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1、一、海洋地质调查技术和研究方法调查研究主要方法（大题或不考）：海洋地质调查是海洋调查的重要组成部分，是研究海洋地质条件的必不可少的手段。海洋地质调查技术汇集了各学科领域的高新技术成果，包括海上定位、海底观测、海底取样、海底地形声学探测、海底地球物理探测、海洋遥感等方面。海洋地质调查运载工具有调查船、观测浮标、潜水器、水下居住实验室和飞行器等。其中海洋调查船是海洋调查的最基本的运载工具。现代化调查船有三套自动化系统：导航系统、机舱操纵系统、调查资料获取与处理系统。海洋调查船是海洋调查最基本的运载工具，是专门用做海洋科学调查的船舶。现代调查船有三套自动化系统：导航系统、机舱操纵控制系统、调查资料获
2、取与处理系统 调查技术方法可以分为海洋地球物理调查、海洋地质调查、海洋地球化学、海洋水文调查等几大方面。声学探测和海底形貌测绘水深测量是一项基本的海洋测量，水深值的大小与固体地球的地质和长期行为密切相关，对水体和海底的各种自然过程具有重要影响。声学方法是水深和海底地形测量的基本方法回声探测通过声脉冲的发射和接收之间的时间行程记录(双程记录) ，通过声波在水中速度的校准(通常采用 1460ms)和潮差改正，可获得连续的海底地形剖面。按测网进行测量，可编制成水深图。当遇到陡峭的海底斜坡时，回声通常来自波束到达范围内离声源最近的斜坡上某个点而不是正下方的海底，造成错误的记录。在这种情况下使用窄射束回
3、声探测仪可避免这一现象 旁侧扫描声纳(sidescansoner)技术于 20 世纪 60 年代发明并应用于海底形态测量，是识别海底地形的重要手段。它的工作原理与回声探测仪基本相同。传感器拖鱼拖航在调查船后，通过电缆与船上多频记录仪连接。高频声波脉冲用狭窄波束以一定周期从拖鱼发射，并在一定角度范围内扫描，这称为旁侧扫描。当声波接触到不同粗糙程度的海底时反射回来并被传感器接收传输到记录器，用图解记录下声波强度与消逝时间的关系，以灰度表示的声纳图像实际是声谱图。海底突起部分朝向传感器的一面表现为暗色，它的背面是声学阴影区，表现为白色。形成的海底地形俯瞰图有如晕染法表示的地势图，与一幅幅航空照片极其
4、类似。只不过航空照片是反射光记录，而旁侧扫描声纳是反射声波记录。 多波束测深多波束测深仪由探头、处理机和工作站 3 部分组成。安装于船底水中的探头向海底发射数百束窄波波束，发射波束与测线方向垂直呈扇形分布，当声波到达海底时产生反射，由探头上的接收传感器接收后，通过电缆将底形和沉积物信息传输到处理机 多波束测深是一种阵列测深系统（Array Sounding System） ，它可从大量接收和记录的旁侧信号中推算航线轨迹以外的区域深度，深度数据和图件可随走航实时显示并打印。多波束信息利用还可以从测深拓展到振幅、旁侧扫描声纳信息处理，以反映海底表面性质等方面。使用多波束测深仪可在测线两侧 7 倍于
5、水深范围内进行全面盖扫描测量。测量精度中心部分可达到水深的 0.2，边缘部分可达到 0.5。通过变换声波发射频率，测量范围可从数米至数千米。由于扫描测量的宽度取决于水深，因此在进行全覆盖测绘时，测线是沿等深线配置。多波束测深可分分别应用于深海、浅海和极浅海。海洋地球物理和地球化学勘探海洋地震勘探 地震法广泛应用于海底构造研究。它的工作原理与声学探测非常相似，基本设备包括能够发射强烈能量波形的发射器和接收器主要根据地震波体波中压缩波（P）和剪切波（S）在速度上的差异和在传播介质中表现出来的特性差异鉴别研究对象的物性和结构。地震波的接收是通过检波器来实现的海底岩石和沉积物在性质上的差异可通过地震波
6、的折射和反射表现出来浅地层剖面测量是浅层地层探测的连续的地震发射剖面法。与回声测深工作原理相似，但它是用低频脉冲代替高频脉冲。低频脉冲在穿透海底沉积层时衰减较少，沉积层之间密度变化的界面将部分声波反射回来，形成的反射界面被记录下来。众多的反射面显示了下伏地层的构造，形成了浅地层剖面。根据这些剖面可判断沉积层在剖面上的分布及特征。旁侧扫描声呐与浅地层剖面联合应用，可获得海底浅部的三维图象。浅地层剖面测量以图解方式记录地层剖面，他是模拟图象记录。由于记录系统所显示的测量数据与时间相关，而且纵横比例尺不同，所以剖面图有一定的失真。剖面记录的反射界面是物性差异界面，在多数情况下与岩性界线相吻合。海洋磁
7、法探测对于海域的地磁场调查分为航空磁测和海洋磁测两大类。海磁测量是应用核子旋进磁力仪和磁力梯度仪进行海上拖曳测量。近年来磁测设备不断更新,测量精度不断提高。投放海底的海底磁力仪(OBS)可记录天然磁场的变化，特别是磁暴资料，用以反演深部地壳及岩石圈的深部界面。船舷三分量磁力仪 (STCM)应用于海洋调查，可走航式连续测量磁场的三分量变化海洋重力勘探海洋重力测量是一种低成本的普查方法，广泛用来探查大陆架油气资源，适用于研究区域构造，沉积盆地和大断层走向。但分辨率低，不能解释小构造。特点海洋重力测量可在海区上空、水面和海底进行，定点观测，或走航测量。进行相对、绝对重力测量的仪器统称为重力仪，前者测
8、重力场强度增量，后者测重力场强度。按照测量项目有测绝对重力值的海洋震摆仪和测强度增量的超导重力仪，按测量方式和范围将重力仪划分为陆地重力仪、航空重力仪、海底重力仪、测井重力仪。数据记录现在已经发展为连续模拟记录以及数字磁带记录，并同时进行各项改正计算和数据处理。海洋重力测量的仪器海洋热流勘探目前的技术水平尚不能直接测量热流量的大小，一般是通过分别测量热导率和地温梯度的方法，然后根据公式计算获得的热流值。目前，应用海底热流计(HFB)进行海底热流调查，全球已积累了 10 000 多个数据，对于发展海底构造理论起了重要作用。海洋大地电磁勘探利用特定地质体电学性质（电阻或电导）与周边物质的差异，应用
9、海底电磁仪(OBEM) 长时间沉放海底，同时记录天然地电场和电磁场的变化，用以探讨和计算岩石圈深部结构和海底构造。我国陆地上已积累了丰富的电磁测深资料，而在海洋中类似的研究工作刚刚开始 海洋地球化学勘探二、海洋岩石圈与板块运动（一）地形地貌：概念、特征（名词解释一个 5 分）1、大陆架：在海岸附近低潮线和大约 200 米等深线之间是一个台地，称为大陆架。它通常可视为大陆区域向海面下的自然延伸，构造上属于大陆的一部分。大陆架以低于 1的角度向海缓缓倾斜，虽然总体平坦，仍然分布有沉没的河谷、阶地、潮道、砂坝、浅滩等。大陆架在各大陆岸线外的分布宽窄不一。2、大陆坡：大陆架边缘的向海斜坡非常陡峭，坡度
10、的变化通常在 2到 5间，可迅速从 200m 左右的水深急剧下降到 3500m 的位置。在有些特别区域，坡度可达 30 40 。下切的海底峡谷是大陆坡特有的地貌单元，可将陆源沉积物通过峡谷输送到海洋深部。3、大陆裙：由大陆坡麓向大洋底延伸的沉积扇构成。沉积物厚度通常超过 4km，平均坡度 0.10.6，表面起伏不大。大陆裙向海洋方向逐渐减薄，最终过渡为深海平原。从大陆架到大陆坡，构成一个完整的大陆边缘体系，但它通常只发育于被动大陆边缘。在活动大陆边缘，也存在狭窄的陆架和陡峻的陆（岛）坡，4、海沟：分布于洋盆边缘的海底狭长凹地，通常接近和平行于海岸展布，是海洋最深的地带。其深度通常在 6000m
11、 以下，在太平洋地区最深点超过 10000m 的海沟有6 条。海沟的“V”字形断面一般是不对称的，陆侧通常较陡（6 15 ） ，而洋侧较缓（1 4 ） 。5、岛弧：与海沟伴生的弧形岛屿或岛链，多发育在沟弧共轭体系的靠陆一侧，是分隔大洋盆地与边缘海盆地的重要构造地貌。岛弧有陆弧和洋弧之分，大多向外洋凸出。岛弧和海沟通常相伴而生，它们将部分水域与大洋隔离，构成边缘海盆。边缘海盆在西太平洋地区最为发育。6、深海平原：整个洋底大约有 2/3 位于 35005500m 深度之间，形成一个波状起伏的广大区域，其表面覆盖着各种远洋沉积物，尤其是钙质和硅质软泥以及远洋粘土，统称深海平原。平原附近有时存在蜿蜒的
12、无震海岭和宽阔的洋底高原，有时则有孤立的火山山峰突兀于平原之上（称为海山） ，露出水面的海山可称洋岛。海山经过侵蚀作用下沉至水面以下则成为平顶海山（guyot)。7、大洋中脊：又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。它全长 6.5104km，顶部水深大都在 23km，高出盆底 13km，有的露出海面成为岛屿，宽数百至数千千米不等，是世界上规模最巨大的环球山系。（二）板块运动：威尔逊旋回（重点，状态和实例）(大洋从形成到终结的发展史）胚胎阶段东非裂谷摇篮阶段红海青壮阶段大西洋衰落阶段太平洋残留阶段 地中海消亡阶段 喜马拉雅山（三）大陆边缘基本类型和地质构造特征（很重要
13、）主动的、被动的、主动的又分什么、被动的又分什么大陆边缘分为两种：被动大陆边缘（大西洋型）和主动大陆边缘（太平洋型） 构造地质特征：被动大陆边缘：1 有很少的地震和火山活动，并且在相同的岩石板块上形成陆壳向洋壳的过渡。2 被动大陆边缘一般都很宽。主动大陆边缘：1 构造活动频繁，经常有地震和火山活动。2 经常和板块汇聚和洋壳向陆壳的消减有关。3 活动大陆边缘是板块边界，并且通常很窄。（四）地震的形成、划分、概念（分析题）什么是地震、发生在哪儿、发生的原因按震源深度分为浅源、中源和深源三类。 1、浅源地震 070km,分布最广，占地震总数 72.5，其中大部分的震源深度在 30km 以内。浅源地震
14、大多分布于岛弧外缘，深海沟内侧和大陆弧状山脉的沿海部分。2、中源地震 70300km,占地震总数的 23.5。 3、深源地震 300720km，较少，只占地震总数 4。 目前已知最大发震深度 720km。我国绝大多数地震是浅源地震，中源及深源地震仅见于西南的喜马拉雅山及东北的延边、鸡西等地。浅源地震成因：根据板块构造学说，板块构造运动是浅源地震的动力来源。全球大多数地震都发生在板块边界上。中深源地震成因：当冷的刚性岩石圈大洋板块沿海沟向下俯冲时，由于其下插速度较大，深部物质来不及对它马上加热、同化，因此这种刚性的下插板块常可到达很深的地方仍保持较强的弹性或脆性。在俯冲产生的机械力的作用下，俯冲
15、板块内部发生断裂和变形，便可以产生中、深源地震。三、海洋地层与古海洋学（一） 海洋地层学和陆地地层学的区别（海洋地层学的特殊性）海洋地层研究特点的二元性：深海（大洋）地层与陆区存在若干明显区别；浅海地层介于深海地层与陆区地层之间深海地层以中新生代为主要研究对象深海地层沉积类型较少，沉积过程相对简单，难以进行横向追索，代表性地域名称稀少，岩性单位和钻孔顺序通常仅用编号深海地层连续性较好微体古生物和连续的复合的生物记录在深海地层学研究中作用突出深海地层可以达到很高的分辨率多种技术方法和对沉积记录形成条件的较好了解使地层的划分对比拥有更恰当确切的标准浅海地层常是大陆地层的延伸（二） 生物地层学、磁性
16、地层学、岩石地层学什么是？怎么回事？1、岩石地层学岩石地层单位是由岩性、岩相或变质程度均一的岩石构成的三度空间岩层体。岩石地层单位是客观的物质单位。这些单位必须建立在岩石特征在纵、横两个方向具体延展基础之上，而不考虑其年龄。岩石地层单位通常分为四级：群(group) 、组(formation)、段(member)和层（bed ） 。其中组是最基本的单位。岩石地层单位的穿时性地震反射剖面是探测海底地层的常用有效手段，该项技术可在较广阔的海域内依据岩层物性划分出若干单元，即建立起初步的岩性地层序列岩石序列在垂向和横向上存在物理化学性质的变化，这种变化反映了沉积环境的变化。岩性地层学的目的是描述这些变化，并把它们系统地编排在不同的地层单位内在深海地区，相应于构造条件、生物生产力、陆源输入及其他因素的变化，会出现许多连续性的横向和垂向变化，它们指示伴随海底扩张及其他类型的构造运动所发生的沉积作用。然而，地层单位以观察到的物理性质来划分，并不以对其成因解释进
