古海洋學(xué)全解課件

1、第十章 古海洋學(xué) 第一節(jié) 大洋盆地的起源和演化 第二節(jié) 古海水的歷史 第三節(jié) 海洋演化中的若干重大事件一、概述古海洋學(xué)60年代末期開(kāi)展DSDP以來(lái)，從深海底巖芯得到了有關(guān)海洋發(fā)展演化的許多信息，從而創(chuàng)立的一門新的學(xué)科。古海洋學(xué)是研究海洋體系發(fā)展演化的學(xué)科(Kennett，1982)。主要是根據(jù)海洋沉積物研究地質(zhì)時(shí)期里的海洋環(huán)流、海洋化學(xué)和海洋生產(chǎn)率、生物地理的演變過(guò)程。多數(shù)學(xué)者認(rèn)為古海洋學(xué)是研究“大洋環(huán)流、化學(xué)、肥力和生物地理的歷史”的科學(xué)。海洋體系包括：1、海水溫度、鹽度、密度以及洋流的發(fā)展和演化；2、底層環(huán)流格局的演變歷史和影響；3、浮游底棲生物的地理發(fā)展；4、海洋生產(chǎn)力的歷史變化及其對(duì)沉

2、積物分布的影響；5、碳酸鈣和硅質(zhì)沉積的溶解歷史等。中國(guó)任美鍔教授1984年提出古海洋學(xué)是研究海洋古環(huán)境或海洋地質(zhì)歷史的學(xué)科。包括海水溫度、生物量、化學(xué)、古氣候、古海洋及其與板塊的關(guān)系、古海洋與現(xiàn)代海洋環(huán)境的關(guān)系等。汪品先教授(1989)認(rèn)為古海洋學(xué)是海洋地質(zhì)的一個(gè)分支；根據(jù)海洋沉積來(lái)研究地質(zhì)時(shí)期里海洋水文、海洋化學(xué)及海洋生物的分布和演化過(guò)程。古海洋學(xué)是一綜合性新學(xué)科。涉及地質(zhì)、生物、化學(xué)、水文、氣象等多個(gè)學(xué)科領(lǐng)域。19681983年的DSDP和1985至今的ODP在古海洋研究方面取得成果包括：1、中生代至今洋流格局變化過(guò)程及其影響；2、晚白堊紀(jì)以來(lái)大洋水溫的階狀變冷；3、大洋和地中海鹽度的變化

3、；4、白堊紀(jì)末生物滅絕事件的始末；5、大洋缺氧沉積特征和意義；6、新生代大洋海面的變化；7、海水溶解作用與古CCD線的升降；8、沉積碳酸鹽和大洋生產(chǎn)力變化；9、綜合若干地質(zhì)事物勾劃出新生代古海洋的演化歷史?，F(xiàn)存局限性：1、DSDP/ODP鉆孔只限于某些區(qū)域，難以真正掌握全球信息；2、巖芯采取率仍不理想；3、年代精度不夠；4、生物擾動(dòng)干擾了一些地層順序；5、沉積物成巖作用在各地有差異，影響對(duì)環(huán)境的推斷。古海洋學(xué)是通過(guò)沉積物巖芯來(lái)推斷全球環(huán)境的有關(guān)問(wèn)題，指導(dǎo)思想：1、將今論古、比較轉(zhuǎn)化的思想方法。比較沉積學(xué)是把現(xiàn)代環(huán)境參數(shù)用于古代，分析并解釋古代。就是把當(dāng)代的比較分析轉(zhuǎn)化到古代沉積物的分析中去。2

4、、全球變化思想方法。古海洋學(xué)分析問(wèn)題始終以全球變化觀點(diǎn)為指導(dǎo)，常由一孔巖芯的結(jié)論推斷對(duì)全球的影響，或從一種環(huán)境的變化推斷對(duì)全球其它環(huán)境的影響。如某一海峽的開(kāi)通引起洋流路線改變，從而影響大氣環(huán)境、氣溫、降水和侵蝕間斷面的發(fā)育。3、強(qiáng)調(diào)動(dòng)態(tài)古地理時(shí)空研究的思路。巖相古地理的研究，往往注重地質(zhì)體的機(jī)械記錄，而古海洋學(xué)是以運(yùn)動(dòng)的方式恢復(fù)古地理，強(qiáng)調(diào)它們的時(shí)空關(guān)系。同時(shí)使用站位回溯法，推斷多少年以前此地質(zhì)體的地理位置，始終以動(dòng)態(tài)的觀點(diǎn)分析古海洋。4、強(qiáng)調(diào)事件地質(zhì)的研究方法。事件地質(zhì)是指某特定時(shí)期、特定環(huán)境下形成特定的與現(xiàn)代環(huán)境不協(xié)調(diào)的地質(zhì)體。通常指全球性事件。正地質(zhì)事件指留下了沉積物，如洪水泛濫、風(fēng)暴潮

5、沉積；負(fù)地質(zhì)事件指較大的沉積間斷。古海洋就是依靠若干地質(zhì)事件的澄清將海洋演化史串連起來(lái)的。古海洋學(xué)與現(xiàn)代物理海洋學(xué)有明顯的差異：(1)古海洋物理參數(shù)的估算是通過(guò)間接途徑得來(lái)的，而現(xiàn)代物理海洋參數(shù)是通過(guò)直接測(cè)量和計(jì)算得來(lái)的；(2)古海洋學(xué)的時(shí)間尺度包括幾十年、幾百年、幾千年、至百萬(wàn)年，而物理海洋學(xué)只包括幾年甚至當(dāng)年參數(shù)變化的尺度。第一節(jié) 大洋盆地的起源和演化一、大洋盆地的起源大洋永存說(shuō)：美國(guó)的丹納（1847）等倡導(dǎo)的，他們認(rèn)為，大洋是原生的，大洋地殼形成于地質(zhì)歷史的最初階段，大陸則是后來(lái)形成并逐漸增生的，現(xiàn)代大洋盆地是大陸增長(zhǎng)以后原始大洋的殘留部分，在目前大洋的位置上從來(lái)不曾被大陸占據(jù)過(guò)。可是，

6、一系列的地質(zhì)資料，特別是古生物地理資料，促使修斯早在一個(gè)世紀(jì)前就已斷言中生代中期前，現(xiàn)今印度洋以及南大西洋的位置上曾存在著岡瓦納超級(jí)大陸，后來(lái)魏格納進(jìn)而認(rèn)為曾有過(guò)統(tǒng)一的聯(lián)合古陸。這些事實(shí)與大洋永存說(shuō)根本對(duì)立。另外，若大洋果真如永存說(shuō)所鼓吹的是形成于太古時(shí)期，爾后從未經(jīng)歷變動(dòng)的話，那么，洋底鉆探能鉆遇古生代以至前寒武紀(jì)的巨厚沉積地層。然而，深海鉆探的事實(shí)證明，洋底沉積層極薄且非常年輕，其年齡均不老于侏羅紀(jì)。大洋化說(shuō)前蘇聯(lián)學(xué)者別洛烏索夫（1962、1970）提出，他認(rèn)為在古生代末期以前，全球皆被大陸地殼所覆蓋，太平洋、大西洋、印度洋地區(qū)在那時(shí)還不是大洋；古生代末至中生代初，來(lái)自地幔的基性、超基性巖

7、漿大規(guī)模上升，大陸地殼破裂為塊狀，并與上升的基性、超基性巖漿混合，遭受變質(zhì)，密度加大并沉入地幔之中；大陸地塊沉陷之處，形成洋盆；隨著玄武巖漿的噴溢，洋盆底部覆蓋上一層玄武巖層。這便是大陸地殼的基性化或大洋化作用。上述兩種假說(shuō)均屬固定論觀點(diǎn)。大洋化說(shuō)雖然解釋了大洋的年輕性，但在論述大陸地殼究竟如何沉沒(méi)為大洋地殼時(shí)所提出的基性化具體作用過(guò)程，很難令人完全信服。別洛烏索夫主張地殼運(yùn)動(dòng)以垂直升降為主，不承認(rèn)大規(guī)模水平方向的大陸漂移和板塊運(yùn)動(dòng)。根據(jù)地殼均衡原理，很難想象厚而輕的大陸地殼會(huì)發(fā)生大規(guī)模整體陷落，甚至轉(zhuǎn)化成為截然不同的薄而重的大洋殼；阿爾杜什可夫尖銳地指出，普通地殼與地幔組分的混合總是比地幔物

8、質(zhì)輕，故不會(huì)沉入地幔中。由此看來(lái)，大洋永存說(shuō)并不可信，大洋化說(shuō)亦不足取。大陸飄移、海底擴(kuò)張和板塊運(yùn)動(dòng)的概念，使人們對(duì)于洋盆地演化的認(rèn)識(shí)發(fā)生了根本的改變。以板塊構(gòu)造學(xué)說(shuō)為代表的新活動(dòng)論認(rèn)為，大洋誕生于大陸張裂的裂谷地帶，象東非那樣的大裂谷可視為大洋演化的胚胎期。在大陸裂谷階段，地幔物質(zhì)向上涌升，地表可被抬升成為窟窿形隆起；在張力作用下，大陸地殼被拉伸變薄，并沿薄弱地帶形成一系列斷裂和地塹，出現(xiàn)深陷的谷地和湖泊，而且伴隨著堿性玄武巖漿的噴出。這一階段，地殼張裂相當(dāng)緩慢。可能會(huì)持續(xù)數(shù)千萬(wàn)年之久。當(dāng)大陸巖石圈終于被拉斷裂開(kāi)而喪失了完整性，地幔物質(zhì)隨即沿裂谷涌出形成新的大洋地殼，這就意味著一個(gè)新的大洋已

9、經(jīng)誕生于世。新的大洋通過(guò)海底擴(kuò)張作用不斷成長(zhǎng)壯大，而一個(gè)成熟的大洋又可以通過(guò)海底俯沖作用逐漸收縮變窄，甚至關(guān)閉消亡。加拿大學(xué)者威爾遜首先注意到大洋又開(kāi)合的不同發(fā)展趨勢(shì)，并依據(jù)板塊構(gòu)造學(xué)說(shuō)將大洋盆地的演化劃分為六個(gè)發(fā)展階段，被后人稱之為威爾遜旋回。這一活動(dòng)論觀點(diǎn)，為當(dāng)代大多數(shù)地球科學(xué)家所贊同，并受到廣泛的支持。二、威爾遜旋回威爾遜（1966，1973）提出的大洋盆地演化分為六個(gè)階段，從早到晚依次為：胚胎階段、幼年階段、成年階段、衰退階段、終了階段和遺痕階段，并對(duì)各階段的主要運(yùn)動(dòng)、特征形態(tài)、典型火成巖、典型沉積和變質(zhì)作用作了表述：威爾遜旋回的前三個(gè)階段表征了大洋盆地的形成和張開(kāi)，后三個(gè)階段則標(biāo)示了

10、大洋盆地的收縮和關(guān)閉。階段實(shí)例主導(dǎo)運(yùn)動(dòng)特征形態(tài)典型火成巖典型沉積變質(zhì)作用胚胎期東非裂谷抬升裂谷拉斑玄武巖溢流，堿性玄武巖中心少量沉積作用可忽略幼年期紅海、亞丁灣擴(kuò)張狹海（有平行的海岸及中央凹陷）拉斑玄武巖溢流，堿性玄武巖中心陸架與海盆沉積，可能有蒸發(fā)巖可忽略成年期大西洋擴(kuò)張有活動(dòng)中脊的洋盆拉斑玄武巖溢流，堿性玄武巖中心，但活動(dòng)集中于大洋中脊豐富的陸架沉積（冒地槽）少量衰退期太平洋收縮環(huán)繞邊緣的島弧及毗鄰海溝邊緣的火山巖及花崗閃長(zhǎng)巖大量源于島弧的沉積物（優(yōu)地槽）局部廣泛終了期地中海收縮并抬升年青山系邊緣的火山巖及花崗閃長(zhǎng)巖大量源于島弧的沉積物（優(yōu)地槽），可能有蒸發(fā)巖局部廣泛遺痕(地縫合線)喜馬拉

11、雅山的印度河線收縮并抬升年青山系少量紅層廣泛（一）胚胎階段東非裂谷是大洋盆地演化的胚胎階段的實(shí)例。該裂谷寬3060km，全長(zhǎng)4000km，兩側(cè)有高角度正斷層。其內(nèi)發(fā)育了一系列深陷谷地和狹長(zhǎng)湖泊，如坦噶尼喀湖長(zhǎng)600km，深達(dá)1435km。由于地幔物質(zhì)的上涌，致使裂谷內(nèi)火山、溫泉眾多，淺源地震頻繁，地殼被位伸而變薄（從40km減至30km），熱流值增高（24/al/cm2s）。隨著大量玄武巖的噴發(fā)（拉斑玄武巖、堿性玄武巖），大陸裂谷也就轉(zhuǎn)變成發(fā)育于洋殼上的中央裂谷，從而表明一個(gè)新的大洋即將誕生。（二）幼年階段紅海是大洋盆地演化為幼年階段的實(shí)例。大約在2000多萬(wàn)年前，紅海開(kāi)始張開(kāi)，其中軸部有裂谷

12、發(fā)育。當(dāng)大陸在拉張作用下完全裂開(kāi)，裂谷增寬，深陷的谷底涌進(jìn)海水時(shí)，便成為幼年海洋。比紅海更為年輕的幼年海洋是加利福尼亞灣。亞丁灣和加利福尼亞灣一樣，也是幼年海洋，灣內(nèi)均發(fā)育有洋中脊及錯(cuò)開(kāi)脊軸的轉(zhuǎn)換斷層，海底一些地段還見(jiàn)有縱向的磁異常條帶。（三）成年階段大洋盆地演化為成年階段的實(shí)例是大西洋。幼年海洋進(jìn)一步張開(kāi)，兩側(cè)大陸愈益分離，逐漸形成宏偉的洋中脊山系和開(kāi)闊的深海平原，其兩側(cè)發(fā)育有被動(dòng)大陸邊緣，大洋的發(fā)展進(jìn)入成年期。今日的大西洋和印度洋已是浩瀚的成年大洋，然而在當(dāng)年，它們也經(jīng)歷過(guò)自已的胚胎期和幼年期，均是從無(wú)到有、從小到大逐漸發(fā)育起來(lái)的。（四）衰退階段隨著大洋不斷擴(kuò)張，大洋邊緣（或大陸邊緣）離開(kāi)

13、中脊的距離越來(lái)越遠(yuǎn)，巖石圈不斷冷卻變重并向下沉陷；同時(shí)，由于被動(dòng)大陸邊緣上接受巨厚沉積物，地殼均衡作用就會(huì)使洋緣的巖石圈下沉、潛沒(méi)于另一側(cè)之下，隨即出現(xiàn)了洋緣的海溝和板塊俯沖帶，被動(dòng)大陸邊緣于是轉(zhuǎn)化成為島弧可活動(dòng)大陸邊緣。當(dāng)板塊的俯沖作用占優(yōu)勢(shì)，即洋殼在海溝的消減量大于中脊處的新生量時(shí)，大洋盆地的演化便進(jìn)入衰退期，太平洋即為其實(shí)例。（五）終了階段現(xiàn)代地中海（主要指它的東部）為古地中海收縮后的殘余海洋，其內(nèi)不見(jiàn)活動(dòng)的洋中脊，海盆相當(dāng)窄小，標(biāo)志著大洋盆地演化到了終了階段。中生代的古地中海，北緣橫貫著一系列海溝俯沖帶，頗似今日大西洋的情景；南緣瀕臨印度、阿拉伯、北非等陸塊，為寬緩的被動(dòng)大陸邊緣。隨著

14、其南緣陸塊的向北推進(jìn)，古地中海洋底沿著北緣的海溝向北潛入歐亞大陸之下，洋盆日益縮小，逐漸關(guān)閉。至今，東地中海海底仍沿著北緣的海溝向北俯沖。（六）遺痕（地縫合線）階段終了階段的殘余海洋繼續(xù)收縮，當(dāng)洋殼俯沖殆盡，洋盆閉合消逝、海水全部退出之時(shí)，洋盆演化就進(jìn)入了遺痕階段。古地中海除現(xiàn)代地中海以外的其余部分，新生代以來(lái)由于洋殼的俯沖而關(guān)閉，印度、阿拉伯陸塊與歐亞大陸相遇碰撞，產(chǎn)生很大的擠壓力，于是引起巖層褶皺、斷裂、逆掩、混雜，地面向上隆升，形成了巍峨的褶皺山系（如喜馬拉雅山系等）。那里是已消逝的洋盆的遺痕（地縫合線），其中往往會(huì)留下古洋殼的殘片（即蛇綠巖套），如印度河雅魯藏布江一線確實(shí)存在著呈條帶狀

15、展布的蛇綠巖。從深海動(dòng)物群的進(jìn)化看來(lái)，大洋是一種相當(dāng)古老的地質(zhì)體。據(jù)研究，海水的存在幾乎可以與大陸地殼的歷史相提并論。所以，盡管洋底是年輕的，但卻不能簡(jiǎn)單地把所有大洋都當(dāng)作是最近兩億年來(lái)新生的。實(shí)際上，大洋的歷史是漫長(zhǎng)的，洋盆的位置也在不時(shí)變動(dòng)著，海水可以從關(guān)閉著的洋盆退出，涌入擴(kuò)張新生的洋盆中。威爾遜旋回的演化形式，可能在數(shù)億年乃至十幾億年前的古老地質(zhì)時(shí)代就已經(jīng)存在。尋找關(guān)閉消逝洋盆的最重要標(biāo)志是蛇綠巖套，而古生代的蛇綠巖套廣泛地出露于北美東部的阿巴拉契亞山系、歐洲西北部的加里東褶皺山脈、歐洲和亞洲之間的烏拉爾山脈以及中亞蒙古褶皺山系等。這說(shuō)明，至少?gòu)墓派穑箨懢捅贿\(yùn)動(dòng)著的板塊帶來(lái)帶去，

16、曾經(jīng)反復(fù)地裂離和碰撞，而洋盆則屢經(jīng)張開(kāi)和關(guān)閉。正如古地中海關(guān)閉消逝于中、新生代的阿爾卑期喜馬拉雅山系一樣，有許多古老褶皺山系中；大陸則在反復(fù)離合變動(dòng)的過(guò)程中變得越來(lái)越復(fù)雜了。威爾遜所表達(dá)的板塊構(gòu)造模式，不僅為大洋盆地的演化提供了比較圓滿的解釋，而且為大陸地質(zhì)的研究開(kāi)拓了新的局面。第二節(jié) 古海水的歷史海水及整個(gè)水圈的生成，與地球物質(zhì)的整體演化作用有關(guān)。早在18、19世紀(jì)，就有一些學(xué)者推斷，地球在生成初期曾處于熔融狀態(tài)，從地球內(nèi)部析出的水蒸汽及其它氣體在地球表面構(gòu)成了原始大氣圈。隨著地球的冷卻，原始大氣圈分離形成原始海洋以剩下的大氣圈。根據(jù)此說(shuō)，大洋水是在地球發(fā)展歷史的早期階段形成的。近年來(lái)，許多

17、學(xué)者主張，水汽和其它氣體是通過(guò)巖漿活動(dòng)和火山作用從地球內(nèi)部不斷排出的。一般認(rèn)為大洋水主要是地球演化的較早時(shí)節(jié)排出的，現(xiàn)代排氣（火山）已十分緩慢。地史早期火山所排出的水汽凝結(jié)為液態(tài)水，積聚成原始海洋；還有一些火山氣體溶解于水，并轉(zhuǎn)移到原始海洋中。而另外一些不溶或微溶于水的氣體則組成了原始大氣圈。原始海洋和水圈至少在太古代即已出現(xiàn)，其證據(jù)是地殼中發(fā)現(xiàn)太古代的沉積巖，并有太代的火山巖系顯示出水下噴發(fā)的性質(zhì)。可見(jiàn)，大洋盆地雖然是年輕的，但海水卻是古老的。大多數(shù)學(xué)者認(rèn)為，海水中溶解鹽類的陰離子主要來(lái)自巖漿，陽(yáng)離子來(lái)自巖石風(fēng)化。古海水的歷史是狹義古海洋學(xué)的研究對(duì)象，其中包括古海洋水文、古海洋化學(xué)、古海洋生

18、物和古海洋氣候等。而海洋沉積物則是研究古海水歷史的主要依據(jù)，但首先需要確定其時(shí)代。一、大洋沉積層時(shí)代的確定古海洋學(xué)和其它地質(zhì)科學(xué)一樣，都需要建立在地層學(xué)的基礎(chǔ)上。大洋地層學(xué)研究大洋沉積層的時(shí)代，其方法雖然與大陸地層學(xué)沒(méi)有本質(zhì)區(qū)別，但卻獨(dú)具特點(diǎn)。（1）大洋沉積層比較連續(xù)，利用巖芯采樣可獲取完整的沉積層序，只是其年代僅局限于侏羅紀(jì)以來(lái)的中、新生代；（2）大洋沉積層的橫向相變較少，沒(méi)有必要建立地方性地層單位；（3）大洋沉積往往具有比陸地優(yōu)越的保存條件，可以用同位素等方法進(jìn)行高分辨率的地層學(xué)研究。確定大洋沉積層時(shí)代方法，常用的七種，分屬三大類大類種類層序地層學(xué)方法巖性地層學(xué)方法、間斷地層學(xué)方法、地震地

19、層學(xué)方法演化地層學(xué)方法生物地層學(xué)方法、氣候地層學(xué)方法、磁性地層學(xué)方法年代地層學(xué)方法放射性同位素地層學(xué)方法（一）層序地層學(xué)方法該大類包括巖性地層學(xué)、間斷地層學(xué)、地震地層學(xué)方法學(xué)三種方法。巖性地層學(xué)方法是依靠不同巖性劃分地層，并根據(jù)“上新下老”的原則確定其相對(duì)地質(zhì)年代的方法；間斷地層學(xué)方法是依據(jù)洋底廣泛分布的沉積間斷對(duì)大洋地層進(jìn)行劃分對(duì)比，目前在實(shí)踐中是一種行之有效的方法；地震地層學(xué)方法是一種物探方法，主要利用地層層面和間斷的反射波特征來(lái)進(jìn)行區(qū)域性或全球性地層對(duì)比、判斷地層年代，該方法因經(jīng)濟(jì)、快捷而在全世界得到廣泛應(yīng)用。此外，在島弧兩側(cè)海底地層的對(duì)比中，還常用火山灰地層學(xué)方法。因?yàn)榛鹕交覍雍穸缺　?/p>

20、層次多、特征明顯，可以為大洋地層學(xué)的研究提供良好的標(biāo)志，如果其中有古地磁、氧同位素等測(cè)年數(shù)據(jù)加以控制，則可成為理想的標(biāo)志層。（二）演化地層學(xué)方法演化地層學(xué)方法，主要的依據(jù)有機(jī)界、無(wú)機(jī)界的演化規(guī)律來(lái)確定地層時(shí)代。據(jù)生物演化的不可逆性、階段性來(lái)確定地層順序，稱生物地層學(xué)方法；依據(jù)氣候演化的周期性確定地層順序，叫氣候地層學(xué)方法；以地球磁場(chǎng)極性倒轉(zhuǎn)記錄為準(zhǔn)則確定地層順序的方法，稱磁性地層學(xué)方法。因磁極倒轉(zhuǎn)全球同步，并且測(cè)定方便，已成為確定大洋沉積層時(shí)代的一種重要而普遍使用的方法。浮游微體生物化石是大洋地層學(xué)的研究基礎(chǔ)。由于它們個(gè)體小、數(shù)量多，分布于演化地層學(xué)方法廣闊的海域，所以在洋底鉆孔的巖芯中很容易

21、找到。其中應(yīng)用最廣的是浮游有孔蟲和鈣質(zhì)超微化石，在碳酸鹽補(bǔ)償深度以下則為放射蟲和硅藻?；瘞巧锏貙拥幕締卧?，四大類海洋浮游微生物化石的白堊紀(jì)、老第三紀(jì)、新第三紀(jì)化石帶已陸續(xù)編出。古新世包括P1P6帶；始新世包括P6P17帶；漸新世包括P17P22N4 帶；中新世包括N5N17帶；上新世包括N18N21帶；第四紀(jì)包括N22N23帶。例如，N22帶以截頂圓輻蟲(Globorotalia trancatulinoides)初現(xiàn)位為特點(diǎn)，N23帶以疏室抱球蟲(GCalida)一果裂小球蟲(Sdehiscens)組合為特征。人們只要確認(rèn)了地層中的有孔蟲屬種，就可以找出它屬于哪一帶，因而也就可知道它

22、屬于哪個(gè)時(shí)代：同理還可以超微鈣質(zhì)化石、放射蟲和硅藻進(jìn)行化石分帶，并查出年代來(lái)。時(shí)代有孔蟲帶第四紀(jì)N22N23上新世N18N21中新世N5N17漸新世P17P22N4 始新世P6P17古新世P1P6間斷帶浮游有孔蟲晚第三紀(jì)NH8 (3.713.1MaB.P.)N19上部NH7(5.24.7MaB.P.)N18NH6(76.3MaB.P.)N17NH5(8.68MaB.P.)N16NH4(10.5 9.2MaB.P.)N14N15NH3(12.9 11.8MaB.P.)N12上部NH2(16.1 15.1MaB.P.)N8上部NH1b(18.5 7.5MaB.P.)N6N7NH1a(20.219.

23、4.5MaB.P.)N5下部早第三紀(jì)PHa (24.526MaB.P.),P22PHb (3032MaB.P.)P21P22PHc (3436.5MaB.P.)P18P17PHd (37.538.5MaB.P.),P15P16PHe(3941MaB.P.)P14P15間斷地層年代學(xué)：大洋地層常見(jiàn)許多沉積間斷，這是由于受洋底流的侵蝕和溶蝕，構(gòu)造運(yùn)動(dòng)以及物源缺乏等的結(jié)果。 Keller(1986)等歸納了大洋地層中的若干間斷，劃分成早第三紀(jì)的五個(gè)間斷帶，即右表: 若在巖芯中發(fā)現(xiàn)一段沉積間斷面，不論是否發(fā)現(xiàn)有孔蟲，都可以按間斷面上下的年齡找出相應(yīng)的間斷帶和相應(yīng)的有孔蟲化石帶。相反，知道間斷帶號(hào)也可以

24、確定相應(yīng)年代。4.5Ma以來(lái)的古地磁年表磁性年代地層學(xué)：是用地磁性倒轉(zhuǎn)記錄進(jìn)行大洋地層劃分對(duì)比的方法。沉積物顆粒沉積時(shí)，被當(dāng)時(shí)的地場(chǎng)磁化，這樣不同時(shí)代的地層均記錄下沉積時(shí)的磁場(chǎng)、磁偏角和磁傾角。Cox根據(jù)150塊不同時(shí)代火山巖的三個(gè)參數(shù)作出了4.5Ma以來(lái)的古地磁年表。表內(nèi)分為布容、松山、高斯和吉爾伯特四個(gè)極性期每一極性期中又分許多短期的反向事件。從鉆孔巖芯中，取若干2cm3的小樣塊，裝入無(wú)磁性盒，再放于磁力儀中，測(cè)出每個(gè)小樣塊的三磁性參數(shù)，與古地磁年表對(duì)比，可確定樣品的年代。目前，幾乎每一鉆孔均以此法大致確定年齡。（三）年代（時(shí)間）地層學(xué)方法真正能為地層提供年齡數(shù)據(jù)的，是年代地層學(xué)方法。它以

25、年為單位，依據(jù)放射性同位素衰變規(guī)律來(lái)測(cè)定巖層距今的具體年數(shù)。在研究海底沉積物的年代地層學(xué)中，目前廣泛應(yīng)用的是鉀氬法，鈾系法和14C法等。在深海鉆探上常用的絕對(duì)年齡測(cè)定法：（）14C測(cè)年。利用14C衰變與時(shí)間的函數(shù)關(guān)系測(cè)定沉積物年齡。14C半衰期為5.73ka,此法只可測(cè)40Ka以內(nèi)的數(shù)據(jù)，在無(wú)外來(lái)污染情況下測(cè)年精度較高。 （）鈾系法測(cè)年：利用鈾系元素衰變與時(shí)間的關(guān)系測(cè)量沉積物年齡，鈾系列元素很多，用于海洋沉積物測(cè)量的有234U238U法、230Th232Th法、210Pb法，前兩種方法測(cè)年范圍均為0.053.5Ma，后一方法測(cè)年范圍在100a之內(nèi)。（）裂變徑跡法測(cè)年：通過(guò)測(cè)量放射性元素裂變的徑

26、跡數(shù)目來(lái)測(cè)定地質(zhì)年齡。測(cè)年范圍0.12Ma。多用于測(cè)量火山灰、古土壤、侵蝕面等。（）其他測(cè)年方法：KAr法(測(cè)年范圍大于0.5Ma)、ESR法(10nMa)、熱釋光法(21的淺海。白堊紀(jì)中期這類沉積十分發(fā)育，其分布范圍與現(xiàn)代相比，向兩極推移了515（緯度），由此推測(cè)當(dāng)時(shí)海洋表層21等溫線至少向兩極推移5。另外，在地層剖面中，也可以根據(jù)冰載物質(zhì)（冰磧物）含量的變化來(lái)反映冰蓋擴(kuò)張與收縮的演化史。當(dāng)南極冰蓋與北半球冰蓋開(kāi)始出現(xiàn)時(shí)，都會(huì)在深海巖芯的冰載物碎屑含量上得到印證。據(jù)對(duì)北冰洋Fram盆地深海巖芯的觀察發(fā)現(xiàn)，洋冰載物的數(shù)量在冷、暖氣候轉(zhuǎn)化時(shí)期明顯增多，而在冰期與間冰期的全盛時(shí)期，冰載物質(zhì)均顯著減

27、少。因此，深海沉積物中的冰載物質(zhì)是研究古氣候演變相當(dāng)有用的示蹤物。(3)稱定同位素法利用質(zhì)譜儀對(duì)微體化石中的氧同位素進(jìn)行測(cè)量，用以恢復(fù)古海水的溫度值，稱同位素溫度。在進(jìn)行古海水溫度的測(cè)量時(shí)，可以利用不同門類的生物骨骸及殼體來(lái)作氧同位素分析。其中尤以有孔蟲最為有效而實(shí)用。氣溫(或水溫)的量值(度數(shù))，目前多使用氧同位素法來(lái)測(cè)定。這是利用氧同位素的分餾作用測(cè)定地質(zhì)時(shí)期海水溫度的方法，又稱18O法。自然界中的氧元素由16O，17O和18O組成，16O最活躍，18O最穩(wěn)定,通過(guò)物化作用(蒸發(fā)、結(jié)冰和溶解等)時(shí)，16O先離去， 180最慢，它們相對(duì)比例的變化，即分餾作用。氣溫升高時(shí)，陸上冰融水(以16O

28、為主)流入海中，導(dǎo)致海水的18O160(160)降低，有孔蟲殼中的180就變小。據(jù)計(jì)算，水溫每上升1 ，180就降低0.2。用質(zhì)譜儀測(cè)地層中某有孔蟲殼中的180，再經(jīng)校正后就能得到該地層沉積時(shí)的溫度。如180從-1降到-2，即水溫升高5。氧同位素古溫度曲線是迄今所知最能精確反映古氣候旋回的資料。但是，由于海洋生物殼體氧同位素值不僅受海水溫度的制約，而且還受冰期效應(yīng)的影響，所以只有在大陸無(wú)冰蓋時(shí)期，氧同位素值才可直接反映當(dāng)時(shí)的古溫度絕對(duì)值；有冰蓋時(shí)期，情況比較復(fù)雜，難以換算出溫度絕對(duì)值。 生物殼體中的碳同位素組成對(duì)于溫度的敏感程度雖不如氧同位素，但其13C值也能反映出古海水溫度的變化情況。張明書

29、等測(cè)定了西沙珊瑚礁的13C值值，發(fā)現(xiàn)冰期時(shí)的數(shù)值偏高，間冰期數(shù)值偏低，氣候事件部位與13C值曲線一致。（二）古洋流大洋環(huán)流發(fā)展史是狹義古海洋學(xué)研究的核心問(wèn)題。古今洋流的分布格局均受海陸分布狀況、洋盆輪廓、海底地形以及大氣環(huán)流、柯氏力和海水密度梯度力等因素的影響。洋流通常可分割成若干水團(tuán)，其水溫、流向、流速和生物群等是主要的研究?jī)?nèi)容，水團(tuán)核心及鋒面則是研究的重點(diǎn)。古代大洋環(huán)流體系與現(xiàn)代洋流一樣，也可以分為表層流、深層流和底層流與垂向的升降流三種，它們的研究程度頗不平衡，研究方法亦不盡相同。1、表層流古大洋的表層流往往難以在沉積物中留下直接標(biāo)志，但在確定了古地理環(huán)境之后，可采用下述方法進(jìn)行研究：（

30、1）古溫度法：溫度是大洋水團(tuán)的主要特征之一，據(jù)古水溫平面分布格局可繪出相應(yīng)的古洋流圖。到目前為止，這是再造古洋流的主要方法。（2）沉積學(xué)法：海洋沉積中冰磧物的分布通常不受底層流的影響，其分布范圍往往可以反映當(dāng)時(shí)大洋表層寒流水團(tuán)的運(yùn)移途徑。（3）古地理模擬法：根據(jù)某一時(shí)期的大陸位置、輪廓以及兩極的位置等參數(shù)，參考洋流形成和發(fā)育的諸因素，模擬推斷出當(dāng)時(shí)的環(huán)流體系。包括物理模擬和數(shù)學(xué)模擬兩類。物理模擬是在實(shí)驗(yàn)室內(nèi)用旋轉(zhuǎn)器再造洋流體系。數(shù)學(xué)模擬用計(jì)算機(jī)進(jìn)行，根據(jù)大陸輪廓、海峽位置、近岸陸地和洋底地形以及大洋溫度、鹽度值的分布規(guī)律數(shù)據(jù)，計(jì)算出洋流位置、數(shù)值和季節(jié)變化。（4）古生物古地理調(diào)查分析法：經(jīng)過(guò)實(shí)

31、地調(diào)查，比較海峽兩側(cè)和大洋兩岸陸緣該時(shí)代地層(沉積物)的化石群，分析是否具有某些洋流的標(biāo)志屬種，利用微體古生物或穩(wěn)定同位素方法求出該地層古溫度在大洋平面上的分布格局，加以綜合分折，給出相應(yīng)時(shí)代的古洋流圖。2、底流層已知大洋底部有二種底層流濁流和等深流，這二種古底層流分別形成濁積巖和等積巖?，F(xiàn)代深部洋流主要是由重力所驅(qū)動(dòng)，所以在鹽度、密度梯度發(fā)生較大變化的大洋區(qū)均可形成高密度的深部底層洋流，如南極底層流。實(shí)際上，大洋底層流的活動(dòng)不僅確實(shí)存在，而且對(duì)洋底沉積物有著直接的改造作用。無(wú)論是底層流的侵蝕、溶蝕、搬運(yùn)還是沉積作用，都會(huì)在沉積物中留下不可磨滅的烙印。因此，通常采用沉積學(xué)方法研究古底層流，其中

32、包括沉積構(gòu)造（底床形態(tài)）、沉積間斷、沉積物粒度、組分及組構(gòu)的研究。深海沉積層中的沉積間斷多半是底層機(jī)械侵蝕的結(jié)果，特別是等深流。深海鉆探發(fā)現(xiàn)，新生代地層中有許多沉積間斷面，使人耳目一新，也為研究古大洋底層流提供了新的途徑。據(jù)統(tǒng)計(jì)，沉積間斷在深海沉積物中相當(dāng)普遍，老第三紀(jì)地層中有一半以上的地質(zhì)記錄消失，而新第三紀(jì)則缺失1/10至1/2，沉積間斷主要出現(xiàn)在白堊紀(jì)/古新世、始新世/漸新世、漸新世/中新世，以及更新世/全新世等交界時(shí)期。大洋底層流造成的沉積間斷主要出現(xiàn)在強(qiáng)水流區(qū)，且與板塊運(yùn)動(dòng)、氣候條件的惡化（如冰期的出現(xiàn)等）事件有關(guān)。如始新世漸新世時(shí)期，澳大利亞裂離南極大陸向北遷移，其間出現(xiàn)塔斯馬尼亞

33、海道，南極底層流順該海道北上達(dá)太平洋。這股底層流來(lái)勢(shì)較猛，所經(jīng)之處形成廣泛的沉積間斷。由于距今350萬(wàn)年前南極冰蓋的形成，促使南極底層水活動(dòng)性明顯增強(qiáng)，在全球范圍內(nèi)普遍出現(xiàn)強(qiáng)烈的深海侵蝕作用及沉積間斷。3、上升流無(wú)論是在岸邊還是開(kāi)放性大洋盆地內(nèi)部,只要表層水從原地被吹離或搬運(yùn),出現(xiàn)某種發(fā)散現(xiàn)象時(shí),便會(huì)發(fā)生水位相對(duì)下降,造成壓力的不均衡。這樣，下伏的次表層水將會(huì)上涌取而代之，形成上升流，又稱補(bǔ)償流。低溫和高生物生產(chǎn)率是上升流的基本特征，并可在沉積物內(nèi)留下許多重要信息，因此可用古溫度法，沉積學(xué)法和古生物學(xué)法辨認(rèn)古上升流。A、古溫度法：上升流有孔蟲的同位素偏低，古溫度梯度可指示上升流的存在。B、沉積

34、學(xué)法：根據(jù)低氧或缺氧環(huán)境以及高的沉積速率，可以確定古上升流的存在。另外，上升流區(qū)沉積物一般富含有機(jī)質(zhì)，同時(shí)把沉積磷礦、海相黑色頁(yè)巖及標(biāo)志性冷水種生物化石的出現(xiàn)視作地質(zhì)時(shí)期（古生代）海岸上升流存在的標(biāo)志。C、古生物法：上升流的海岸上升流在沉積物組分方面的地質(zhì)錄上，表現(xiàn)為同肥力使各門類生物豐富，硅藻類尤甚，蛋白石的含量有時(shí)高達(dá)70% 。因此，可根據(jù)上升流區(qū)存在的標(biāo)志生物化石，如大量的保存完好的、個(gè)體偏大的硅藻、放射蟲殼體，底棲有孔蟲含量高于浮游有孔蟲，魚類殘骸數(shù)量明顯增高等標(biāo)志來(lái)圈定或識(shí)別古上升流上升流有特定的生物化石群，例如抱球蟲（Globigerina bulloides）被稱為上升流種。此外

35、，上升流生產(chǎn)力高，可根據(jù)生物的相對(duì)含量變化標(biāo)志上升流區(qū)。特別重要的是底棲有孔蟲的生產(chǎn)率比浮游有孔蟲高，在同一水深條件下；兩者的比值在上升流區(qū)高于非上升流區(qū)，可用比值來(lái)標(biāo)志上升流影響的程度，從而定量化。a=（三）古水深（1）根據(jù)洋脊深度：確定古水深的三個(gè)主要深度標(biāo)志是海岸線、透光帶和大洋中脊峰頂。洋殼年齡與水深之間的密切關(guān)系，得到普遍認(rèn)可。斯克萊特（1971）的統(tǒng)計(jì)數(shù)字表表明，大洋中脊峰頂?shù)钠骄顬?.6km，洋底在擴(kuò)張中下沉，經(jīng)過(guò)70Ma，洋底水深為5.5km，下降了大約3km。在假定海平面相對(duì)穩(wěn)定的前提下，可以根據(jù)公式h=0.35/t（h水深，單位為km；t時(shí)間，單位為Ma）進(jìn)行計(jì)算。其結(jié)

36、果為已知年齡的洋底在過(guò)去某個(gè)時(shí)期或未來(lái)某個(gè)時(shí)期的大洋水深，但需要對(duì)由于沉積物負(fù)荷引起的均衡效應(yīng)進(jìn)行校正。年齡70Ma時(shí)，計(jì)算的洋底水深值往往偏大。（2）以古生物標(biāo)志古水深：肖普夫綜合出三種基本方法：以某些生物對(duì)光合作用的適應(yīng)能力定水深；利用生物的機(jī)械適應(yīng)性定水深；利用微體生動(dòng)的種、群組合定水深。斯特曾根據(jù)從陸向海剖面上硅質(zhì)底棲種、鈣質(zhì)底棲種和浮游種三類有孔蟲百分比的變化，可查出自岸至150m水深內(nèi)每一水深三類種的比例關(guān)系，據(jù)樣品中該三類種比例可推斷出水深。 有孔蟲百分比 硅質(zhì)底棲種、鈣質(zhì)底棲種和浮游種三類有孔蟲百分比深度（m）（3）以沉積物能量帶標(biāo)志水深：不同水深波能大小和作用方式不同，自淺至

37、深，可以劃分成若干個(gè)能量作用帶和能量分級(jí)界面，如海岸線，水深等于零；波浪基面的水深，大約等于12個(gè)波高；氧化還原界面，用Fe3+Fe2+標(biāo)志，通常接近浪基面；現(xiàn)代碳酸鹽沉積界面約4500m。 （4）以沉積物中某些礦物、沙波底形和粒度參數(shù)推斷水深。三、古海洋化學(xué)海洋化學(xué)是研究現(xiàn)代海水的化學(xué)成分、結(jié)構(gòu)及其變化規(guī)律的科學(xué)，它涉及海水中的溶解鹽類、溶解氣體和有機(jī)物等，對(duì)于了解現(xiàn)代海洋過(guò)程，開(kāi)發(fā)和利用海水資源，理解海洋生物和礦物資源的形成、分布，以及對(duì)于海洋工程等都有密切關(guān)系。古海洋化學(xué)則研究海水成分在地質(zhì)歷史中的變化，它對(duì)于闡明沉積礦產(chǎn)的分布規(guī)律和形成機(jī)理，對(duì)于解釋地質(zhì)歷史中各種現(xiàn)象的成因，都具有重大

38、的意義。古鹽度、溶解氧和碳酸鹽是目前研究古海洋化學(xué)的三個(gè)主要參數(shù)；也涉及到磷酸鹽、二氧化硅。同時(shí)，重建地質(zhì)時(shí)期的CCD，已引起人們的廣泛關(guān)注。（一）古鹽度迄今為止，還從來(lái)沒(méi)找到過(guò)地質(zhì)時(shí)期的古海水標(biāo)本，將來(lái)大概也不可能在地球上找到這種“化石”。人們對(duì)于古海水鹽度的認(rèn)識(shí)，只能間接地從海底沉積物和海洋生物殼體成分，或者從理論推算去求得。(1)硼含量法。硼在海水中以硼酸形式出現(xiàn)，海水中硼的濃度變化與鹽度呈函數(shù)關(guān)系，粘土礦物對(duì)硼的攝取與鹽度成正比例，硼混雜于粘土礦物和細(xì)粒沉積物中?，F(xiàn)代海水含硼4.710-6，海洋沉積物含硼10010-6，不同時(shí)代同一沉積環(huán)境硼含量的變化應(yīng)指示大洋海水中硼含量，即鹽度的歷

39、史變化。(2)沉積磷酸鹽法。該方法又稱SMP法。在淡水中，磷酸根與鐵結(jié)合成磷酸鐵，在咸水中磷酸根與鈣結(jié)合成磷酸鈣。在河口區(qū)，磷酸鈣與磷酸鐵之比值隨鹽度的增加而增加，經(jīng)驗(yàn)公式為：0.026SCa(Fe十Ca)0.09式中，Ca和Fe分別表示克分子數(shù)，S為鹽度。若Ca(Fe十Ca)1，則S%35。即等于現(xiàn)代鹽度。該方法多用于對(duì)現(xiàn)代近岸沉積物的分析，但要注意樣品中含磷灰石碎屑和有機(jī)磷酸鹽的干擾。(3)海相沉積巖成分中含有古海水鹽度的重要信息，但目前恢復(fù)古鹽度最有用的標(biāo)志沉積物是蒸發(fā)巖。例如，地中海鹽度事件是1970年DSDP第13航次發(fā)現(xiàn)的，在中新世末至上新世初（5.94.9Ma)，地中海兩度干涸，

40、形成了約2000m厚的蒸發(fā)巖，分上下兩層，其間夾有正常海相沉積巖。該蒸發(fā)巖成分為白云巖、石膏和巖鹽，它們?cè)谄矫嫔铣释膸罘植迹醒霝閹r鹽，碳酸鹽在最外邊，硫酸鹽介于二者之間。三大鹽類沉積的形成及其平面分布，反映了古地中海海水鹽度逐漸增大、海水面積逐漸縮小的過(guò)程。在鹽度事件后，地中海均是深海沉積環(huán)境。以往，人們僅從大陸不泄水湖、濱海干旱瀉湖看到鹽類沉積，而地中海鹽度事件卻使人們認(rèn)識(shí)到大洋的一部分也可以出現(xiàn)海水古鹽度升高到50以上，形成鹽類沉積的現(xiàn)象。(4)反映古海水鹽類化學(xué)變化的標(biāo)志還有：碳酸鹽巖中的Mg/Ca比值，粘土巖中的K/Na比值，粘土礦物表面吸附元素的種類和含量。海綠石化學(xué)成分的變化

41、；介殼中微量元素含量等。大洋水體的鹽度變化和各種元素的含量變化，是古海洋學(xué)的重要研究?jī)?nèi)容，可惜目前尚缺乏直接的或者不具多解性的間接測(cè)試手段。此項(xiàng)研究還只是開(kāi)始，大量的工作還有待今后發(fā)展。至于地質(zhì)歷史上比較短暫的鹽度變化，更有待于進(jìn)一步的調(diào)查。比如有人推測(cè)二迭紀(jì)末冰川融化可能造成世界大洋表層水的半咸水化，從而造成大量的生物絕滅，此類假設(shè)都需要古海洋學(xué)的深入研究加以核實(shí)和澄清。（二）溶解氧大洋中的溶解氧來(lái)自大氣，因此氧只在表層海水中由于和大氣的交換或在有光帶內(nèi)由于植物的光合作用才能夠富集。向下，則由于生物死亡后的腐解作用而消耗O2，增加CO2，使O2逐漸變?yōu)椴伙柡?。在現(xiàn)代大洋05的海水中，氧的飽和

42、值接近7.5ml/l，而實(shí)際上大洋深處只有35ml/l，比飽和值低約3.5ml/l，這就是腐解作用消耗的結(jié)果。在中等水深約（1501000m）處有一個(gè)數(shù)百米厚的水層，是海水中氧量最低的層次，比上覆和下伏海水的氧含量都低，稱為“缺氧層”。缺氧層之下，由于浮游生物的腐解作用已經(jīng)結(jié)束，深層水和底層水又是因?yàn)楦呔暥群^(qū)的表層水下沉補(bǔ)給而來(lái)，故含氧量又有所回升。古大洋的含氧量一般采用沉積物法進(jìn)行研究，因?yàn)檠蟮椎某练e環(huán)境在某種程度上取決于海水中的氧含量。例如，富含有機(jī)質(zhì)的和硫化物的深色泥質(zhì)沉積物是典型的缺氧沉積物，它的存在表明洋底為缺氧的還原環(huán)境。從60年代中期起，在北大西洋深海沉積柱樣中就發(fā)現(xiàn)含有白堊紀(jì)

43、中期的硫化物；接著，DSDP的十幾個(gè)航次又在南、北大西洋、北太平洋和東印度洋的鉆孔中發(fā)現(xiàn)白堊紀(jì)中期的黑色頁(yè)巖?，F(xiàn)已查明，三大洋在白堊紀(jì)中期（11082Ma)發(fā)生的缺氧事件，是導(dǎo)致富含有機(jī)質(zhì)的黑色頁(yè)巖形成的直接原因。白堊紀(jì)大洋黑色頁(yè)巖的發(fā)現(xiàn)，引起了地質(zhì)界的極大關(guān)注。這不僅由于它是具有重大的學(xué)術(shù)價(jià)值，更重要的在于它潛在的經(jīng)濟(jì)意義。眾所周知，中生代后期的地層在世界上是油氣最為富集的層位，而現(xiàn)在已知的中生代特大油田（如中東等），據(jù)認(rèn)為就與當(dāng)時(shí)的大洋缺氧事件有關(guān)。這些缺氧時(shí)期沉積的有機(jī)碳中有一部分已經(jīng)成熟，為相應(yīng)的特大油田提供了油源。而整個(gè)大洋的黑色頁(yè)巖則是一種潛在的油氣資源，如果其中所含有機(jī)物都形成油

44、氣，其儲(chǔ)量可能為大陸和陸架目前已知油氣總儲(chǔ)量的十倍以上。（三）磷酸鹽雖然磷酸鹽在海水中的含量甚低（平均為0.07 mg/l)，但卻是海水中鹽份的一種重要組分；一方面溶解磷酸鹽的含量是海水初始生產(chǎn)率的控制因素之一；另一方面，沉積磷灰石是十分重要的沉積礦產(chǎn)。因此，探討古海水中溶解磷酸鹽的變化，是古海洋學(xué)的重要課題之一。世界大洋中溶解磷酸鹽的總量，取決于其進(jìn)入和析出數(shù)量間的平衡。河流將大陸火成巖風(fēng)化產(chǎn)生的溶解磷酸鹽不斷攜入海洋，這是海水中磷酸鹽的主要來(lái)源。每年進(jìn)入大洋中的磷酸鹽，大多以沉積物中的有機(jī)質(zhì)、埋藏的含磷化石或者深海沉積的吸附物等形式析出，只有一部分才形成單獨(dú)的磷酸鹽沉積。現(xiàn)代磷酸鹽主要沉積

45、在海岸上升流分布區(qū)，而且主要在大陸架和大陸坡地帶堆積。地質(zhì)歷史上磷酸鹽礦產(chǎn)的形成則很不均勻，有幾個(gè)時(shí)期沉積的磷酸鹽特別多，表明地史上大洋中磷的循環(huán)曾發(fā)生過(guò)重大變化。Arthur和Jenkyns認(rèn)為，不能簡(jiǎn)單地把地史上大規(guī)模磷酸鹽沉積的形成歸因于某種單個(gè)的古海洋學(xué)因素（如缺氧事件或者氣候突變），而應(yīng)當(dāng)是大洋環(huán)流、海面升降、缺氧事件和大陸位置等多種因素長(zhǎng)期作用的結(jié)果。(四)碳酸鹽碳酸鹽是大洋水體中主要的溶解鹽之一，其中尤以CaCO3為多?，F(xiàn)代大洋中， CaCO3的來(lái)源一方面是陸上風(fēng)化作用的產(chǎn)物通過(guò)河流帶入，另一方面依靠大洋中脊熱液作用的供應(yīng)，進(jìn)入的總速率為0.11mg/cm2a。然而，海洋生物提取

46、海水中的CaCO3形成骨骼而，沉落海底，其速率為1.3mg/cm2a。由于過(guò)量的析出，使大洋水體除頂層外， CaCO3均不飽和。為了保持碳酸鹽的收支平衡，只能依靠大洋深部CaCO3的溶解作用來(lái)補(bǔ)償海水中CaCO3的不足。正是這種深海碳酸鹽的溶解作用，造成了大洋底面沉積環(huán)境和沉積相的最重要的差異。現(xiàn)代大洋中存在三個(gè)碳酸鹽特征面飽和面、溶躍面和CCD，自淺而深分布，它們反映了大洋水體中不同深度碳酸鹽飽和度的變化。其中，最具地質(zhì)意義的是CCD。因?yàn)樵谑澜绱笱蟮撞?，從鈣質(zhì)沉積分布區(qū)到非鈣質(zhì)沉積分布區(qū)的轉(zhuǎn)折處，是深海沉積相變化最重要的一個(gè)界面。這個(gè)界面，就是碳酸鹽補(bǔ)償深度（CCD）。而研究古海洋碳酸鹽的

47、主要目的，正是重建古CCD，用以恢復(fù)其升降史。重建古CCD，首先需要了解板塊地層學(xué)顯示的洋中脊沉積相剖面。在一般情況下，洋中脊頂部的平均深度為23km，而大洋CCD的平均水深可達(dá)到45km。因此，中脊兩翼的上部接受碳酸鹽沉積；當(dāng)洋底邊擴(kuò)張、邊沉降，越過(guò)CCD以后，兩翼下部只能形成深海粘土或硅質(zhì)軟泥沉積。所以，在深海鉆井的巖芯柱中鈣質(zhì)沉積物頂部（或上覆非鈣質(zhì)沉積物底面）的年齡，便是洋底巖石圈擴(kuò)張沉降通過(guò)CCD時(shí)的年齡；又由于鉆井站位所在的現(xiàn)代洋底水深是已知的，依據(jù)圖就可求出該處洋底的古水深，即古CCD。據(jù)研究，中生代晚期以來(lái)，CCD升降強(qiáng)烈，最大幅度將近2000m，三大洋CCD的升降趨勢(shì)一致。白

48、堊紀(jì)CCD較淺，約3500m；至新生代古新世與始新世，CCD基本穩(wěn)定。但到漸新世初（38Ma前），CCD驟降，太平洋區(qū)4000m，各大洋赤道帶降至4800m；至中新世晚期（10Ma）回升到3900m，從上新世起CCD深度又急劇下降到現(xiàn)在的45004900m，達(dá)到CCD升降史上最大的深度。板塊地層學(xué)所顯示的沉積相 碳酸鹽巖與遠(yuǎn)洋粘土的互層系由CCD的波動(dòng)造成 四、古海洋生物古海洋中生物的演化和生產(chǎn)率的演化歷史，不僅對(duì)海洋的物理、化學(xué)條件產(chǎn)生影響，而且是理解洋底沉積機(jī)理和沉積礦產(chǎn)分布規(guī)律的重要因素。東太平洋海隆熱液排出口的細(xì)菌，被認(rèn)為是太古代最早生命的現(xiàn)代類似物。這些細(xì)菌依靠化學(xué)作用獲取能量，可以

49、在缺少陽(yáng)光和氧氣的環(huán)境下生存，這對(duì)于研究生命起源具有特殊的意義，目前發(fā)現(xiàn)世界上最古老的具細(xì)胞結(jié)構(gòu)的化石是南非距今32億年（太古代）的細(xì)菌，以及單細(xì)胞的藍(lán)藻。隨著藍(lán)藻的產(chǎn)生和發(fā)展，使大氣中氧氣增加，導(dǎo)致原始大氣還原狀態(tài)的改變，并在高空形成臭氧層，為生命的演化提供了極為有利的條件。從此，大洋中的生命，尤其是浮游生物逐漸繁榮起來(lái)，各種類型的生物相繼出現(xiàn)。浮游生物的演化，古大洋生產(chǎn)率和古生物地理，是古海洋生物研究中的三個(gè)重要組成部分。 （一）浮游生物的演化大洋浮游生物的演化與古海洋學(xué)有著密切的關(guān)系，它的演化經(jīng)歷了三個(gè)階段：1、有機(jī)質(zhì)殼浮游生物階段（前寒武紀(jì)與古生代）2、鈣質(zhì)殼浮游生物階段（中生代）3、

50、硅質(zhì)浮游生物增多階段（新生代）（二）古大洋生產(chǎn)率定義:生物在能量循環(huán)過(guò)程中固定能量的速率稱為大洋生產(chǎn)力，即單位面積海洋，單位時(shí)間產(chǎn)生有機(jī)質(zhì)的數(shù)量，單位是g/cm2 a或gm2 a。從某種意義上說(shuō)，大洋生產(chǎn)率就是大洋浮游生物生產(chǎn)率。因生物能量的根本來(lái)源是太陽(yáng)，而太陽(yáng)在海水中的穿透能力會(huì)隨著水深的增加、浮游生物及其它顆粒物的吸收而逐漸消失，底棲生物所得無(wú)幾，所以它們對(duì)大洋生產(chǎn)率的貢獻(xiàn)也就極其微薄。對(duì)于古海洋學(xué)來(lái)說(shuō)，重要的不只是海水表層的生產(chǎn)率，表層產(chǎn)生的有機(jī)質(zhì)有多少能進(jìn)入洋底沉積物中也許更為重要，因?yàn)橹挥羞M(jìn)入沉積記錄的古生產(chǎn)率標(biāo)志才能為古海洋學(xué)所識(shí)別。測(cè)定古大洋生產(chǎn)率是一項(xiàng)全新的課題，目前只能根據(jù)

51、地層中有機(jī)碳含量，通過(guò)現(xiàn)代生產(chǎn)率與現(xiàn)代沉積物有機(jī)碳含量的關(guān)系模式間接地求取古生產(chǎn)率。常用的方法有三種：有機(jī)碳法、海水肥力法和13C法。（1）有機(jī)碳法利用地層中有機(jī)碳含量的變化，可以對(duì)地質(zhì)時(shí)期古大洋生產(chǎn)率作出粗略的估計(jì)。肖普夫收集了各個(gè)地質(zhì)時(shí)期頁(yè)巖中有機(jī)碳的含量，并假定它們由三角洲底積層變成，從而推算出28億年以來(lái)生物生產(chǎn)率的變化趨勢(shì)。但是，這種過(guò)于粗略的估算，在具體的古海洋學(xué)研究中并不適用。目前常用的是根據(jù)Mifiler和Suess（1979）在研究現(xiàn)代大洋表層沉積中的有機(jī)碳時(shí)提出的經(jīng)驗(yàn)公式的變換式，求得古大洋生產(chǎn)率。其式如下：R=s(1-)/0.003S0.30式中R為古生產(chǎn)率（g/m2a)

52、, s為干沉積物的密度（g/cm3）， 為孔隙率（用百分?jǐn)?shù)表示），S為沉積速率（cm/103a）。需要說(shuō)明的是，上式僅適用于含砂量較低，濁流影響不明顯，陸源有機(jī)物含量不高的沉積層，因?yàn)樵摻?jīng)驗(yàn)公式所依據(jù)的表層具有相似的巖性，限定了適用范圍。大洋有機(jī)碳通量公式為： C通量（Z）=式中，C通量（Z）為Z深度處有機(jī)碳通量，Z為海水深度，C生產(chǎn)率為表層海水有機(jī)碳的生產(chǎn)率。Muller等(1979)根據(jù)現(xiàn)代生產(chǎn)率等參數(shù)計(jì)算沉積時(shí)的古生產(chǎn)率公式為：C有機(jī)= 式中，R為現(xiàn)代表層生產(chǎn)率，S為沉積速率，S為沉積物密度，為沉積物孔隙率()。若從地層中求有機(jī)碳含量(古生產(chǎn)率)，適用于深水大洋有機(jī)碳微小含量區(qū)： （2）

53、海水肥力法海水肥力與大洋生物生產(chǎn)率呈正相關(guān)，而各種浮游有孔蟲對(duì)海水肥力等級(jí)的要求不同，故可以用某些有孔蟲種的含量比例來(lái)表征當(dāng)時(shí)的古海水生產(chǎn)生產(chǎn)率。如Neogloboquadrina-dutertrei反映高生產(chǎn)率，Pulleniatina obliquiloculata則反映低生產(chǎn)率，兩者含量比值的升降可以表征地質(zhì)時(shí)期古生產(chǎn)率的變化。（3） 13C法研究古生產(chǎn)率的另一個(gè)途徑是碳穩(wěn)定同位素分析，因?yàn)?3C值的變化與生命活動(dòng)密切相關(guān)。當(dāng)陸地森林繁茂時(shí)，12C被樹(shù)木大量吸收，海水中12C相對(duì)減少；反之亦然。另外，由于海洋生物攝取的是12C，致使浮游生物大量繁衍的表層海水中13C含量比深層海水高。因此

54、，新生代以來(lái)海洋碳酸鹽中13C的變化可以標(biāo)志全球有機(jī)碳的積累。從經(jīng)濟(jì)意義上說(shuō)，古大洋生物生產(chǎn)率的研究是古海洋學(xué)中最關(guān)鍵產(chǎn)部分之一，因?yàn)樗c油氣資源的形成有密切的關(guān)系。而在研究深海沉積生油、氣的潛力時(shí)，古上升流分布區(qū)又特別引人注目。（三）古生物地理學(xué)古生物地理學(xué)是研究地史中生物分布中及其演變史的科學(xué)。海洋生物的平面分布受氣候因子溫度的控制，具有緯度地帶性。例如，現(xiàn)代大洋表面水的年平均溫度20線與生物分區(qū)界線基本一致。同時(shí)，洋流也影響著生物的地理分布，由暖流、寒流組成的大洋環(huán)流使生物分區(qū)界線與緯度線斜交。而陸地、大洋、海溝、洋脊等地理單元對(duì)生物分布有明顯的隔離作用，使其生物屬種存在較大差異。熱帶海

55、水在垂向上的水溫界也控制著生物分區(qū)，喜暖生物區(qū)位于表層，寒帶生物區(qū)位于深層，而后者的生物群與兩極相似，生物區(qū)則在水下相通。浮游生物的古地理資料表明，從白堊紀(jì)到新生代，表層洋流的主要方向曾發(fā)生過(guò)全球性變化，即由低緯度特提斯海的緯向環(huán)流轉(zhuǎn)化為高緯度海區(qū)與低緯度海區(qū)相連的徑向洋流。因此，在判別古海峽通道的啟閉時(shí)，比較其兩端外海區(qū)的化石群面貌十分有效。古海洋學(xué)的發(fā)展趨勢(shì)是試圖弄清板塊構(gòu)造、大氣循環(huán)和海洋生物演化之間的關(guān)系。因此，古海洋氣候是不可缺少的內(nèi)容。五、古海洋氣候古海洋氣候與古大陸氣候密切相關(guān)，二者共同組成全球古氣候。古氣溫、古濕度是研究古氣候時(shí)必須涉及的另外兩項(xiàng)主要內(nèi)容。（一）古氣溫?fù)?jù)古冰川研

56、究，近30億年以來(lái)的地質(zhì)歷史曾發(fā)生過(guò)七次大的冰期，自老至新為：赫羅連冰期（距今28002000Ma);奈舍冰期（960890Ma);斯特廷冰期（820730Ma）維蘭杰冰期（650580Ma）奧陶紀(jì)冰期（440420Ma）石炭二疊紀(jì)冰期（330260Ma）第四紀(jì)冰期。奧陶紀(jì)冰期較短，而、 、 三次大冰期，其時(shí)間間隔均約3億年左右。第四紀(jì)冰期則可進(jìn)一步劃分出45個(gè)次級(jí)冰期或更多。中生代氣候溫暖，極地?zé)o大陸冰蓋。據(jù)估計(jì)，當(dāng)時(shí)極區(qū)（810）與赤道（2530）溫差僅20。大洋環(huán)流弱，無(wú)寒冷底流而可能有暖咸底流。老第三紀(jì)的古新世和始新世大體上保持中生代暖熱大洋的形式。早始新世（55Ma）是過(guò)去100Ma

57、中全球最溫暖的時(shí)期，起因于洋流底流裂開(kāi)、熔巖與海水反應(yīng)產(chǎn)生的CO2進(jìn)入大氣層引起了溫室效應(yīng)。這種溫室效應(yīng)改變著全求熱傳遞過(guò)程，深部環(huán)流不是流向赤道，而是逆向流動(dòng)，將熱帶的熱量向兩極傳遞。新生代大洋變冷，從中始新世（50Ma)起，變冷過(guò)程有三大事件：漸新世初（36Ma)南極大陸周緣的南大洋出現(xiàn)海冰；中中新世（14Ma）時(shí)形成南極冰蓋；晚上新世（2.5Ma)時(shí)北半球出現(xiàn)冰蓋。大洋變冷主要表現(xiàn)在高緯度和深層水，赤道表層海水的溫度變化不大。在這種新第三紀(jì)現(xiàn)代形式的大洋環(huán)境中，表層與底層海水溫度相差26（2826），大洋底流為正向流動(dòng)。流向的轉(zhuǎn)變可能發(fā)生在早中新世與晚中新世之間，最近查明大西洋晚中新世深

58、層水流與現(xiàn)代相同。（二）古濕度古濕度的恢復(fù)主要用沉積物法，其標(biāo)志物有：蒸發(fā)巖、風(fēng)成物、煤層和風(fēng)化殼。蒸發(fā)巖一般與干旱氣候?qū)\生。咸化瀉湖、咸化小型深海盆地、洋盆演化早期的地塹等都可以形成蒸發(fā)巖；薩布哈、鹽堿灘為干旱炎熱氣候條件下的潮坪沉積。當(dāng)大氣平均相對(duì)濕度為93%76%時(shí)硫酸鈣產(chǎn)生沉淀，在76%67%時(shí)巖鹽沉淀，67%時(shí)鉀鹽沉淀。（三）古大氣環(huán)流大氣環(huán)流是古氣候?qū)W的核心問(wèn)題，它既為研究氣候演變規(guī)律，進(jìn)行氣候超長(zhǎng)期預(yù)報(bào)所必需，又是了解沉積和沉積礦產(chǎn)分布規(guī)律的關(guān)鍵之一。因此，大氣環(huán)流歷史的研究在理論和實(shí)際方面都有不容忽視的意義。地質(zhì)工作者研究古大氣環(huán)流，主要是從沉積物入手。因?yàn)槌练e物（尤其是風(fēng)化沉

59、積物），在其風(fēng)化、搬運(yùn)和沉積過(guò)程中，古大氣環(huán)流起著主導(dǎo)作用。海洋中的風(fēng)海塵埃大部分沉積在深海地區(qū)，很少遭受侵蝕，保存良好，能夠提供完整而連續(xù)的信息。因此，深海風(fēng)成沉積物的研究對(duì)古大氣環(huán)流與古氣候的了解起著十分重要的作用。近年來(lái)，人們通過(guò)對(duì)黃土與深海沉積的對(duì)比，對(duì)全球更新世以來(lái)的古氣候狀況有了更全面的認(rèn)識(shí)。而冰蓋中的塵埃亦是由風(fēng)力搬運(yùn)而來(lái)，所以對(duì)冰蓋鉆孔所取得的冰芯進(jìn)行分析，同樣可以揭示氣流變化的歷史。風(fēng)塵的搬運(yùn)營(yíng)力不僅有信風(fēng)，而且還有塵暴。這是近年來(lái)對(duì)撒哈拉及毗鄰海域、空中進(jìn)行綜合研究所行出的結(jié)論。據(jù)研究，末次冰期最盛時(shí)期，撒哈拉塵暴中心在1820N，與現(xiàn)今相同，但信風(fēng)（2127N）無(wú)色塵埃帶

60、的長(zhǎng)度與寬度都比現(xiàn)在大得多。由于當(dāng)時(shí)風(fēng)速比現(xiàn)在大，故撒哈拉塵埃粒度加粗，風(fēng)暴物堆積速率高于現(xiàn)代。6000年前氣候溫暖，撒哈拉塵暴中心未變，只是風(fēng)塵粒徑變細(xì)；無(wú)色塵埃幾乎消失，表明信風(fēng)顯著減小，亞熱帶位置基本穩(wěn)定，僅有少許擴(kuò)張或收縮?？梢?jiàn)，風(fēng)塵沉積物的大量出現(xiàn)，通常是氣候轉(zhuǎn)冷的反映。（四）古氣候旋回及其機(jī)制據(jù)現(xiàn)有資料，古氣候旋回可歸納為四個(gè)等級(jí)，互相重疊。1、一級(jí)氣候旋回指大約3億年為周期的長(zhǎng)周期旋回，表現(xiàn)在地質(zhì)歷史上三次大冰期間隔均約為3億年，與其相對(duì)應(yīng)的海平面變動(dòng)長(zhǎng)周期也約為3億年。一級(jí)氣候旋回由溫室期和冰室期組成，各1.5億年。其形成機(jī)制有兩種見(jiàn)解：（1）地外成因說(shuō) 太陽(yáng)系環(huán)繞銀河系運(yùn)行，