学习《古海洋学概论》心得及文摘

地学演绎 莫如波摘编 2005.1.11

  十多年前，从野外回来忙于地质报告、为传统的地质划分对比正忙得晕头转向的时侯，偶然翻阅到由同济大学海洋地质系编写的《古海洋学概论》一书，虽然就走马观花地看了一遍，却觉眼前一亮，新鲜得有点惊讶。比如，当我们还在大谈特谈中国第四纪冰期、阿尔卑斯冰期及有关对比的时候，该书提到阿尔卑斯四大冰期最早还不到80万年；当我们正在为把沿海15～25米标高的二级海成阶地圈为晚更新世而自以为是的时候，该书指出晚更新世海平面在南海负几十至负上百米的外海；……等等。也许正因为自视有着正宗的科班出身，尽管该书有如许靖华、任美锷等这样的国际地学巨匠在编导，开始还是持着怀疑与审视的角度去接受该书的许多新观点，并寻找着有关书刊资料去核对其中的观点、数据与图表。现在看来，该书的诸多观点、数据与图表还是经得起推敲与验证的。该书的最大优点是研究价值与使用价值高，比如，拿着那些曲线去对比使用，直至现在也没发现有多大的冲突，在探索过程中好奇心也得到了很大的满足。也许因为国内较精细的古海洋学、古气候学还处于起步阶段，尤其测年数据参差不齐、甚至是叫人无所适从，书中许多来自于国外的图表数据能使我们少走了许多弯路，从瞎子摸象中醒悟。

学习文摘：

1、海洋火山灰年代学（P10～12）

  火山物质在海洋沉积中起着重要作用。据估计，南、北太平洋和大西洋中部的碎屑物有25～75%来自大气尘埃，而其中约30%属火山成因。并不是所有的火山喷发都能形成海底火山灰层，只有来自岛弧的十分富硅的火山喷发才会产生世界性的影响；据新西兰以东的海底剖面计算，只有当堆积速率每平方厘米上每千年100mg时才能单独成层，据106个柱状的统计，第四纪火山灰只有不到25%构成火山灰层，其余75%以上的火山灰分散在其他沉积物中。

  第四纪迄今已知的最大一次火山爆发发生在印尼苏门答腊，结果产生了长87千米宽31千米的多巴湖，这次爆发形成的火山灰达2000立方千米之多，相应的火山灰层分布在苏门答腊以西2800千米以内的洋底，该层不仅可以对比，而且已用氧同位素测年得出在第4期和第5期之间，即75000年前。

  火山灰层可以用来研究地质时期构造运动和岩浆活动的历史，如根据DSDP钻孔记录，晚第三纪以来最强的火山活动期是第四纪（约200万年以来即所谓喀斯喀特幕）和中中新世（1400～1600万年前的哥伦比亚幕）；其次为300～600万年前的中新世末到上新世早期（斐济幕）和800～1100万年前的晚中新世(安第斯幕)。这些都反映了强烈的构造活动期。新西兰中部以西DSDP284号孔分析表明，粗粒火山灰层与氧同位素温度下降期十分一致，火山灰含量的高峰正是中新世末、上新世和第四纪的变冷期，而上述晚第三纪以来的火山灰大量产生期也恰好与变冷期相当，中中新世南极冰盖发育；中新世末因南极冰盖扩大，世界大洋变冷，地中海暂时关闭而造成盐度危机；第四纪时北半球冰盖扩大，世界大洋进一步变冷。

2、年代地层学（P33～35）

  ① 钾氩法：可适用于以前寒武纪到更新世(一般用于测大于50万年，也可测更新的年龄)的多种岩层，特别是玄武岩、火山灰和海绿石矿物等。

  ② 铀系法：适用的范围为2万到30万年左右，正好填补K-Ar法和C¹⁴法之间的空缺。

  ③ 碳14法：适用于4万年以新的地层，更老的样品中C¹⁴含量过低，只有经过特殊的富集处理后才有可能用于测定更老几万年的年龄。

  ④ 沉积核类法：适用的测量范围仅在100年以内。

  ⑤ 裂变法：适用于火山灰、云母等，对较新的地层尤为适用。

  ⑥ 氨基酸法：适用于40000年到数十万年的年代范围。

  ⑦ 电磁自旋共振法：用于考古与第四纪地质的测年。

  ⑧ 热释光法：自从六十年代后期在考古学中用作测年以后，又被用于石英等矿物以测定大约十万年以来的第四纪晚期沉积。

3、现代深部洋流及其全球分布（P49～50）

  现代深部洋流主要是由重力所驱动，而引起密度梯度的变化可以是海冰形成或封闭性盆地的蒸发作用，在寒冷的极地，海水在其成冰过程中仅有30%的盐份结合进海冰内，剩余的70%被排出，添加到其下接近冰点的海水中，从而大大增加了当地海水的盐度与密度，成为全球海洋中密度最大的地区，这种冷重而富含氧气的表层水在重力支配下，下沉并占据了大洋底部，它可以长期逗留洋底，不断累积，缓慢地向外扩散，成为大洋水体中体积最大的水团。在若干受限制的海洋(如地中海、红海)，由于那里蒸发量明显大于降水量，因而也可以形成高密度的深部洋流。如直布罗陀湍急的底流。大洋底层水最重要的发源地是南极与北大西洋极地-亚极地地区。季节性海冰的形成是产生南极底层水团的最重要过程。每年3～4月是南半球海冰快速产生的时期，因而也是底层水团向北搬运最快的时期。此时，海冰在表层水中留下大量的盐份，使下伏冷水更重，当水温达到约-0.4℃，盐度34.7%时，就可下沉，并向北扩散到各大洋的底部。它可以组成世界大洋底层水的59%(大西洋24%、印度洋70%、大平洋71%)，向北扩展的范围可达太平洋的50°N，大西洋的45°N。北大西洋深层水团形成于挪威海与格陵兰海区，并沉降在浅水通道上。漫越过格陵兰-法罗海脊后被北大西洋中脊分为两股，充填了北大西洋大部地区，……。北太平洋地区，由于受白令海峡所阻，难以与北冰洋沟通，同时白令海海水本身的盐度又过低，无法形成高密度的深水。所以在太平洋，所有的深部洋流均导源于南极，呈持续向北迁移的单向横式。

  深部水团与大气层较少交换，其温、盐值呈很少的变化。冷重的底层水仅能从洋底地壳内获得微小的热量(相当于表层水所获太阳热能的1/25000)，平均每年仅能增温5×10^-4℃。但现今到达大西洋中部和北部的南极底层水温已从南极的-0.4℃上升到2.5℃，想必该水团迁移缓慢，已具几千年的历史。在不同的大洋盆地，由于迁移的距离不同，底层水团可具有不同的年龄，其中，南大西洋底层水的年龄最小；印度洋与北大西洋底层水的流程相近，年龄居中；而到达太平洋的底层水团流程最长，因此年龄最老。随着年龄的增大，从南极表层水带入洋底含量较高的溶解氧将由于底栖生物的活动以及有机质的腐烂逐渐耗去，以致水团越老，含氧量越低。与此同时，有机碳与CO2的含量则相对递增。这样，底层水越老，对钙质介壳的腐蚀力越强，碳酸盐溶解度加大，直接影响到各地碳酸盐补偿深度的变化。因此，深部水团中的含氧量、有机碳、二氧化碳以及碳酸盐的含量都可以成为确定其相对年龄的依据。

4、碳同位素分析法的应用（P99～100）

  大气与大洋表层海水的CO2具有十分密切的联系。大气中的CO2与大洋游离的CO2、HCO3^-、CO3⁼进行不间断的交换，而大洋中的含碳量约为大气的60倍，因而大气的CO2浓度依靠大洋巨大的碳库储备得以保持稳定，并以错综复杂的方式受到大洋表层总CO2量的控制，形成大洋-大气耦合体系。

  在地质时期，可以有众多的原因引起大洋-大气系统中CO2含量的变化。例如CLMAP再造末次冰期表层水温度时，计算出当时平均水温比现在低2.5℃左右。已知每冷却1℃将使表层海水的CO2分压下降13×10^-6大气压，因此冰期时CO2分压下降约33×10^-6大气压，表明CO2含量显著减少。但与此同时，由于冰盖的形成，使海水盐度上升约0.9‰，由此造成海水CO2分压相对升高，补偿了由温度引起的下降值约2/3。此外，由于冰期与间冰期对碳酸钙溶解作用的影响不同，也会引起海水中CO2总含量的变化。经计算，末次冰期极盛期的含量稍高于间冰期，两者的比值为1.15±0.5。这样，由海水表温、盐度冰川体积等因素变化引起的大气CO2浓度变化仅占实际变化的5%。因此，如果当时不存在其他海水化学性质上的变化，则大气CO2含量将保持近于恒定。但实际上CO2含量却存在着大幅度的变化，可见大洋表层水体必定发生显著的化学变化。

  大洋中的生物在建造它们的机体与骨骼的过程中取走大量的CO2，如果大洋中无任何生物存在，大洋-大气系统中的CO2将比现在的浓度增加2倍。在冰期，由于洋流循环加快，上升流加强，水体富营养，生物量随之猛增，因而水体中CO2大幅度减少，大气中CO2含量降低；相反，当间冰期开始时，由于海平面上升，海水向广大的陆架与海湾地区侵进，大量富含有机质的沉积物沉积在这些地区，致使大洋中PO4的含量大幅度降低，生物量骤减，这样大气CO2含量复又回升，因此，大气CO2含量的变化不仅反映了气候的变动，还可以间接地标志大洋生物量的变异。

5、深海岩芯氧同位素反映第四纪气候变化特点（P42、92）

  Shackleton与Opdyke(1976)发表了V28-239岩芯的同位素与古气候研究成果。他们还进一步将古气候记录追溯到距今2.1百万年，并据氧同位素曲线的特征划分为三个时段，大体在距今80万年内有10个冰期间冰期旋回：0.8～1.4百万年间，为幅度较小，周期较短（40000年）的变动旋回；1.4～2.1百万年间则显示持续时间较长，变化较大的气候波动。

6、长周期气候旋回的形成（P146～147）

  米兰科维奇理论只能说明几万和十万年周期的气候变动旋回，却难以解释更高级别的气候旋回。前寒武纪晚期(6.5～7亿年前)可能有过一次大冰期，加上石炭二叠纪(2.7～3.5亿年前)和第四纪先后出现过三次大冰期，其间隔约3亿年左右。一些学者倾向于用地外原因解释这种长周期的气候旋回，如前述太阳辐射量变动说、星云尘埃遮蔽说等。还有人提出这种长周期变化可能与太阳系环绕银河系的轨道及所处位置(如近银心点)有关，太阳绕银心公转一周的时间(即银河年)长约2.5～3亿年，与大冰期的出现周期大体相近(见徐道一等，1983)。另一些学者则强调地内成因。Fischer(1984)认为，显生宙有两个长3亿年左右的超级旋回，基本上受地幔对流周期所支配。每一周期以伴有大量地幔柱的快速对流开始，在地球表面上表现为巨大岩石圈板块的破裂，以及泛大陆或超级大陆的解体、漂开。随着大洋中脊的新生和扩展，洋盆总容积减小，海面上升，大陆上发生大规模海侵。陆地面积的减小，使大气中CO2通过风化作用返回岩石圈的过程减弱。强烈的火山活动则导致自地幔和地壳逸出更多的CO2。结果，大气中的CO2含量上升，产生温室效应。因而在这一阶段，地球上经向温度梯度较低，两极暖湿，大洋普遍较暖，大洋对流滞缓。在显生宙，这种温室状态曾两度出现，即寒武纪末至泥盆纪末，侏罗纪初至始新世全部或大部时期。

  在超级旋回的第二阶段，地幔对流减弱，对流格局简单化，独立活动的岩石圈板块数目减少，大陆聚合增生。扩张速度减慢导致大洋中脊体积缩小，还有一些中脊随着大洋关闭而消失，致使洋盆容积增大，发生海退。陆地面积的增大使风化作用强化，从而消耗了大气圈中更多的CO2。火山活动减弱则使排出的CO2数量减少。结果，大气和大洋的CO2在一个低水平上达到新的平衡。温室效应终止，而被冰室状态所取代。这一阶段的特点是，地球上经向温度梯度增大，极地干冷，出现大陆冰盖和海冰，大洋变冷，大洋环流增强，海水高度富氧。这种冰室状态曾出现于前寒武纪末-早寒武世，晚古生代至二叠纪，第三纪后半期至今。

7、关于白垩纪暖而均一的气候的成因（P209～210）

  海面变动引起陆地总面积的变化，以及亚热带陆地面积的变化对于改变全球反射率更为重要，因为海洋的反射率低于陆地，尤其低于主要分布在亚热带的沙漠。沙漠的平均反射率高达0.35，陆地的平均反射率为0.15，而海洋的平均反射率仅为0.06(在纬度0°～30°)，至60°纬度增至0.13。

  白垩纪期间，随着新洋盆的打开，形成了新的中洋脊，距今110～85百万年前海底扩张速率剧增，又导致中洋脊体积的增加，从而在白垩纪中、晚期引起了地史上最大的海侵，当时的海平面可能比现代高350米，足以淹没现代陆地面积的35%。这种海、陆面积比例的重大改变，是影响反射率变化的主导因素。由于低纬度地区接受的太阳辐射量远比高纬地区多，亚热带陆地（沙漠）面积的变化对于改变反射率也有重要意义。因此，全球反射率的变化，主要是板块构造活动所引起的陆地分布位置的改变与海面变动的结果。

  白垩纪海洋面积扩展，亚热带陆地面积减小，地球上缺失冰盖，均导致反射率降低。假定云量与现代一致，白垩纪中期全球平均吸收太阳辐射量比现代多2.3%。整个气候暖热而均一。由于白垩纪高纬海区与低纬海区之间，以及海洋表层与深层之间温度梯度较小，大洋环流较弱甚至停滞（现代大洋则有较高的温度梯度和较强的环流），海洋中化学分馏作用得以充分进行。当时的海水密度主要是由盐度而不是温差所控制，中纬和低纬边缘海的强烈蒸发可能导致密度较高的咸水向下沉潜，形成暖而咸的底层水。白垩纪低纬度陆地面积甚小，由于赤道带是剥蚀作用最强盛地带，所以白垩纪期间进入大洋的陆源沉积量较低。相形之下，生物沉积与碳酸盐沉积作用占有较重要的地位。由于缺乏寒冷的底流，沉积间断、再沉积及海底侵蚀作用比较少见。当时的CCD比现代浅得多，也可能与垂直环流停滞、底层水中CO2含量较高有关。引人瞩目的缺氧事件便是海洋环流停滞的重要见证。