古海洋學全解課件

1、第十章 古海洋學 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60年代末期開展DSDP以來，從深海底巖芯得到了有關海洋發(fā)展演化的許多信息，從而創(chuàng)立的一門新的學科。古海洋學是研究海洋體系發(fā)展演化的學科(Kennett，1982)。主要是根據(jù)海洋沉積物研究地質時期里的海洋環(huán)流、海洋化學和海洋生產(chǎn)率、生物地理的演變過程。多數(shù)學者認為古海洋學是研究“大洋環(huán)流、化學、肥力和生物地理的歷史”的科學。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沉

2、積物分布的影響；5、碳酸鈣和硅質沉積的溶解歷史等。中國任美鍔教授1984年提出古海洋學是研究海洋古環(huán)境或海洋地質歷史的學科。包括海水溫度、生物量、化學、古氣候、古海洋及其與板塊的關系、古海洋與現(xiàn)代海洋環(huán)境的關系等。汪品先教授(1989)認為古海洋學是海洋地質的一個分支；根據(jù)海洋沉積來研究地質時期里海洋水文、海洋化學及海洋生物的分布和演化過程。古海洋學是一綜合性新學科。涉及地質、生物、化學、水文、氣象等多個學科領域。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程及其影響；2、晚白堊紀以來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，影響對環(huán)境的推斷。古海洋學是通過沉積物巖芯來推斷全球環(huán)境的有關問題，指導思想：1、將今論古、比較轉化的思想方法。比較沉積學是把現(xiàn)代環(huán)境參數(shù)用于古代，分析并解釋古代。就是把當代的比較分析轉化到古代沉積物的分析中去。2

4、、全球變化思想方法。古海洋學分析問題始終以全球變化觀點為指導，常由一孔巖芯的結論推斷對全球的影響，或從一種環(huán)境的變化推斷對全球其它環(huán)境的影響。如某一海峽的開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、強調動態(tài)古地理時空研究的思路。巖相古地理的研究，往往注重地質體的機械記錄，而古海洋學是以運動的方式恢復古地理，強調它們的時空關系。同時使用站位回溯法，推斷多少年以前此地質體的地理位置，始終以動態(tài)的觀點分析古海洋。4、強調事件地質的研究方法。事件地質是指某特定時期、特定環(huán)境下形成特定的與現(xiàn)代環(huán)境不協(xié)調的地質體。通常指全球性事件。正地質事件指留下了沉積物，如洪水泛濫、風暴潮

5、沉積；負地質事件指較大的沉積間斷。古海洋就是依靠若干地質事件的澄清將海洋演化史串連起來的。古海洋學與現(xiàn)代物理海洋學有明顯的差異：(1)古海洋物理參數(shù)的估算是通過間接途徑得來的，而現(xiàn)代物理海洋參數(shù)是通過直接測量和計算得來的；(2)古海洋學的時間尺度包括幾十年、幾百年、幾千年、至百萬年，而物理海洋學只包括幾年甚至當年參數(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：美國的丹納（1847）等倡導的，他們認為，大洋是原生的，大洋地殼形成于地質歷史的最初階段，大陸則是后來形成并逐漸增生的，現(xiàn)代大洋盆地是大陸增長以后原始大洋的殘留部分，在目前大洋的位置上從來不曾被大陸占據(jù)過?？墒?，

6、一系列的地質資料，特別是古生物地理資料，促使修斯早在一個世紀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大陸，后來魏格納進而認為曾有過統(tǒng)一的聯(lián)合古陸。這些事實與大洋永存說根本對立。另外，若大洋果真如永存說所鼓吹的是形成于太古時期，爾后從未經(jīng)歷變動的話，那么，洋底鉆探能鉆遇古生代以至前寒武紀的巨厚沉積地層。然而，深海鉆探的事實證明，洋底沉積層極薄且非常年輕，其年齡均不老于侏羅紀。大洋化說前蘇聯(lián)學者別洛烏索夫（1962、1970）提出，他認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)在那時還不是大洋；古生代末至中生代初，來自地幔的基性、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，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。上述兩種假說均屬固定論觀點。大洋化說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為大洋地殼時所提出的基性化具體作用過程，很難令人完全信服。別洛烏索夫主張地殼運動以垂直升降為主，不承認大規(guī)模水平方向的大陸漂移和板塊運動。根據(jù)地殼均衡原理，很難想象厚而輕的大陸地殼會發(fā)生大規(guī)模整體陷落，甚至轉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、質輕，故不會沉入地幔中。由此看來，大洋永存說并不可信，大洋化說亦不足取。大陸飄移、海底擴張和板塊運動的概念，使人們對于洋盆地演化的認識發(fā)生了根本的改變。以板塊構造學說為代表的新活動論認為，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，地殼張裂相當緩慢?？赡軙掷m(xù)數(shù)千萬年之久。當大陸巖石圈終于被拉斷裂開而喪失了完整性，地幔物質隨即沿裂谷涌出形成新的大洋地殼，這就意味著一個新的大洋已

9、經(jīng)誕生于世。新的大洋通過海底擴張作用不斷成長壯大，而一個成熟的大洋又可以通過海底俯沖作用逐漸收縮變窄，甚至關閉消亡。加拿大學者威爾遜首先注意到大洋又開合的不同發(fā)展趨勢，并依據(jù)板塊構造學說將大洋盆地的演化劃分為六個發(fā)展階段，被后人稱之為威爾遜旋回。這一活動論觀點，為當代大多數(shù)地球科學家所贊同，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，并對各階段的主要運動、特征形態(tài)、典型火成巖、典型沉積和變質作用作了表述：威爾遜旋回的前三個階段表征了大洋盆地的形成和張開，后三個階段則標示了

10、大洋盆地的收縮和關閉。階段實例主導運動特征形態(tài)典型火成巖典型沉積變質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張有活動中脊的洋盆拉斑玄武巖溢流，堿性玄武巖中心，但活動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例。該裂谷寬3060km，全長4000km，兩側有高角度正斷層。其內發(fā)育了一系列深陷谷地和狹長湖泊，如坦噶尼喀湖長600km，深達1435km。由于地幔物質的上涌，致使裂谷內火山、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），大陸裂谷也就轉變成發(fā)育于洋殼上的中央裂谷，從而表明一個新的大洋即將誕生。（二）幼年階段紅海是大洋盆地演化為幼年階段的實例。大約在2000多萬年前，紅海開始張開，其中軸部有裂谷

12、發(fā)育。當大陸在拉張作用下完全裂開，裂谷增寬，深陷的谷底涌進海水時，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，灣內均發(fā)育有洋中脊及錯開脊軸的轉換斷層，海底一些地段還見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例是大西洋。幼年海洋進一步張開，兩側大陸愈益分離，逐漸形成宏偉的洋中脊山系和開闊的深海平原，其兩側發(fā)育有被動大陸邊緣，大洋的發(fā)展進入成年期。今日的大西洋和印度洋已是浩瀚的成年大洋，然而在當年，它們也經(jīng)歷過自已的胚胎期和幼年期，均是從無到有、從小到大逐漸發(fā)育起來的。（四）衰退階段隨著大洋不斷擴張，大洋邊緣（或大陸邊緣）離開

13、中脊的距離越來越遠，巖石圈不斷冷卻變重并向下沉陷；同時，由于被動大陸邊緣上接受巨厚沉積物，地殼均衡作用就會使洋緣的巖石圈下沉、潛沒于另一側之下，隨即出現(xiàn)了洋緣的海溝和板塊俯沖帶，被動大陸邊緣于是轉化成為島弧可活動大陸邊緣。當板塊的俯沖作用占優(yōu)勢，即洋殼在海溝的消減量大于中脊處的新生量時，大洋盆地的演化便進入衰退期，太平洋即為其實例。（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，其內不見活動的洋中脊，海盆相當窄小，標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，為寬緩的被動大陸邊緣。隨著

14、其南緣陸塊的向北推進，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，當洋殼俯沖殆盡，洋盆閉合消逝、海水全部退出之時，洋盆演化就進入了遺痕階段。古地中海除現(xiàn)代地中海以外的其余部分，新生代以來由于洋殼的俯沖而關閉，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存在著呈條帶狀

15、展布的蛇綠巖。從深海動物群的進化看來，大洋是一種相當古老的地質體。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，但卻不能簡單地把所有大洋都當作是最近兩億年來新生的。實際上，大洋的歷史是漫長的，洋盆的位置也在不時變動著，海水可以從關閉著的洋盆退出，涌入擴張新生的洋盆中。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時代就已經(jīng)存在。尋找關閉消逝洋盆的最重要標志是蛇綠巖套，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。這說明，至少從古生代起，大陸就被運動著的板塊帶來帶去，

16、曾經(jīng)反復地裂離和碰撞，而洋盆則屢經(jīng)張開和關閉。正如古地中海關閉消逝于中、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；大陸則在反復離合變動的過程中變得越來越復雜了。威爾遜所表達的板塊構造模式，不僅為大洋盆地的演化提供了比較圓滿的解釋，而且為大陸地質的研究開拓了新的局面。第二節(jié) 古海水的歷史海水及整個水圈的生成，與地球物質的整體演化作用有關。早在18、19世紀，就有一些學者推斷，地球在生成初期曾處于熔融狀態(tài)，從地球內部析出的水蒸汽及其它氣體在地球表面構成了原始大氣圈。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，大洋水是在地球發(fā)展歷史的早期階段形成的。近年來，許多

17、學者主張，水汽和其它氣體是通過巖漿活動和火山作用從地球內部不斷排出的。一般認為大洋水主要是地球演化的較早時節(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?？梢姡笱笈璧仉m然是年輕的，但海水卻是古老的。大多數(shù)學者認為，海水中溶解鹽類的陰離子主要來自巖漿，陽離子來自巖石風化。古海水的歷史是狹義古海洋學的研究對象，其中包括古海洋水文、古海洋化學、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代。一、大洋沉積層時代的確定古海洋學和其它地質科學一樣，都需要建立在地層學的基礎上。大洋地層學研究大洋沉積層的時代，其方法雖然與大陸地層學沒有本質區(qū)別，但卻獨具特點。（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以來的中、新生代；（2）大洋沉積層的橫向相變較少，沒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行高分辨率的地層學研究。確定大洋沉積層時代方法，常用的七種，分屬三大類大類種類層序地層學方法巖性地層學方法、間斷地層學方法、地震地

19、層學方法演化地層學方法生物地層學方法、氣候地層學方法、磁性地層學方法年代地層學方法放射性同位素地層學方法（一）層序地層學方法該大類包括巖性地層學、間斷地層學、地震地層學方法學三種方法。巖性地層學方法是依靠不同巖性劃分地層，并根據(jù)“上新下老”的原則確定其相對地質年代的方法；間斷地層學方法是依據(jù)洋底廣泛分布的沉積間斷對大洋地層進行劃分對比，目前在實踐中是一種行之有效的方法；地震地層學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進行區(qū)域性或全球性地層對比、判斷地層年代，該方法因經(jīng)濟、快捷而在全世界得到廣泛應用。此外，在島弧兩側海底地層的對比中，還常用火山灰地層學方法。因為火山灰層厚度薄、

20、層次多、特征明顯，可以為大洋地層學的研究提供良好的標志，如果其中有古地磁、氧同位素等測年數(shù)據(jù)加以控制，則可成為理想的標志層。（二）演化地層學方法演化地層學方法，主要的依據(jù)有機界、無機界的演化規(guī)律來確定地層時代。據(jù)生物演化的不可逆性、階段性來確定地層順序，稱生物地層學方法；依據(jù)氣候演化的周期性確定地層順序，叫氣候地層學方法；以地球磁場極性倒轉記錄為準則確定地層順序的方法，稱磁性地層學方法。因磁極倒轉全球同步，并且測定方便，已成為確定大洋沉積層時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的研究基礎。由于它們個體小、數(shù)量多，分布于演化地層學方法廣闊的海域，所以在洋底鉆孔的巖芯中很容易

21、找到。其中應用最廣的是浮游有孔蟲和鈣質超微化石，在碳酸鹽補償深度以下則為放射蟲和硅藻。化石帶是生物地層的基本單元，四大類海洋浮游微生物化石的白堊紀、老第三紀、新第三紀化石帶已陸續(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；第四紀包括N22N23帶。例如，N22帶以截頂圓輻蟲(Globorotalia trancatulinoides)初現(xiàn)位為特點，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、屬于哪個時代：同理還可以超微鈣質化石、放射蟲和硅藻進行化石分帶，并查出年代來。時代有孔蟲帶第四紀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：大洋地層常見許多沉積間斷，這是由于受洋底流的侵蝕和溶蝕，構造運動以及物源缺乏等的結果。 Keller(1986)等歸納了大洋地層中的若干間斷，劃分成早第三紀的五個間斷帶，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的間斷帶和相應的有孔蟲化石帶。相反，知道間斷帶號也可以

24、確定相應年代。4.5Ma以來的古地磁年表磁性年代地層學：是用地磁性倒轉記錄進行大洋地層劃分對比的方法。沉積物顆粒沉積時，被當時的地場磁化，這樣不同時代的地層均記錄下沉積時的磁場、磁偏角和磁傾角。Cox根據(jù)150塊不同時代火山巖的三個參數(shù)作出了4.5Ma以來的古地磁年表。表內分為布容、松山、高斯和吉爾伯特四個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，裝入無磁性盒，再放于磁力儀中，測出每個小樣塊的三磁性參數(shù)，與古地磁年表對比，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（時間）地層學方法真正能為地層提供年齡數(shù)據(jù)的，是年代地層學方法。它以

25、年為單位，依據(jù)放射性同位素衰變規(guī)律來測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中，目前廣泛應用的是鉀氬法，鈾系法和14C法等。在深海鉆探上常用的絕對年齡測定法：（）14C測年。利用14C衰變與時間的函數(shù)關系測定沉積物年齡。14C半衰期為5.73ka,此法只可測40Ka以內的數(shù)據(jù)，在無外來污染情況下測年精度較高。 （）鈾系法測年：利用鈾系元素衰變與時間的關系測量沉積物年齡，鈾系列元素很多，用于海洋沉積物測量的有234U238U法、230Th232Th法、210Pb法，前兩種方法測年范圍均為0.053.5Ma，后一方法測年范圍在100a之內。（）裂變徑跡法測年：通過測量放射性元素裂變的徑

26、跡數(shù)目來測定地質年齡。測年范圍0.12Ma。多用于測量火山灰、古土壤、侵蝕面等。（）其他測年方法：KAr法(測年范圍大于0.5Ma)、ESR法(10nMa)、熱釋光法(21的淺海。白堊紀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），由此推測當時海洋表層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（冰磧物）含量的變化來反映冰蓋擴張與收縮的演化史。當南極冰蓋與北半球冰蓋開始出現(xiàn)時，都會在深海巖芯的冰載物碎屑含量上得到印證。據(jù)對北冰洋Fram盆地深海巖芯的觀察發(fā)現(xiàn)，洋冰載物的數(shù)量在冷、暖氣候轉化時期明顯增多，而在冰期與間冰期的全盛時期，冰載物質均顯著減

27、少。因此，深海沉積物中的冰載物質是研究古氣候演變相當有用的示蹤物。(3)稱定同位素法利用質譜儀對微體化石中的氧同位素進行測量，用以恢復古海水的溫度值，稱同位素溫度。在進行古海水溫度的測量時，可以利用不同門類的生物骨骸及殼體來作氧同位素分析。其中尤以有孔蟲最為有效而實用。氣溫(或水溫)的量值(度數(shù))，目前多使用氧同位素法來測定。這是利用氧同位素的分餾作用測定地質時期海水溫度的方法，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,通過物化作用(蒸發(fā)、結冰和溶解等)時，16O先離去， 180最慢，它們相對比例的變化，即分餾作用。氣溫升高時，陸上冰融水(以16O

28、為主)流入海中，導致海水的18O160(160)降低，有孔蟲殼中的180就變小。據(jù)計算，水溫每上升1 ，180就降低0.2。用質譜儀測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，而且還受冰期效應的影響，所以只有在大陸無冰蓋時期，氧同位素值才可直接反映當時的古溫度絕對值；有冰蓋時期，情況比較復雜，難以換算出溫度絕對值。 生物殼體中的碳同位素組成對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、等測定了西沙珊瑚礁的13C值值，發(fā)現(xiàn)冰期時的數(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研究的核心問題。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?？煞指畛扇舾伤畧F，其水溫、流向、流速和生物群等是主要的研究內容，水團核心及鋒面則是研究的重點。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志，但在確定了古地理環(huán)境之后，可采用下述方法進行研究：（

30、1）古溫度法：溫度是大洋水團的主要特征之一，據(jù)古水溫平面分布格局可繪出相應的古洋流圖。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時大洋表層寒流水團的運移途徑。（3）古地理模擬法：根據(jù)某一時期的大陸位置、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，模擬推斷出當時的環(huán)流體系。包括物理模擬和數(shù)學模擬兩類。物理模擬是在實驗室內用旋轉器再造洋流體系。數(shù)學模擬用計算機進行，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)，計算出洋流位置、數(shù)值和季節(jié)變化。（4）古生物古地理調查分析法：經(jīng)過實

31、地調查，比較海峽兩側和大洋兩岸陸緣該時代地層(沉積物)的化石群，分析是否具有某些洋流的標志屬種，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，給出相應時代的古洋流圖。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動，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。實際上，大洋底層流的活動不僅確實存在，而且對洋底沉積物有著直接的改造作用。無論是底層流的侵蝕、溶蝕、搬運還是沉積作用，都會在沉積物中留下不可磨滅的烙印。因此，通常采用沉積學方法研究古底層流，其中

32、包括沉積構造（底床形態(tài)）、沉積間斷、沉積物粒度、組分及組構的研究。深海沉積層中的沉積間斷多半是底層機械侵蝕的結果，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，沉積間斷在深海沉積物中相當普遍，老第三紀地層中有一半以上的地質記錄消失，而新第三紀則缺失1/10至1/2，沉積間斷主要出現(xiàn)在白堊紀/古新世、始新世/漸新世、漸新世/中新世，以及更新世/全新世等交界時期。大洋底層流造成的沉積間斷主要出現(xiàn)在強水流區(qū)，且與板塊運動、氣候條件的惡化（如冰期的出現(xiàn)等）事件有關。如始新世漸新世時期，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太平洋。這股底層流來勢較猛，所經(jīng)之處形成廣泛的沉積間斷。由于距今350萬年前南極冰蓋的形成，促使南極底層水活動性明顯增強，在全球范圍內普遍出現(xiàn)強烈的深海侵蝕作用及沉積間斷。3、上升流無論是在岸邊還是開放性大洋盆地內部,只要表層水從原地被吹離或搬運,出現(xiàn)某種發(fā)散現(xiàn)象時,便會發(fā)生水位相對下降,造成壓力的不均衡。這樣，下伏的次表層水將會上涌取而代之，形成上升流，又稱補償流。低溫和高生物生產(chǎn)率是上升流的基本特征，并可在沉積物內留下許多重要信息，因此可用古溫度法，沉積學法和古生物學法辨認古上升流。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質，同時把沉積磷礦、海相黑色頁巖及標志性冷水種生物化石的出現(xiàn)視作地質時期（古生代）海岸上升流存在的標志。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，蛋白石的含量有時高達70% 。因此，可根據(jù)上升流區(qū)存在的標志生物化石，如大量的保存完好的、個體偏大的硅藻、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)量明顯增高等標志來圈定或識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)生物的相對含量變化標志上升流區(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)，可用比值來標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：確定古水深的三個主要深度標志是海岸線、透光帶和大洋中脊峰頂。洋殼年齡與水深之間的密切關系，得到普遍認可。斯克萊特（1971）的統(tǒng)計數(shù)字表表明，大洋中脊峰頂?shù)钠骄顬?.6km，洋底在擴張中下沉，經(jīng)過70Ma，洋底水深為5.5km，下降了大約3km。在假定海平面相對穩(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時間，單位為Ma）進行計算。其結

36、果為已知年齡的洋底在過去某個時期或未來某個時期的大洋水深，但需要對由于沉積物負荷引起的均衡效應進行校正。年齡70Ma時，計算的洋底水深值往往偏大。（2）以古生物標志古水深：肖普夫綜合出三種基本方法：以某些生物對光合作用的適應能力定水深；利用生物的機械適應性定水深；利用微體生動的種、群組合定水深。斯特曾根據(jù)從陸向海剖面上硅質底棲種、鈣質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水深內每一水深三類種的比例關系，據(jù)樣品中該三類種比例可推斷出水深。 有孔蟲百分比 硅質底棲種、鈣質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，可以劃分成若干個能量作用帶和能量分級界面，如海岸線，水深等于零；波浪基面的水深，大約等于12個波高；氧化還原界面，用Fe3+Fe2+標志，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、古海洋化學海洋化學是研究現(xiàn)代海水的化學成分、結構及其變化規(guī)律的科學，它涉及海水中的溶解鹽類、溶解氣體和有機物等，對于了解現(xiàn)代海洋過程，開發(fā)和利用海水資源，理解海洋生物和礦物資源的形成、分布，以及對于海洋工程等都有密切關系。古海洋化學則研究海水成分在地質歷史中的變化，它對于闡明沉積礦產(chǎn)的分布規(guī)律和形成機理，對于解釋地質歷史中各種現(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的三個主要參數(shù)；也涉及到磷酸鹽、二氧化硅。同時，重建地質時期的CCD，已引起人們的廣泛關注。（一）古鹽度迄今為止，還從來沒找到過地質時期的古海水標本，將來大概也不可能在地球上找到這種“化石”。人們對于古海水鹽度的認識，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)關系，粘土礦物對硼的攝取與鹽度成正比例，硼混雜于粘土礦物和細粒沉積物中。現(xiàn)代海水含硼4.710-6，海洋沉積物含硼10010-6，不同時代同一沉積環(huán)境硼含量的變化應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，磷酸根與鐵結合成磷酸鐵，在咸水中磷酸根與鈣結合成磷酸鈣。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，但目前恢復古鹽度最有用的標志沉積物是蒸發(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，它們在平面上呈同心帶狀分布，中央為巖鹽，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識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變化的標志還有：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，是古海洋學的重要研究內容，可惜目前尚缺乏直接的或者不具多解性的間接測試手段。此項研究還只是開始，大量的工作還有待今后發(fā)展。至于地質歷史上比較短暫的鹽度變化，更有待于進一步的調查。比如有人推測二迭紀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，此類假設都需要古海洋學的深入研究加以核實和澄清。（二）溶解氧大洋中的溶解氧來自大氣，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)椴伙柡汀Ｔ诂F(xiàn)代大洋05的海水中，氧的飽和

42、值接近7.5ml/l，而實際上大洋深處只有35ml/l，比飽和值低約3.5ml/l，這就是腐解作用消耗的結果。在中等水深約（1501000m）處有一個數(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)結束，深層水和底層水又是因為高緯度海區(qū)的表層水下沉補給而來，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行研究，因為洋底的沉積環(huán)境在某種程度上取決于海水中的氧含量。例如，富含有機質的和硫化物的深色泥質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

43、中期的硫化物；接著，DSDP的十幾個航次又在南、北大西洋、北太平洋和東印度洋的鉆孔中發(fā)現(xiàn)白堊紀中期的黑色頁巖?，F(xiàn)已查明，三大洋在白堊紀中期（11082Ma)發(fā)生的缺氧事件，是導致富含有機質的黑色頁巖形成的直接原因。白堊紀大洋黑色頁巖的發(fā)現(xiàn)，引起了地質界的極大關注。這不僅由于它是具有重大的學術價值，更重要的在于它潛在的經(jīng)濟意義。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)認為就與當時的大洋缺氧事件有關。這些缺氧時期沉積的有機碳中有一部分已經(jīng)成熟，為相應的特大油田提供了油源。而整個大洋的黑色頁巖則是一種潛在的油氣資源，如果其中所含有機物都形成油

44、氣，其儲量可能為大陸和陸架目前已知油氣總儲量的十倍以上。（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，取決于其進入和析出數(shù)量間的平衡。河流將大陸火成巖風化產(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源。每年進入大洋中的磷酸鹽，大多以沉積物中的有機質、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的磷酸鹽沉積?，F(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。地質歷史上磷酸鹽礦產(chǎn)的形成則很不均勻，有幾個時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)生過重大變化。Arthur和Jenkyns認為，不能簡單地把地史上大規(guī)模磷酸鹽沉積的形成歸因于某種單個的古海洋學因素（如缺氧事件或者氣候突變），而應當是大洋環(huán)流、海面升降、缺氧事件和大陸位置等多種因素長期作用的結果。(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。現(xiàn)代大洋中， CaCO3的來源一方面是陸上風化作用的產(chǎn)物通過河流帶入，另一方面依靠大洋中脊熱液作用的供應，進入的總速率為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的溶解作用來補償海水中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，最具地質意義的是CCD。因為在世界大洋底部，從鈣質沉積分布區(qū)到非鈣質沉積分布區(qū)的轉折處，是深海沉積相變化最重要的一個界面。這個界面，就是碳酸鹽補償深度（CCD）。而研究古海洋碳酸鹽的

47、主要目的，正是重建古CCD，用以恢復其升降史。重建古CCD，首先需要了解板塊地層學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的平均水深可達到45km。因此，中脊兩翼的上部接受碳酸鹽沉積；當洋底邊擴張、邊沉降，越過CCD以后，兩翼下部只能形成深海粘土或硅質軟泥沉積。所以，在深海鉆井的巖芯柱中鈣質沉積物頂部（或上覆非鈣質沉積物底面）的年齡，便是洋底巖石圈擴張沉降通過CCD時的年齡；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，CCD升降強烈，最大幅度將近2000m，三大洋CCD的升降趨勢一致。白

48、堊紀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，達到CCD升降史上最大的深度。板塊地層學所顯示的沉積相 碳酸鹽巖與遠洋粘土的互層系由CCD的波動造成 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，不僅對海洋的物理、化學條件產(chǎn)生影響，而且是理解洋底沉積機理和沉積礦產(chǎn)分布規(guī)律的重要因素。東太平洋海隆熱液排出口的細菌，被認為是太古代最早生命的現(xiàn)代類似物。這些細菌依靠化學作用獲取能量，可以

49、在缺少陽光和氧氣的環(huán)境下生存，這對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胞結構的化石是南非距今32億年（太古代）的細菌，以及單細胞的藍藻。隨著藍藻的產(chǎn)生和發(fā)展，使大氣中氧氣增加，導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，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有著密切的關系，它的演化經(jīng)歷了三個階段：1、有機質殼浮游生物階段（前寒武紀與古生代）2、鈣質殼浮游生物階段（中生代）3、

50、硅質浮游生物增多階段（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，單位時間產(chǎn)生有機質的數(shù)量，單位是g/cm2 a或gm2 a。從某種意義上說，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源是太陽，而太陽在海水中的穿透能力會隨著水深的增加、浮游生物及其它顆粒物的吸收而逐漸消失，底棲生物所得無幾，所以它們對大洋生產(chǎn)率的貢獻也就極其微薄。對于古海洋學來說，重要的不只是海水表層的生產(chǎn)率，表層產(chǎn)生的有機質有多少能進入洋底沉積物中也許更為重要，因為只有進入沉積記錄的古生產(chǎn)率標志才能為古海洋學所識別。測定古大洋生產(chǎn)率是一項全新的課題，目前只能根據(jù)

51、地層中有機碳含量，通過現(xiàn)代生產(chǎn)率與現(xiàn)代沉積物有機碳含量的關系模式間接地求取古生產(chǎn)率。常用的方法有三種：有機碳法、海水肥力法和13C法。（1）有機碳法利用地層中有機碳含量的變化，可以對地質時期古大洋生產(chǎn)率作出粗略的估計。肖普夫收集了各個地質時期頁巖中有機碳的含量，并假定它們由三角洲底積層變成，從而推算出28億年以來生物生產(chǎn)率的變化趨勢。但是，這種過于粗略的估算，在具體的古海洋學研究中并不適用。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碳時提出的經(jīng)驗公式的變換式，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（用百分數(shù)表示），S為沉積速率（cm/103a）。需要說明的是，上式僅適用于含砂量較低，濁流影響不明顯，陸源有機物含量不高的沉積層，因為該經(jīng)驗公式所依據(jù)的表層具有相似的巖性，限定了適用范圍。大洋有機碳通量公式為： C通量（Z）=式中，C通量（Z）為Z深度處有機碳通量，Z為海水深度，C生產(chǎn)率為表層海水有機碳的生產(chǎn)率。Muller等(1979)根據(jù)現(xiàn)代生產(chǎn)率等參數(shù)計算沉積時的古生產(chǎn)率公式為：C有機= 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()。若從地層中求有機碳含量(古生產(chǎn)率)，適用于深水大洋有機碳微小含量區(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，而各種浮游有孔蟲對海水肥力等級的要求不同，故可以用某些有孔蟲種的含量比例來表征當時的古海水生產(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時期古生產(chǎn)率的變化。（3） 13C法研究古生產(chǎn)率的另一個途徑是碳穩(wěn)定同位素分析，因為13C值的變化與生命活動密切相關。當陸地森林繁茂時，12C被樹木大量吸收，海水中12C相對減少；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、，新生代以來海洋碳酸鹽中13C的變化可以標志全球有機碳的積累。從經(jīng)濟意義上說，古大洋生物生產(chǎn)率的研究是古海洋學中最關鍵產(chǎn)部分之一，因為它與油氣資源的形成有密切的關系。而在研究深海沉積生油、氣的潛力時，古上升流分布區(qū)又特別引人注目。（三）古生物地理學古生物地理學是研究地史中生物分布中及其演變史的科學。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，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，從白堊紀到新生代，表層洋流的主要方向曾發(fā)生過全球性變化，即由低緯度特提斯海的緯向環(huán)流轉化為高緯度海區(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，比較其兩端外海區(qū)的化石群面貌十分有效。古海洋學的發(fā)展趨勢是試圖弄清板塊構造、大氣循環(huán)和海洋生物演化之間的關系。因此，古海洋氣候是不可缺少的內容。五、古海洋氣候古海洋氣候與古大陸氣候密切相關，二者共同組成全球古氣候。古氣溫、古濕度是研究古氣候時必須涉及的另外兩項主要內容。（一）古氣溫據(jù)古冰川研

56、究，近30億年以來的地質歷史曾發(fā)生過七次大的冰期，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）奧陶紀冰期（440420Ma）石炭二疊紀冰期（330260Ma）第四紀冰期。奧陶紀冰期較短，而、 、 三次大冰期，其時間間隔均約3億年左右。第四紀冰期則可進一步劃分出45個次級冰期或更多。中生代氣候溫暖，極地無大陸冰蓋。據(jù)估計，當時極區(qū)（810）與赤道（2530）溫差僅20。大洋環(huán)流弱，無寒冷底流而可能有暖咸底流。老第三紀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）是過去100Ma

57、中全球最溫暖的時期，起因于洋流底流裂開、熔巖與海水反應產(chǎn)生的CO2進入大氣層引起了溫室效應。這種溫室效應改變著全求熱傳遞過程，深部環(huán)流不是流向赤道，而是逆向流動，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）時形成南極冰蓋；晚上新世（2.5Ma)時北半球出現(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。流向的轉變可能發(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主要用沉積物法，其標志物有：蒸發(fā)巖、風成物、煤層和風化殼。蒸發(fā)巖一般與干旱氣候孿生。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。當大氣平均相對濕度為93%76%時硫酸鈣產(chǎn)生沉淀，在76%67%時巖鹽沉淀，67%時鉀鹽沉淀。（三）古大氣環(huán)流大氣環(huán)流是古氣候學的核心問題，它既為研究氣候演變規(guī)律，進行氣候超長期預報所必需，又是了解沉積和沉積礦產(chǎn)分布規(guī)律的關鍵之一。因此，大氣環(huán)流歷史的研究在理論和實際方面都有不容忽視的意義。地質工作者研究古大氣環(huán)流，主要是從沉積物入手。因為沉積物（尤其是風化沉

59、積物），在其風化、搬運和沉積過程中，古大氣環(huán)流起著主導作用。海洋中的風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，深海風成沉積物的研究對古大氣環(huán)流與古氣候的了解起著十分重要的作用。近年來，人們通過對黃土與深海沉積的對比，對全球更新世以來的古氣候狀況有了更全面的認識。而冰蓋中的塵埃亦是由風力搬運而來，所以對冰蓋鉆孔所取得的冰芯進行分析，同樣可以揭示氣流變化的歷史。風塵的搬運營力不僅有信風，而且還有塵暴。這是近年來對撒哈拉及毗鄰海域、空中進行綜合研究所行出的結論。據(jù)研究，末次冰期最盛時期，撒哈拉塵暴中心在1820N，與現(xiàn)今相同，但信風（2127N）無色塵埃帶

60、的長度與寬度都比現(xiàn)在大得多。由于當時風速比現(xiàn)在大，故撒哈拉塵埃粒度加粗，風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，只是風塵粒徑變細；無色塵埃幾乎消失，表明信風顯著減小，亞熱帶位置基本穩(wěn)定，僅有少許擴張或收縮。可見，風塵沉積物的大量出現(xiàn)，通常是氣候轉冷的反映。（四）古氣候旋回及其機制據(jù)現(xiàn)有資料，古氣候旋回可歸納為四個等級，互相重疊。1、一級氣候旋回指大約3億年為周期的長周期旋回，表現(xiàn)在地質歷史上三次大冰期間隔均約為3億年，與其相對應的海平面變動長周期也約為3億年。一級氣候旋回由溫室期和冰室期組成，各1.5億年。其形成機制有兩種見解：（1）地外成因說 太陽系環(huán)繞銀河系運行，