的分段及水动力特征
潮流界、潮区界、近口段、河口
段、口外海滨段、口门
1、径流——径流除搬运相当数量
的沉积物至河口湾外，还影响到湾
内咸、淡水混合程度。
2、潮汐——是河口湾最重要的动
力因素。1964年Davies按潮差的
大小，把河口湾划分为弱潮型（潮
差<2m）、中潮型（潮差2～4
米）和强潮型（潮差>4m）。潮汐
一是影响河口湾内咸淡水的混合程
度及环流类型，二是可使底质再悬
浮，并向陆或海搬运悬浮体。
3、波浪——能侵蚀海岸，使沉积
物再悬浮以及影响沉积过程。
第六章大陆边缘沉积
1.影响大陆架沉积作用的因素主要有哪些
大陆架是海底沉积作用最为发育的地带，其沉积类型和特征受环境因素制约：
1、海平面变动影响水深和自然地理环境
2、沉积物的补给物质来源主要是由河流、冰川等从陆地上搬运来的陆源
物质。
3、气候决定了大陆上岩石的风化、侵蚀的类型和速度，海洋中的海流体
系，海岸生物生产力和海水的化学性质。
4、陆架水动力状况—包括洋流、潮流、密度流、和气象流四种，是陆架沉
积物侵蚀、搬运、沉积及海底地貌塑造的主要营力。
5、生物作用底栖生物的许多形式和生理的适应性与底质沉积物的物理性质
有关，两者是一种互相依存的关系: 一方面，在不同类型沉积物底质上，生活着不同种群组合的生物群落；另一方面，沉积物表面的生物活动又可改变沉积物表面的物理性质，从而影响到沉积过程．
6、化学因素陆架区海水的化学性质，一方面控制着某些自生矿物的形
成；另一方面，化学沉积作用也会引起沉积物胶结和粘结，这对于增加底质稳定性、减少侵蚀作用具有重要的影响。
7、碎屑物粒度；8）大陆架地形；9）海域敝敞程度；10）周边陆地区域地
质特征；11）构造背景；
2.何谓海底峡谷，主要成因是什么？(百度答案）
大陆坡上最显著的特征是有许多两岸陡峭甚至直立、高差很大的凹槽横切其上，有的甚至切穿大陆架于现代河口相连。这种切割很深，外形呈V 字形（少数为U字型）的凹槽（或谷地）犹如陆地上的峡谷
（或答：是海底横剖面呈V字形（少数为U字型）的一种地形。）成因：第一种说法：河流切割形成海底的峡谷和陆地上被河流侵蚀而形成的河谷很相似，但是注入大海的河水，没有那么大的力度，可以切割海底陆地，因此海底的峡谷是被淹没的陆地的河谷。这些峡谷在陆地上时，被河流切割而成，后来地壳受力下沉，海平面上升，淹没了河谷，成为海底峡谷，
第二种说法：构造成因或是浊流的侵蚀作用（浊流说）形成的。河水流人海洋时，携带着大量的沉积物，这些沉积物和海里的水流汇合后，形成强烈的池流，对海底进行冲击，从而形成了海底峡谷。
3.大陆架沉积模式（2，4种）
对大陆架沉积模式的认识，经历了四种模式：
第一种模式：约翰逊（1919）认为，大陆架沉积物粒度的分布呈近岸（水浅）者粗，远岸者（水深）细的趋势。
第二种模式：Shepard（1932），Emery（1968）认为陆架沉积物分为六种主要类型残留沉积物、火山沉积物、自生沉积物、残余沉积物、生物成因沉积物、现代碎屑沉积物
第三种模式：海侵-海退模式。Swift（1971），Stanley et al.(1972,1976)将前二种模式结合起来，认为既要考虑更新世末期依赖的海平面上升，也要注意大陆表面随海侵尔出现的现代动力作用过程，并指出大陆架上主要有三种沉积相：
1）大陆架留砂表层相
2）近滨现代砂柱相
3）现代大陆架泥表层相
同时把真正的残留沉积与经受现代海洋动力加工和改造过的变于沉积区别开来。
第四种模式：水动力模式。沈锡昌（1991）认为，现代大陆架浅海的沉积物类型、特征、分布反应了大陆架自更新世以来的历史过程。
4.何谓残留沉积/变余沉积和现代沉积
现代沉积物: 由正在起作用的现代营力带入的沉积物，与目前所处的沉积环境一致
残留沉积物：与现代截然不同的环境下形成的较老的沉积物
变余沉积物：经过海侵后受到现代海洋动力作用加工和改造的残留沉积物，其性质介于现代沉积与残留沉积之间
第七章大洋沉积
1.大洋沉积作用
大洋沉积物是水深大于2000m的沉积物。
2.浊流，等深流概念，有什么特征
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。浊流的运动由内部湍流所支撑。
特征：1、浊流在流动过程中逐渐形成头，身，尾三部分。头部含泥沙量高，粒度粗，流速大，具有很强的侵蚀破坏能力；浊流底部的粗颗粒也有牵引作用；身部为泥沙的载体，涡动力可以把泥沙悬起，在流速较大时，沿途还会席卷底部的泥沙；尾部含泥沙少，颗粒细。2、浊流一旦形成，其运动的驱动力是惯性力和重力在斜坡上的斜向分力，随着坡度减缓和惯性减小浊流流动的动能逐渐衰减而发生沉积。3、浊流的形成一般崩塌、滑坡等共生。4、浊流运动具有突发性和间歇性，流动时间短。
等深流又称等高流、水平流、平流，发育在深水环境，是大洋盆地中沿等深线作水平流动的一种大洋底流，主要分布在2000-5000m深的海底，某些海湾的外陆架也有分布。（等深流，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，主要形成在大陆隆区，可以形成等深流蓆活沉积脊堆积，宽度十公里至数百公里。等深流形成的沉积岩层称为等积岩。）
流速缓慢、流动持久、流程很远的底层流。
3.大洋沉积物的来源分类
4.陆源大洋沉积物
指陆地上的物质通过各种重力流、风，以及某些高纬度地区的冰运等过程搬运到大洋里的沉积物。成因类型有：浊流沉积、半远洋沉积、深海沉积、风成沉积物、火山成因沉积物、冰川沉积物、地外源沉积物。
5.影响深海钙质软泥发育的因素
（1）海水肥力和生命周期对海域介壳产量控制
近岸海域或上升流为高肥力区，生物生产率高，硅藻特别发育，多分布硅藻软泥；远洋为低肥力区，但颗石藻对肥力的灵敏度低，故其相对较高。
（2）深度溶解效应及差异溶解效应、CCRD、溶跃面、CCD
(3)稀释作用对深海生物源沉积物形成的制约
在两个介壳产量相等，溶解效应相同的海区，于同一时期形成的沉积物中，虽然生物碎屑的绝对含量相同，但其相对含量却可因两个海区由于其他环境因素决定的非生物碎屑量的多寡而不同。在稀释作用弱的海区，因陆源碎屑或火山碎屑少，可形成生物源沉积，反之，不能形成生物源沉积。
6.溶跃面，CCD，CCRD
CCD(calcite compensation depth) :把碳酸盐开始从表层沉积物中消失的深度成为“雪线”，通常称之为方解石补偿深度
Kolla等人把碳酸盐含量小于10%的深度叫做碳酸盐临界深度（CCRD）
溶跃面：钙质软泥溶解速率梯度急剧增加的界面
7.深海沉积物的分带性
一、气候地带性
1、冰带—广布着冰川—海洋沉积。
2、温带—在温带以硅质软泥占优势，该带南部边界是南极辐聚带，北部
是太平洋环流的上升辐射带。
3、干燥带—以钙质软泥和深部粘土为主。
4、赤道带—广布放射虫、有孔虫和颗石藻软泥。
二、环陆地带性
在环绕陆地的洋缘地带，广泛发育了陆源沉积；
在远离陆地的远洋地带，则沉积了深海粘土、钙质软泥、硅质软泥等远洋沉积物。
三、垂直地带性
碳酸盐沉积物最严格地服从于垂直地带性，它见于水深小于碳酸盐补偿深度的海域；相反，深海粘土总分布在深水区。
四、构造地带性
大洋沉积作用是在板块运动的背景下进行的，沉积层的厚度随距洋中脊距离的增加而增加。
第八章海洋资源
第九章全球变化与海平面变化
1.影响海平面变化的因素
1、洋盆容积变化：大陆的分离和聚合；海底扩张速度的变化
2、海水体积的变化：冰川的形成和溶化（冰期和间冰期）
3、海水物理性质的变化：当海水温度升高，海水受热膨胀将引起海面上升，当水温降低，海水冷缩降造成海面下降。
4、海水盐度的变化
5、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。
6、地球物理因素的变化：冰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，冰盖层熔化接触重压，导致地壳均衡回跳上升。大气压力变化也降影响海面升降。海面大气每增加 1.005mbar，海面将下降1cm。地球重力变化，每毫伽变化使海面形变约 3.3m，地壳水准面形变1.7m，总变化值达5m。
7、人类社会经济活动的影响
地下水过量开采，引起地面沉降，海面相对上升
大量修筑水库，减少入海水流量，是近来世界海面上升速度低于理论计算值的原因之一。
2.海水进退的沉积层序特征
瓦尔特(1894)相率指出在整合垂直层序中的产物，是在横向相邻的环境中形成的。这个原则被广泛用于解释沉积层序的变化规律，也可以用来解释海进和海退形成的沉积层序的不同特征。
当海面上升速度超过沉积速率时，海岸线向陆移动，发生海进。波浪基面以上为高能环境下沉积的砂层，以下系低能环境沉积的粉砂和粘土，陆相层、砂层和页岩属于同期异相沉积，垂直层序自下而上为陆相层、滨海砂岩和浅海页岩。
当海面上升速度小于沉积速率时，情况正好相反，海相页岩、滨海砂岩和陆相层依次退覆叠置在等时线上，垂直剖面自上而下为海相层、滨海相层和陆相层。
3.研究全球变化的科学目标
描述和解释人类赖以生存的地球系统运转的机制，它的变化规律以及人类活动对地球环境的影响，从而提高人类未来对环境变化的预测能力，为全球环境问题的宏观决策提供科学依据。
4.海洋在全球变化中的作用
1）海洋在全球碳循环中的作用
人们认为60亿吨碳中，有近一半留在大气中，另外约30亿吨则全部被海洋吸收（20亿吨大洋吸收，10亿吨被陆架边缘浅海吸收）。
2）调节气候的作用
海流的变化，影响全球气候的变化。
3）海面升降
海进、海退
第十章海岸带的现代过程
1.海岸带的定义，组成及分类、
在海边的海、陆相互作用构成一个带——称海岸带。
海岸带包括海岸线两侧的路上和水下两部分，可以进一步把海滩分为后滨和前滨，水下岸坡分为近滨和滨外。现代海岸带包括水下岸坡与海滩两部分，两者也低潮线为界。
1、李希霍芬的海岸分类
形态分类：根据海岸的横剖面形态分为(1)陡峻的海岸；(2)有平坦海滨并有海蚀崖的海岸；
(3)具有宽广滨岸平原和古海蚀崖的海岸；(4)低海岸。构造分类：根据构造运动与海岸的关系分为(1)纵海岸；(2)横海岸和斜交海岸；(3)下沉盆地的凹岸；(4)桌状或块状地区的中性岸；(5)堆积岸。切割性质分类：根据海岸的切割性质和成因分为(1)海侵岸；(2)与大陆基岩相连的堆积岸；(3)切割决定地方因素的海岸(如火山海岸，珊瑚礁海岸)。
2．约翰逊的海岸分类
约翰逊(1919)把海岸构造运动的方向作为分类的标准，划分为上升海岸、下沉海岸、中性海岸和复式海岸。
3．谢帕德的海岸分类
把以地壳运动和陆地营力为主塑造的海岸和以海洋营力作用为主塑造的海岸划分为原生海岸和次生海岸两大类。
4. 列昂杰夫分类
把海岸分为原生海岸、堆积海岸和其它海岸三大类型。
这种分类与谢帕德分类相似，同样未考虑各类海岸之间的成因联系和发展顺序。
5．其他分类
因曼(1971)等提出了新的海岸分类。这一分类根据所处的大地构造位置把海岸分为以下3类：
I．板块前缘碰撞海岸：位于大陆和岛弧的碰撞和俯冲带的边缘。
Ⅱ．板块后缘拖曳海岸：位于随扩张而离开洋中脊的大陆和岛屿的边缘。
Ⅲ．陆缘海海岸：位于受岛屿保护的一侧。
6.金(1963，1972)提出以物质组成进行分类，分为砾质海岸、砂质海岸和淤泥质海岸。
7.戴维斯(1964)提出从海岸动力因素划分海岸，即根据波浪类型和强度，分出风浪环境和涌浪环境，涌浪环境又进一
步分为大洋西岸和东岸涌浪环
境
8.王颖等在研究中国海岸
时，根据成因把中国海岸分为
两个最基本的类型，即基岩港
湾海岸和平原海岸，
9.沈锡昌等按自然动力把全球
海岸分为外动力海岸和内动力
海岸，其特征和演变过程均有
明显不同。
外动力海岸：水动力海岸
（又按岩性和成因细
分）、生物海岸（分珊瑚
礁和红树林海岸）、冰冻
海岸（冰岸、热力海蚀、
岛礁、峡礁海岸）、
内动力海岸：断层海岸、
火山海岸、地震海岸、
分段：海岸带包括水下岸坡与海滩两部分，两者也低潮线为界。根据海岸带的环境特征，可以进一步把海滩分为后滨和前滨，水下岸坡分为近滨和滨外。
1.后滨：高潮线以上的狭窄的陆上部分，向陆直至最大波浪作用所能到达的地
方，相当于潮上带。
2.前滨：从低潮线至高潮时波浪上冲流达到的界限，相当于潮间带。
3.近滨：又称临滨或内滨。自波浪破碎带至低潮线，相当于潮下带。近滨是水下
岸坡的上部，其水深相对较浅，是破坏活动频繁的地带。
4.滨外：又称外滨，是水下岸坡的下部。它自波浪传入浅海开始发生变形从而对
海底产生作用处（波基面，二分之一波长水深处）到波浪破碎带的前沿，水深相对较大。
2.中立线的概念，影响中立线的因素
中立线：当波浪进入海岸带时，在波浪大小及方向不变的条件下，一定大小的泥沙颗粒，在水下岸坡有一个一定深度的位置，大于这个深度，它净向海运移，小于这个深度，它净向岸运移，而在这一点上，泥沙颗粒仅作等距离的往
返运动，净位移为零，称为中立点，中立点的连线，称为中立线。它是解释海岸带发育过程的较为系统的理论。
影响因素：水下岸坡坡度、泥沙组成成分和粒径、海岸带的波浪情况
3.海平面变化对海岸的塑造过程有何影响
海平面的变化直接影响到海岸线的进退和海岸的发育演变。
海面变动引起海岸线向陆或向海迁移，而陆源碎屑物的沉积引起海面变动引起海岸线向陆或向海迁移，而陆源碎屑物的沉积引起海岸线向海推进，因此海岸线的迁移还取决于沉积速率。
若海面上升速率超过沉积速率，海岸线位置向陆迁移，发生海进；反之海岸线向海推进，发生海退；若二者相当，则海岸线可以保持稳定。海面下降时，一般都发生海退，海岸线向海迁移。海岸线的迁移将导致在新的位置重新塑造海岸带剖面。
海面相对上升，相当于海岸下沉，原来水下岸坡的水深变大，波浪发生变形和破碎的界线向陆靠近，波能在原来位置的消耗减小，波浪抵岸时能量相应增大，增强了海岸的侵蚀作用，侵蚀作用改造原有堆积地貌(海滩)，被侵蚀的海岸碎屑物质向岸外移动并在水下岸坡下部堆积
第十一章古海洋学
1.古海洋学定义，研究内容、方法与特点
利用海洋地质学的研究方法，配合化学海洋学、物理海洋学和生物海洋学等研究结果，研究历史上海洋体系状况及其演化与受控因素的一门学科。
2.白垩纪-第三纪生物灭绝事件（白垩纪末，世界上共有生物2868个属，第三
纪初期，只剩下1502个属，大约有1/2的属灭绝了（Rusell,1977）,这一现象一般称为生物灭绝事件）的研究方法与结果什么
结果：围绕白垩纪-第三纪的生物灭绝事件，人们提出了各种假说，主要分地内和地外两种，较多学者倾向于陨星撞击地球说。
该假说的主要论据集中于以下几个方面：1、太阳和陨石的铂族元素（包括Ir）含量远远大于地球（地壳和地幔），界面粘土层中Ir巨增势陨星碎屑的混入所致。
2、界面粘土层中的石英分子结构特征证明曾受过高压作用（星体撞击）。
3、陨星撞击地球时会释放出巨大的能量。
4、小行星撞击地球，可扬起大量尘埃，散布于大气圈内数月不散，植物光合作用受到抑制，引起食物链的崩解，危及一系列生物。
5、陨星撞击释放出的巨大能量足以使大洋表层50m深的海水以及大气圈对流层下部温度上升5~10度；