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第四章 海洋环境记录 第一节 海水及海洋特征 一、海洋分布与海底地形 海洋不仅覆盖着地球表面的71％，地球生物圈的绝大部分生物也生活在海洋之中，因此，有必要搞清楚海洋内部的相互作用以及海洋对我们地球气候的影响。地球三分之二的陆地（67％）位于北半球，但在北半球海洋面积仍占61％，而在南半球海洋则占据了81％，因而，南半球常被称为“海洋半球”，而与此相对北半球则被称为“大陆半球”。在古气候和古环境研究中需要考虑这种海陆不对称的影响。地球上主要海洋有太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋。 海洋水覆盖着的海底地形极不规则，既有窄而坡度平缓的大陆架，也有深而狭长的海沟，有的海沟深度超过10km。四分之三的海洋（77％）海水深度超过3km，所以，我们必须考察深海洋流对全球气候的影响。全球三分之一体积的海水温度为12℃，因此，弄清这种冷水团对全球温度的影响也是很重要的。在我们试图评价海洋对全球变化也许会有或已经有过何种影响以前，我们必须知道海洋在第四纪期间发生过什么样的变化，这些就是本章所涉及的内容。 二、洋流 海水是咸的，因为它含有溶解了的可溶盐溶质。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。钠和氯是海水中最主要的两种离子，因为它们是风化物中最易溶的成分。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。了解这一点是很重要的，虽然盐度的变化范围也许很小，但当我们考虑海水密度时，盐度起很大的作用。表层海水的盐度变化范围从南极洲威德尔（Weddell）海的33.5‰到北大西洋的37.5‰，后者的盐度增加是强烈蒸发的结果，而威德尔海则是冰雪融水冲淡的影响。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。在海水中还溶解有几种气体，它们的含量会影响海洋中的生物活动，这些气体有氧、二氧化碳和氮。它们的重要性将在后面讨论。前面已提到，三分之一的温度是12℃。这种水体密度相当大，当它们的盐度很高时尤其是这样。海洋中密度很大的水团的形成可以通过表层水冷却或水分蒸发，也可能两者兼而有之。因此，表层冷水一定产生于极地附近。这就解释了为什么北大西洋深层流（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4-1），正是在这一扩散水团中，生物活动最活跃。 在深层冷团之上是一系列中层水团如南极中层流（AAIW，图4-1）。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12km处，温度通常为24℃，盐度低于AABW。 图4-1 南极海水流动模式（J.Williams,1997） “上层水团”更具区域性，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，形成混合表层，并位于所谓“温跃层”的上面，这一层水随深度增,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，如在亚热带辐合带，热水下沉使温跃层位置偏低，上层水的厚度就较大。 无论如何，由于水的密度受温度和盐度控制，一些很冷的水（低于0℃）虽然盐度比海水平均值要低，但仅仅其温度低也足以使它们下沉到海洋深处。所以，几种密度不同的水团会在海洋中成层出现。这些不同水团不仅密度不同，而且还有对海洋物理、化学过程以及生物活动有很重要影响的其它不同特点。 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。 海洋里储存的CO2比大气圈和生物圈总和多50倍，在海洋中CO2或是溶解在水里或是被生物体用来生成CaCO3骨骼（C和O是构成生物骨架的元素）而储存起来，这对于理解CO2通量与全球变化的关系是至关重要的。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。 第二节 海洋微体化石及氧同位素 一、 海洋微体化石气候环境记录 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。有孔虫有两类，区别在于它们不同的生活方式。一类被称为浮游类，因为这一类有孔虫在水中可以控制自己的位置。虽然多数个体产生于水面附近，但在其生命周期中上下迁徙，有时达好几百米。另一类有孔虫是底栖的，它们生活在海底，有时在海底沉积物最上层几厘米当中。大量底栖有孔虫具有用海底上的碎片粘结而成的介壳，因此它们不同于具有钙质介壳的另一类底栖有孔虫。在浮游有孔虫的生态学方面已获得大量信息，特别是有关它们在现代海洋中的分布情况。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。 对海底生物遗体化石的研究可以极地好阐明第四纪海洋表面水体的特征，这些生物物种大多数生活在整个第四纪时期。一些种类的浮游有孔虫特征由个体发育过程中所形成的房室旋卷方向所确定。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。 一些作者已试图将有孔虫的大小、形状、表面结构和其它形态特征与特定的温度范围和／或地理分带联系起来。所有这些特征也许和每一个有孔虫个体分泌介壳的能力有关，也就是说某些种类有孔虫在特定的最适宜温度下更容易形成结晶，或者与这些种对海水密度变化的适应能力有关（密度受盐度和温度控制）。有孔虫介壳的钙化速度和化学成分也受温度控制。 底栖有孔虫形态反映它的生活方式。细长、锥形的有孔虫常是穴居的（内生群落），而扁平而宽的种类生活在表面（表生群落），对于底栖有孔虫形态和种属差异的可以提供有孔虫生活区之上海洋表面的生物产率信息，因为如果有源源不断的大量有机物供应可以影响有孔虫的种类数目和生长速率，现在似乎有可能将内生群落和表生群落的比率与海度表面与内部的各种现象之间的相互作用联系起来。 二、 海洋氧同位素气候环境记录 借助于氧和碳稳定同位素组分的研究，已经成功地将有孔虫应用于古海洋学研究。应用有孔虫稳定同位素的原理是当介壳形成时被生物体所吸收的两种氧的同位素16O和18O之间的比率受控于温度和其周围海水的同位素组成。利用后两个变量之间的关系，有孔虫的同位素组成可以用来重建古温度，氧同位素差异（δ18O）的公式是 缺公式 δ18O的单位是千分数（‰）。用于有孔虫的标准通常是PDB，它来自美国北卡罗来纳州白垩系皮狄组（Pee Dee ation）的拟箭石。标准平均海水（SMOW, Standard Mean Ocean Water）是现代水的氧同位素标准，它的值为零（0℃）。 分馏作用发生在我们所感兴趣的两种氧同位素之间。在水蒸发时含较轻的同位素16O的水（H216O）首先气化逃逸，于是雨水的同位素比它来源区的海水轻（。 在冰期，海平面下降约120m，许多水被固定在冰盖和高山冰川里（见第三章）。这种以冰形式存在的水是富集同位素16O的，于是海水的18O得以按一定比例增加。在浮游有孔虫碳酸盐介壳化石中δ18O值发生大约0.11‰的改变即代表海平面有10m的变化，对此不同的作者有不同的估计。由于冰期海水同位素组分比较偏重一些，所以冰期海水的氧同位素组分和现在相比大约相差1.20‰。对于取自第四系岩芯的有孔虫作同位素组分测定，得到同位素组分曲线反映了海水的同位素组分和温度变化。许多研究者选择热带区的岩芯进行研究，因为他们认为在热带区冰期和间冰期时温度改变很小。热带地区的同位素组分变化记录几乎全部被解释为全球冰量和由此引起的海平面变化的影响。海平面变化总幅度达到约120m，相当于同位素改变1.20‰。然而，在海洋的其它区域，有孔虫同位素组分在岩芯中的变化取决于温度和冰量两者的变化。不过，几乎在海洋的任何地方的岩芯中所得到冰期和间冰期之间的变化幅度，都足以使我们能利用不同地点、不同岩芯之间的对比，来确定不同时间的变化格局。 如果认真分析一个跨越整个第四纪的足够长的记录，就会发现浮游有孔虫的同位素组分波动具有某种明显的周期性。图4-2a表明了大约125ka重复出现一次的周期模式。在取自赤道西太平洋的V28-238孔岩芯中（Shackleton Opdyke,1973），沉积物很紧密，岩芯的上部看起来比下部相同沉积时段的要厚。同一岩芯中底栖和浮游有孔虫同位素组分间的差异可以用来确定海水表面温度以及底层水和表层水δ18O值的微小差异（Birchfield,1987）（图4-2）。现在，关于如何解释这些差异还有不同意见，因为在冰期时深部海水的同位素组成还不能确切知道。我们也不知道有多少底层水（这种底层水同位素组成与表层水稍有不同）与表层水相混合而引起表层水的同位素值改变（Shackleton,1987）。 在氧同位素研究中还存在一些其它的问题，因为还有影响有孔虫同位素组成的其它一些因素，必须对同位素数据进行校准。比如说，必须确定不同的种属中两种氧同位素间的分馏特征，此外，还要确定有孔虫大小对同位素分馏的影响，因为在同样条件海水中生长的不同大小的有孔虫具有明显不同的同位素特征（Vincent Berger,1988）。与另一些明显偏离预期的同位素值的有孔虫相比，有些种与海水接按同位素平衡，于是它们记录下两种同位素某一种的富集。此外，有些浮游有孔虫种属可以生活在各种不同水深的环境中（不同水深处温度可能很不相同，但水的同位素组成变化很小），这样，一个样品的不同腔室可能具有不同的同位素值。有一些证据表明，正是钙化的控制了有孔虫中的氧同位素分馏，如果这种看法是正确的话，这也许解释不同大小的有孔虫它们的同位素值也不同。 图4-2 西赤道太平洋V28-238孔δ18O曲线（Birchfield,1987） 有孔虫的生活方式也能影响它们介壳的同位素组成。为了配子发生得以实现，一些有孔虫会增生额外的方解石层，这些层与周围的水体通常是处于同位素平衡的。而那里的水体处在与表面很不相同的温度下（配子发生期系指配子被释放的时期，这时候有孔虫移居到比较深的水中，此后不久有孔虫死亡并沉到海底）。在解释有孔虫的同位素特征前，我们需要更多了解这些有孔虫的生活方式。 所谓同位素地层学，是为取自世界海洋任何地区的岩芯提供基本的年代对比的基础（Jansen,1989）。举例来说，岩芯中δ18O值的最后一次大的变化，表现为16O的富集，通常被解释为大约20 ka B.P. 以后冰盖消融后融冰进入海洋的结果。这种变化通常指同位素阶段1和阶段2间的突变。岩芯中同样明显的δ18O值的突变出现在同位素阶段5和阶段6之间。这种周期性的变化现在在所有深海岩芯中都可以见到，它们与天文周期有关的看法也已被接受，后者控制着地球相对于太阳的位置、地轴的倾斜和地球绕轴的进动。这些周期的重要性和它们的变幅大小在几个海洋岩芯中都可以看得出来，已识别出三个稳定出现的主要周期，它们分别为100ka、41ka和23／19ka（McIntyre,1989）。这些周期与天文驱动因子符合得非常好，但更重要的还在于认识了这种驱动作用的影响在不同纬度是不同的。比如说，41ka周期在高纬度地区影响最明显，相比之下，19ka周期在中纬度到低纬度地区影响更普遍。41ka周期是冰川区域变化的影响在整个第四纪并不总是一样的。例如，一般认为100ka的周期仅在更新世大约最近0.65ka以来具有主导地位，然而41ka的周期在时间跨度为2.52.7Ma万年的整个松山期均具有明显影响。这些周期已主要从有孔虫的同位素组分变化和海洋岩芯中CaCO3总量的变化中解译出来。 碳同位素（13C，12C）通常连同氧同位素一起分析，它被用来获得浮游生物所利用的有机物来源的信息，这是由于海洋与陆源有机物在碳同位素比值方面有很大差异。关于温度是否导致两种碳同位素在钙质的浮游微生物中分馏还有争论。此外，在海洋，可能更多的是在海底沉积物中生成的甲烷也会改变碳同位素比率。 有孔虫中氧同位素记录与全球事件已找到某种联系，但迄今还没找到碳同位素与全球事件的联系。另一方面，碳同位素的改变被用于推断海洋表面浮游生物繁殖情况的大的改变，以及初始生产率（导致大量CaCO3沉淀）和陆源淡水供给量的变化。比如说，我们发现更新世晚期在墨西哥湾有一次碳同位素改变，被解释成是由密西西比河带来的融冰水突然注入海湾造成的（Broecker et al., 1989）。 氮同位素（15N，14N）也与碳同位素一起被用来确定深海岩芯有机物的来源。海洋表面的高密度的富含养分的上升冷水流的存在与否可以根据生活在表层水中的生物，如有孔虫和超微浮游生物的碳氮同位素特征来判别。 第三节 第四纪海平面变化 一、 海平面变化 第四纪时期海平面的波动有全球一致性。现今的海洋相互之间都是连通的，因此海平面的任何波动必然会通过世界各处的海洋传递，而在任何地方都能感觉到。这确实是一种普遍性规律，当然还有一些更复杂的作用影响着海平面的状况，使得全球性海平面波动并不如我们预想的那么有规律。海的表面是一个“势能面”，在不受暂时的风力与海流干扰时，相对于局部地点的净重力场是水平的，然而，任何一点的局部重力场主要是由地球自身产生的，它会由于当地水深和附近岩体性质或冰盖的存在而改变，结果海平面实际上成为相当复杂的一个面，外形也是七高八低十分奇特的，有些地方高出来，如北大西洋，而有的地方低下去，如赤道印度洋，其最大高差可达约200m。这个三维不平表面被称作“大地水准面”，它非常类似于一个“椭球”，人们经常用这种几何形状规则的椭球来表示固体地球的形状。这个地球椭圆是一个椭扁率约三百分之一、或半径差约40km的球体，因此全球海平面波动实际上是大地水准面的细节变化，在任意一点上的变化幅度，部分决定于它在水准面上所处的位置，究竟是处在相对高处，还是相对低处，这决定于后面将要讨论的各点。 陆地上的融冰水进入海洋，或因全球变冷而把部分海水带走变成陆冰，都会造成全球范围的海平面波动，这在陆地边缘便表现为海进与海退。每次海盆中水量改变所造成的海平面变化，称之为“水动型海平面升降”。海平面升高或降低的量在各处并不完全相等，因为水体分布的变化同时改变了局部重力场，进而引起了大地水准面的重新调整。过去海平面变化在大陆边缘留下的记录，在很大程度上由于陆地的构造运动而变得模糊不清。我们测量海平面变化，是看海陆交界线的高程，那么海平面的明显降低实际上既可以是由于陆地的抬升而引起的，也可以由海平面的下降而产生。陆地高程改变的一个最常见的原因是“均衡性”调整，这是由地壳负载的改变而产生的，是由地壳由下面高粘滞性的可变形地幔所支撑这一事实所造成的结果。地壳上负载的增加导致缓慢下沉，负载的减少导致类似的缓慢“均衡”反弹或回复。这个问题尤其与第四纪海平面变化有关，由于陆地冰体的增长和消融，及由此产生的大陆的冰体负载变化导致均衡下沉或抬升，因此，古老海岸线的证据和其它海滨标志不可避免地发生移动，常常需要特别精心地研究这种被扰乱的海平面变化记录。 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。 二、 海平面波动的原因 海洋的绝对海平面可由许多不同过程引起变化，所有这些过程当然也都影响着相对海平面。 1、构造型海平面升降 最大的海平面波动是由海盆本身的体积或容量改变而引起的。导致这种变化的主要因素是沿跨越全球的大洋中脊系统的构造活动。沿这些中脊的火山活动造成洋壳的变暖和年轻化，因此这些岩石均衡上升，海底扩张促使新的岩石物质以每年数厘米的速度向两侧移动离开中脊，随着各种移动的发生，缓慢的冷却又导致海底的下沉。因此洋中脊的宽阔横断面是由热力均衡过程控制的。 海底扩张速度的加快，反映了洋中脊系统热能传递的上升，在横断面上，组成新洋壳的岩石移动离开中脊的速度加快，因此在较大距离上保持均衡上升，改变了大洋中脊系统的形态和尺度，如果中脊系统上占据了海盆中较大的体积，海平面必然因此而上升。同样道理，如海底扩张减慢，大洋中脊变窄，占据较小的洋盆体积，海平面就下降。这种大洋中脊体积变化能够引起海平面升降变化的最大的幅度大约500m，这种波动也是最慢的，通常在数千万年时间尺度上出现。因此，第四纪海平面波动肯定是我们将简要讨论的其它原因有关。 与第四纪海平面变化呈明显对照的是白垩纪的主要海进是刚才介绍的海底快速扩张造成的，属于“构造型海平面升降”导致的海进（相对海平面和绝对海平都有上升），在澳大利亚白垩纪的沉积物广泛分布，构成自流地下水系统的重要蓄水层。白垩纪发生的构造型海平面升降造成的海平面抬升幅度据称达350m左右（Momer,1987）。 2、冰川型海平面升降 陆冰的增长与消融是海平面变化的第二个主要原因，也是第四纪时期海平面变化的主导因素。洋面的蒸发主要发生在温暖低纬度地区，但当大量的水在全球范围以陆冰储存时会导致海平面的下降。随冰期环境的发展，海平面缓慢下降（大约平均1m/ka，但在冰层快速生长的短暂时期内可达5m/ka）。在末次冰期最盛期时海平面下降的量达到最大，比现在海平面底120150m。由于冰期“终结”较为迅速，海平面在1020ka内恢复到冰期前的水平，相当于以510m/ka的平均速率上升。 这些“冰川型海平面升降”，其波动伴随着海盆与大陆之间物质（主要是水量）的重新分配。当大陆负载冰时，大陆下沉，洋盆由于一部分负载减少，洋壳上升；间冰期卸荷导致陆地的均衡抬升和海底下沉。这里我们看到在恢复海平面变化时遇到的一些复杂问题负载冰的大陆面积远比海盆面积要小，冰仅仅出现在大陆的最北和最南部分地区（或其它高海拔地区），因此，大陆下沉或升高的量肯定比洋壳运动的量大，进而在下沉与抬升过程中，地壳物质就必然会使下伏的相当粘滞的地幔发生移动。由于垂直运动量的不同以及大陆下地幔具有与洋壳下地幔不同的热学性质，大陆下沉或抬升的时间尺度可能不同于洋壳。因此留在陆地上的海平面遗迹就是以不同速率发生的许多作用过程形成的一堆复杂的综合记录。 3、地幔物质运移与补偿运动 洋壳与陆壳下地幔的性质不同，促使我们考虑第三种影响相对海平面变化的有关过程。大陆与海盆的所有沉降和抬升都导致地幔中物质运移而引起补偿运动，就是游泳池的水中放入一块木头漂浮在上面时水肯定会流动或重新分布，而产生移动一样。陆冰生长和消融，产生的下沉与上升由于发生得太快，以致地幔的粘滞流动不能同步跟上，因此，负载冰的大陆下沉引起地幔产生形变，这种扰动靠粘滞流缓慢地转移。由于地球基本为球形，一个地方地壳的受压变形会导致周围地带的上升变形（这被称作前缘隆起），因此，地幔变形是很复杂的。这种扰动像波纹一样在地球上传播，甚至影响到很远的无冰地区。地幔形态的变化在冰或水体负载稳定后继续出现在一定距离的范围内，因此，海平面波动的年代也不是在野外证据中能清楚看出的。由冰体负载产生的前缘隆起的位置，如面临北海的荷兰和其它芬诺斯堪的亚（Fennoscandian）冰盖前缘隆起的地区，受劳伦冰盖影响的美国东海岸，在间冰期随冰川前缘隆起区的下沉，经历了一次很大而广泛的相对海平面上升。同时，冰退以后的陆地经历了海平面的相对下降，这是由于冰负载消失出现相应的均衡上升。当然，在第四纪期间有多个前缘隆起，南极洲因冰盖增大，地壳下沉，在冰盖周围所产生的前缘隆起也是其中之一。全球表面上多个前缘隆起下沉的相互作用，必然会对世界范围的各研究地点揭示的海平面历史产生很不相同的影响。这里描述的这种均衡影响的幅度是相当大的末次冰期后，据估计北海前缘隆起的消失，使其影响范围内海岸下降了约170m；下移的海岸线特征连续出现在现代岸线的靠海一侧。斯堪得纳维亚覆冰区的均衡抬升留下的岸线位于现在海岸以上达300m；该抬升仍在以每年高达9mm的速度继续着。 4、水文均衡 这里必须提及影响相对海平面变化的最后一个因素是“水文均衡”。海侵导致额外的水体出现在冰期露出水面的大陆架之上。大陆架之下是比地幔物质更刚性（具弹性而不具粘滞性）的大陆地壳，陆壳在负载改变时发生屈曲。这种屈曲会导致沿大陆边缘相对海平面的一种微小变化，量级约为几米。很清楚，屈曲的量与各大陆边缘下伏岩石的刚性程度有关，也与加在大陆架之上水的负载量（这主要取决于大陆架的宽度）有关。这些参数的地理变化再次表明，在野外不可能看到世界范围内不同地点有相同的海平面。 三、 第四纪海平面变化 1．海平面变化 巴布亚新几内亚的休恩（Huon）半岛地区的现代海岸线以上阶梯状排列的一系列珊瑚礁化石提供了海平面变化记录（图4-3）。这个地区位于前移中的太平洋和印度－澳大利亚板块之间的碰撞地带，不断地受着持续的构造运动影响，其结果是以断裂为界的地块以平均每年0.53mm的速度稳定上升（沿海岸呈有规律的变化）。该地的抬升与进行中的板块构造运动过程有关，因此在第四纪晚期并未出现广泛的海平面波动。 图4-3休恩（Huon）半岛珊瑚礁阶地第四纪海平面变化和氧同位素记录（J.Williams,1997） 在6S附近的休恩半岛现在的海岸线上生长着珊瑚裙礁。然而它们生长并不茂盛，因为珊瑚礁群不断地抬升并暴露在海平面上。设想冰期结束时的情况融冰水返回海盆，产生全球范围的海进。海平面以每年几毫米的速度上升，与休恩半岛不断进行的构造抬升速度相当，珊瑚才能够生长成更大的礁体，最后海平面稳定使环境条件回复到现在的情况，珊瑚礁化石阶梯状台地最高可超过700m，代表了冰期终结后的序列，每个礁的顶面记录了冰后期海进高峰期时代。海平面下降对珊瑚生长特别不利，休恩半岛地区没有提供冰期海平面最低时的高程的记录。 为从这些珊瑚礁中提取海平面变化的历史，可用它们现在的海拔高度减去稳定抬升的部,差值即珊瑚生成时期的海平面变化幅度。确定残存的珊瑚时代可以建立一个完整的年代序列。 该记录告诉了我们这个地区什么样的海平面变化历史呢 主要的珊瑚礁复合体是8.2ka B.P.和118 138 ka B.P.时段快速上升（上升速度高达8mm/a）时的海洋中生成的，这表现了冰后期佛兰德（Flandrian）和更早的桑加蒙期时的海进。末次间冰期海平面位于现在海平面以上约6m处。从末次间冰期的高海平面以后，海平面趋向下降，但伴有一系列短暂的暖期（间冰段），这时小礁体生长。它们的年龄和相对海平面高度是107 ka B.P.-12m、85 ka B.P.-19m、60 ka B.P.-28m、49 ka B.P.-32m、45 ka B.P.-38m和40 ka B.P.-42m。在8020 ka B.P.时期的海平面下降序列完整再现了第四纪最后一次主要的冰期（美国的威斯康星和欧洲的鱼木冰期）的海平面变化。在休恩半岛记录的间冰期高海平面比现在海平面低1242m的事实证明在整个时期有大量陆冰存在（并在不断增长）。 2．全新世海进 末次冰期结束时将大量的水带入海盆。冰融化的速度各处是不相同的，在加拿大东北部，冰盖至少持续到7 ka B.P.，而在欧洲西北部冰盖完全融化要早1.53.5ka。据估计南极洲冰盖体积的减少造成了25m的海进，而大量的水是由劳伦冰盖的冰融化产生的。 对全新世珊瑚礁体的详细地层学和定年研究表明，在佛兰德期时休恩半岛海岸地区的海平面上升在大约910 ka B.P.时速度最快。 同一海进也影响着全世界的海岸地区，但各地的全新世海平面记录存在着很大的差异。海平面变化有些是当地构造运动的结果，有的则是因水文均衡变化的结果，也有的差异因定年问题所致。 第四节 厄尔尼诺现象 什么是“厄尔尼诺”现象 “厄尔尼诺”是一种早已为人们发现但并未完全认识的气候现象。它产生于气象学上的“吸力效果”，即东太平洋水温的升高把太平洋上空的雨云向东吸引，致使东南亚丰富的降雨移至南美，引起太平洋洋流变化和海水升温，并导致全球干旱和恶劣天气。 “厄尔尼诺”是讲西班牙语的南美渔民给这种天气和海洋的异常现象所起的名字。“厄尔尼诺”现象的发现已有100余年的记载，最早发现是在南美沿岸的秘鲁、智利海域、海水表面温度异常，温度上升，雨量增加，这种冷暖生态的平衡现象，影响了当地的植物生长。由于这种现象发生在圣诞节前后，被当地渔民称之为“厄尔尼诺”，在西班牙语中意为“圣婴”现象。 世界气象组织统计的数据显示，1997“厄尔尼诺”现象又复出。从1997年3月开始，西太平洋温度异常升高，至8月份，热带地区的海面温度增高9度，超过了19821983年，创历史最高记录。根据科学数据测算，海水表面温度升高2度就是“厄尔尼诺”现象。1997年“厄尔尼诺”现象的洋流从赤道南南太平洋流动，洋流一股沿赤道从东向西，由于地球自转，常出现偏角，影响范围长度达1万公里，南北宽2000公里。专家统计，这次的“厄尔尼诺”现象将一直持续到1998年初。 “厄尔尼诺”现象已引起世界各国的广泛关注。人类正在加紧防范“厄尔尼诺”。由于科技的发展和世界各国的重视，科学家们对“厄尔尼诺”现象通过采取一系列预测模型、海洋观测和卫星侦察、海洋大气耦合等科研活动，深化了对这种气候异常现象的认识。 第四章 思考题 1.利用有孔虫稳定氧同位素研究海洋古温度变化的原理、意义。 2.冰期、间冰期海洋氧同位素变化原理。 3造成.海平面波动的四项主要原因。 4. “厄尔尼诺”现象。 51