二、大洋区

根据大洋的地形及其构造特征，可以把大洋分大陆边缘和洋底两大地貌单元，每个单元之下还可以分为次一级或更低级的中小地貌单元，各单元所占的比例，见图 2-8。

（一）大陆边缘

大陆向洋底过渡的地带称为大陆边缘，根据板块构造理论，大陆边缘因处于不同的板块部位分为活动的和稳定的大陆边缘两种类型，它们具有不同的地质作用和地貌特征。稳定大陆边缘的大陆地壳与大洋地壳的接触面是在同一板块上，即大陆地壳与大洋地壳之间无相对运动的地区。所以，它的地震和火山活动很少，其特点是具有宽阔的大陆架。板块理论认为稳定大陆边缘形成于大陆分裂、新洋盆诞生的过程。图 2-9 为稳定大陆边缘的形成过程。由于这种类型主要位于大西洋边缘，所以也称为大西洋型大陆边缘，此外也广泛出现在印度洋和北冰洋周围。

活动大陆边缘处在板块的会聚边界，即大陆板块与海洋板块或海洋板块彼此会聚的板块边界，它们所在地带都是海洋板块的消亡地带，所以地震和火山活动多，因而称为活动大陆边缘，其大陆架也窄小。太平洋边缘全部是活动大陆边缘，所以活动大陆边缘也称为太平洋大陆边缘（图 2-10）。

活动大陆边缘还可分为两类：即安第斯型大陆边缘和东亚型大陆边缘。安第斯型大陆边缘位于南美洲太平洋东岸的安第斯山脉的西面与秘鲁—智利海沟之间，宽度不超过 100 千米，但垂直高差达 10 千米以上，是两大陆板块汇聚的地带。东亚型大陆边缘位于亚洲东部的太平洋西岸，由海沟、火山岛

弧和弧后盆地组成，其宽度可达 100 千米，是海洋板块与大陆板块汇聚的地带。

大陆边缘包括大陆架、大陆坡等次一级的地貌单元（图 2-11），这些地貌单元在不同性质的大陆边缘上有不同的特征。

大陆架。

大陆架是指被海水淹没的大陆延伸部分，又称陆棚。大陆架与其相邻的大陆一样，同样位于花岗岩质的大陆板块之上。典型的大陆架大多位于稳定大陆边缘上，其地形平坦

（平均坡度有 0.1°）、宽阔，水深很小，其表面多被沉积物覆盖。例如，北冰洋西伯利亚沿岸的大陆架宽度有上千公里，最宽处达 1600 千米；大西洋

沿岸的大陆架的平均水深只有 130 米。而活动大陆边缘的大陆架宽度小，部

分陆架表面还缺少沉积物。大陆架上的沉积物大部分是 15000 年以前低海面

时形成的沉积。当时的海面低于现代海平面约有 130 米。沉积物的类型反映了当时的气候和沉积物来源。例如，在高纬地区的大陆架范围内，到处都堆积有冰积物或被冰川侵蚀的沟壑和低地；在低纬热带地区的大陆架往往可以见到参差不平的珊瑚礁分布；而毗邻大河河口三角洲的大陆架表面却又非常平坦和单一。海平面上升以后，大陆架上的沉积物又受到海浪和海流的改造作用，堆积成海底沙坡，或被带到海岸附近堆积成海岸沙坝和海滩。现代大陆架还受到一些历时很短，但能量很大，却不容易直接观察到的地质作用如海底地震和海啸的影响。

大陆坡和大陆基。

平坦的大陆架的尽头是坡度很陡的大陆坡。大陆架与大陆坡之间坡度开始变大的地带是大陆架边缘。大陆架边缘的深度在 100～150 米左右，全球平均是 130 米。这深度相当于第四纪冰期的最低海面的深度，所以海平面变化基本上不能影响此深度以下的侵蚀和堆

积。我们说大陆坡很陡是相对大陆架而言，其真正的坡度只在：1°～6°之间，平均坡度为 4°。其中，处在活动大陆边缘的大陆坡坡度要陡些，宽度也窄些，如太平洋的大陆坡平均坡度是 5°20″，宽度 20～40 千米；而稳定大陆边缘的大陆坡坡度要缓些，宽度也广些，如大西洋大陆坡的平均坡度为3°05″，宽度可达 120～100 千米。世界上大陆坡最陡的海域是斯里兰卡岸外大陆坡，其坡度达 35°；其次是美国佛罗里达半岛西海岸外大陆坡，其坡度为 27°，再次是澳大利亚西南岸外大陆坡，其坡度为 21°。大陆带来的沉积物不是全部沉积在大陆架上，很大一部分越过大陆架，沉积在大陆坡上和大陆坡的基部，甚至沉积在大洋的底部。当沉积物堆积在大陆坡的基部时，往往堆起一个位在大陆坡与洋盆之间的坡度较缓的部分，称为大陆基。大陆基的沉积物呈扇形分布，厚达 10 千米，宽达 600 千米。它的一部分覆盖在大陆坡的基部，另一部分覆盖在大洋盆上，故亦称大陆裙或大陆隆。大陆基主要发育于大河三角洲口外，如亚马逊河、刚果河、尼日尔河、马格达那河、密西西比河、恒河、印度河、赞比亚河等口外，因为那里沉积物来源丰富。与大陆架不同的是大陆坡和大陆基上的水动力很小，大陆沉积物颗粒很细，同时，那里还掺夹着海洋沉积物，主要是海洋生物的衍生物。

大陆架特别是大陆坡在很多地方形成沟状地形，称为海底峡谷。很多的海底峡谷与海岸的大河河口相邻，成为大河河口的延续部分。世界上最著名的海底峡谷是非洲刚果河河口的海底峡谷，该峡谷在刚果河河口只有 100 米

深，但不到 200000 米远的地方，水深达 2200 米。其次是北美洲东南岸的海

底峡谷群也很有名，在大约 100000 米长的范围内，分布有 4 条海底峡谷。此

外，同恒河相连的海底峡谷，从大陆坡一直伸到 3000 多米深的海底，并在海

底分叉，谷道呈树枝状分散开来，末端一直伸到 5000 米深的印度洋底，整个海底峡谷所占面积远远超过现今恒河的流域面积。有人认为海底峡谷的形成与低海面时的河流侵蚀有关。但大多数人认为 6 亿年来海平面从来没有低于

目前海面 200 米的深度，而海底峡谷可以延伸到超过 3000 米的深度。所以河流的侵蚀切割只能解释海底峡谷的源头部分。在水动力很弱的大陆架和大陆坡，是什么方式的动力进行水下侵蚀？现在已知道，海底峡谷主要是由浊流切割而成的。海底地震可以引起海底沉积物的水下滑坡，这些物质与水充分混合后便形成一种高密度的浊水层，即浊流。所以，浊流往往由地震引发。浊流比重大于水，可以以高速顺坡向下运动，它具有很大的冲击力量，在坡度为 3°，流速 3 米/秒时，它能把 30 吨重的石块搬走。浊流除了可以形成海底峡谷外，大多数情况下，它所携带的物质可以直下洋底，在海底峡谷的底端形成巨大的深海冲积扇。深海冲积扇向大陆基和洋底扩散，粗粒物质往往沉积在冲积扇的后面，细粒物质可沿大洋盆底向外扩散几百千米（图 2- 12）。

（二）洋底

从大陆基的基部向外，便是大洋底。大洋底主要由大洋中脊和洋盆两个地貌单元组成。板块理论认为洋底主要位于海洋板块之上。洋脊形成于海洋板块彼此分裂的边界上，而洋盆则位于洋脊与大陆边缘之间的海洋板块上。在洋脊和洋盆之上，还有次一级的地貌单元。

大洋中脊（或称洋脊）。

洋脊是一条纵贯世界各大洋的洋底山系，全长约达 65000 千米（图 2-

13）。洋脊顶部高于大洋底部约 2000 米左右，个别的高点耸立在海平面之上，如大西洋北部的冰岛

等。洋脊宽度达 1000 千米以上，甚至可达到 1500 千米。可见洋脊是地球上规模最大的山脉，比陆上的任何山脉规模都大。洋脊两侧坡度平缓，与大洋盆地没有明显界线。洋脊虽称为大洋中脊，但是只有不超过 60％的洋脊位于大洋的中部，如东太平洋的洋脊就位于大洋东侧。大洋中脊顶部是一条顺洋脊走向延伸的狭长槽谷，宽仅几十公里，相对深度可达 2000 米，是地壳拉张作用的产物，伴有频繁的浅源地震，称之为洋脊裂谷。洋脊裂谷两侧为由张力断裂形成的裂隙山，洋脊的走向也不是完全连续的，它是被许多直交的转换断层错开成不连续的段落，由转换断层形成的凹凸不平的区域称为破裂带。因此，洋脊的地形是极为崎岖不平的（图 2-14）。

洋脊形成于海洋板块彼此分离的部位。当海洋板块彼此移开时，分离（扩张）带下面地幔的压力降低，使地幔的熔融温度降低，引起地幔物质部分熔融，其结果是玄武岩岩浆大量上升，不断充填扩张分离板块之间的裂缝，形

成新的洋壳。这种新的、热的岩石圈的生长，是洋脊峰处的离散带为什么会高高隆起在比较古老的洋底之上的主要原因。由于洋脊轴部新洋壳的出现，两侧老洋壳相随向外侧运动，离中部裂谷愈远，洋壳和上覆的深海沉积层也愈老。板块扩张的张力作用，使沿洋脊峰顶分离中心两侧新形成的洋壳地块断裂上升，分离中心便成为槽谷状的洋脊裂谷。这些断裂和洋脊轴线上的平移断层是扩张中心两侧频繁的浅源地震的原因。

热点与海底火山：热点是地壳下上地幔提供炽热岩浆的固定源地。目前还不知道热点为何可以固定在某个地点的原因。热点可以发生在扩张洋脊下，也可以发生在离扩张洋脊很远的地方。热点的岩浆和热量，使其上的洋壳变得脆弱，导致岩浆上涌而形成火山。由于海洋板块是在不断地扩张的，热点上的火山要慢慢地远离热点，最终失去岩浆供应而变成死火山，热点上的洋壳又形成新的火山（图 2-15）。这样，随着板块的移动，板块经过热点的地方都会不断地形成火山，进而在洋底上就会留下一列由老到新依次排列的火山链。火山链也因此记录下板块的运动方向和速度。海底火山随板块移动变成死火山后，失去了岩浆供应，高度不再增加。如果这时的火山高度已接近海面或高于海面，海浪的侵蚀作用就会把火山的顶部削平。如果这样的火山随海洋板块的移动而下沉，就会形成海底平顶山。如果原来的火山达不到海浪作用的基面就变成死火山而不再增高，它的顶部就不会被削平，这样的死火山称为海山或海岭（图 2-16）。例如，著名的火山海岭是太平洋的夏威夷海岭和天皇海岭。它从夏威夷群岛一直延伸到堪察加半岛，全长达 4000 千米。这条巨大的火山海岭上面，除了东南端夏威夷群岛的基拉韦厄火山和冒纳罗亚火山（海拔 4205 米，高出海底 9000 米多）是活火山外，其余都是死火山。珊瑚礁地貌中的环礁的形成也与这种火山的形成和消亡过程有关。

大洋盆地。

大洋盆地位于大洋中脊外侧，向外与大陆边缘相接。盆地与洋脊呈逐渐过渡的形式，大洋盆地是洋脊向外迁移过程中形成的，它位于单一的海洋板块之内，所以这里缺少地震活动，岩浆活动微弱。但与大陆边缘连接处地形却有多种的变化，而且地壳的物质也明显不同。大洋盆地内部主要由深海丘陵和比较单调的深海平原组成。

深海平原和深海丘陵。深海平原是大洋盆地中被海岭分割开的低地，大多水深达 5～6 千米。深海平原表面地形平坦，坡度极小（＜1/1000，甚至＜1/10000），是地球表面最平坦的地方。这样的地貌特征是由于深海平原底部高低不平的原始地形上覆盖了巨厚的沉积物所致。深海平原上沉积层厚度不少于 300 米，经常超过 1000 米。沉积物主要来源于大陆和大陆架浅海的陆源碎屑沉积。以靠近稳定大陆边缘、与大陆基相接的深海平原最为典型。在靠近洋脊边界附近的深海平原，其沉积物厚度不足以完全填平海洋地壳的原始地形，一些海底死火山和熔岩喷出物便突出深海平原之上，成为高度（＜ 200 米）不大的海底丘陵。海底丘陵可以单独或成群出现在海底平原上，有时则在洋脊两翼附近平行于洋脊成线状分布。深海平原和深海丘陵占据了差不多所有除洋脊系统以外的深海海底区域。
海沟和岛孤。海沟：海沟是地球表面最低的地方，成狭长槽状洼地，长约 1000 千米，宽 40～70 千米，一般深度为 5～8 千米，最深的马里亚纳海

沟深达 11022 米。海沟主要分布在太平洋周围与大陆边缘相接地方。典型的海沟是弧形的，凸面向着毗邻的大洋盆。板块构造理论认为：大洋壳的最终结局是在板块边界的汇聚处遭到消亡作用，然后下潜返回到地幔，很多活动板块边界的汇聚位置就往往出现海沟。在这里洋底一侧的洋壳以一定角度向另一板块下面俯冲，返回到地幔，在俯冲带的位置上形成了海沟。海沟是地球上地质活动最剧烈的区域，很多的大地震和海啸就产生于海沟。海沟靠大洋一侧坡度较缓和，一般为 3°～8°，靠大陆边缘的一侧坡度很陡，一般大于 10°。海沟向陆一侧的地貌结构有二种类型，一是与海沟相伴生，并与之平行的火山岛弧，岛弧之后是边缘海（弧后盆地），然后才是大陆，如千岛海沟—千岛群岛弧—鄂霍次克海—亚洲大陆。二是与海沟相伴并且相平行的沿岸山脉，如秘鲁—智利海沟—安底斯山山脉（图 2-17）。