绪论
海洋地质调查技术和研究方法
海洋地理与海底地形地貌
海洋地层
海洋环境和海洋地质作用
海洋沉积
古海洋学与海洋演化史
海洋矿产资源
海洋地质调查研究的主要方法有哪些？
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、海底地形声学探测、地球物理探测、海底取样、海底观测和遥感技术等，简要说明如下：
1 海上定位：准确的导航定位对于建立海底地形、沉积物正确的空间关系和准确的作图是必不可少的，主要的方法有：A全球定位系统（GPS），该定位系统比较准确而且不受海域和气象条件的限制；B 无线电导航定位；C 海底声学脉冲及海洋雷达浮标定位。
2 海底地形声学探测方法，主要包括：A 回声探测。通过声脉冲的发射和接收之间的时间行程记录，以及声波在水中速度的校准和潮差改正，可获得连续的海底地形剖面；B 多波束测深。使用多波束测深仪可在测线两侧7倍于水深范围内进行全覆盖扫描测量，测量范围可从数米至数千米。C 旁侧扫描声呐。
3 地球物理学方法，主要包括：A 浅地层剖面测量， B 多频声学剖面测量， C 高分辨单道模拟地震系统，D 高频多道数字地震系统，E 地震折射法，F 重力测量，G 地磁测量，H 海底电磁测深，I 海底热流调查。 4 海底取样，海底取样工具可分为表层取样表层取样器和柱状取样管两种。A 表层取样器，
常用的有蚌式取样器和拖网取样器两种。B 柱状岩芯取样管，可分为重力取样管、重力活塞取样管，液压活赛取芯系统等。C 箱式取样器，是当前获取原状样品的最好方法。D 浅海钻探 E深海钻探。
5 海底观测，主要包括：A 自持式潜水器，B 深潜器，C 水下实验室，D 水下自动观测和沉积物捕获等。
6 海洋遥感，当前应用的领域主要是对海水物理性质、海洋地质学和海洋灾害等方面的应用。
大陆架：大陆架是指低潮线以下，向海延伸的环大陆的平坦地带，外缘有坡折，常以比较显著的一个坡折带为大陆架外缘，其水深小于550m。大陆架平均宽度为75km，平均坡度为0°07′，内部平均水深为60m,外缘平均水深为130m，大陆架总面积约为2.7×107km2，约占海洋总面积的7.5%。 大陆坡：位于大陆架向洋一侧，坡度较陡（3°- 6°），宽数十-数百公里，为陆架外斜坡。大陆坡是大陆基面和海洋基面之间巨大而复杂的斜面，地壳性质为大陆和大洋地壳 之间的过渡性地壳，或称大陆型和次大洋型地壳。
大陆裙：位于大陆坡与深海平原之间的、向海缓斜的巨大楔状沉积体，又称大陆隆。常由许多海底扇复合、改造而成。大陆裙上部坡度稍陡，下部较缓，平均坡度为０．１°～０．６°。水深在1500～5000米之间。大陆裙主要展布在被动大陆边缘，通常位于大洋型或过渡型地壳之上，组成物质主要源自大陆。大陆隆沉积为陆源沉积和远洋沉积的混合，故称半远洋沉积。
大洋中脊：伴有地震和火山活动的巨大海底山系，又称中央海岭，大洋洋脊。典型洋中脊位于大洋中部，首尾彼此相连，纵贯4大洋，总长约8万千米，宽数百至数千千米，面积约占世界大洋总面积的3２．７％，可与全球大陆面积相比，为地球上最长最大的山系。在板块构造模式中，大洋中脊顶部标出了海底扩张轴线，属分离型板块边界，是最重要的海底构造单元之一。
转换断层：横切洋中脊的一种巨型水平剪切断裂，转换断层的活动与大洋中脊的扩张同时进行，结果使水平错动仅发生在两侧洋脊之间，且断层的水平位移方向与两侧洋脊段的错动方向正好相反, 多见于大洋中脊区域。断裂带两侧，洋中脊脊轴及其磁异常带均平移错开，错开幅度自数十公里至数百公里，少数可达千公里以上。断裂带在海底地形上表现为
海底岭脊、构槽和崖壁，并常与洋脊轴线近于垂直。断层两侧海底推移的方向就是海底扩张的方向。转换断层的存在是海底扩张说的有力证据之一。
海沟：海沟是一种平面形状狭长、深度较大的地貌类型，是大洋壳在板块边界俯冲，向下牵引产生的负地形。海沟横剖面常呈V形，通常分出三个次一级地貌单元：洋侧斜坡，陆侧斜坡和沟底。地球上已知海沟有35条，其中28条在太平洋，其中马利亚纳海沟是地球上最深的海沟。
岛弧 :位于大陆边缘与海沟平行排列的弧形岛屿链。其分布与海沟一致，以西太平洋活动大陆边缘为主，是分开大洋盆地和边缘盆地的重要的构造地貌单元，也是全球最活跃的构造活动带。岛弧向大洋方向外凸的一侧是与之平行的海沟，凹入一侧为弧后盆地；它与海沟和弧后盆地共同构成沟弧盆系。岛屿以山地为主，外临深海沟。西太平洋岛弧最为典型，分南北两段：北段由千岛岛、日本岛、琉球岛、台湾岛和菲律宾岛构成，面向太平洋，为东亚太平洋岛弧；南段由安达曼岛、尼科巴岛、苏门答腊岛、爪哇岛和努沙登加拉岛组成，向印度洋突出，称印度洋巽他岛弧。两段岛弧在苏拉威西岛衔接。西太平洋岛弧处在太平洋板块、亚欧板块和印度洋板块的嵌合带，地壳不稳定，多火山地震。
成因：板块构造理论认为，大洋岩石圈随着地幔对流从洋中脊生长扩张，而在相应的活动大陆边缘俯冲潜没，岛弧就是大洋板块俯冲过程中，上冲的一侧因火山作用而造成的。
威尔逊旋回的各阶段演化特征
加拿大学者威尔逊从板块构造观点出发，指出大陆分裂到大洋形成,然后从大洋收缩到大洋关闭和消失,是一个连续演变的过程，并划分为六个阶段（期）。
① 胚胎期 地幔的活化最初引起稳定大陆壳的破裂，形成大陆裂谷，东非裂谷就是最著名的实例。
② 幼年期 地幔的活化使其热熔物质喷流或上涌对流，岩石圈进一步破裂并开始出现狭窄的洋壳盆地，可以红海、亚丁湾为代表。
③ 成年期 随着洋中脊系统的延伸和扩张作用的加强，出现了新的大型成熟洋盆，大西洋是其典型代表。洋盆两侧未发生俯冲作用称为被动大陆边缘。
④ 衰退期 在洋脊系统扩张的同时，洋盆一侧或两侧开始了俯冲消减作用，称为主动大陆
边缘。洋盆面积开始收缩，可以太平洋为代表。尤其是太平洋板块沿着亚洲东部大陆边缘的千岛海沟、日本海沟、琉球海沟和菲律宾海沟，向欧亚板块下面俯冲，形成(海)沟 (火山岛)弧 (边缘海)盆型的汇聚带，组成现今亚洲东缘花彩列岛式的地理面貌。
⑤ 残余期 随着洋脊扩张作用减弱，两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留海盆，如地中海。
⑥ 消亡期 最后两侧大陆直接碰撞拼合，海域完全消失，转化为高峻山系。横亘欧亚大陆的阿尔卑斯-喜马拉雅山脉就是最好的代表。
威尔逊旋回的前三个阶段表征了大洋的张开和形成，后三个阶段则标志了大洋的收缩和闭合。
大陆边缘的基本类型及其构造地质特征
大陆边缘是大陆和大洋之间的过渡带，根据大陆边缘的形态组合特征和板块构造运动力学特征，全球大陆边缘可分为主动大陆边缘（汇聚型或太平洋型）和被动大陆边缘（离散型或大西洋型）两大类。主动大陆边缘由于构造组合特征的差异，可进一步划分为安第斯型
（东太平洋型）大陆边缘和西太平洋型大陆边缘两个亚类。
1 被动大陆边缘及构造地质特征
被动大陆边缘是构造上长期处于稳定状态的大陆边缘。缺失海沟俯冲带，位于板块内部，被动地随着板块运动而移动，无剧烈地震、火山和造山运动。但也遭到显著的沉陷和张裂活动，承接了巨厚沉积物。被动大陆边缘的形成和发展大致经历三个阶段：（1）大陆裂谷阶段：大陆或联合古陆内部张裂，形成大陆裂谷。裂谷平面上延伸很长，纵向上切割很深，切穿整个岩石圈的大型张性正断层。两侧被多条正断层所限，形成单一的或复杂的地堑带。（2）新生大陆边缘阶段：随着大陆边缘开裂，新洋盆生成。新生大陆边缘的陆架较窄，陆坡较陡，洋盆也狭窄，与外洋联系困难，形成较封闭的还原水体环境，沉积腐殖泥和黑淤泥。在较干旱气候环境下，形成蒸发岩。（3）成熟大陆边缘阶段：随着板块扩张、大陆漂移、大洋拓宽，在海底扩张的背景上，沉积作用占优势，过渡为陆架－陆坡－陆裙沉积相。被动大陆边缘的地壳结构上，由陆地、陆架、陆坡、陆裙过渡到大洋盆地，地壳厚度逐渐减薄。
2 安第斯型大陆边缘及其构造地质特征
安第斯型大陆边缘具有海沟、俯冲带以及陆侧的钙碱性火山弧。俯冲带的两侧分属不同的两个板块，是板块的边界。安第斯性大陆边缘以南美西部安第斯附近的陆源最为典型，主要的组成单元有海沟、大陆坡和火山弧，弧后无边缘海。海沟洋侧的外缘隆起发育良好，海沟与火山弧之间称为沟弧间隙，其间主要由俯冲形成的增生杂岩体（蛇绿岩体）及弧前盆地组成。
安第斯大陆边缘俯冲带的倾角较缓，一般约在30°左右。横越安第斯型大陆边缘，由陆及洋，地壳中的花岗岩层尖灭，地壳厚度减小。岩浆岩主要为钙碱性火山岩和花岗岩－花岗闪长岩的岩基，中、酸性火山岩及钾质花岗岩等大陆性岩浆活动也占显著地位。在沉积作用方面，在海沟的陆坡深水区以浊流沉积为主。
3 西太平洋型大陆边缘及构造特征
西太平洋大陆边缘，由洋侧至陆侧，由下列构造或地貌单元组成：外缘隆起、海沟、非火山外弧、弧沟间隙、火山内弧、弧后盆地，这些构造或地貌单元的形成，是大洋板块在海沟处的俯冲过程中不同阶段逐步产生的,常称为沟－弧－盆体系。外源隆起是大洋俯冲板块下弯，导致后部拱曲的结果。海沟是大洋板块俯冲潜没的场所，直到上地幔被消减。海沟
的内壁形成板块俯冲的增生楔形体，构成了外弧。由俯冲带潜入地幔的洋壳物质，经熔融后，从深部补给岛弧，产生岩浆活动并喷出地表形成火山内弧，在平面上形成与海沟平行的火山链。在内弧后俯冲带进入上地幔的熔融物质上涌，使陆壳在张引力作用下，形成裂谷，并进一步产生弧后边缘海盆地。
简析浅源地震与深源地震的成因
地震都发生在地壳和上地幔中，我们把地球中发生地震的地方叫做震源。理论上常常将震源看成一个点，而实际上它是具有一定规模的一个区域。震中是震源在地面上的投影。实际上震中也不是一个点，而是一个区域，即震中区。 震源深度是从震源到地面的垂直距离。根据震源深度可以把地震分为浅源地震、中源地震和深源地震。
按震源深度可把地震分为浅源、中源和深源三种类型。浅源地震（0～70km）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；中源地震（70～300km）占地震总数的23.5％；深源地震（300～720km）较少，只占地震总数的4％。目前已知的最大发震深度为720km。
对于浅源的构造地震，20世纪初开始的断层说是唯一比较圆满的解释。美国地震学家H.F.里德在1906年旧金山大地震之后提出弹性回跳假说。根据旧金山大地震的地表走滑断层，他认为断层两侧的地块在地震前即处于长期的相对运动的状态，致使地壳介质发生形变，积累了弹性应变能。当应力值大到超过了介质的强度时，断裂发生，弹性应变能释放，介质的形变也基本恢复原状。这就是浅源地震的孕育和发生过程。
深源地震的成因还存在许多争议，因为发生地点很深，目前对其过程知之不多。但是，岩石圈平均厚大约100公里，之下就是软流圈，也就是说，所有深源地震都在软流圈的位置上发生。这就导致了一个矛盾，我们知道软流圈是近似流体的，至少是无限可塑性变形的，
具有这种性质的物体显然是不可能发生断裂的，而目前对浅源地震的解释模型是，地震是岩石的断裂造成的。研究发现，所有深源地震几乎都发生在板块俯冲带上盘板块一侧的后方，并且离俯冲边界越远，震源越深。如果假设深源地震发生在俯冲下去的下盘板块上，那么从深源地震发生的位置和深度可以很形象地勾勒出板块俯冲下去后的空间坐标。这样的吻合度使我们相信，深源地震可能是发生在俯冲下去的下盘板块上。但是什么原因导致了下盘板块的断裂？有人认为，可能的原因是，板块岩石的部分熔融减薄导致了板块强度
降低，而构成板块的地壳物质密度小于软流圈内的地幔物质密度，导致板块俯冲时受到强大浮力，使得板块俯冲前沿有很大的向上应力（板块俯冲部分后端受俯冲边界控制，以及板块后的扩张边界推动，具备向下冲力）。就象我们将一块木板斜插进水中，进去的部分受到向上浮力，而我们则用力继续向斜下插，如果这个木板某个地方很脆弱，就有可能在那里断裂，断下来的部分随后将向上浮起。因此，深源地震发生的动力学机制可能是，在软流圈内熔融减薄的板块在浮力作用下的断裂而引起。
海洋地层研究的特殊性
海洋地层研究的特殊性主要体现在以下几个方面：1 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，常是大陆地层的延伸；2 深海地层以中新生代为主要研究对象；3 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；4 深海地层连续性较好；5 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；6 深海地层可以达到很高的分辨率；7 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。
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