大洋地层学

　　大洋地层学（汉语拼音：Dayang Dicengxue；英语：Oceanic Stratigraphy），研究大洋沉积物的形成顺序、层序划分、对比和年代测定，为大洋演化历史提供地层学证据的学科。地层学的一部分，也是海洋地质学新兴学科——古海洋学的基础之一。

　　现有大洋的沉积物成分以钙质软泥、硅质软泥和深海黏土为主。它们是大洋地层学的主要研究对象。这些沉积物的地质年龄一般限于中生代晚期至新生代，沿洋中脊呈带状分布，距中脊越远年龄越老，是洋底扩张说的重要佐证。较老的侏罗纪–白垩纪地层主要见于西北太平洋、印度洋西北侧和北大西洋的东西两侧。

　　相对于陆地或浅海沉积来说，洋底沉积比较连续，保存条件也好，因而能提供较高的层序分辨率和连续性，所以自从1968年深海钻探计划(DSDP)实施以来，大洋地层学发展迅速，其主要成果之一的大洋地层年代表也不断得到修正与完善。特别是20世纪80年代以来，伴随着大洋钻探计划(ODP)及其他深海研究项目的开展，以及液压活塞取样、超导磁力仪和微量同位素分析三大技术的诞生与应用，大洋地层学更趋成熟，为海洋地质调查和海洋石油勘探奠定了重要基础。

　　大洋地层学研究方法主要有岩性地层学法、层序地层学法、生物地层学法、年代地层学法、磁性地层学法和同位素地层学法等。通过这些方法使大洋地层表得到修正和完善。

　　岩性地层学法　主要根据沉积物的物理性质来划分层序，包括沉积物类型、颗粒大小、颜色、孔隙度、碳酸盐与非碳酸盐含量、堆积速率、层厚以及分布范围。一些特征标志层，如海底火山灰层、陨石层、燧石层、特色黏土层等，往往可以作大区域地层对比的标志层。有些海底火山灰层分布可达数千千米。对它们进行基本岩性分类之后，利用中子活化、X荧光、电子探针等仪器测量其矿物组合和微量元素特征，就可探讨层与层之间的相互关系，比如它们属于哪次火山喷发的产物。陨石层也是很好的标志层，如布容初期近78万年的微陨石层，在印度–西太平洋地区都有广泛分布。类似的微陨石层也常见于晚始新世和白垩纪–第三纪交界的地层中，表明陨石袭击地球的大型天体事件。

　　层序地层学法　主要根据地震剖面在不同层位的反射信号记录来划分地层。自20世纪70年代创立以来广泛应用于大陆架与浅海地区。因为强调了不同时间界面内海平面变化对沉积物及其层序形成的影响，层序地层学能更客观地反映研究区内沉积地质作用的宏观历史。地震剖面上的许多强反射面往往与沉积间断面相吻合，构成层序地层学的基础。深海区的沉积间断多为溶解作用或海底洋流冲刷的结果，已记录的大型沉积间断常见于晚中新世、中中新世晚期与渐新世中期（图1）。判别沉积间断的确实时间常常依靠生物地层或其他测年方法。

　　生物地层学法　微体化石个体细小且分布广泛，早在20世纪50年代就被运用于海底地层划分。最常用的门类主要是浮游型微体化石群，包括有孔虫、钙质超微、放射虫、硅藻、沟鞭藻等化石。生物地层表是以生物演化的一些不可逆事件，如初现面（FAD）和末现面（LAD）等为基础，按不同生物种类组合（化石带）建立起来的。一般在低纬度地区化石群演化比较迅速，事件较多，可鉴别的化石较完整，所以可用“标准化石带”进行地层对比（图1）；在中高纬度地区，由于化石种类有异，分异度较低，常需用不同生物事件与化石带或者冷水生物如硅藻来划分地层。据统计，浮游有孔虫在白垩纪可分28化石带，新生代可分43带（P1～P22, N4～N23）；钙质超微在侏罗纪可分为21带，白垩纪分26带，新生代分46带（NP1～NP25, NN1～NN21）；放射虫在白垩纪可分9带，新生代分39带（RP1～RP22, RN1～RN17）；沟鞭藻在白垩纪可分9带，新生代分10带；硅藻在新生代分36带；硅鞭藻在新生代分15带。近年来的研究重点是利用放射性测年、古地磁测年、同位素地层测年等方法，来标定常见生物化石事件的绝对年龄，不断修正生物地层年代表，以求进行更精确的远距离地层对比。

　　年代地层学法　主要是利用放射性元素蜕变或裂变与其他原理，对洋底特征沉积物进行定量测年，常见的有碳–14法、铀系法、钾氩法等。碳–14的半衰期为5,730年，因而该法适用于4万年以来的含碳地层。其测量结果必须经过计算，除去误差，方能还原为较准确的年龄。铀系法适用于250万～500万年以来的含珊瑚地层。钾氩法因从40K到40Ar的半衰期为119百万年，可用于从前寒武纪至新生代的各种含钾地层，尤以玄武岩、火山灰以及海绿石矿物等为宜，是标定磁性地层学年代的主要依据。同时，有孔虫等壳体中氨基酸外消旋作用因受时间和温度控制，可适用于10万～50万年以来的地层测定。电磁自旋共振法（ESR）可测1百万年以来的珊瑚等壳体。热释光法（TL）测量10万～50万年以来的硅质化石与石英颗粒的年龄。这些常用的测年法多限于第四纪地层，其误差可达10％～20%，所以测量结果也常需其他的方法（如氧同位素）加以检验。钾氩法可测较老的火山岩，但因为岩浆喷发会引发氩集结，加上大洋壳层又因海水循环而增多钾含量，故该法较难直接应用于深海钙质或硅质沉积。

　　磁性地层学法　主要根据地球磁极倒转事件来测定地层年代。因为磁场倒转的影响是全球性的，所以对地层的磁性测定可用作不同海区和不同沉积相对比依据。比如500万年以来的吉尔伯特反向期、高斯正向期、松山反向期、布容正向期及其中的极性事件，多年来一直是上新世至更新世海洋地层划分对比的重要依据。最新的钾氩法测年结果表明，吉尔伯特期与高斯期交界年龄为358万年，高斯与松山交界为258万年，松山与布容交界为78万年。地层磁性期与洋底磁异常条带是相对应的，都以统一的数码进行编号，并以“时（chron或C）”作为年代的基本单位，以字母N、R分别表示正、负极性期。新生代包括C1～C29N，晚白垩世包括C29R～C34和M1～M35。但近陆缘区的深海沉积常有磁性信号叠加作用，即便是灵敏度很高的超导磁力仪有时也难以得到预期的测量结果。近年来古地磁强度的测定，为高分辨率地层对比提供了新的途径。

　　同位素地层学法　主要根据有孔虫壳体中稳定同位素（氧同位素，δ18O）的变化规律进行地层划分与对比。δ18O值直接反映冰盖消长和海水古温度，其曲线在各大洋新生代地层中均可对比，是当前中小尺度大洋地层最精确的划分手段。δ18O分期（MIS）采用自新至老的数码方法，以奇数期表示气候暖期或间冰期，偶数期表示气候冷期或冰期。在270万年以来共分104期，270万～600万年可分为114期。氧同位素揭示的气候周期性，为米兰科维奇的天文因素控制地球气候变化的理论提供了有力的证据，也为地质年代提供了天文标尺。中新世以来的国际层型剖面已经逐渐采用天文周期标定，并向更早的地质时期推进。晚新生代δ18O曲线的天文调谐，既可增高地层对比的准确性，也有助于判断气候演变中不同轨道参数（地球偏心率的10万与40万年周期，地轴斜率的4.1万年周期，或岁差1.9万年与2.3万年周期）的影响。海洋碳酸盐骨骼中的锶同位素87Sr/86Sr比值，反映大洋水中锶同位素值在地质年代中的演化，尤其在新近纪以来迅速上升，也可用于大洋沉积物测年。

　　其他方法　深海沉积物中碳酸盐百分含量对比地层方法，后来又改进为使用粗颗粒百分比等方法。此类碳酸盐地层学的方法使用方便，但由于影响因素较多，应用受到一定的限制。近年来大洋钻探采用岩石物理性质对比地层，发展了测量岩心的磁化率、颜色反射率、γ射线衰减孔隙率(GRAPE)等方法，为高分辨率和高效率地层对比开创了新途径，不过也只适用于较小的海区范围。

　　在实践中，通常综合使用多种地层学方法，以增强对大洋地层划分与对比的准确性。