大洋地層學是研究洋底地層的形成順序和相互關係，對它進行劃分、對比和年代測定的學科。屬於地層學的一部分，也是海洋地質學的基礎之一。
基本介紹
- 中文名：大洋地層學
- 外文名：無
- 研究：洋底地層的形成順序和相互關係
- 屬於：地層學
研究簡史,研究方法,岩性地層學法,生物地層學法,年代地層學法,磁性地層學法,氣候地層學法,發展,
研究簡史
在洋底發現的地層最老不過侏羅紀，因此大洋地層在時代上只限於中生代晚期和新生代。由於大洋沉積的側向相變遠不及陸地上那樣頻繁，又不可能像陸地上那樣進行詳細的剖面測量和地質製圖，因此除局部地區（如礦區）外,洋底地層一般沒有必要,也沒有可能像陸上那樣建立地方性的地層系統和給予地方性命名。由於相對陸地或淺海來說洋底的沉積比較連續，保存條件也比較優越，大洋地層學可以採用更多的研究方法，達到更高的解析度和連續性。它是當前地層學研究中最活躍、最富有前景的方面。
雖然自20世紀50年代以來，新生代浮游有孔蟲化石分帶和深海沉積岩心正、反向磁化的研究已為大洋地層的研究準備了條件，但大洋地層學作為學科的建立卻是在1968年深海鑽探計畫開始之後。70年代產生了用各種方法得出的大洋地層表和年代表；在各個洋區及其周邊地區制訂和執行了各項地層對比計畫。進入80年代以來，隨著液壓活塞取樣設備、超導磁力儀和微量同位素分析三大新技術的發展，使深海地層的解析度和年代標定的精確度大為提高，大洋地層學正在深入到綜合發展的階段。
研究方法
大洋地層學採用的方法，主要有以下5個方面：
岩性地層學法
洋底沉積物的岩性類型主要是鈣質及矽質軟泥、燧石、粘土、砂、火山灰及灰岩等幾種，不及陸地和淺海豐富，因而大洋地層主要不能依靠岩性劃分和對比（在使用地震方法分層時，仍然需要依靠岩性標誌）。但火山灰層和沉積間斷面在大洋地層的研究中具有獨特的意義。 海底火山灰層 通常海底火山灰層只在幾天或幾周內噴發形成,但分布範圍卻可達數千公里,因而是大洋地層對比很好的標誌層。對於不同的火山灰層，可以運用其顏色、厚度、層理以及火山灰顆粒的大小、分選、形狀和內部結構（如氣泡）等物理學特徵，還可用礦物成分、斑晶類型、重礦物組合和角閃石顏色等礦物學特徵，以及各種元素含量和反映石英含量與水化作用程度的火山玻璃折光率等地球化學特徵來區分。其中特別重要的是用中子活化、X 螢光和電子探針等手段測定火山灰層的痕量和微量元素的方法。如用電子探針分析幾顆火山玻璃，就可以鑑別它們屬於哪一次火山噴發的產物，從而使不成層的火山灰也具有地層意義。如分散在南大洋沉積層中的11～62微米大小的細粒火山灰可供3000公里範圍內的地層對比之用。此外，火山灰的堆積速率曲線亦可用於地層對比。研究海洋火山灰地層對比與年代測定的學科，稱為海洋火山灰年代學。
沉積間斷 深海鑽探揭示，洋底地層其實並非連續沉積，間斷、剝蝕相當廣泛。有些大的沉積間斷是追蹤地層相互關係的良好標誌。如環太平洋海區廣泛發現中新世中期的沉積間斷,沉積缺失從距今約1300萬年起,延續近百萬年。洋底的沉積間斷，與洋流沖刷等物理因素或底層水溶解作用等化學因素有關，一方面作為地層接觸面具有地層意義，另方面又是識別古海洋事件的依據。鑑別沉積間斷，可以用化石群或岩性的突變，古地磁極向的倒轉，錳結核（或微錳結核）層或粗碎屑物的大量出現，以及用X射線照相揭示層理結構的變化,甚至還可用沉積物粒度分析中偏態的變化等方法。研究地層中沉積間斷分布的學科，稱為間斷地層學。
生物地層學法
個體細小而分布廣泛的微體化石，特別是浮游微體化石的研究，是大洋地層學的基礎。目前,已建立了新生代整套大洋浮游生物地層的序列,並建立了一些門類的化石帶；中生代晚期的浮游生物化石帶也在建立中。近年來，特別重視重要屬種初次出現時間(FAD)和末次出現時間(LAD)等事件的確定，即所謂“事件地層學”。如第四紀深海沉積層中至少有各類浮游微體化石的事件35個（FAD9個，LAD23個，其他事件3個）。將這些事件用放射性或古地磁測年技術標定年齡，就可以建立以生物演化事件為基礎的地質年代序列，即所謂生物年代學。這種研究途徑可以使中、新生代各階和各化石帶界線的年齡定量化，是當前地層學發展的新方向。 浮游有孔蟲化石帶 在各類微體化石中，浮游有孔蟲在大洋地層學中最為重要，有些屬種在地層中分布短暫，如漢京蟲(Hantkenina)只見於始新世。有些屬種演化系列清楚，如中新世中期福熙圓輻蟲（Globorotalia fohsi）類的演化， 均成為地層劃分的可靠依據。自從1957年H.M.博利在特立尼達建立新生代浮游有孔蟲分帶以來，根據大洋及其周邊沉積的研究，學者們已經提出多種分帶方案，其中以W.H.布洛1969年提出的數碼編號方案中化石帶代號最為簡單，套用較廣。目前已有新生代早第三紀 P1～P22和晚第三紀至第四紀 N4～N23（N1～N3與 P20～P22重複）等 42個化石帶（見表）。法國J.西嗄爾於1977年提出了白堊紀分帶方案。浮游有孔蟲分帶是建立在低緯度地區的基礎上，高、中緯地區的建帶和化石帶的經向對比問題，尚待解決。 此外， 如圓輻蟲（Globorotalia）、普林蟲(Pullenitatina) 等浮游有孔蟲殼體旋向在剖面中的變化規律明顯,紅擬抱球蟲(Globigerinoides rubor)紅色殼體在印度洋和太平洋消失於約12萬年前，都具有地層意義。
鈣質超微化石帶 鈣質超微化石由於個體更加細小，演化十分迅速，分析過程簡單，在深海鑽探的地層工作中發揮了重大作用。其中如盤星石類 (Discoasters)只出現於第三紀，而且具有骨骼從笨重變為細弱的明顯演化趨勢，成為第三紀大洋地層劃分的重要依據。據美國W.W.海（1977）的總結，用鈣質超微化石可以分86個化石帶，其中侏羅紀21個，白堊紀19個，新生代46個。新生代的研究比較成熟，以聯邦德國E.馬丁尼1971年建立的數碼分帶方案(早第三紀NP1～NP25帶，晚第三紀以來NN1～NN21帶)套用較廣）。此類分帶均建立在屬種的初次、末次出現上。其他如某種的數量劇增， 亦可用於年代對比， 如赫胥黎艾氏石(Emiliania huxleyi)出現於距今275000年前，至85000年前其數量超過其他優勢種而在熱帶、亞熱帶居首位，可作為進一步分帶的一種標誌。
帶, 其中Ψ與Х帶界線相當於布容與松山古地磁期的界線，Ф與Г相當於松山與高斯期的界線。有古地磁年代標定的新生代放射蟲化石帶已經追溯到第12磁異常帶之下，即漸新世初。 硅藻化石帶 在高緯度海區，硅藻化石的地層意義比較重要。雖然由於研究程度的限制，目前在大洋地層上的套用不及上述諸門類來得廣泛，也缺乏世界性的對比方案，但是硅藻生物地層研究已經有重大進展。如已在北太平洋的中中新世以來的地層中分出25個硅藻化石帶；1978年美國L.H.伯克爾在早中新世至更新世初的地層中定出43個硅藻化石的時間面。此外，矽鞭藻、溝鞭藻等浮游微體生物化石，在大洋地層學研究中都有一定作用。
雲母
雲母年代地層學法
上述岩性與生物地層學方法提供的是地層形成和地質事件發生的先後順序，為測得其距今的實際年齡，需要用放射性元素蛻變或其他原理，進行年代地層學的工作。
大洋地層學中所使用的放射性測年法,主要是碳-14(14C)法、鈾系法和鉀氬法等幾種。 14C的半衰期是 5570年，因而14C法適用於 4萬年以來的地層，近來採用原子能加速器使得14C法測年只需微量的樣品，並使測定的年代範圍有所擴大。鈾系法涉及到一系列具不同半衰期的放射性元素的蛻變，分別適用於不同年齡範圍的地層，其中如230Th的半衰期為75200年，所以230Th法適用於2萬到30萬年左右的地層測年，在更新世大洋地層工作中十分重要。40K到40Ar的半衰期為130000萬年，因而鉀氬法可用於從前寒武紀到更新世的各種含鉀地層，尤以玄武岩、火山灰和海綠石礦物等為宜，是磁性地層學年代標定的主要依據，因此對大洋地層學至關重要。可惜這些年代標定是依靠陸地剖面進行的，洋底玄武岩因噴發時水壓力高造成過多的氬集結,大洋地殼層2又因海水循環而增多鉀含量，使鉀氬法因測定年齡失真而難以適用。此外，還有沉降核類法，如210Pb法適用於100年以來的海底表層沉積等。（見海洋沉積物同位素年代測定）
同時，還可以運用放射性元素裂變的物理效果而不是同位素含量來測定大洋地層的年齡，這便是裂變徑跡法，主要適用於較新地層中的火山灰、雲母等礦物；有孔蟲等殼體中胺基酸外消旋作用受時間和溫度控制，可用於4萬年至數十萬年的更新世年代測定;近來還有用電磁自旋共振法（ESR或稱EPR）測第四紀珊瑚、軟體動物或有孔蟲殼體的年齡，以及試圖將熱釋光法(TL)用於測定大洋第四紀晚期矽質微體化石的年齡。
磁性地層學法
由於地磁場倒轉的影響遍及全球而不受區域、環境等限制，對地層
的磁性測定已成為不同海區、 不同沉積相對比的好途徑。450萬年以來的吉爾伯特反向期、高斯正向期、松山反向期、布容正向期及其中的磁極倒轉事件，多年來已成為上新世和更新世海洋地層劃分對比的重要依據。目前，磁性地層學法已推廣到整個新生代，經鉀氬法測年作年代標定後，已經為各個時期和各個大洋的微體化石帶提供了具體年代數據。磁性地層學法採用“時 (Chron)”作為年代的基本單位，並對 450萬年以前年代採用數碼編號。由於地層中記錄的磁極倒轉歷史與洋底磁異常條帶相對應，現已決定用磁異常條帶的編號作為磁性地層學的年代編號。如磁性地層的第5時相當于洋底磁異常5帶，其中的正、負兩期分別添加字母N、R表示。原來的極性事件（如奧杜威事件）則改稱“亞時”（見地磁極性轉向年表）。 超導磁力儀的套用使古地磁測定的精度由原來的10-6～10-7e.m.u.提高到10-8～10-9e.m.u.,使得含99.9%CaCO3的深海沉積也可用於古地磁測定,磁性地層學法在大洋沉積中的套用範圍大為推廣，效果亦大為提高。
放射蟲類化石
放射蟲類化石氣候地層學法
運用氣候變化的記錄劃分和對比地層。大洋沉積的相對連續性及所含化石
良好的保存條件，使之成為研究古氣候的最佳史料。大洋地層中的氣候記錄，可以從古生物、穩定同位素和碳酸鹽含量等方面提取。 古生物法 運用微體化石反映大洋古氣候旋迴的方法很多,簡單的如用敏納圓輻蟲(Globorotalia menar-dii)在浮游有孔蟲化石群中的百分含量來標誌加勒比等海區第四紀的古溫度旋迴,用達氏帶環蟲〔Cycladopho-ra(Theocalyptra)davisiana〕在放射蟲化石群中的百分含量來標誌南大洋的古溫度旋迴等；而比較複雜精確的是用轉換函式法，從全化石群的屬種定量數據求取古溫度。此外,也可以用厚壁新方球蟲(Neogloboquadrina pachyderma) 等浮游有孔蟲的左旋殼與右旋殼比例等形態特徵求古氣候旋迴。
海底火山
海底火山氧同位素法 大洋地層中的古氣候記錄以穩定同位素分析最為精確。地層剖面中有孔蟲殼體氧同位素δ18O值的記錄反映了海水中氧同位素成分的變化，而後者又主要受全球冰蓋大小等古氣候因素控制，因此有孔蟲氧同位素曲線在各大洋均可對比，成為第四紀大洋地層對比最有用的手段之一。自從50年代C.埃米里亞尼對加勒比海第四紀地層作氧同位素古溫度測定以來，採用了自新
而老用數碼分期的辦法:氧同位素奇數期表示暖期,偶數期表示冷期(見圖)。 N.J.沙克爾頓從60年代末建立微量氧同位素分析方法以後，分期更加精確，如氧同位素第 5期以內又自上而下分為5a～5e等五個亞期。氧同位素曲線揭示的氣候周期性，正符合南斯拉夫M.米蘭科維奇用天文因素解釋地表溫度變化的理論，證明古氣候旋迴主要受天文周期控制，因而具有嚴格的規律性和高度的時間解析度。目前，氧同位素古氣候分期有可靠根據的至少有90萬年以來的23期，以後可望推溯到整個新生代以致白堊紀，成為測定地質時期里時間間距的“音叉”。 碳酸鹽含量分析 由於洋底碳酸鹽補償深度受古氣候旋迴影響，深海地層中的碳酸鹽含量也呈現出和古氣候相應的周期性變化。在大西洋海區，碳酸鹽含量曲線和氧同位素古溫度曲線十分一致，同樣是地層對比的可靠根據。隨著碳酸鹽溶解作用的加強，深海沉積物中有孔蟲殼體破碎而使沉積物中“粗粒物”（主要為浮游有孔蟲殼）減少，因此深海沉積物中“粗粒物”的百分含量曲線和碳酸鹽含量曲線一樣可用於氣候地層的研究。
深海鑽探
深海鑽探