标题：大洋地层学
研究简史
在洋底发现的地层最老不过侏罗纪，因此大洋地层在时代上只限于中生代晚期和新生代。由于大洋沉积的侧向相变远不及陆地上那样频繁，又不可能像陆地上那样进行详细的剖面测量和地质制图，因此除局部地区（如矿区）外,洋底地层一般没有必要,也没有可能像陆上那样建立地方性的地层系统和给予地方性命名。由于相对陆地或浅海来说洋底的沉积比较连续，保存条件也比较优越，大洋地层学可以采用更多的研究方法，达到更高的分辨率和连续性。它是当前地层学研究中最活跃、最富有前景的方面。 
虽然自20世纪50年代以来，新生代浮游有孔虫化石分带和深海沉积岩心正、反向磁化的研究已为大洋地层的研究准备了条件，但大洋地层学作为学科的建立却是在1968年深海钻探计划开始之后。70年代产生了用各种方法得出的大洋地层表和年代表；在各个洋区及其周边地区制订和执行了各项地层对比计划。进入80年代以来，随着液压活塞取样设备、超导磁力仪和微量同位素分析三大新技术的发展，使深海地层的分辨率和年代标定的精确度大为提高，大洋地层学正在深入到综合发展的阶段。 
研究方法
大洋地层学采用的方法，主要有以下5个方面： 
岩性地层学法洋底沉积物的岩性类型主要是钙质及硅质软泥、燧石、粘土、砂、火山灰及灰岩等几种，不及陆地和浅海丰富，因而大洋地层主要不能依靠岩性划分和对比（在使用地震方法分层时，仍然需要依靠岩性标志）。但火山灰层和沉积间断面在大洋地层的研究中具有独特的意义。 海底火山灰层 　通常海底火山灰层只在几天或几周内喷发形成,但分布范围却可达数千公里,因而是大洋地层对比很好的标志层。对于不同的火山灰层，可以运用其颜色、厚度、层理以及火山灰颗粒的大小、分选、形状和内部结构（如气泡）等物理学特征，还可用矿物成分、斑晶类型、重矿物组合和角闪石颜色等矿物学特征，以及各种元素含量和反映石英含量与水化作用程度的火山玻璃折光率等地球化学特征来区分。其中特别重要的是用中子活化、X 荧光和电子探针等手段测定火山灰层的痕量和微量元素的方法。如用电子探针分析几颗火山玻璃，就可以鉴别它们属于哪一次火山喷发的产物，从而使不成层的火山灰也具有地层意义。如分散在南大洋沉积层中的11～62微米大小的细粒火山灰可供3000公里范围内的地层对比之用。此外，火山灰的堆积速率曲线亦可用于地层对比。研究海洋火山灰地层对比与年代测定的学科，称为海洋火山灰年代学。 
沉积间断 　深海钻探揭示，洋底地层其实并非连续沉积，间断、剥蚀相当广泛。有些大的沉积间断是追踪地层相互关系的良好标志。如环太平洋海区广泛发现中新世中期的沉积间断,沉积缺失从距今约1300万年起,延续近百万年。洋底的沉积间断，与洋流冲刷等物理因素或底层水溶解作用等化学因素有关，一方面作为地层接触面具有地层意义，另方面又是识别古海洋事件的依据。鉴别沉积间断，可以用化石群或岩性的突变，古地磁极向的倒转，锰结核（或微锰结核）层或粗碎屑物的大量出现，以及用X射线照相揭示层理结构的变化,甚至还可用沉积物粒度分析中偏态的变化等方法。研究地层中沉积间断分布的学科，称为间断地层学。生物地层学法个体细小而分布广泛的微体化石，特别是浮游微体化石的研究，是大洋地层学的基础。目前,已建立了新生代整套大洋浮游生物地层的序列,并建立了一些门类的化石带；中生代晚期的浮游生物化石带也在建立中。近年来，特别重视重要属种初次出现时间(FAD)和末次出现时间(LAD)等事件的确定，即所谓“事件地层学”。如第四纪深海沉积层中至少有各类浮游微体化石的事件35个（FAD9个，LAD23个，其他事件3个）。将这些事件用放射性或古地磁测年技术标定年龄，就可以建立以生物演化事件为基础的地质年代序列，即所谓生物年代学。这种研究途径可以使中、新生代各阶和各化石带界线的年龄定量化，是当前地层学发展的新方向。 浮游有孔虫化石带 　在各类微体化石中，浮游有孔虫在大洋地层学中最为重要，有些属种在地层中分布短暂，如汉京虫(Hantkenina)只见于始新世。有些属种演化系列清楚，如中新世中期福熙圆辐虫（Globorotalia fohsi）类的演化， 均成为地层划分的可靠依据。自从1957年H.M.博利在特立尼达建立新生代浮游有孔虫分带以来，根据大洋及其周边沉积的研究，学者们已经提出多种分带方案，其中以W.H.布洛1969年提出的数码编号方案中化石带代号最为简单，应用较广。目前已有新生代早第三纪 P1～P22和晚第三纪至第四纪 N4～N23（N1～N3与 P20～P22重复）等 42个化石带（见表）。法国J.西嗄尔于1977年提出了白垩纪分带方案。浮游有孔虫分带是建立在低纬度地区的基础上，高、中纬地区的建带和化石带的经向对比问题，尚待解决。 此外， 如圆辐虫（Globorotalia）、普林虫(Pullenitatina) 等浮游有孔虫壳体旋向在剖面中的变化规律明显,红拟抱球虫(Globigerinoides rubor)红色壳体在印度洋和太平洋消失于约12万年前，都具有地层意义。 
钙质超微化石带 　钙质超微化石由于个体更加细小，演化十分迅速，分析过程简单，在深海钻探的地层工作中发挥了重大作用。其中如盘星石类 (Discoasters)只出现于第三纪，而且具有骨骼从笨重变为细弱的明显演化趋势，成为第三纪大洋地层划分的重要依据。据美国W.W.海（1977）的总结，用钙质超微化石可以分86个化石带，其中侏罗纪21个，白垩纪19个，新生代46个。新生代的研究比较成熟，以联邦德国E.马丁尼1971年建立的数码分带方案(早第三纪NP1～NP25带，晚第三纪以来NN1～NN21带)应用较广）。此类分带均建立在属种的初次、末次出现上。其他如某种的数量剧增， 亦可用于年代对比， 如赫胥黎艾氏石(Emiliania huxleyi)出现于距今275000年前，至85000年前其数量超过其他优势种而在热带、亚热带居首位，可作为进一步分带的一种标志。 
放射虫化石带 　在深海碳酸盐补偿深度以下，或在高纬度区浮游有孔虫和钙质超微化石一类钙质壳材料不足的海区，需要依靠放射虫、硅藻等硅质微体化石进行分带。自从50年代美国W.R.里德尔等研究放射虫演化系列和70年代深海钻探提供地层剖面以来，放射虫化石的研究已成为大洋地层学中不可缺少的手段。目前，在热带洋区，新生代已分出26个放射虫化石带（见表），定出80多个放射虫事件。放射虫生物地层的研究，一向与磁性地层学密切联系。美国J.D.海斯从1965年以来对南大洋近 500万年以来的含放射虫地层提出用希腊字母分带的方案,自上而下为Ω、Ψ、Х、Φ、Г、Т等六个 
  云母带, 其中Ψ与Х带界线相当于布容与松山古地磁期的界线，Ф与Г相当于松山与高斯期的界线。有古地磁年代标定的新生代放射虫化石带已经追溯到第12磁异常带之下，即渐新世初。 硅藻化石带 　在高纬度海区，硅藻化石的地层意义比较重要。虽然由于研究程度的限制，目前在大洋地层上的应用不及上述诸门类来得广泛，也缺乏世界性的对比方案，但是硅藻生物地层研究已经有重大进展。如已在北太平洋的中中新世以来的地层中分出25个硅藻化石带；1978年美国L.H.伯克尔在早中新世至更新世初的地层中定出43个硅藻化石的时间面。此外，硅鞭藻、沟鞭藻等浮游微体生物化石，在大洋地层学研究中都有一定作用。年代地层学法上述岩性与生物地层学方法提供的是地层形成和地质事件发生的先后顺序，为测得其距今的实际年龄，需要用放射性元素蜕变或其他原理，进行年代地层学的工作。 
大洋地层学中所使用的放射性测年法,主要是碳-14(14C)法、铀系法和钾氩法等几种。 14C的半衰期是 5570年，因而14C法适用于 4万年以来的地层，近来采用原子能加速器使得14C法测年只需微量的样品，并使测定的年代范围有所扩大。铀系法涉及到一系列具不同半衰期的放射性元素的蜕变，分别适用于不同年龄范围的地层，其中如230Th的半衰期为75200年，所以230Th法适用于2万到30万年左右的地层测年，在更新世大洋地层工作中十分重要。40K到40Ar的半衰期为130000万年，因而钾氩法可用于从前寒武纪到更新世的各种含钾地层，尤以玄武岩、火山灰和海绿石矿物等为宜，是磁性地层学年代标定的主要依据，因此对大洋地层学至关重要。可惜这些年代标定是依靠陆地剖面进行的，洋底玄武岩因喷发时水压力高造成过多的氩集结,大洋地壳层2又因海水循环而增多钾含量，使钾氩法因测定年龄失真而难以适用。此外，还有沉降核类法，如210Pb法适用于100年以来的海底表层沉积等。（见海洋沉积物同位素年代测定） 
同时，还可以运用放射性元素裂变的物理效果而不是同位素含量来测定大洋地层的年龄，这便是裂变径迹法，主要适用于较新地层中的火山灰、云母等矿物；有孔虫等壳体中氨基酸外消旋作用受时间和温度控制，可用于4万年至数十万年的更新世年代测定;近来还有用电磁自旋共振法（ESR或称EPR）测第四纪珊瑚、软体动物或有孔虫壳体的年龄，以及试图将热释光法(TL)用于测定大洋第四纪晚期硅质微体化石的年龄。磁性地层学法由于地磁场倒转的影响遍及全球而不受区域、环境等限制，对地层 
  放射虫类化石的磁性测定已成为不同海区、 不同沉积相对比的好途径。450万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磁极倒转事件，多年来已成为上新世和更新世海洋地层划分对比的重要依据。目前，磁性地层学法已推广到整个新生代，经钾氩法测年作年代标定后，已经为各个时期和各个大洋的微体化石带提供了具体年代数据。磁性地层学法采用“时 (Chron)”作为年代的基本单位，并对 450万年以前年代采用数码编号。由于地层中记录的磁极倒转历史与洋底磁异常条带相对应，现已决定用磁异常条带的编号作为磁性地层学的年代编号。如磁性地层的第5时相当于洋底磁异常5带，其中的正、负两期分别添加字母N、R表示。原来的极性事件（如奥杜威事件）则改称“亚时”（见地磁极性转向年表）。 超导磁力仪的应用使古地磁测定的精度由原来的10-6～10-7e.m.u.提高到10-8～10-9e.m.u.,使得含99.9％CaCO3的深海沉积也可用于古地磁测定,磁性地层学法在大洋沉积中的应用范围大为推广，效果亦大为提高。 
气候地层学法运用气候变化的记录划分和对比地层。大洋沉积的相对连续性及所含化石 
  海底火山良好的保存条件，使之成为研究古气候的最佳史料。大洋地层中的气候记录，可以从古生物、稳定同位素和碳酸盐含量等方面提取。 古生物法 　运用微体化石反映大洋古气候旋回的方法很多,简单的如用敏纳圆辐虫(Globorotalia menar-dii)在浮游有孔虫化石群中的百分含量来标志加勒比等海区第四纪的古温度旋回,用达氏带环虫〔Cycladopho-ra(Theocalyptra)davisiana〕在放射虫化石群中的百分含量来标志南大洋的古温度旋回等；而比较复杂精确的是用转换函数法，从全化石群的属种定量数据求取古温度。此外,也可以用厚壁新方球虫(Neogloboquadrina pachyderma) 等浮游有孔虫的左旋壳与右旋壳比例等形态特征求古气候旋回。 
氧同位素法 　大洋地层中的古气候记录以稳定同位素分析最为精确。地层剖面中有孔虫壳体氧同位素δ18O值的记录反映了海水中氧同位素成分的变化，而后者又主要受全球冰盖大小等古气候因素控制，因此有孔虫氧同位素曲线在各大洋均可对比，成为第四纪大洋地层对比最有用的手段之一。自从50年代C.埃米里亚尼对加勒比海第四纪地层作氧同位素古温度测定以来，采用了自新 
  深海钻探而老用数码分期的办法:氧同位素奇数期表示暖期,偶数期表示冷期(见图)。 N.J.沙克尔顿从60年代末建立微量氧同位素分析方法以后，分期更加精确，如氧同位素第 5期以内又自上而下分为5a～5e等五个亚期。氧同位素曲线揭示的气候周期性，正符合南斯拉夫M.米兰科维奇用天文因素解释地表温度变化的理论，证明古气候旋回主要受天文周期控制，因而具有严格的规律性和高度的时间分辨率。目前，氧同位素古气候分期有可靠根据的至少有90万年以来的23期，以后可望推溯到整个新生代以致白垩纪，成为测定地质时期里时间间距的“音叉”。 碳酸盐含量分析 　由于洋底碳酸盐补偿深度受古气候旋回影响，深海地层中的碳酸盐含量也呈现出和古气候相应的周期性变化。在大西洋海区，碳酸盐含量曲线和氧同位素古温度曲线十分一致，同样是地层对比的可靠根据。随着碳酸盐溶解作用的加强，深海沉积物中有孔虫壳体破碎而使沉积物中“粗粒物”（主要为浮游有孔虫壳）减少，因此深海沉积物中“粗粒物”的百分含量曲线和碳酸盐含量曲线一样可用于气候地层的研究。
发展

生物地层学、磁性地层学和同位素、气候地层学等方法相结合，建立高分辨率的、可供全球性对比的地层表，是整个地层学的发展方向。这种新的地层学已在第四纪晚期大洋地层中实现，正在新生代大洋地层中建立，并向中生代晚期推广。