海洋环境记录

第五章海洋环境记录1、海水及大洋环流2、第四纪海平面变化3、海洋沉积及其气候环境记录4、厄尔尼诺现象北半球海洋面积仍占61％，陆地面积占39％（占总陆地面积67％），大陆半球。南半球海洋则占据了81％，陆地面积占19％（占总陆地面积33％），海洋半球。太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋一、海水的基本特征海水的盐度、温度和密度是研究海水物理、化学过程的基本参数，海洋中所发生的许多现象和过程与它们三者有密切关系，它们的分布、变化规律在海洋环境中占有重要地位。1、海水的盐度海水的盐度受蒸发、降雨、海流、海水混合、结冰和溶冰等因素影响。全球海水盐度的平均值为34.7‰，一般记平均值为35‰，图5－1为全球海洋表层盐度分布图，图中表明，各大洋都有两个盐度高值区，分别出现在南、北纬20°～30°处，而在赤道和两极区均为盐度低值区，这是因为南、北纬20°～30°处于信风带，天气干燥，蒸发量大于降雨量。赤道区的降雨量大于蒸发量，因而表层海水盐度低，高纬度区蒸发量小，降雨量大，因而表层海水盐度低。

1、海水是咸的，因为它含有溶解了的可溶盐溶质。2、这些盐分布主要来自陆地和海洋中岩石的风化产物，也有部分来源于海底气体。3、盐度是海水中所含可溶盐总量的量度，通常使用的单位是每升海水中所含可溶盐的克数，以千分数（‰）表示。盐度在不同海洋、某一海洋的不同海区和不同深处是有变化的。多数海水的盐度是35‰，所以普遍认为这个值代表海水的平均盐度。图5－1全球海洋表层盐度分布图一、海水的基本特征

2、海水的温度三大洋表层海水温度平均为17.4℃，比陆地年平均的14.4℃高3℃，其中太平洋年平均为19.1℃，印度洋为17℃，大西洋16.9℃。

太平洋水温高是太平洋的热带、亚热带区面积广，它的3/5面积位于南、北纬30°之间，而大西洋热带区域面积较小，印度洋介于两者之间。另一原因是太平洋北部的大陆块使其与北冰洋分隔，阻碍了大量北冰洋冷水的进入，而大西洋的北部与北冰洋连通。在南半球，三大洋与南大洋相通，情况相似。海水表层温度，主要取决于太阳辐射热，其次与洋流有关，因而低纬度表层海水温度高，高纬度区水温低，温差可达30℃，全球等温线大致平行纬度线，在南半球尤为显著，但递减率是不规则的。全球海洋表层水温平均值图（图中数字单位为℃）二、大洋环流海洋中的水体处于不停的运动之中，海水运动方式有潮汐和潮流、波浪、洋面流和水团运动等，其中以洋面流和水团运动对全球气候影响最大。由于洋面流和水团运动都具有环流性质，合称为大洋环流。第四纪期间，受气候变化的影响，大洋环流的格局和性状发生改变，而这种改变反过来又影响到全球气候变化本身。（一）大洋环流的现代格局1、洋流（又称洋面流）海水沿一定的方向作有规律的水平运动，称洋面流，简称洋流，它是海水运动的主要方式。风是海水运动的主要驱动力，而地球偏转力、海陆分布、海底起伏等，也都对洋流有一定的影响。洋流积极参与了地球表层系统内部物质与能量的交换和分配，给全球和区域气候以巨大的影响。

（1）洋流分类洋流按其成因，可分为摩擦流、重力一气压梯度流和潮流三类。

摩擦流：主要指由于盛行风对水面摩擦力的作用和风在波浪迎风面的压力，迫使海水向前运动所形成的海流。受科里奥利力的影响，在北半球，海流流向偏于风力方向的右方，在南半球，流向则偏于风力方向的左侧。随海水深度增加、流向偏角加大，流速逐渐变小。从海面到摩擦深度(一般不超过200一300m，该点流速只及表面流速的1/23)的海水运动，称风海流或漂流。

重力一气压梯度流：包括倾斜流和密度流。倾斜流是由于风力、河流注入以及气压差异造成的海面倾斜，使海水由高位流向低位所致，而密度流则是由于温度、盐度不同造成的海水密度分布不均匀，海水由高密度区流向低密度区。

潮流：天体引潮力引起的周期性海水水平流动。由外海向内海流进的潮流叫“涨潮流”，反之叫“落潮流”。（2）洋流模式受行星风系和科里奥利力的控制，并受海陆分布的影响，洋流有自己的运行方式。现代洋流分布模式（1.暖流；2.冷流）以北半球为例，0°～30°N为东北信风带，海洋中的上层海水受风力及科里奥利力的影响，流向西北，30°～60°N为盛行西风带，上层海水流向东南，这两股水流在30°N附近区域相遇涌水形成水堆。在水位差异的情况下，海水辐散，并在科里奥利力驱使下，在0°～30°N流向西南，在30°～60°N流向东北，形成地转流。地转流受大洋两侧大陆的控制，进而形成顺时针的亚热带环流。在60°～90°N，极地东北风使海洋上层海水流向西北，而30°～60°N的上层海水受西南风影响而流向西南，这两股水流在60°N附近区域相离，形成一个低凹，由于大洋两侧大陆的存在，必然形成以低凹为中心的反时针亚极地环流。在赤道两侧，受北半球东北风和南半球东南风的影响，上层海水由赤道向两边流动，在赤道形成低凹，水流辐合，受科里奥利力影响形成两个赤道环流，其中北侧为逆时针，南侧为顺时针。

洋流对全球水热状况的分配影响颇大，最有影响的著名洋流有墨西哥暖流和黑潮暖流。墨西哥湾暖流：北大西洋最有影响的洋流。在信风影响下，南北赤道洋流由东向西流动，把大量热的海水带入墨西哥湾，然后通过佛罗里达，在赫特拉斯角地区与其他暖流汇合后，称墨西哥湾暖流，又称“湾流”。它在美国佛罗里达海岸，运动速度每天达148km，每秒流量2530×104m3，表面水温27～28℃。这支洋流在纽芬兰以东洋面分支，大部分向东和向南，形成副热带地区循环洋流，另一部分往东北流去，把大量热量带给西北欧、亚洲西北部和北冰洋。黑潮暖流：北太平洋西部著名暖流。受信风影响，它从菲律宾北流，在琉球群岛附近，深700m，速度每小时5.2km，流量只有湾流的2/3。到日本列岛以后，一支进入日本海，但主要一支流向日本以东，加入太平洋水循环。黑潮不像湾流那样深入北极，因此对高纬地区的影响要逊于湾流。（3）全球主要表层环流系统在行星风系作用下，大洋表面海水形成环流系统（OceanCirculation），一个环流又可由数个海流组成。

全球海洋表层环流系统

2、水团运动及大洋深层环流

大洋中具有一定温度和盐度，性质相同的大团水体，称为水团。各水团所处地理位置不同，具有不同的温度与盐度，因此具有不同的密度，面密度的不同势必引起水团的运动，主要为垂直对流，也有水平运动。

在副热带洋面，降水少而蒸发强烈，因此这里盐度最高，但由于这里温度也很高，故其密度还不算太大。当洋流向高纬地带运动过程中，热量损失，面盐分保留，因此海水到高纬极区之后，密度加大。在南极大陆周围海面，这里的低温气候使海水具有全球最高的密度，结果海水不断下沉并沿洋底流向低纬地区，甚至穿越赤道到达40°N的位置。在北极，海水温度不如南极寒冷，故下沉的北极水团密度比南极水团为小。两者相遇后，南下的北极水团爬升在南极水团之上，并继续南行，变性上浮。这只是大洋深层环流的一种模式，尚有待进一步检验。（二）第四纪大洋环流的变化受全球气候变化及海面变化的影响，第四纪期间大洋环流也随之发生一系列变化。1、全球气候变化对大洋环流的影响（1）改变大洋环流的分布格局第四纪期间，全球气候发生过冰期与间冰期的多次交替，这直接影响着大洋环流总格局的变化。以北半球为例，在间冰期，大洋的风从副热带直接吹到极区，由于此时全球气候较暖，北极高纬地区洋面上基本上没有浮冰，南北纬度温差也较小，故北进的洋流仍能保持较高的温度直抵北极圈，然后逐渐变冷下沉，这样深层水团返回低纬地区。反之在冰期，全球变冷，极地浮冰和融水受极区冰面反气旋加强的影响，大量南移，南进的冷洋流阻止暖洋流北进，同时，在冰期由于西风带南移，副热带环流的位置南移，因此，在冰期，暖流对北冰洋影响变小，而寒流对温带（中纬度）地带的影响反而加大。由此可见，在冰期与间冰期，洋面流的分布会随气候的改变而发生相应的变化。在冰期，寒冷的亚极地寒流南侵，迫使温暖的副热带环流后退。反之，在间冰期，温暖的副热带环流北移，暖流可以深入北极寒冷的水域。

（2）改变洋流的方向和分流强度全球气候变化所引起的洋流方向的改变或分流强度上的改变，常造成显著的环境效应。

著名的墨西哥湾流，以赫特拉斯角为枢纽，有明显的南北摆动。这种摆动在布容正极世至少有8次，其周期为105年量级，基本上与气候冷暖变化一致。在暖期，湾流指向西北欧，把湿暖水团带到斯堪的纳维亚半岛；而在冷期，湾流指向西班牙，给地处副热带高压的西南欧和西北非带去较多的降雨，在这个时期，湾流对西北欧的影响减少，西北欧沿岸地区主要受南下的拉布拉多寒流影响。

另一个著名的例子是大西洋南赤道洋流。由于大西洋南赤道洋流西进方向恰好对着巴西“鼻”，因此，南赤道洋流在此分为南北两支，北支加入湾流，南支参与巴西洋流。在第四纪期间，随着热赤道位置的南北迁移，巴西“鼻”的位置相对于南赤道洋流发生摆动，由此，将引起南北两股洋流的分流强度在分配上的变化，进而对沿岸地带产生影响。2、海面变化对大洋环流的影响

海面变化对大洋环流的影响主要是通过改变洋盆的封闭度和水域面积来实现的。在第四纪期间，受全球气候及其他因素影响，海平面发生过多次变化，其最大幅度可达130m左右，由此将造成近27.5×106km2的大陆架在低海面时出露海面，形成陆桥和滨海平原，这些陆桥和平原将影响大洋环流的运行。例如，北大西洋的北海海域，在末次冰期曾出露为广大的陆上平原，它阻止温暖的湾流向北冰样推进。白令海峡，末次冰期时出露为陆桥，其上为有湖沼分布的平原，这明显割断了北冰洋和太平洋的交流。另一方面，低海面时大陆架广泛出露，海岸线向海推进，沿岸洋流对大陆沿岸地带影响削弱，例如，在末次冰期，中国东海岸向东几乎推进近600～700km（相当于现在从海岸线到西安的距离），海潮暖流也势必相应地东移数百千米，这将大大削弱暖流对我国东部地区的影响。在我国南海，夏季西南季风盛行，赤道暖流由西南一侧进入南海，冬季受东北季风影响，有部分黑潮暖流进入，海水温度较高。在第四纪冰期，南海西南一侧因海面下降、海底出露而封闭，赤道暖流不能进入南海，而在间冰期活跃在中纬度的温带水团此时南移到巴士海峡，因此，造成南海海水表层温度降低。（四）大洋环流对人类生存环境的影响海洋占整个地球表面的71％，它是太阳能的主要接受者，又是太阳能的主要蓄积器。洋流带动水团运动，把海水积蓄的热量从一个纬度带输送到另一个纬度带，并通过水团与气团间的热量交换来影响气候。据计算，喀拉海44％的热量来自洋流，其数量超过太阳和天空的热辐射。

寒流经过的北美加利福尼亚、南美洲、澳洲和非洲西岸，气温要比同纬度的大陆内部寒冷，反之，暖流经过的沿岸地带气候温暖，暖流愈深入温带和副极地带，它们的气候意义愈大，例如湾流和大西洋暖流给北大西洋每年每平方厘米约334—418焦耳的热量，大约与太阳辐射给这一地区的热量相等。黑潮给日本列岛带来的热量为每平方厘米每年125焦耳，而加利福尼亚寒流经过的20°一30°N加州沿岸，每平方厘米每年丧失的热量达250焦耳。在第四纪期间，由于大洋环流格局的变化，势必给洋流经过的沿岸地带以极大的影响。

温盐环流海洋浅层较暖的、流回北大西洋的洋流和海洋深层冷而咸的、流出北大西洋的洋流。可见形成于北大西洋的冷水团在深层以西边界流的形式向南流去，之后围绕着南极绕极急流，部分和形成于威德尔海的南极底层水混合，流向太平洋和印度洋，在那里上翻穿过温跃层达到上层海洋。ThermohalineCurrent海水在空间上存在着的温度和/或盐度的差异使密度发生变化进而导致深层海水的缓慢运动称之为温盐环流。温盐环流大西洋温盐环流，就像一条将热能从赤道送往北大西洋的传送带：来自赤道的温暖海水借由沿岸的湾流不断向北移动，途中海水释放出热量，逐渐变冷，再加上不断的蒸发使海水的盐度增加。因此，越往北海水越冷越咸，因此也越重，最后终于在北大西洋沉入深海，而这部分原本温暖的赤道海水也变成了又冷又咸的北大西洋深层海水。至此，温盐环流继续向南移动，沿南大西洋、南极洲流进印度洋，最终又回到赤道，完成所谓的“环流”。ThermohalineCurrent所谓“温盐环流”，是指原先在北大西洋格陵兰岛附近，寒冷而盐度较高的海水因为较重而下沉，形成向南的深海海流；与此同时为了补充下沉海水，南方的温暖海水被拉向北大西洋，形成暖流，而正是暖流给欧洲高纬度地区带来温暖的气候。

温盐环流的重要性它和大气中著名的Hadley环流(热带环流圈）、Ferrel环流（中纬度环流圈）和极地环流（极地环流圈）等一起，构成了对于维持全球气候系统的能量平衡至关重要的经向环流体系。

新仙女木事件与温盐环流新仙女木事件与温盐环流格陵兰：10年间突然升高5度（8600年前）和15度（12600-11400年前）好莱坞电影《后天》2004年5月28日，《后天》在全美各大影院首轮上映卡特里娜飓风2005年8月29日，卡特里娜飓风登陆美国路易斯安那州新奥尔良。造成1000多人死亡，经济损失1000多亿美元。为美国历史上最严重的一场自然灾害。北大西洋深层流（NADW）起源于挪威海和格陵兰海，而更冷的（通常低于0℃）南极底层流（AABW）产生于南极大陆的周边海区，尤其是威德尔海、罗斯海和普里兹（Prydz）湾一带海域。AABW冷水团比NADW冷水团的密度更大，几乎在世界各大洋都广泛分布，当NADW接近南极大陆时，便不断上升接近海水表面成为环南极流（ACW）。该水流到达表面在南极发散带扩散开。图4-1NADWAABWACW图4-1在深层冷团之上是一系列中层水团如南极中层流（AAIW）。AAIW是世界上分布最广的中层水流，它在大西洋越过赤道。在越过赤道时，位于水深1

2km处，温度通常为2

4℃，盐度低于AABW。AAIW“上层水团”更具有区域性，因为它们深受表面流的影响。它们的温度、蒸发与降水比率在不同季节很不相同，所以，这些水团的横向与垂向的温度和盐度也有很大变化。上层水由温度、盐度和溶解氧含量均有很大变化的水体组成，形成混合层，并位于所谓“温跃层”的上面，这一层水随深度增加，温度减小，密度增加。在温跃层下面是中层水，该水体通常形成亚热带环流。中层水的厚度决定于它们的位置，比如，当两股水团在表面会聚时，如亚热带辐合带，热水下沉使温跃层位置偏低，上层水的厚度就较大。深层的冷水特别富含营养物质和溶解态CO2。如果这种水被带到表面（这种情况可能发生在辐合带），辐合带出现这种上升流对渔业是很有利的。最能说明这种现象的区域是非洲西南沿岸的纳米比亚外海，以及南美西海岸的秘鲁外海。冷水上涌带来丰富的营养物质，使这些海区的表层生物异常活跃，所以渔产捕获量就很大。然而，海区有上升流对邻近的大陆气候有重要的影响，通常外海有冷的上升流，陆上近岸地区便会出现干旱化。搞清海洋中发生的与不同水团有关的各种过程是解释过去变化的基础。受发生在洋流表层水流下面的各种过程影响的海面温度，是控制全球气候的驱动力之一。此外，海洋生物产率也取决于海洋垂直方向上各水层的物理、化学相互作用，特别是二氧化碳和氧气的吸收或排放。

海洋里储存的CO2比大气圈和生物圈总和多50倍。

储存方式为：1、溶解在水里2、被生物体用来生成CaCO3骨骼。

CO2通量

全球变化

在高纬地区非常冷而且密度很大的表层水能更有效地吸收CO2

,这一点也很重要。通过高密度的表层水的下沉，最终使CO2在深海里储存很长时间。主要是在热带，尤其是水团扩散带CO2，通过海水表面排放到大气圈里。在极地地区的海冰范围在控制水的密度范围也起着重要的作用。因为表面形成冰层有助于冰下的水盐度增大。此外，海冰的存在，即使仅仅在冬季有海冰，与无海冰覆盖的时期相比较，也有助于CO2汇的吸收。海水的化学成分随水的温度、压力以及溶解CO2分压的变化而变化，碳酸钙在与海水接触时会溶解，特别是在海洋的深部。作为浮游生物主要成分的碳酸钙随深度、压力增加和温度下降而溶解度增大。海水中碳酸根离子取决于这三个变量，因而，也正是这三个变量控制了碳酸钙介壳的保存条件。所以需要确定海洋中碳酸钙完全溶解的深度，这个深度称为“方解石补偿深度（CCD），这个方解石补偿深度在各个海域是不同的。在这一深度以下通常情况下海床上的沉积物中就没有碳酸钙了。由于大西洋溶解CO2的总量很大，所以在那里CCD线深度就更大。大量的陆源物质被河流带到海水中会使有机碳的总量增加，从而导致CCD线上升到大陆边缘。方解石补偿深度对于海洋研究是很重要的，因为它对那些分泌钙质介壳的生物体的保存和/或溶解产生影响。这里提到的主要生物是微小的单细胞有孔虫（通常小于1mm）和类似海藻的所谓颗石藻的更小的生物（直径仅为几微米）。至此我们已讨论了海洋中碳酸钙（主要是方解石）全部溶解的深度。我们还需要考虑海洋中方解石开始溶解的深度。有些生物比另一些具有更薄更小的骨骼，因此更易于溶解。认识这种现象很重要，因为在利用化石解释古环境时，有些种群可以因为被溶解掉了而在记录中消失。这种溶解过程发生在生物遗体在海水中逐渐下沉或堆积在海床上之后。薄而脆的介壳碳酸钙会首先溶解，这个深度是碳酸钙介壳开始溶解的深度。还有另一种碳酸钙，叫文石，它是由生物分泌并直接在水中沉淀出来的。文石是较不稳定的碳酸钙，比方解石更容易溶解。所以，文石补偿深度（ACD）比CCD更接近海洋表面，可以更灵敏地记录海洋中不同时间CO2的变化，特别是各种水团的比率发生很大的改变或者出现上升流的时候。通过深海钻孔的研究，识别方解石和文石溶解的位置和时间，能指示在海洋中发生的各种过程，有助于确定它们和气候之间的关系。第五章海洋环境记录1、海水及大洋环流2、第四纪海平面变化3、海洋沉积及其气候环境记录4、厄尔尼诺现象一、海面变化的证据海洋面积占全球总面积的71％，海水总体积为1350×l06km，占地球上总水量的97．6％。在第四纪期间，由于海水体积和海盆容积的变化，海面发生多次上升和下降。第四纪海面变化不仅对研究第四纪环境演变有重大意义，而且对当代人类生存环境也有很大的影响。因为第四纪地质历史时期海面变化的研究比较困难，而海平面的升降变化在海岸带表现为海侵和海退，因此主要依靠海侵、海退的交替来推断海平面的变化。

海侵指海平面上升和陆地下沉时，海岸线向陆地推进，海侵的标志为现代沿海平原地区，第四纪沉积层中的海相沉积夹层。

海退指海平面下降和陆地上升时，海岸线向海的方向扩展，海退的标志为现代沿海平原地区，第四纪沉积底层中的陆相沉积物。显然，海退和海侵都有“水动型”和“陆动型”之分。在对复杂海平面记录进行研究时，区分“绝对”与“相对”海平面是有帮助的。“绝对”海平面是海水表面的绝对平面，可以用一些与稳定的、不会被构造或均衡作用而改变的基准点的高差来测量。第二种考虑海平面的形式是“相对”海平面，即如我们平常所记录的相对于陆地的位置。那些野外证据（古海岸线、珊瑚礁、浪蚀穴、红树林等等）一般只指示了相对海平面，在后面的第四纪海平面讨论中，采用这种常规使用的相对海平面。要了解海面变化的历史，首要的任务就是要找出不同时代古海面的遗迹。这些遗迹可以分布在现今海面以上的陆地上，亦可以分布在现今海面以下的海底。（一）现今海面以上的古海面遗迹主要分布在高于现今海面的陆地和岛屿上，常见的有：海蚀穴、海蚀崖（柱）、海岸阶地、海岸沙丘、贝壳堤、海滩岩及海相层。它们是过去海岸线的残存和海洋作用的产物。（二）现今海面以下的古海面遗迹主要分布在现今海面以下的大陆架上，最常见的有：水下海岸阶地、河流相残留阶地、古河道、水下三角洲、水下古风成砂丘以及陆生动物化石、泥炭层和人类活动的遗存等。这些遗迹的存在只是表明海面有过升降，但是，目前遗迹所在高度，并不完全代表古海面的绝对高程。要推算不同时期古海面的真实高度，还需要综合考虑遗迹的形成环境、新构造运动速率、冰盖冰量的变化以及地面均衡变化等多方面的影响。

一、海面变化的证据

主要受冰期与间冰期气候交替的控制，更新世时期全球海面发生过多次较大幅度的升降变化。（一）早－中更新世海面变化早－中更新世的古海面遗迹保存较差，且多受构造运动的影响而发生变位，又由于测年手段及测年精度等问题，目前还没有定性的早－中更新世海面变化曲线。早年，人们曾根据地中海周围地区的古海面遗迹绘制出地中海沿岸海面变化曲线，由于构造运动的干扰和阶地年代确定中的问题，现已弃之不用。70年代以来，人们在大洋岛屿和中低纬沿海地带相继发现了较丰富的早－中更新世时期的古海面遗迹。例如，新几内亚的胡翁半岛（HuonPeninsula）有20级珊瑚礁阶地，其中7级以上的阶地形成于晚更新世以前；巴巴多斯岛上有15级海成阶地，其中第3级以上于晚更新世以前；美洲西海岸有9级海岸阶地，其中部分属中更新世；新西兰北岛有13级海岸阶地，从第4级开始属中更新世等。

二、更新世海面的变化根据海岸阶地的分布，现在初步确定的中更新世高海面有如下几期：（a）220×103～180×103aBP高海面，相当于深海氧同位素第7阶段；（b）300×103～260×103aBP高海面，相当于深海氧同位素第9阶段；（c）360×103aBP高海面，相当于深海氧同位素第11阶段；（d）520×103~460×103aBP高海面，相当于深海氧同位素第13阶段；（e）640×103～590×103aBP高海面，相当于深海氧同位素第15～19阶段。

在白令峡、美洲东海岸平原、北海盆地及我国沿海平原等地，第四纪沉积中夹有6层海相层，其中最下面的两层属早－中更新世，分别被称为渤海海侵和海兴海侵。渤海中部2×105aBP以来海面变化

（二）晚更新世海面变化晚更新世海面变化的研究精度要比早－中更新世高的多。1、110×103～70×103aBP的古海面目前一般均以更新世最末一次间冰期（里斯－玉木间冰期）作为晚更新世的开始。全球范围内发生海侵，这次海侵的时间为110×103-70×103aBP，称晚更新世古海面。这个时期古海面的遗迹，在地中海、日本、大西洋中的巴巴多斯岛和太平洋中的新几内亚岛、新西兰岛均有发现。

表5－1105×103aBP和82×103aBP古海面位置估算（据Hail,1984）在日本关东一代有3级海成阶地，阶地沉积物中火山灰的测年数据分别为130×103～120×103aBP，100×103aBP和80×103aBP。在百慕大，根据珊瑚礁可以确立三次高海面，其年龄分别为124×103aBP，110×103aBP和97×103aBP。晚更新世早期高海面与末次间冰期（相当于深海氧同位素第5阶段）的温暖气候相适应，并与三个温暖期相一致，形成三次高海面。据估算当时全球海面的高度大体在－15m左右（相对于现今海面下，下同）。

我国渤海在这一时期发生海侵，称沧州海侵，海面高于现今海面约＋5～＋7m。据推算，当时海水温度在18～20℃左右，这与日本学者估算当时日本关东海水温度为15～20℃基本一致。

2、60×103aBP的古海面这个时期的古海面遗迹见于日本关东地区和琉球群岛、新几内亚、新赫布里底、巴巴多斯、巴哈马、地中海马约卡岛等地。日本关东三崎的阶地堆积物中夹有火山灰，年代为60×103aBP。新几内亚胡翁半岛礁年代为61×103aBP和58×103aBP，计算当时古海面位置分别为－28±1m（61×103aBP）和－25±1m（58×103aBP）。60×103aBP的古海面，代表了玉木冰期中的第一个间冰期（W1-2）的海侵事件，这次海侵事件范围较小。

3、40×103aBP的古海面在构造强烈活动的大洋岛屿及沿海地区，经常见有40×103aBP的海成阶地，古海面位置高度估算出入较大，大致变动于－40～－21m之间。表5－240×103aBP古海面位置

4、30×103～25×103aBP的古海面目前仅在少数强烈隆起地区，可以见到这一时期形成的海成阶地，而多数地方已被海水淹没或被沉积物掩埋。例如，日本关东、宫崎及北海道有海相砾石层，其上覆火山灰层年龄为30×103aBP；美国东南沿海水深30m处有淡水贝壳层及鲕石层，年代为34×103～24.2×103aBP。关于这一时期古海面位置，各国学者估计值出入颇大。表5－3列出这一时期古海面位置的计算值。表5－330×103～25×103aBP古海面位置40×103aBP和30×103～25×103aBP这两次古海面代表了末次冰期中第二个小间冰期的一次全球性海侵，这次海侵历时15×103a（40×103～25×103aBP），其中早期海侵范围要小于晚期海侵的范围。在我国，这次海侵事件称献县海侵，当时古海面比现在海面高5m左右。

5、18×103aBP古海面18×103aBP古海面是晚更新世最低海面。由于能确切证明低海面的标志很难找到，因此，确定古海面的具体位置困难较大，各国科学家的估算值有一定出入，大致变动于－140～－80m之间（表5－4）。这次古海面代表了玉木冰期鼎盛期的全球性海退，是晚更新世最大海退。在这次海退过程中，海面可能发生过间歇性停顿，从而形成以贝壳堤、古沙堤为代表的数道古海岸线和大陆架平原上河流三角洲的叠置伸展。

表5－4180×103aBP古海面位置

6、晚冰期的古海面晚更新世末期，地球气候开始转暖，冰盖消融，海面上升，玉木冰期鼎盛时曾为陆地的大陆架又迅速为海水淹没，海面回升过程历时5×103a左右（15×103～10×103aBP）。在上升过程中，古海面发生过多次明显的波动，例如在西北欧，从18×103～15.5×103aBP，古海面从－90～－85m上升到－60m，然后在15×103aBP又陡然下落到－70m。第二次海面波动发生在12×103～11×103aBP，表现为海面上升的停顿或小幅度波动下降。晚冰期结束时，海面位置大致在－40～－30m（表5－5）。

表5－5晚冰期结束时海面位置综上所述，在晚更新世，全球发生过海面多次波动变化，其中110×103-70×103aBP(末次间冰期)、60×103aBP（末次冰期中的第一个小间冰期）、40×103～25×103aBP（末次冰期中的第二个小间冰期）为相对高海面时期，它们之间为相对低海面时期。18×103aBP（末次冰期最盛时期）海面强烈下降，并在15×103aBP达到晚更新世最低位置。随后，在15×103～10×103aBP期间（晚冰期），海面迅速上升，并到达距现今海面－40～－30m的位置。在迅速上升过程中，海面有过多次停顿或上、下波动。三、全新世海面变化全新世（冰后期）古海面遗迹保存比较完好，时代测定也比较精确。因此，目前全世界对全新世海面变化了解的比较详细。（一）早全新世海面变化（10×103-6×103aBP）据各国学者研究，早全新世海面变化情况总的趋势是上升，但对上升的过程，各家意见不太一致。三、全新世海面的变化表5－610×103aBP以来古海面位置（二）中全新世海面变化（6×103～5×103aBP）中全新世处于大西洋期，气候温暖湿润，冰川消融，全球出现高海面。关于高海面的变化模式，各家观点不同，归纳起来，基本上有三种模式（图5－5）图5－5全新世海面变化三种模式（三）晚全新世海面变化（4×103-0aBP）晚全新世海面比较稳定，基本上在现今海面附近上下波动，总的变化幅度不大。弗来明根据地中海沿岸资料认为，2×103aBP以来海面升降没有超过±0.5m。但实际上，不同地区的变化有一定的差别。默尔纳（1984）比较了西北欧、巴西、新西兰、越南和日本的海面变化曲线之后认为，大约4×103aBP巴西大海退被西北欧和新西兰的海侵所平衡；2.7×103aBP巴西、越南的大海退，被欧洲及新西兰的海侵所平衡；而1×103aBP欧洲、越南、新西兰的海侵又被西非大海退所平衡。这一情况表明，晚全新世海面变化有明显的区域性差异，这种区域差异是由地壳运动的差异大、大地水准免变形造成的（图5－6）。

图5－6不同地区全新世海面曲线（四）近百年海面变化（1880～1980）近百年海面变化的记录来自遍布全球的数百个验潮站，而有百年记录的只有53个站。根据验潮站资料，多数人认为近百年来海面存在轻微上升的趋势，上升的幅度为15cm左右。图5－7为戈尼兹(Gornitz)所绘的全球近百年海面变化曲线，从图上看，近百年来海面上升约12cm。不同地区海面升降趋势有明显差异，巴雷特(Barnett，1984)根据全球157个验潮站资料，将全球分为6个区，其中除亚洲东海岸之外，其他5个区都呈上升趋势，但变化曲线不同。如欧洲、非洲和美洲西海岸，从1950年始上升趋势已不明显；印度、太平洋1880一1950年间呈波动变化，1950一1980年呈明显上升；亚洲东海岸l930—1950年为上升时期，1950—1960年为下降时期，1960年以来再次转为上升时期。

。

图5－7由验潮资料得出的近百年全球海面变化海平面在升还是降？科学家：长期看是在降该项研究的发起人、澳大利亚悉尼大学副教授迪特玛·马勒说：“如果我们人类在１０００万年、２０００万年或者５０００万年后仍然存在的话，不管南极冰帽是增大还是减小，从长期来看海平面将会是下降的，而不是上升的。”马勒指出，随着时间的推移和大陆的漂移，大洋中脊会减少，洋底深处的平原会增多；大西洋会加宽，太平洋会缩小。尽管如此，海平面下降的速度最快不过每个世纪下降０．０１５厘米，但联合国气候小组估计，到２１００年由于人类利用化石燃料而造成的气候变暖，会使海平面比现在上升１８至５９厘米。海平面的上升有可能淹没太平洋中地势低洼的岛国。文章最后写道：目前，南极洲和格陵兰存有大量的冰，如果全部融化，足以使海平面上升５０米。如果８０００万年后陆地上的冰全部融化，海平面的纯下降幅度将是７０米，而不是１２０米四、海面变化的原因关于海面变化的概念，最早由休斯（E.Suess）于1906年提出，他认为地质历史上主要的海侵和海退是由于洋盆容积变化引起的。李四光在20世纪20年代也曾提出，海退，海侵是由于地球自转速率变化引起的。马克拉伦（Maclaren）在19世纪中叶，首先确认海平面变化的冰川控制说，他认为气候冷暖变换是引起海平面变化的原因。目前，人们已认识到引起海面变化的因素是极其复杂的，其中属于全球性长期因素有：冰期与间冰期的更替、地壳构造运动、上地幔活动、洋脊与海沟的发展和冰川、水体以及沉积物的均衡作用等。它们通过改变海洋水量、洋盆容积及海陆相对位置等来制约海面的变化。

（一）海洋水量变化海洋水量的变化可以引起海面的升降，而能引起海洋中水量变化的原因很多，有地球内部原生水的补给、沉积物孔隙水的减少、大陆冰川体积的变化及洋盆的干涸等。1、地球内部原生水的补给

地球内部原生水主要通过火山活动和温泉补给海洋。按估算，在过去的350×106a内，有大约231×109km3的水体进入海洋。尽管这些水体的绝大部分通过板块运动又回到地球内部，只有0.6％保留在地表，但它对海洋水量的影响不可忽视(现有海水总体积约1.37×l09km3)。据迪兹(Dietz)推算，原生水的补给，在100万年内可使海面上升1m。2、大陆冰川体积的变化冰期与间冰期的交替，造成大陆冰川休积的消长，由此引起海陆间水量的重新分配，并导致海面的升降。据估算，末次冰期冰盖总面积为40.40×l06km2，体积为76.97×l06km3，而现代全球冰盖总面积约14.71×106km2，体积约26.25×106km3，未次冰期之后冰川消融量达50.72×106km3，它可以引起全球海面上升130m左右。3、海盆的干涸海盆的干涸起因于海盆的封闭和干燥气候下强烈的蒸发作用，而海盆的干涸和注水将使海面发生变化。例如地中海在地质历史上发生过多次干涸和充水，由此将引起全球海面10—12m幅度的变化。4、沉积物孔隙水的减少全球表层总水量为1.72×1019t，其中沉积物中孔隙水为0.33×1019t。由于板块俯冲造成沉积物的消失，将导致一部分水量的减少。据推算，海洋沉积物含水量的减少，可使海面以7-14mm／1000a的速率下降。

（二）洋盆容积的变化洋盆容积的变化也将引起海面的升降。引起洋盆容积变化的原因有板块运动、海底扩张速率、洋脊和海沟体积变化、地球膨胀以及沉积物充填等。1、海底扩张速度的变化

当海底扩张速度加快时，从中脊中溢出的玄武岩来不及冷凝，由此造成洋底加高，海面上升。反之，当海底扩张速度减慢时．溢出的玄武岩冷凝，体积缩小，洋底降低，海面下降。海斯和皮待曼（1973）提出，海底扩张可以产生l0mm／1000a的海面变化。布鲁姆(1971)也曾提出，仅末次冰期以来的海底扩张，就使海面下降了8m。

2、洋脊体积的变化洋脊本身体积相当可观，目前大洋中脊长54694km，总体积约95.4l×106km3。在过去的200×106a内形成的这些洋脊，已使海面上升了近265m。大洋中脊的生长势必影响到海面上升。3、地球的膨胀据研究，在显生宙地球直径增大的平均速率为5×102mm／1000a，地球膨胀将使洋盆扩大、海面下降。4、沉积物充填据推算，在有人类以前，每年进入海洋的物质大约有2×1010t，在5×106a之内将使海面上升100m。而据现代陆地的剥蚀速率估算，由沉积物充填引起的海面变化速率为40mm／1000a，亦即l×l06a可使海面上升40m。（三）海平面的相对变化海面位置的相对变化是引起海面相对变化的直接因素，而海陆间相对位置的变化，则起因于冰川、水体相沉积物的均衡作用以及局部构造运动。1、冰川、水体和沉积物均衡作用冰期时大陆冰盖的增加，使地壳负荷加大，从而引起地壳沉陷，海面相对上升，反之，当冰盖消融之后，地壳负荷减轻，又导致地壳回升，海面相对下降。据研究，在北美最大的均衡抬升量大约为300m，在斯堪的纳维亚为307m。末次冰期以来冰盖的消融所引起的强烈地壳均衡回跳，陆地升高，海面相对下降，在斯堪的纳维亚和哈得逊湾沿岸地带留下了大量末次冰期的古海岸遗迹。海洋中水体和沉积物的增减，将改变洋底地壳的负载，从而造成洋底的下沉和上升，与冰盖一样也能引起海面的相对运动。2、沉积物的压实作用沉积物在洋底堆积以后，由于自身重量和上覆水体的压力，将使沉积物孔隙度减少，体积减小，堆积物表面下降，海面随之降低。如在荷兰，由于压实作用引起的全新世沉积层变薄，其速率大约在250mm／1000a左右。3、局部构造运动局部构造运动引起的垂直位移，使海面变化曲线复杂化。目前保存在陆地上的古海面遗迹，往往与海面上升的真正值有很大差别。

（四）海洋水体物理性质变化海水物理性质，如温度、盐度的变化，将使水体体积变化，引起海面上升。1、海洋水温的变化当海洋水温上升时，海水受热膨胀，海面上升，反之，海水冷缩造成海面下降。据估算，全球温度升高l℃，海面大约可升高0.6m(有人甚至认为可产生2m的变化)。在过去的100年内，据潮位站资科，海面上升了约12cm，它可能是由于全球气温上升，海洋上层水热膨胀所致。2、海水盐度的变化海水体积的大小与海水含盐量变化有关。据索思曼(1981)推算，整个海洋的海水盐度从3．5％减少到2．5％，将导致海面下降7．6m。南太平洋在过去2000万年内，海水盐度可能发生了2.0％的变化，导致了海面下降5.3m，其速率为0.27mm／1000a。(五)天文与地球物理因子的变化天文与地球物理因子对海面变化的影响比较复杂。1、大地水准面变形

近代大地水准面的变形，见于太平洋新几内亚附近十75m的隆起和印度洋马尔代夫岛附近一104m的凹陷。如果这个分布向东移50°一60°，大地水准面的隆起区移到马尔代夫岛，将造成马尔代夫岛发生高80m的海侵。这种大地水准面的变形，在地质时期有，在第四纪和全新世中亦有。l15×l03aBP，30×l03aBP和13×l03aBP是海面升降异常不规则的时期。这种异常不规则的原因可能与大地水准面的变形有关。2、地球自转速度的变化

地球自转速度加快会引起海水向赤道运动，变慢将引起海水向极地流动，从而造成局部海面的升降。地球自转速度的变化还会影响地转偏向力，并造成海面的倾斜，倾斜量可达数十米。3、地极移动

地极滑动l°，理论上将会引起局部地区海面相对陆地升高或降低373m。在2．8×106一1．47×106aBP之间，地极曾存在周期为5．6×l03a的有节奏摆动，这势必对海面相对变化有影响。

(六)人类活动的加强

人类活动也能引起海面相对变化。例如沿海城市过量采取地下水，将引起地面沉降，亦即海面相对上升。大量水库的修筑，入海水量减少，也会引起海面的轻微下降。影响海面变化的因素很多，它们在海面变化中所起的作用各不相同。其中气候变化引起的冰川消长，是第四纪海面升降的主要原因。由于气候变化是全球性的，因此第四纪海面升降也具有全球性的特点，有全球基本上一致的时间表。表5－7不同时间尺度内影响海面变化的主要因素五、未来海面上升对人类生存环境的影响海面变化，尤其是海面上升对经济发达、人口稠密的沿海地带造成严重的威胁，其后果难以设想。(一)未来海面变化的趋势在未来海面变化趋势预测中，气候变化引起的冰雪消长和海水胀缩是两个最重要的因素。而其他因素，如海底扩张、沉积物充填等，对于今后数十年的海面变化影响极微。目前，还不能给出未来海面变化的确切答案。近百年来各种观测记录、包括极地冰岩芯中古大气成分的测定，使人们趋向于同意这样一个观点：近百年来，大气中CO2不断增加，全球平均温度增高，全球平均海面上升，据分析，近百年来海面上升速率为103～1500mm／l000a。代尔马斯(1980)证实了地质历史上CO2浓度、气温与海面之间的一致性。

实际上，CO2增加导致海面上升这一问题的所有方面都充满未知数。皮拉松力(1987)曾指出，若扣除地壳运动的影响，北大西洋的平均海面几乎是稳定的，而且从上一个世纪末以来，上升量也仅仅只有几厘米(小于6cm)。他还指出，在CO2浓度、气温变化及海面变化之间可能存在非同步性，这使问题更复杂化。但无论如何，由于人类活动的加剧，大气中CO2浓度增加引起海面上升的可能性仍然是存在的。

(二)海面上升对自然环境的影响

1、海岸湿地和低地的淹没海岸湿地与低地分布于高潮位与平均海平面之间。如果海面上升速率超过湿地或低地的堆积速率，后者将被淹没，未来海面加速上升将显著加快湿地或低地的损失。据估算，若下世纪海面上升速率为1000一15×l03mm／1000a，则美国现有海岸湿地的一半以上将被海水淹没。2、海岸侵蚀加剧随着海面上升，沿岸水深将加大，原有的海岸均衡剖面被破坏，海浪将极力塑造新的均衡剖面：海岸剖面向岸平移，海岸遭受侵蚀。据美国科学家估算，佛罗里达沿岸海面若上升1cm，岸线后退可达1000cm；南卡罗来纳沿岸海面若上升1cm，岸线将后退200cm。3、洪泛与风暴潮灾害风暴潮是海岸带的主要灾害。由于风暴潮增水，将使潮位抬高、波浪能量加大，从而破坏海堤，并造成河水水位因潮水顶托面上涨，酿成洪涝灾害。由于海面上升，风暴潮潮位提高，破坏力增强，洪涝面积明显扩大。据卡纳(1984)在查尔斯顿地区的研究，如海面上升160cm，大洪水（十年一遇）的洪泛面积将扩大一倍。

4、盐水入侵

盐水入侵有两种渠道，入侵地下水和入侵河口。滨海地区的地下含水层中，有咸/淡水界面，咸水呈楔状伸入含水层。随海面上升，咸／淡水界面将向陆地和向上移动，造成当地地下水水质的变化。如我国莱州湾地区，海水入侵面积1984年为52.2km2，至1989年为212．44km2，几乎扩大了四倍。海水入侵面积的扩大，除了大量抽取地下水造成地下水负值区之外，海面上升也是重要原因。海面上升也可增强盐水从河口溯源而上的势头。美国特拉华河流域委员会估算，若海面上升1m，该河咸水锋面将向上游推移20km以上。

(三)海面上升对经济建设的影响

1、直接经济损失由于海岸破坏、湿地或低地被掩、风暴潮加剧以及盐水入侵等引起的直接经济损失是难以估算的。吉布斯在美国查尔斯顿和加尔维斯顿两地的研究中预测，到2025年，查尔斯顿因海面上升造成的经济损失为2．8一l0．66亿美元，加尔维斯顿损失为1．15—3．60亿美元。2、各种防护费用开支增加为了防止海面上升带来的不良影响，势必要采取各种措施，以减少损失，诸如修筑堤坝、回注地下水等，这些费用也是相当可观的。3、活动机会的损失如海滩遭受侵蚀以后，旅游娱乐机会将损失。

由巴布亚新几内亚的休恩（Huon）半岛珊瑚礁阶地得到的第四纪海平面变化和氧同位素记录时代

气候分期海平面变化海面特征

时间104a全新世冰后期

黄骅海侵中期海平面高2米1.0-0晚更新世玉木冰期2海退最低海平面-150米3-1

间冰期

献县海侵6-3渤海海侵

玉木冰期1海退

不详

7.5-6

末次间冰期沧州海侵（晚）沧州海侵（早）12.5-7.5晚更新世华北海平面变化

全球气候变化可以影响水的地理大循环（既海洋—大气—陆地—海洋），从而引起海平面的升降变化。总之,加大对第四纪海面变化的研究不仅对理解第四纪环境演变有重大意义，而且可以进一步预测海平面变化的趋势及其对未来人类生存环境的影响。第五章海洋环境记录1、海水及大洋环流2、第四纪海平面变化3、海洋沉积及其气候环境记录4、厄尔尼诺现象海洋沉积及其气候环境记录1、深海生物遗存（微体化石）2、珊瑚礁3、深海氧、碳同位素指标4、深海大气粉尘记录5、SST记录（珊瑚、类脂分子等）6、孢粉7、古盐度记录8、冰筏沉积记录深海沉积特点1、海洋和周边陆地气候变化的“档案库”2、由陆源物质和生物遗存组成3、最重要的生物——浮游、底栖有孔虫4、最重要的陆源物质——大气粉尘、孢粉及冰筏沉积5、分辨率一般不高，但连续性好深海生物遗存（微体化石）1、钙质和硅质钙质——有孔虫、颗石藻、沟鞭藻硅质——放射虫、硅藻2、不同种属生活在不同深度3、生态特征与温度和盐度密切相关4、古气候信息——同位素、生态组合有孔虫：(foraminifera，英语中有时记为forams)是普遍存在的海洋生物，它们分泌由一系列房室组成的介壳，多数有孔虫具有方解石介壳。

浮游类：在水中可以控制自己的位置生活方式的不同

底栖类：生活在海底由于只有40种浮游有孔虫，所以容易确定它们各自的生物地理界线。示暖型有孔虫：“门氏圆球虫”组合（Globorotalia

menardii）

赤道水域等示冷型有孔虫：“饰带透明虫”组合（Hyalina

balthica

Schoeter）

极地水域等房室旋卷方向既可以是向左的（左旋），也可以是向右的（右旋），而一些种群房室的旋卷方向似乎与特定的温度范围有广泛的联系，所以特定种房室旋卷方向可以用来指示不同海洋区域的表面温度情况。最熟悉的例子是有孔虫厚壁新方球虫（Neogloboquadrina

pachyderma），它在冷水中是左旋的，只有在年平均温度高于9℃的海水中才变成右旋。这样，对浮游有孔虫室结构的研究使我们能够发现第四纪时期海洋表层海水的温度变化。然而，必须认识到旋卷方向并非与温度信号总是一致的

海洋沉积及其气候环境记录1、深海生物遗存（微体化石）2、珊瑚礁3、深海氧、碳同位素指标4、深海大气粉尘记录5、SST记录（珊瑚、类脂分子等）6、孢粉7、古盐度记录8、冰筏沉积记录

珊瑚礁1、珊瑚礁的定义和分类（1）珊瑚礁的定义

珊瑚礁由原地生长的珊瑚骨骼堆聚而成，发育于波浪能量较大的浅水带，由于它具有较快的生长速度和坚硬的钙质骨骼，不易被风浪击碎和夷平，加上藻类的粘结作用，使它具有很好的抗浪性，许多学者把抗浪性作为成礁的必要条件。综前人所述，可以认为，珊瑚礁是以珊瑚的骨骼为主骨架，辅以其他造礁生物、伴礁生物和粘结生物，构成一个能抵御风浪侵袭的生物堆积体。这一定义表明，珊瑚礁既具有生物的特征，受生物生长规律控制，又是一个地质体，坚固的骨路具有抵御风浪侵袭的地质属性。如果主要造礁生物是牡蛎，则称牡蛎礁，若是龙介类，便称龙介礁。在地质历史时期，有以藻类、海绵和苔藓虫等生物组成的藻礁、油绵礁和苔藓虫礁等，广义地称为生物礁。

珊瑚礁（2）礁的分类1)生物骨架礁：有造礁生物、包覆生物和被包覆的生物碎屑。2)非生物联结骨架礁或称亮晶胶结的骨架礁，即生物碎屑由亮晶方解石胶结的碳酸盐沉积体。3)叠层石礁即礁的角砾块体由叠层石组成。4)灰泥格架礁：砾块由灰泥组成，缺乏生物碎屑的礁。

珊瑚礁2、珊瑚礁发育的控制因素（1）温度、盐度和水深最适合珊瑚生长的水深是低潮线至水深25m处，这一浅水带，能进行光合作用，各种藻类大量繁殖，为珊瑚提供丰富的养分和氧气。造礁珊瑚生长的最大水深在西南太平洋，为45～50m，加勒比海为30～40m，我国西沙群岛为35～40m，海南岛沿岸仅25～30m。珊瑚生长的盐度范围为27％～48％，最佳盐度为34～36％，过咸过淡都不利珊瑚的生长发育。（2）海流、风浪和混浊度（3）藻类作用（4）礁区底质和海底地形（5）地壳运动与海面升降（6）溶蚀作用

珊瑚礁3、珊瑚记录的气候环境信息造礁珊瑚对环境变化极其敏感，其骨骼能很好地记录周围的环境信息，是研究热带海洋环境变化的极好材料。块状的造礁珊瑚能够连续生长几百年，通过数年际生长密度带的方法，能够准确建立其生长的年代序列，如winlter等(1991)建立了有700年历史的珊瑚连续生长序列。珊瑚生长过程中常常会记录下一些特征的事件，如因为核试验而在骨骼中留下核素、因为极冷年而产生极致密的条带和极小的生长率等，这又为交叉定年方法的应用创造了极好的条件，理论上使在同一地点建立连续时间更长的珊瑚生长序列成为可能。

珊瑚礁珊瑚骨骼矿成分为文石，全新世以来的珊瑚基本上未发生成岩变化，非常适合于各种年代学方法定年，如TIMSU-Th,AMS14C定年等，有利于延长珊瑚的年代序列。现代及全新世时期文石质的珊瑚骨骼又是同位素、元素示踪海水温度、盐度、同位素组分，以及浊流、径流、上升流强弱等环境要素的良好载体。研究表明，发生过成岩变化的化石珊瑚的稳定同位素也仍然能够准确记录当时的环境状况。而珊瑚生长率、骨骼密度特征等一些生长参数不受成岩作用等的影响，是永恒的环境指标。

珊瑚礁珊瑚年生长量大，块状滨珊瑚的生长率一般可达到10-20mm，枝状珊瑚的生长率则更大，适于作高分辨率的取样和分析。骨骼X射线照片又为高分辨率的取样提供了很好的模板，目前的分辨率一般为2个月或季，高者已可达到月。造礁珊瑚样品丰富。从空间上看，珊瑚礁广泛分布于整个热带太平洋和其它温暖海域，取样方便。并且取样方法和设备在不断改进，目前用美国制造的液压水下钻机不仅可以取得比较完整、连续的珊瑚岩芯，而且可以不影响珊瑚的继续生长。从时间上看，钻孔岩芯显示整个第四纪以及第三纪中新世以来热带海洋的生物礁基本上是珊瑚礁，造礁珊瑚是珊瑚礁的主要建造者。如南沙群岛永暑礁钻探的南永2井所揭示，中新世以来珊瑚礁的生物面貌同现在相似，基本上没有大的变化。化石记录表明，造礁珊瑚的地质分布从中三叠世开始，一直延续到现在。

珊瑚礁表珊瑚骨骼生长参数及骨骼示踪指标可以揭示的环境要素

珊瑚礁建立珊瑚骨骼高精度和高分辨率的温度计、重建过去环境变化是珊瑚古气候研究的重要内容之一。到目前为止，利用珊瑚骨骼建立的温度计概括起来可分为珊瑚生长率温度计、稳定同位素温度计和元素地球化学温度计3类。(l)珊瑚生长率温度计的研究起源于马廷英对珊瑚生长率的发现，并得出珊瑚生长与气候的关系是在“寒处较短，而在暖处较长”的结论。之后，国际上也有较多的报道。珊瑚生长率温度计的时间分辨率大致约为年。聂宝符等1996年报道了我国西沙群岛永兴岛和海南岛三亚珊瑚生长率与海水表层温度(SST)之间的关系，建立了珊瑚生长率温度计。

珊瑚礁

(2)稳定同位素温度计，主要是用珊瑚骨骼δ18O反映海水温度变化。珊瑚骨骼δ18O的研究源于本世纪50年代Epstein等对软体动物壳等生物碳酸岩氧同位素与温度关系的研究。1972年Weber等建立了44个珊瑚属的骨骼δ18O与海水表层温度(SST)之间的回归方程，揭开了用珊瑚骨骼δ18O研究古气候的序幕。一般海水表层温度每上升1℃，珊瑚骨骼δ18O降低0.21‰或0.22‰。迄今为止，已有的珊瑚骨骼δ18O与SST之间的经验公式超过70个，覆盖了世界上大部分珊瑚礁区。在众多用珊瑚开展环境变化的研究方法中，氧同位素δ18O的研究最受关注，也取得了很大的进展，被视为珊瑚古海洋学研究中极其重要和有效的示踪剂。珊瑚骨骼δ18O温度计的时间分辨率一般可达到季，高者可达到月，甚至周。

珊瑚礁(3)元素地球化学温度计。1992年由Beck等利用高分辨率的取样和高精度的热电离质谱仪(TIMS)的分析方法建立了新喀里多尼亚(NewCaledonia)地区的滨珊瑚Porites

lobato骨骼的Sr/Ca温度计，将元素地球化学与海水温度之间的关系研究推向了一个新的高度，并很快得到了公认和推广。之后出现了Mg/Ca,U/Ca温度计。Sr/Ca能够反映古温度，是因为海水中Sr和Ca的含量随时间变化极小，Sr和Ca在海水中的滞留时间分别为5.1X106a和1.1X106a，珊瑚能够反映105a时间尺度内Sr/Ca比值在0.45%范围内的变化，原则上可以对生长在105a时间尺度内的珊瑚进行温度重建。海水中的Mg/Ca,U/Ca也是因为能够在较长的时间内基本保持稳定，所以得以反映温度变化。元素地球化学温度计的时间分辨率一般可达到月。

同位素和元素地球化学的方法以其记录海水温度准确、精度高和时间分辨率高等特点，是目前国际上通用的方法。

南海珊瑚礁的分布与特点南海珊瑚礁星罗棋布，可分为多个珊瑚礁区(7大区域:华南大陆沿岸和离岛的岸礁、海南岛的岸礁、台湾岛的岸礁、东沙群岛岛礁和暗沙、中沙群岛的珊瑚礁、西沙群岛的岛礁和南沙群岛的岛礁)和多种类型（岸礁或裾礁、岛礁、堡礁、环礁、台礁、礁丘、礁滩等）。南海珊瑚礁分布图

南海珊瑚礁的分布与特点南海这7大珊瑚礁区各有其特点:(l)华南大陆沿岸和离岛的岸礁见于雷州半岛西南岸流沙港、东场港和窖尾湾一带，以灯楼角东西两侧最完整，长约10km，宽约500一IO00m，厚度约几米，珊瑚礁的发育时代基本上为全新世。本珊瑚礁区已报道的造礁珊瑚共25属。(2)海南岛及其离岛的岸礁与离岸礁海南岛周围岸礁断续分布，还包括离岛岸礁和离岸礁。离岛岸礁见于万宁市大洲岛、三亚市牙笼湾野猪岛、三亚港东岛和西岛等地。珊瑚礁岸线总长约200km，约占海南岛及其离岛岸线的11.5%。东岸和南岸的礁体规模大，万泉河口以北的琼海和文昌等地的岸礁连续分布长度达30km，平均宽度约4km。本珊瑚礁区已报道的造礁珊瑚共36属。

南海珊瑚礁的分布与特点

(3)台湾岛及其离岛的岸礁台湾海峡、台湾岛东面的西北太平洋和台湾岛北面的东海南部，虽位于北回归线以北，但受黑潮的影响也发育珊瑚礁。台湾岛岸礁断续分布于南、东、北岸段和离岛岸段。南岸恒春半岛岸礁规模最大，长约100km，礁坪宽度由几米至250m。本珊瑚礁区已报道的造礁珊瑚共52属。(4)东沙群岛岛礁和暗沙东沙群岛的岛礁集中在东沙环礁，环礁面积约为387km2。周围环状珊瑚礁礁坪不连续分布，礁坪宽1.6一5.0km，本珊瑚礁区已报道的造礁珊瑚共44属。(5)中沙群岛的珊瑚礁中沙群岛的主体中沙环礁是沉溺的环礁，包括26座礁滩，面积8540km2。黄岩岛是中沙群岛唯一的干出环礁。本珊瑚礁区已报道的造礁珊瑚共34属。

南海珊瑚礁的分布与特点(6)西沙群岛的岛礁有低潮干出环礁8座，干出台礁2座，沉溺岸滩l座。其中10座干出礁的礁顶面积1836.4km2。干出礁有灰沙岛29座岛屿，是南海诸岛中最多岛屿的一群。永兴岛是南海诸岛中最大的岛屿，面积为1.8km2。本珊瑚礁区己报道的造礁珊瑚共38属。(7)南沙群岛的岛礁据初步统计有低潮干出环礁43座，沉溺环礁21座，低潮干出台礁8座，大陆架礁丘4座，共117座。本珊瑚礁区已报道的造礁珊瑚共45属。晚第三纪中新世的珊瑚群具有许多与今天珊瑚群相同的属，并开始形成现代两大造礁珊瑚生物地理区:印度一太平洋区(Indo--Pacfic)和加勒比海区(Caribbean)。其中，印度一太平洋区造礁珊瑚的生长远比加勒比海区繁盛得多，数量可达80个属500余种。南海珊瑚礁位于印度一太平洋区内，是印度-太平洋区系的重要组成部分，大多数印度一太平洋区内的造礁珊瑚在南海都生长得相当繁盛。海洋沉积及其气候环境记录1、深海生物遗存（微体化石）2、珊瑚礁3、深海氧、碳同位素指标4、深海大气粉尘记录5、SST记录（珊瑚、类脂分子等）6、孢粉7、古盐度记录8、冰筏沉积记录

有孔虫氧同位素的环境指示意义自1995年Emiliani以浮游有孔虫壳体的氧同位素值来解释古海洋环境的变迁以来，海洋沉积物中的有孔虫便成为了古海洋学研究中的一个重要研究材料。有孔虫壳体的氧同位素组成除了可以指示全球冰量变化—冰期时，大量水被固结在冰盖和高山冰川里，这种以冰的形式存在的水富集16O，于是海水的18O按一定比例增加，δ18O比值也随之增加；间冰期大陆冰川大量消减，富16O的融冰水注入海洋，海水δ18O的值也随之降低，还可以反映区域性的温度、海平面升降、盐度以及表层洋流的变化等。因此，有孔虫壳体的氧同位素组成便成为了古海洋与古气候研究的重要指标，而氧同位素地层更是第四纪地层对比的非常有效的对比工具之一。主要控制因素（海洋有孔虫碳酸盐壳体的氧同位素组成）（1）、温度（局地因素）（2）、盐度（局地因素）（3）、全球冰量（全球因素）

有孔虫氧同位素的环境指示意义

有孔虫氧同位素的环境指示意义利用有孔虫的碳酸盐介壳的18O/16O值能够定量地反映全球温度变化及冰量变化的特征。其基本原理是，自然界中存在着18O、17O和16O三种同位素，其中17O的含量极小。由于同位素分馏作用，在水的蒸发过程中轻的H216O分子较之H218O分子更易于蒸发。在寒冷的冰期里，大陆冰盖扩展，大量的低18O含量的淡水被固定在冰盖中不再回归大洋，大洋中的18O含量显著增高，由于有孔虫介壳中的CO32-与大洋中的CO32-之间处在一定的平衡状态，因此介壳中的18O也相应地增高。另一方面，在有孔虫壳体的CO32-与周围海水中的氧同位素进行交换的过程中，18O进入到CO32-中的比重受温度的影响：水温升高，碳酸盐溶解度降低，浓集效应降低；水温降低，浓集效应增高。两种影响的效应是同向的，都是低温时18O/16O增大，保存在有孔虫残骸中的δ18O值是两种效应的叠加，其中前者可能比后者更显著。以现代平均大洋水中的18O/16O（SMOW）值为标准，可以计算不同时期沉积物中有孔虫残骸样品中的18O/16O（S）值与标准值的差值δ18O氧同位素表达式δ18O/1000=[(18O/16O)样－(18O/16O)标]/(18O/16O)标标准：SMOWT=16.9-4.2(δc-δw)+0.13(δc-δw)2T－温度δc－样品与标准之差δw－海水与标准之差有孔虫δ18O同温度的关系浮游有孔虫δ18O——温度控制为主底栖有孔虫δ18O——全球冰量控制为主同冰量的关系2.6Ma前后，全球冰量大增，第四纪时，在冰量大小波动的背景下，整体呈增加的趋势，表明第四纪整体上有变冷的趋势。注意：底栖有孔虫氧同位素曲线作为全球冰量变化的指标只有在两级冰盖形成后才有效。新生代海洋氧同位素记录与重大气候事件和构造事件对比因为深海沉积中底栖有孔虫的氧同位素比值主要受全球冰量控制，不同海域得到的氧同位素曲线可很好地对比，由此氧同位素曲线有年代学意义，即作为不同区域地层对比的基础。

有孔虫碳同位素的环境指示意义与氧同位素可以直接反映气候变化的性质不同，碳同位素主要反映生物活动及全球各碳贮库的相对变化。事实上由于生物活动的关系，碳同位素组成变化的影响因素较氧同位素的要复杂的多，但由于碳同位素组成可以反映不同时期生物活动的程度，即古生产力，而且生物活动与气候关系密切，因此碳同位素组成的变化也能够间接反映气候的变化。从传统的同位素地质学角度上看，碳同位素在海水固相中的质量分数关系受分配系数支配。有学者据此认为，海水中浮游生物的碳同位素和温度有关，即随着温度上升，海水中溶解CO2下降，将导致生物体中δ13C质量分数增高。然而这一见解受到了较多质疑。另有研究者认为，浮游生物的碳同位素组成与其细胞的生长速度有关，而与细胞外的溶解质量分数关系不大。当海水中营养盐质量分数升高，或光照增强等因素导致浮游植物生长变快时，其δ13C值相应变轻。Wu等人通过用沉积物捕获器按半月间隔对北东太平洋即Papa站位的颗粒有机质（即POM包括浮游植物和浮游动物）进行定期采样，并根据对样品的碳同位素分析，发现该站位POM的δ13C最重值出现在冬季，最轻值出现在夏季，从温度影响及同位素分馏角度均无法解释。于是认为，δ13C值在夏季降低和两方面因素有关，一方面夏季水温上升，光照增加，使微体浮游植物生长速度加快