海洋地质 大洋地壳的构造与岩石组成分解
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离散型（扩张型）板块边界 平移型（转换型）板块边界
二、洋底地形基本单元及形成
1. 2. 3. 4.
大洋中脊和断裂带（转换断层） 深海盆地 无震海岭及残留陆块 岛弧-海沟系
1 大洋中脊和 断裂带（转换断层）
大洋中脊系统
大洋中脊
大洋中脊也称为中央海岭,他是地球上最大、 最长的山系。这条洋底山系在太平洋、大西洋、 印度洋连续延伸。并且展入北冰洋，成为环球 山系，总长约八万公里。大洋中脊顶部的水深 约2000-3000米，高出两侧洋盆约1~3公里。有 些高起处，可突出海面成为岛屿。中脊的宽度 不一，宽者可达三、四公里，总面积约占洋底 面积的32.8%。可见，大洋中脊是全球最宏大 的构造单元之一。
太平洋型大陆边缘表现为另一种过渡形式，其又可以分为 两种，一种以西太平洋岛弧—海沟—边缘海系列为代表， 另一种以南美西缘的安第斯亚型大陆边缘为代表。
以西太平洋岛弧—海沟—边缘海系列最为复杂，过渡带的范围 异常广阔，从洋向陆出现下列单元：海沟—岛弧—边缘海深海 盆地—陆坡—陆架，地壳厚度急剧变化，地壳类型交替出现
大洋中脊被一系 列横向断裂带切割， 断裂带之间通常相互 平行，其间距约50— 300公里。许多断裂带 延至中脊边缘处变得 形迹不清。断裂带使 得两侧中脊错开，看 上去很像把中脊错开 的平移断层。
1965年，加拿大学 者指出威尔逊，这种 横断中脊的断裂带不 是一般的平移断层， 而是自中脊轴部向两 侧的海底扩张所引起 的一种特殊断层。威 尔逊称之为转换断层。
第九章 大洋地壳的构造与岩石组成
大洋地壳的结构 洋底地形基本单元及形成
岩石组成
一、大洋地壳分层
1.洋壳的三层结构 第一层，沉积层，地震纵波速度1.5—3.0公里每秒。具有间 断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达1—2.5公里； 在洋中脊斜坡上较薄，约200米；在中脊顶部100—200公里 宽的地带，沉积层极薄或缺失。 第二层，火山岩层（基底层），具有到处分布的特征，其纵 波速度为4.5—5.5公里每秒，平均厚度1.5公里。地震反射 探测显示这层表面极其不平坦。 第三层，玄武岩层（大洋层），在大西洋，这层速度值的80 ％落在6.5—7.1公里每秒之间。他的平均厚度为5公里左右。 除了大西洋中脊外，其余地区。这层的厚度随洋底高度增大 而增大。
可见，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”。
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。
2、大洋地壳和大陆地壳的过渡
在不同的大陆边缘，大陆地壳和大洋地壳之间的过渡，表现 为不同的型式。
在大西洋型和安第斯型大陆
边缘，通常可以将大陆坡麓 作为大陆型地壳和大洋型地 壳的分界（如图）。在岛 弧—海沟—边缘海地区，大 陆型地壳和大洋型地壳之间 的过渡是复式的，因为岛弧
陆侧又出现具大洋型或过渡
型地壳的边缘盆地。
根据板块的相对运动关系和力学性质， 板块边界分三种：
汇聚型（挤压型）板块边界
大洋中脊
虽然大西洋洋中脊发现较早，但直至1956年， 才由拉蒙特地质所的尤因和希曾首先指出， 整个世界大洋洋底横贯一条大洋中脊体系。 大洋中脊的发现是近代地质学的一项重大成 就。由此曾进一步导致了海底扩张说的建立， 大洋中脊顶部是形成新海底的扩张中心。
大洋中脊在三大洋的分布特点
太平洋内，他的位置 偏东，两坡平缓，一 般称为东太平洋海隆。 大西洋内，山系居于 正中部位，轮廓与大 西洋两岸平行，也是S 型弯曲，其两坡较陡， 故称为大西洋中脊。 印度洋中脊也大体位 于大洋中部，整个洋 中脊形状歧分三支， 成为倒置的Y型。
转换断层总的看来相当平直。但是在某些段落发生转折、
错开。由于断裂带标示了海底扩张或板块运动的方向，断
裂带走向的转折表明海底扩张方向曾发生过变化。
大洋盆地
大洋盆地的面积约占整个海洋的一半，它的一侧 与平缓的麓相接，另一侧与大陆裾或海沟相邻。 大洋盆地的轮廓受制于大洋中脊的分布格局。东 太平洋海隆偏于东部，因此海隆以西大部分太平 洋可看作一巨大洋盆，在海隆以东的洋盆面积就 小得多。大西洋的洋盆，则对称地分布在S型洋 中脊的两侧。印度洋的洋盆被三叉形的洋中脊分 隔成三部分。
上，故其过渡型与海沟的递变形式相似。由大陆向海沟方
向，花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。
上述几种地壳过渡形式，以岛弧—海沟—边缘海系列最为复杂， 安第斯型次之，大西洋型大陆边缘最为简单。
地壳厚度向洋的变薄是突变还是递变，与大陆边缘及相邻陆地
的地形形态有关，地形越陡峻，厚度变化越剧烈，地形越平缓，
厚度递变就比较缓和。
在海盆区，尚分布着不少海崖和海槽，其形成与断裂有关。
有许多海槽或线状延伸的坳陷，分布在深海平原与海岭或 火山链相邻接的地方。
把各深海盆地分隔开的，使一些正向的海底地形，这些地 形从等轴状到长条状，具有各种各样的形态。长条状的正
向海底地形，通常叫海岭。往往由链状的海底火山构成。
像夏威夷海岭。
Βιβλιοθήκη Baidu
部分位于大洋中，却也分别伸进海岸内，大洋中脊这一称呼实
际上并不十分确切。
中脊地带的地形比较复杂，在纵向上，呈现波状起伏的形态。 横向上，岭脊与谷地平行于轴向延伸，相间排列。谷地中有一
些沉积物，有些地方填平成小块平地，岭谷起伏的幅度，随着
靠近中脊轴部愈益增大。在大西洋和印度洋中脊的轴部，一般 有中央裂谷沿中脊 走向展布。裂谷从中脊顶部切入，深约一、 两公里，宽数十到一百多公里。
入上部，迅速冷却和蚀变的结果
正常大洋地壳（洋盆区）的一般厚度为5~10公里。在大洋中脊轴部，由于沉 积层和大洋层的变薄或缺失，地壳厚度减至3～5公里。在无震海岭或海底火 山区，地壳厚度可以增大到15公里或更大。在印度洋塞舌尔群岛以及其他一 些海底高地，属于残留的微型大陆，但是地壳厚度一般小于正常的大陆地壳。 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。
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；但是转换断层，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。 其次，平移断层，错动是沿整条断裂线发生的，至于转换断层，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。 最后，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，如图所示，平移 断层的错动方向为左旋，转换断层则为右旋。
大洋中脊在南端相互串连。东太平洋海隆南部向西绕行，在澳
大利亚以南与印度洋中脊的东南支相接。印度洋中脊的西南支 绕行于非洲以南与大西洋中脊南端相接。另一个特点是，三大 洋中脊的北端伸展入大陆。东太平洋海隆北端伸入加利福利亚 湾，潜没于北美洲大陆西部之下。印度洋中脊北支，经冰岛进 入北冰洋，从罗蒙诺索夫海岭与欧亚大陆之间的南森海盆通过， 并在勒拿河河口附近伸向西伯利亚。因此，中脊构造虽然主体
大洋盆地
许多大洋盆地内，还展布着海岭或火山链，把洋 盆分割成许多次一级的深海盆地。深海盆地的一 般深度为4-6公里。在大西洋北部拉布拉多和冰 岛附近的海盆水深最浅，为2600米至3000余米， 而太平洋的一些深海盆地的一般深度5000余米， 局部可达6000米以上。
大洋盆地
深海盆地底部的深海平原，是地球上最平坦区域。他的坡度极微， 一般小于1/1000，有时甚至小于1/10000。深海平原的基底实际上并 不平坦，但由于有较厚的深海沉积物的披覆把起伏的基底盖平。深 海平原中，有的是由海生生物遗体堆积成很平坦的海底平原，主要 发育在热带海洋区，也有微起伏的深海平原或由浊流堆积成缓斜的 深海扇。 如果海底沉积物没有或极薄，则玄武岩基底表面控制了海底地形， 呈现为深海丘陵，它的起伏比较缓和。这种地形分布很广，在太平 洋它约占整个洋底面积的80-85%。通常，海丘呈圆形或椭圆形，直 径可达5公里，小者甚至 不足一公里，多为玄武岩流组成的小型盾形火山。有些丘陵呈纵长 的外形，可有数个顶峰。如果深海丘陵上覆沉积较厚，往往构成波 状深海平原。
3.无震海岭及残留陆块
无震海岭的地质地球物理特点
无震海岭在洋底呈线状延伸的水下山脉，三大洋中都有 分布，在太平洋尤其多见。海岭上无中央裂谷，也没有横断 海岭的转换断层，其地形不像大洋中脊那么崎岖。无震海岭 上现代活火山比较少见，尤其是没有频繁的地震活动。 许多无震海岭绵延数千公里，宽约一、二百公里，高出两 侧洋盆1～3公里，其走向往往与大洋中脊垂直或斜交，有时 从大洋中脊方面直延至大陆边缘附近。所以，无震海岭一般 横切过磁异常条带的走向，二者并不协调。无震海岭往往有 一隆起的基座，在隆起基座上再发育了链状分布的海山，高 者出露水面成为岛屿。
地震资料表明，地震活动确实都集中在中脊轴之间的错动地段BC上，而在该段外面的 断裂带基本上没有地震发生。
震源机制表明，断裂带上地震震源的应力是剪切，其错动方向与把中脊错开的视错动方 向相反，亦即完全符合转换断层所要求的方向。
洋底断裂带确实是一种不同于平移断层的转换断层。例如，赤道大西洋的一系列横向断 裂带，以往被当作为左旋平移断层，现在看来应该是右旋转换断层（如图）
一般缺乏地震活动（或仅由火山活动引起的地震），称为无 震海岭。他与代表海底扩张中心的中央海岭在构造含义上迥
然不同。
海岭有的部分露出水面，构成群岛，其与相邻深海盆地的高
差显著变大。还有的海岭隆起区近于等轴状，高差不大。
此外，在印度洋、大西洋、太平洋西部有一些 海底隆起区， 系由小型残留的大陆地壳构成。
层1，沉积层，厚度变化大，大洋中脊上往往缺失或作零星分布。 层2，火山岩层，沿中脊顶部广泛出露，也广泛分布于洋盆中，纵波速度变化大。 深海钻探表明，主要由拉斑玄武岩，部分为固结沉积岩组成。 层3为辉长岩或橄榄岩，纵波速度和厚度都十分稳定，厚度在5公里左右，是大洋地 壳的主体部分。 层3的底面为莫霍面，该面之下为上地幔层。莫霍面实际上是海水渗透和热液蚀变 的最低界面。洋壳的形成是熔融的地幔物质，通过地壳上的热点，分期、断续地挤
在大洋中脊上，火山地形的发育异常广泛。中脊上的岛屿多 属火山成因。火山主要顺着中脊轴向展布，少数火山则沿横 向断裂带展布。
大洋中脊的地壳结构与大洋盆地有显著区别。在大西洋中央裂谷带底下，缺失洋壳第三层，第二 层直接覆盖在异常地幔上；有些地方第二层变厚，厚度变化在 1—4.5公里之间，中脊轴部的地壳 总厚度明显变薄。东太平洋海隆轴部的地壳结构属于另一种类型，洋壳第三层连续越过海隆，但 厚度减薄至3公里左右；第三层覆盖于异常地幔上；整个地壳厚度也有减薄，莫霍面向上抬升 （如图）。印度洋中脊的地壳结构有的段落属于大西洋中脊型，另有些段落类似于东太平洋海隆 类型。
洋中脊
洋中脊带在构造上并非连续不断，他被一系列与轴线相垂直 或斜交的大断裂带切断。这种大型断裂在地形上表现为狭长 海脊和海槽相间排列，往往是一系列脊槽沿断裂带走向，呈 雁形状布列。 崖壁在中脊轴部较高，向两翼渐次变低。这种横向断裂把裂 谷和纵向岭脊平错开来，错移的幅度可达数十到数百公里。 在东太平洋海隆和大西洋中脊的赤道部分，这种平错最为显 著，有的幅度可达千公里 以上。
或者次大洋型地壳；有时则保留有薄层花岗岩层，出现次大 陆型地壳。从边缘海盆向大陆坡、大陆架方向，地壳厚度复 又增大，这里的地壳过渡型式与大西洋型大陆边缘相似，在 大陆架出现正常的大陆型地壳，大陆坡则往往是次大陆型地
壳。
安第斯型大陆边缘的过渡情况相对简单，这里海沟与大陆 坡相邻，其间并没有出现边缘盆地。岛弧仿佛焊接在大陆
（呈镶嵌状）。海沟的向洋一侧斜坡，是典型的大洋型地壳。
在海沟的轴部，地壳厚度有所增大。向海沟的内侧坡，地壳厚 度进一步增大。到岛弧区，可以出现大陆型或者次大陆型地壳。
如果从岛弧向海沟方向追索，发现随着花岗岩层尖灭，地壳 厚度减薄。而从岛弧向边缘海深海盆地方向，地壳厚度也明
显减小。在边缘海盆地区，花岗岩层通常缺失，出现大洋型
第一种，出现于大西洋型大陆边缘，陆地经过大陆架、大陆 坡、大陆裾过渡到大洋盆地。大西洋型大陆边缘位于板块内
部，其两边的大陆岩石圈和大洋岩石圈是作为同一板块一起
运移。根据地震探测，发现地壳厚度由洋向陆急剧增大。在 美国东部大陆边缘，一个显著特点是沉积层底面出现明显的 坳陷，这里沉积厚度增大，形似被充填（如图）
二、洋底地形基本单元及形成
1. 2. 3. 4.
大洋中脊和断裂带（转换断层） 深海盆地 无震海岭及残留陆块 岛弧-海沟系
1 大洋中脊和 断裂带（转换断层）
大洋中脊系统
大洋中脊
大洋中脊也称为中央海岭,他是地球上最大、 最长的山系。这条洋底山系在太平洋、大西洋、 印度洋连续延伸。并且展入北冰洋，成为环球 山系，总长约八万公里。大洋中脊顶部的水深 约2000-3000米，高出两侧洋盆约1~3公里。有 些高起处，可突出海面成为岛屿。中脊的宽度 不一，宽者可达三、四公里，总面积约占洋底 面积的32.8%。可见，大洋中脊是全球最宏大 的构造单元之一。
太平洋型大陆边缘表现为另一种过渡形式，其又可以分为 两种，一种以西太平洋岛弧—海沟—边缘海系列为代表， 另一种以南美西缘的安第斯亚型大陆边缘为代表。
以西太平洋岛弧—海沟—边缘海系列最为复杂，过渡带的范围 异常广阔，从洋向陆出现下列单元：海沟—岛弧—边缘海深海 盆地—陆坡—陆架，地壳厚度急剧变化，地壳类型交替出现
大洋中脊被一系 列横向断裂带切割， 断裂带之间通常相互 平行，其间距约50— 300公里。许多断裂带 延至中脊边缘处变得 形迹不清。断裂带使 得两侧中脊错开，看 上去很像把中脊错开 的平移断层。
1965年，加拿大学 者指出威尔逊，这种 横断中脊的断裂带不 是一般的平移断层， 而是自中脊轴部向两 侧的海底扩张所引起 的一种特殊断层。威 尔逊称之为转换断层。
第九章 大洋地壳的构造与岩石组成
大洋地壳的结构 洋底地形基本单元及形成
岩石组成
一、大洋地壳分层
1.洋壳的三层结构 第一层，沉积层，地震纵波速度1.5—3.0公里每秒。具有间 断分布的性质。在近大陆坡麓处厚度最大，可达1—2.5公里； 在洋中脊斜坡上较薄，约200米；在中脊顶部100—200公里 宽的地带，沉积层极薄或缺失。 第二层，火山岩层（基底层），具有到处分布的特征，其纵 波速度为4.5—5.5公里每秒，平均厚度1.5公里。地震反射 探测显示这层表面极其不平坦。 第三层，玄武岩层（大洋层），在大西洋，这层速度值的80 ％落在6.5—7.1公里每秒之间。他的平均厚度为5公里左右。 除了大西洋中脊外，其余地区。这层的厚度随洋底高度增大 而增大。
可见，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”。
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。
2、大洋地壳和大陆地壳的过渡
在不同的大陆边缘，大陆地壳和大洋地壳之间的过渡，表现 为不同的型式。
在大西洋型和安第斯型大陆
边缘，通常可以将大陆坡麓 作为大陆型地壳和大洋型地 壳的分界（如图）。在岛 弧—海沟—边缘海地区，大 陆型地壳和大洋型地壳之间 的过渡是复式的，因为岛弧
陆侧又出现具大洋型或过渡
型地壳的边缘盆地。
根据板块的相对运动关系和力学性质， 板块边界分三种：
汇聚型（挤压型）板块边界
大洋中脊
虽然大西洋洋中脊发现较早，但直至1956年， 才由拉蒙特地质所的尤因和希曾首先指出， 整个世界大洋洋底横贯一条大洋中脊体系。 大洋中脊的发现是近代地质学的一项重大成 就。由此曾进一步导致了海底扩张说的建立， 大洋中脊顶部是形成新海底的扩张中心。
大洋中脊在三大洋的分布特点
太平洋内，他的位置 偏东，两坡平缓，一 般称为东太平洋海隆。 大西洋内，山系居于 正中部位，轮廓与大 西洋两岸平行，也是S 型弯曲，其两坡较陡， 故称为大西洋中脊。 印度洋中脊也大体位 于大洋中部，整个洋 中脊形状歧分三支， 成为倒置的Y型。
转换断层总的看来相当平直。但是在某些段落发生转折、
错开。由于断裂带标示了海底扩张或板块运动的方向，断
裂带走向的转折表明海底扩张方向曾发生过变化。
大洋盆地
大洋盆地的面积约占整个海洋的一半，它的一侧 与平缓的麓相接，另一侧与大陆裾或海沟相邻。 大洋盆地的轮廓受制于大洋中脊的分布格局。东 太平洋海隆偏于东部，因此海隆以西大部分太平 洋可看作一巨大洋盆，在海隆以东的洋盆面积就 小得多。大西洋的洋盆，则对称地分布在S型洋 中脊的两侧。印度洋的洋盆被三叉形的洋中脊分 隔成三部分。
上，故其过渡型与海沟的递变形式相似。由大陆向海沟方
向，花岗岩层尖灭，地壳厚度减薄。
上述几种地壳过渡形式，以岛弧—海沟—边缘海系列最为复杂， 安第斯型次之，大西洋型大陆边缘最为简单。
地壳厚度向洋的变薄是突变还是递变，与大陆边缘及相邻陆地
的地形形态有关，地形越陡峻，厚度变化越剧烈，地形越平缓，
厚度递变就比较缓和。
在海盆区，尚分布着不少海崖和海槽，其形成与断裂有关。
有许多海槽或线状延伸的坳陷，分布在深海平原与海岭或 火山链相邻接的地方。
把各深海盆地分隔开的，使一些正向的海底地形，这些地 形从等轴状到长条状，具有各种各样的形态。长条状的正
向海底地形，通常叫海岭。往往由链状的海底火山构成。
像夏威夷海岭。
Βιβλιοθήκη Baidu
部分位于大洋中，却也分别伸进海岸内，大洋中脊这一称呼实
际上并不十分确切。
中脊地带的地形比较复杂，在纵向上，呈现波状起伏的形态。 横向上，岭脊与谷地平行于轴向延伸，相间排列。谷地中有一
些沉积物，有些地方填平成小块平地，岭谷起伏的幅度，随着
靠近中脊轴部愈益增大。在大西洋和印度洋中脊的轴部，一般 有中央裂谷沿中脊 走向展布。裂谷从中脊顶部切入，深约一、 两公里，宽数十到一百多公里。
入上部，迅速冷却和蚀变的结果
正常大洋地壳（洋盆区）的一般厚度为5~10公里。在大洋中脊轴部，由于沉 积层和大洋层的变薄或缺失，地壳厚度减至3～5公里。在无震海岭或海底火 山区，地壳厚度可以增大到15公里或更大。在印度洋塞舌尔群岛以及其他一 些海底高地，属于残留的微型大陆，但是地壳厚度一般小于正常的大陆地壳。 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。
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；但是转换断层，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。 其次，平移断层，错动是沿整条断裂线发生的，至于转换断层，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。 最后，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，如图所示，平移 断层的错动方向为左旋，转换断层则为右旋。
大洋中脊在南端相互串连。东太平洋海隆南部向西绕行，在澳
大利亚以南与印度洋中脊的东南支相接。印度洋中脊的西南支 绕行于非洲以南与大西洋中脊南端相接。另一个特点是，三大 洋中脊的北端伸展入大陆。东太平洋海隆北端伸入加利福利亚 湾，潜没于北美洲大陆西部之下。印度洋中脊北支，经冰岛进 入北冰洋，从罗蒙诺索夫海岭与欧亚大陆之间的南森海盆通过， 并在勒拿河河口附近伸向西伯利亚。因此，中脊构造虽然主体
大洋盆地
许多大洋盆地内，还展布着海岭或火山链，把洋 盆分割成许多次一级的深海盆地。深海盆地的一 般深度为4-6公里。在大西洋北部拉布拉多和冰 岛附近的海盆水深最浅，为2600米至3000余米， 而太平洋的一些深海盆地的一般深度5000余米， 局部可达6000米以上。
大洋盆地
深海盆地底部的深海平原，是地球上最平坦区域。他的坡度极微， 一般小于1/1000，有时甚至小于1/10000。深海平原的基底实际上并 不平坦，但由于有较厚的深海沉积物的披覆把起伏的基底盖平。深 海平原中，有的是由海生生物遗体堆积成很平坦的海底平原，主要 发育在热带海洋区，也有微起伏的深海平原或由浊流堆积成缓斜的 深海扇。 如果海底沉积物没有或极薄，则玄武岩基底表面控制了海底地形， 呈现为深海丘陵，它的起伏比较缓和。这种地形分布很广，在太平 洋它约占整个洋底面积的80-85%。通常，海丘呈圆形或椭圆形，直 径可达5公里，小者甚至 不足一公里，多为玄武岩流组成的小型盾形火山。有些丘陵呈纵长 的外形，可有数个顶峰。如果深海丘陵上覆沉积较厚，往往构成波 状深海平原。
3.无震海岭及残留陆块
无震海岭的地质地球物理特点
无震海岭在洋底呈线状延伸的水下山脉，三大洋中都有 分布，在太平洋尤其多见。海岭上无中央裂谷，也没有横断 海岭的转换断层，其地形不像大洋中脊那么崎岖。无震海岭 上现代活火山比较少见，尤其是没有频繁的地震活动。 许多无震海岭绵延数千公里，宽约一、二百公里，高出两 侧洋盆1～3公里，其走向往往与大洋中脊垂直或斜交，有时 从大洋中脊方面直延至大陆边缘附近。所以，无震海岭一般 横切过磁异常条带的走向，二者并不协调。无震海岭往往有 一隆起的基座，在隆起基座上再发育了链状分布的海山，高 者出露水面成为岛屿。
地震资料表明，地震活动确实都集中在中脊轴之间的错动地段BC上，而在该段外面的 断裂带基本上没有地震发生。
震源机制表明，断裂带上地震震源的应力是剪切，其错动方向与把中脊错开的视错动方 向相反，亦即完全符合转换断层所要求的方向。
洋底断裂带确实是一种不同于平移断层的转换断层。例如，赤道大西洋的一系列横向断 裂带，以往被当作为左旋平移断层，现在看来应该是右旋转换断层（如图）
一般缺乏地震活动（或仅由火山活动引起的地震），称为无 震海岭。他与代表海底扩张中心的中央海岭在构造含义上迥
然不同。
海岭有的部分露出水面，构成群岛，其与相邻深海盆地的高
差显著变大。还有的海岭隆起区近于等轴状，高差不大。
此外，在印度洋、大西洋、太平洋西部有一些 海底隆起区， 系由小型残留的大陆地壳构成。
层1，沉积层，厚度变化大，大洋中脊上往往缺失或作零星分布。 层2，火山岩层，沿中脊顶部广泛出露，也广泛分布于洋盆中，纵波速度变化大。 深海钻探表明，主要由拉斑玄武岩，部分为固结沉积岩组成。 层3为辉长岩或橄榄岩，纵波速度和厚度都十分稳定，厚度在5公里左右，是大洋地 壳的主体部分。 层3的底面为莫霍面，该面之下为上地幔层。莫霍面实际上是海水渗透和热液蚀变 的最低界面。洋壳的形成是熔融的地幔物质，通过地壳上的热点，分期、断续地挤
在大洋中脊上，火山地形的发育异常广泛。中脊上的岛屿多 属火山成因。火山主要顺着中脊轴向展布，少数火山则沿横 向断裂带展布。
大洋中脊的地壳结构与大洋盆地有显著区别。在大西洋中央裂谷带底下，缺失洋壳第三层，第二 层直接覆盖在异常地幔上；有些地方第二层变厚，厚度变化在 1—4.5公里之间，中脊轴部的地壳 总厚度明显变薄。东太平洋海隆轴部的地壳结构属于另一种类型，洋壳第三层连续越过海隆，但 厚度减薄至3公里左右；第三层覆盖于异常地幔上；整个地壳厚度也有减薄，莫霍面向上抬升 （如图）。印度洋中脊的地壳结构有的段落属于大西洋中脊型，另有些段落类似于东太平洋海隆 类型。
洋中脊
洋中脊带在构造上并非连续不断，他被一系列与轴线相垂直 或斜交的大断裂带切断。这种大型断裂在地形上表现为狭长 海脊和海槽相间排列，往往是一系列脊槽沿断裂带走向，呈 雁形状布列。 崖壁在中脊轴部较高，向两翼渐次变低。这种横向断裂把裂 谷和纵向岭脊平错开来，错移的幅度可达数十到数百公里。 在东太平洋海隆和大西洋中脊的赤道部分，这种平错最为显 著，有的幅度可达千公里 以上。
或者次大洋型地壳；有时则保留有薄层花岗岩层，出现次大 陆型地壳。从边缘海盆向大陆坡、大陆架方向，地壳厚度复 又增大，这里的地壳过渡型式与大西洋型大陆边缘相似，在 大陆架出现正常的大陆型地壳，大陆坡则往往是次大陆型地
壳。
安第斯型大陆边缘的过渡情况相对简单，这里海沟与大陆 坡相邻，其间并没有出现边缘盆地。岛弧仿佛焊接在大陆
（呈镶嵌状）。海沟的向洋一侧斜坡，是典型的大洋型地壳。
在海沟的轴部，地壳厚度有所增大。向海沟的内侧坡，地壳厚 度进一步增大。到岛弧区，可以出现大陆型或者次大陆型地壳。
如果从岛弧向海沟方向追索，发现随着花岗岩层尖灭，地壳 厚度减薄。而从岛弧向边缘海深海盆地方向，地壳厚度也明
显减小。在边缘海盆地区，花岗岩层通常缺失，出现大洋型
第一种，出现于大西洋型大陆边缘，陆地经过大陆架、大陆 坡、大陆裾过渡到大洋盆地。大西洋型大陆边缘位于板块内
部，其两边的大陆岩石圈和大洋岩石圈是作为同一板块一起
运移。根据地震探测，发现地壳厚度由洋向陆急剧增大。在 美国东部大陆边缘，一个显著特点是沉积层底面出现明显的 坳陷，这里沉积厚度增大，形似被充填（如图）