第8章+古环境古气候
古气候 第五讲1
70 80 90 100 110 120 130 140 150 160
230 240 250 260 270 280 290 300 Clay
Chiloparts ODP 677 18O 0 0.5 6 5 4 3
0
L1
Chiloparts ODP 677 18O 0 0.5 6 5 4 3
古气候变化原因（二）
一、岩石圈变动与气候变迁 二、人类活动与气候变化 三、全新世气候变化原因
古气候变化三个时间尺度
1、亚轨道尺度（sub-orbital time scales, 101－103年)－太阳活动(solar activity) 驱动 2、轨道尺度(orbital-scale)－日照(insolation) 季节、纬度配置变化驱动 3、构造尺度(tectonical-scale)－岩石圈构造 变化驱动
地史时期板块 的裂解、漂移 、会聚、拼合 、碰撞及造山 、成盆等过程 不可逆地控制 了全球气候的 演变
古生代晚期泛大陆复原图
地壳运动(水平运动、垂直运动） 地形、海陆配置 生物地球化学过程、 大气圈温室气体浓度
大气、大洋环流
气候变化
新生代构造尺度气候事件 发生的“开关”(valve)在海洋
7－8Ma白令海峡开通
0 100 200 300 30 20 10 160
L32 S32 L33
10 20 30 40 50 60
Depth(m)
L6 S6
S1 L2 L3 L4 L5 S5 S4 S2 S3
170 180 190 200 210 220
Depth(m)
Red
S7 S8 L9 S9 S10 S11 S12 S13 S14 L15 S15 S17 S19 S20 S22 L24 S24 L25 S25 S26 L27 S27 S28 S30 S31
自然伽马曲线应用于古气候、古环境研究--以柴达木盆地七个泉地区古近-新近纪地层为
自然伽马曲线应用于古气候、古环境研究--以柴达木盆地七个泉地区古近-新近纪地层为自然伽马曲线是石油地质学中的一种常用方法，也可以应用于古气候、古环境研究中。
在柴达木盆地七个泉地区的古近-新近纪地层研究中，自然伽马曲线的应用取得了一定的成果。
柴达木盆地是我国西部地区最大的非海相盆地之一，其基础地质图区域为30万平方公里，该地区属于缺水干旱区，古近-新近纪时期沉积相比较稳定，具有较好的水文地质和环境记录。
在该地区的古近-新近纪地层研究中，自然伽马曲线成为了不可或缺的工具。
首先，自然伽马曲线可以反映岩性反差和沉积环境变化。
在柴达木盆地七个泉地区的沉积盆地中，自然伽马曲线显示了反映砂岩、泥岩等岩性的变化，表明沉积环境的变化。
例如，在下地组中，伽马曲线显示了泥质岩、砂质岩交替分布的情况，在研究中发现，这种砂泥交替分布是与湖泊水位的变化有关的。
另外，在福海组和克拉玛依组等地层中，自然伽马曲线反映了岩性反差和沉积环境的变化，加深了我们对于地层的认识和了解。
其次，自然伽马曲线可以反映生物事件。
在柴达木盆地的七个泉地区的研究中，自然伽马曲线揭示了多次生物事件，如地层中突然消失或大量出现某些化石群。
例如，在雅鲁藏布江组中，自然伽马曲线显示有明显的黑色线，这是停滞时间的标志，停滞时间的产生与黑色页岩有关，而黑色页岩所具有的特殊化石（如异歧叶属）则表明了该地层的生物事件。
最后，在古地震和古气候研究中，自然伽马曲线也发挥了重要的作用。
自然伽马曲线可以提供地震地层学的决策依据，透露了某些地区古地震事件的发生时间和范围。
同时，它也可以反映古气候环境的变化，如地质时间尺度变化导致沉积环境的变化，地球气候的阶段性变化等等。
总之，自然伽马曲线是研究地质过程、古环境、古气候的重要工具，它可以反映地层的岩性、生物事件、古地震以及古气候变化等方面，对于深入研究地质历史、了解地球演化史具有重要而不可替代的作用。
以上文所述的柴达木盆地七个泉地区的古近-新近纪地层为例进行数据分析。
地球化学与古环境研究利用地球化学指标重建古气候和古生态
地球化学与古环境研究利用地球化学指标重建古气候和古生态地球化学与古环境研究：利用地球化学指标重建古气候和古生态地球化学是一门综合性科学，涉及地球上物质的组成、性质和变化过程。
在古环境研究中，地球化学起着重要作用，通过对地球化学指标的分析和解释，可以揭示古代的气候和生态条件。
本文将从地球化学的角度出发，介绍如何利用地球化学指标重建古气候和古生态。
一、地球化学指标的选择与意义在进行古气候和古生态研究时，选择合适的地球化学指标至关重要。
常用的指标包括岩石中的同位素组成、元素相对丰度和有机质特征等。
这些指标可以直接或间接地反映出古代的环境条件，为重建古气候和古生态提供了重要的线索。
1. 同位素组成同位素是同一元素中具有不同中子数的原子，其存在形式也常常具有不同的化学和物理性质。
因此，同位素组成的分析对于揭示物质来源、环境演化等方面的信息非常有价值。
例如，氧同位素组成可以反映降水的气候特征，碳同位素组成则可以提供有关古植被类型和古环境演化过程的信息。
2. 元素相对丰度不同的地球化学元素在地球物质中的相对丰度具有一定的规律性。
通过测量元素相对丰度的变化，可以了解到不同时期的地球化学环境发生的变化。
例如，古海洋中镁和钙的相对丰度比值（Mg/Ca）可以用于估算海水中的温度变化，硅酸盐中铝和钠的相对丰度比值（Al2O3/Na2O）可以反映岩石风化的程度。
3. 有机质特征有机质是古环境研究中常用的指标之一。
通过对古代有机质的化学组成和特征的分析，可以了解到古植被类型、气候条件和古生态环境的演变。
例如，叶蜡烃的组成可以指示古代植被类型和古代大气二氧化碳浓度的变化。
二、利用地球化学指标重建古气候1. 氧同位素组成氧同位素组成（δ18O）可以反映出水的来源和温度。
通常，寒冷气候下降水中的重氧同位素（18O）相对丰度较高，而温暖气候下降水中的重氧同位素相对丰度较低。
通过分析降水中氧同位素组成的变化，可以重建古气候变化的序列。
古气候学概论
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感谢支持！(Thank you for downloading and checking itout!)古气候学概论一、古气候学基础古气候学定义与意义古气候学是一门研究地球历史时期气候状态的科学。
它通过对地质历史时期的沉积物、生物化石、土壤、冰芯、湖泊和海洋等各种自然记录的研究，揭示地球过去气候的变化规律，进而理解现代气候系统的运作机制，预测未来气候变化趋势。
古气候学的研究对于揭示地球的长期气候变化规律，理解全球变化过程，评估人类活动对气候系统的影响，以及为应对和适应全球气候变化提供科学依据具有极其重要的意义。
古气候学发展简史古气候学的发展可以追溯到19世纪初，当时科学家们开始注意到地球气候在地质历史中存在着显著的变化。
20世纪初，随着地质学、地球物理学和生物学的进步，古气候学开始逐渐形成一门独立的学科。
特别是20世纪50年代以来，随着放射性同位素定年技术的发展和计算机技术的应用，古气候学进入了一个快速发展的阶段。
近年来，古气候学的研究方法和手段更加多样化，如大气化学示踪、生物标志物分析、气候模型模拟等，使古气候学的研究更加精细化和深入。
古气候学研究方法古气候学研究方法主要包括地质学方法、地球化学方法、生物方法、大气化学示踪方法和气候模型模拟方法等。
地质学方法主要是通过对岩石、沉积物和化石的研究，推断出古气候的状态。
地球化学方法是通过分析岩石和土壤中的化学成分，间接推断古气候条件。
生物方法则是通过研究生物化石和现生生物，了解古气候的特征。
大气化学示踪方法是利用大气中各种气体的来源和传输过程，推断出古气候的信息。
兰州三万年以来古气候演化与古环境重建
兰州三万年以来古气候演化与古环境重建一、本文概述本文旨在深入探讨兰州地区三万年以来的古气候演化与古环境重建。
通过对兰州地区地质记录、生物遗迹、湖泊沉积、冰川进退等多方面的综合分析，结合现代气候学、环境科学、地质学等多学科的理论和方法，以期揭示兰州地区古气候演化的历程，以及古环境变化对人类活动和社会发展的影响。
文章将首先概述兰州地区的地理位置、气候特点和环境背景，然后介绍研究的主要方法、数据来源和分析技术，最后概述研究的主要结果和结论。
通过对兰州地区古气候演化和古环境重建的深入研究，将为全球气候变化、生态环境保护和可持续发展等领域提供重要的科学依据和参考。
二、兰州地区自然地理概况兰州位于中国西北部，甘肃省中部，地处黄土高原向青藏高原的过渡地带。
其地理位置介于东经102°36′至104°35′，北纬35°34′至37°00′之间。
兰州地区地势西北高、东南低，西部和北部为山地，中部和南部为河谷平原。
黄河自西向东穿城而过，是兰州的母亲河，也是该地区最重要的水源。
兰州的气候属于典型的大陆性气候，冬冷夏热，春秋短暂。
由于地处内陆，远离海洋，兰州地区降水稀少，且主要集中在夏季。
年降雨量约300-400毫米，而蒸发量则高达1500-2000毫米。
这种气候特点使得兰州地区的生态环境相对脆弱，易受干旱、洪涝等自然灾害的影响。
兰州地区的土壤主要以黄绵土和灰钙土为主，这两种土壤类型均具有较高的保水保肥能力，适宜农作物的生长。
然而，由于气候干旱和人为活动的影响，兰州地区的土壤侵蚀问题较为严重，水土流失现象普遍。
植被方面，兰州地区的植被类型以温带草原和温带荒漠草原为主。
在河谷平原地区，人工植被如农田、果园等占据较大比例。
而在山地地区，则以天然次生林和灌木林为主。
这些植被类型对于维护兰州地区的生态平衡和防止土壤侵蚀具有重要意义。
兰州地区的自然地理条件复杂多样，既有丰富的自然资源，也面临着严峻的生态环境问题。
《考古学概论》第5章 环境、资源与经济研究
河谷横剖面结构图 1.河床 2.河漫滩 3.谷坡 4.阶地 5.谷肩（谷缘）—枯水位┄洪水位
河谷形态特征示意图 1.河床 2.河漫滩 3.阶地 4.牛轭湖 5.三角洲
（三）地貌变迁研究方法
环境考古中的地貌变迁研究，最终目的是认识地貌变迁与人类活动的关系
遗址所在区域地貌研究，通过实地调查、采样和分析来获取认识地貌演化 的科学数据。地貌调查的内容包括地貌类型、形体大小、高程、分布以及 物质组成、地貌的成因和年龄、不同地貌类型之间的关系等
人类活动对环境的影响已经成为社会共识并影响着大众的日常生活， 尤其低碳生活已经成为全人类所倡导并追求的一种健康生活方式
从历史发展的角度来看，旧石器时代采集狩猎人群对环境的影响是非 常有限的。相比较而言，新石器时代农业人群对环境的影响明显加剧
新石器时代的农业生产通过影响森林、草原覆盖及生态系统，进而影 响遗址周围地貌和遗址所在区域的生态系统，一定程度地干扰甚至破 坏了区域环境
一、攫取经济 所谓攫取经济，是指人类依赖其居住地点周围的自然环境和资源，食 物等基本生存资源是从大自然中攫取而不是生产所得，而食物获取的 主要对象则与人类的食性特征密切相关 （一）食物类别和特点 人类杂食习性的形成可能与物种的演化有关 在渔猎技术完善之前，人类可能主要依靠采集方式获取食物资源，肉 食的比例相对较低
人类可能很早就控制性用火了，相关的考古证据遍及亚洲、 欧洲和非洲等地。距今70万-20万年之间的周口店遗址，就 发现了比较确定的用火遗迹
旧石器时代晚期人类用火遗迹
1. 青海海南沟后水库遗址 2. 青海海北娄拉水库遗址 3. 吉林西山遗址
（三）广谱经济及其影响
所谓广谱经济，是指旧石器时代晚期到新石器时代早期的一段时间内， 原来不曾被利用或被忽视的动植物资源，也逐渐成为人类开发利用的 对象。而这一显著变化的重要意义就在于，由此逐步导致了单一的攫 取经济模式的结束和食物生产的开始
古气候学复习(背完就80) (1)
氧同位素与温度间的关系 δD=8.0 × δ18O + 10‰ 生物标志物与气候关系 TEX86 与 SST 相关性 GDGTs 与温度重建 利用全球 90 个样点共 134 个土壤样品进行
GDGTs 分析 MAT= (MBT-0.122-0.187*CBT)/0.02 全球湖泊沉积物中 GDGTs 与温度及 pH 关系 利用树轮宽度、 密度重建气候
（一） 基本原理和常用方法概述 “将今论古”
现代过程的局限性： Ø 关系随时间发生改变 Ø 响应的滞后性 Ø 人类活动的干扰
常用指标根据代用指标的属性分为： p 生物指标(如： 孢粉、 有孔虫、 硅藻、 摇蚊、 珊瑚礁 和树轮等) p 物理化学指标(如： 氢氧同位素、 生物标志物、 惰性 气体、 Mg/Ca 比、 Uk-37、 TEX-86、 磁化率等) p 历史文献记录(物候等)
关键是建立可靠的共同时间标尺
南北两半球总体趋势的比较 用冰芯中的气泡氧同位素做共同时标 Ø 冰期、 间冰期趋势一致 Ø D-O 在北半球更突出 Ø 南半球没有明显的 YD
北极温度变化滞后南极 2000 年 用冰芯中的气泡氧同位素做共同时标
末次冰消期时北极气温滞后南极约 3000 年 用 δ18Oatm 做共同时标 南极无明显 YD
南北极气候变化在 D－O 旋回上的反向性 用格陵兰和南极的 CH4 记录做共同时间标尺 温度变化的跷跷板模式 七次转暖， 都是南极比北极早 1500 年到 3000 年 新记录 NGRIP 更进一步证实 D-O 的反相
南北半球冰芯气候记录对比： Ø 冰期-间冰期尺度上表现出一致性 （进一步验证米兰科维奇理论） Ø 在末次冰期， 南北半球千年尺度气候变化的跷 跷板模式（表明大洋传送带的重要作用） Ø 甲烷变化的一致性 （ 中低纬湿地为主要源区）
十五万年以来的古气候及其研究方法综述(精)
第17卷第2期1998年6月地质科技情报Geo logical Science and T echno logy Info r m ati onVol117No12Jun11998十五万年以来的古气候及其研究方法综述①丁旋(中国地质大学,北京,100083摘要简述了十五万年来古气候变化旋回及其中的短期波动事件,如新仙女木事件;概要地介绍了黄土、古海洋沉积、冰岩芯、树木年轮、洞穴碳酸钙等的古气候研究方法的最新进展;并指出在古气候研究中,必须注意多种方法的互相对比印证,才能保证结论的准确性与可靠性。
关键词十五万年以来古气候研究方法分类号P532气候变化及其对人类生存环境的影响问题已引起各国政府和科学家们的极大关注,特别是近十多年来气候异常在世界许多地区造成了一系列的自然灾害。
另一方面,由于人类活动造成大气中CO2,CH4等温室气体含量增加,也严重影响到全球气候的变化。
据初步估计,到21世纪中叶,全球年平均气温可增加115~415°C,平均海平面可增加20~40c m〔1〕。
为了避免气候剧变给人类生存环境带来严重的不利影响,了解并掌握气候异常变化的成因机制并予以准确预测,变得极为迫切与重要。
研究过去才能预测未来,通过对晚第四纪古气候的研究,探索古气候变化的动力成因机制并由此预测未来气候变化趋势就成为现阶段各国科学家们致力解决的重大科学问题。
近年来人类生存环境的严重恶化已引起国际有关组织的关注。
70年代以来,国际上召开了一系列会议讨论与气候变化有关的问题,提出了若干个大型研究计划,其中与气候环境变化及预测紧密相关的研究计划有“世界气候研究计划(W CR P”〔2,3〕,“全球变化,国际地圈—生物圈计划(IGB P”〔4〕,“国际南北半球古气候计划(PANA SH”〔5〕,其由IGB P的核心计划之一“过去的全球变化(PA GES”为将点或区域的研究扩展到全球而提出。
针对这些明确的现阶段古气候研究目标,各国科学家经过多年努力,尤其是近年来多种古气候研究新技术、新方法的应用,对晚第四纪古气候变化旋回及其中的短期波动事件已有了比较深入的认识。
历史地理(气候)
龚高法《历史时期我国气候带的变迁及生物分布界限的推移》，载《历史地理》 1987年5辑。 龚高法等《北京地区自然物候期的变迁》，载《环境变迁研究》1981年1辑。 龚高法等《18世纪我国长江下游等地区的气候》，载《地理研究》1983年2期。 贾兰坡《河南淅川县下岗遗址中的动物群》，载《文物》1977年6期。 王开发、张玉兰《根据孢粉分析推论沪杭地区一万多年来的气候变迁》，载 《历史地理》1981年创刊号。 王开发等《太湖地区第四纪沉积的孢粉组合及其古植被与古气候》，载《地理 科学》1983年1期。 《汉长安城兴起以前西安地区的自然环境》，载《陕西师范大学学报》1979年 第3期。 张福春等《近500年来柑桔冻死南界及河流封冻南界》，载《气候变迁和超长 期预报文集》，科学出版社1977年。 施雅风《山地冰川与湖泊萎缩所指示的亚洲中部气候干暖化趋势与未来展望》， 载《地理学报》1990年第45卷第1期。 郭旭东《殷商时代的自然灾害及其相关问题》，载《史学集刊》2002年4期。 马新《历史气候与两汉农业的发展》，载《文史哲》2002年第5期。 文焕然《秦汉时代黄河中下游气候研究》。 《中国近五百年旱涝分布图集》，地图出版社1981年。 刘昭民《中国历史上气候之变迁》，台湾商务印书馆1982年。 满志敏《传世文献中的气候资料与问题》，载《面向新世纪的中国历史地理
气候冷暖温度的主要标尺
结冰温度：0度 亚热带植物抵抗最低温度值： 梅树 —14度 柑桔 —8度 荔枝 —4度
第一个温暖期
（3000BC—1000BC：黄帝时代—商末周初）
◆ 西安半坡 发现化石：兽骨有竹鼠（生活在竹林之中） 獐（生活在丘陵沼泽与竹林之中） 斑鹿（梅花鹿类） ◆ 河南地区 殷墟出土化石有热带、亚热带动物遗骸，如竹鼠、水獐、貘、 水牛等。 甲骨文豫字，为一人牵一象；且甲骨文中有捕获大象的记载。 《尚书· 说命下》王曰：“若作酒醴，尔惟麴 ；若作和羹， 尔惟盐梅。” ◆ 山东日照 日照两城镇龙山文化遗址灰坑中，发现炭化竹节、陶器外形 画竹节。中国古代文字中，很多字带有“竹”字头，如笠、笥、 笺、简、箱、笼、筐、箧、箸、笙、笳、筝，可见许多衣帽、书 籍、家具、乐器等与竹子有关。
古地理环境与古气候演变
古地理环境与古气候演变人类文明的发展离不开地理环境和气候的影响。
在人类历史的长河中，古地理环境和古气候演变起着至关重要的作用。
本文将探讨古地理环境和古气候演变对人类社会产生的影响，并展示它们之间的关系。
古地理环境是指过去的地貌、水文、土壤和植被等地理要素的组合。
在古地质时期，地球表面的地理环境与现在有着显著的不同。
例如，在冰川时代，冰川覆盖了大部分北半球地区，导致全球的气候变冷，而南半球则相对较温暖。
这种寒冷的气候让野生动植物迁徙或适应新的生存条件，直接影响到古人类的生活和狩猎方式。
而当地球进入热带气候时期，河谷和湖泊成为人类定居的理想地区。
比如古埃及文明的发展与尼罗河的存在有着密切的关系。
尼罗河的泛滥使得埃及的土地肥沃，非常适合农业的发展。
古埃及人不仅可以通过灌溉系统种植庄稼，还可以依靠尼罗河进行运输和交流。
正是由于这一特殊的地理环境，埃及成为了古代文明的中心之一。
与古地理环境相互作用的是古气候演变。
气候是指地球某一地区长期的天气状况和天气变化的总和。
古气候演变是指过去地球气候的变化过程。
受到太阳辐射强弱、地球自转和公转速度、地轴倾角以及地球表面地理环境等因素的影响，地球的气候在演化过程中形成了多样化的模式。
气候变化对古代人类社会产生了深远的影响。
气候变化可能导致水源的变化，使得农业生产受到威胁。
例如，在古美索不达米亚地区，气候变冷使得庄稼死亡，导致农田的土壤退化，严重影响到古巴比伦和亚述等古代文明的兴衰。
同样，气候干旱也可能导致牲畜牧场的草原减少，从而威胁到游牧民族的生存。
除了对农业的影响外，古气候演变还可能引发自然灾害。
例如，气候变暖可能导致冰川融化，进而引发洪水和海平面上升等灾害事件。
这些重大的自然灾害不仅危及人类的生命财产，也对社会造成重大的经济和人口流动的影响。
从古地理环境到古气候演变，再到对古人类社会的影响，可以看出它们之间的紧密联系。
地理环境和气候是相互作用的，它们对古代人类社会的发展和演变起到了决定性的作用。
第八章气候变化和人类活动对气候的影响
第八章气候变化和人类活动对气候的影响地球上的气候一直不停地呈波浪式发展，冷暖干湿相互交替，变化的周期长短不一。
前两章所论述的现代气候是地球气候变化长河中的一个发展阶段。
研究地球气候变化的历史,探讨现代气候变化的趋势，具有重大的理论和实践意义。
第一节气候变化的史实地球形成为行星的时间尺度约为50+5亿年。
据地质沉积层的推断，约在20亿年前地球上就有大气圈和水圈。
学界所公认的气候周期变化有：大冰期与大间冰期气候：亚冰期气候与亚间冰期气候：副冰期与副间冰期气候:寒冷期（或小冰期）与温暖期（或小间冰期）气候：世纪及世纪内的气候变动：时间尺度为几年到几十年。
从时间尺度和研究方法来看，地球气候变化史可分为三个阶段：地质时期的气候变化、历史时期的气候变化和近代气候变化。
地质时期气候变化时间跨度最大，从距今22亿一1万年，其最大特点是冰期与间冰期交替出现。
历史时期气候一般指1万年左右以来的气候。
近代气候是指最近一、二百年有气象观测记录时期的气候。
一、地质时期的气候变化地球古气候史的时间划分，采用地质年代表示。
在漫长的古气候变迁过程中，反复经历过几次大冰期气候。
在表81中列出三次大冰期，即震旦纪大冰期、石炭一二迭纪大冰期和第四纪大冰期（图8 1）。
这三个大冰期都具有全球性的意义，发生的时间也比较确定。
震旦纪以前，还有过大冰期的反复出现，其出现时间目前尚有不同意见。
在大冰期之间是比较温暖的大间冰期。
1、震旦纪大冰期气候。
震旦纪大冰期发生在距今约6亿年前。
这些地方曾经发生过具有世界规模的大冰川气候。
在我国长江中下游广大地区都有震旦纪冰磧层，表示这里曾经历过寒冷的大冰期气候。
而在目前黄河以北地区震旦纪地层中分布有石膏层和龟裂纹现象，说明那里当时曾是温暖而干燥的气候。
2、寒武纪一石炭纪大间冰期气候。
发生在距今约3-6亿年前。
当时整个世界气候都比较温暖，特别是石炭纪是古气候中典型的温和湿润气候。
当时森林面积极广，最后形成大规模的煤层，树木缺少年轮，说明当时树木终年都能均匀生长，具有海洋性气候特征，没有明显季节区别。
古代中国气候变化
我国著名的气候学家竺可桢运用考古学、物候学、方志学的方法，对我国近5000年来气候状况进行了比较系统、深入的研究。
根据其研究成果，不少学者对我国古代的气候进行了分期。
其中主要的观点有以下几种：（一）、陈代光先生的《中国历史地理》（广东高等教育出版社，2004年版）认为，近5000年来中国先后经历了四个温暖期和四个寒冷期。
四个温暖期包括1、仰韶文化到商代（公元前3000年至公元前1100年）。
根据西安半坡仰韶文化遗址（距今5600年至6080年）和安阳殷墟遗址（距今3000年至4000年）所发现的獐、竹鼠、貉、水牛、象等喜暖动物遗骸，说明关中平原和华北平原处在气候温暖湿润时期。
年平均气温比今天高1℃――2℃,一月平均气温比今天高3℃--5℃。
2、春秋战国至西汉末年（公元前770年至公元初年）。
从《诗经》到《史记·货殖列传》都明确记载此期亚热带作物分布北界比现在偏北。
如黄河流域多梅、竹、江汉地区多桔、黄淮平原对漆、桑、麻。
说明气候属温暖期。
3、隋至北宋初年（600年至1000年）。
黄河流域的博爱、户县周至等地普遍设立“施竹监”，专营竹子的生产和销售；关中平原有梅、桔种植；四川盆地出产荔枝。
反映出此时的气候温暖潮湿。
4、南宋中期至元代中期（1200年至1300年）。
此时，黄河流域仍普遍设立“施竹监”这种机构。
说明黄河流域普遍生长竹子，竹子在经济上占有重要地位，反证当时气候仍温暖潮湿。
作者认为，竺可桢根据降霜下雪，河开河冻，树木抽芽发叶，开花结果，候鸟的春来秋往等物候资料，对公元前1100年至公元1400年3000多年间的气候状况进行了比较系统的研究，确认这一时期气候的变化经历四个寒冷期：1、西周前期（公元前1100年至公元前850年）。
周代以前，中国的气候经历了一个长达几百年的温暖期之后，至西周初期，进入了第一个短暂的气候寒冷期，约有一二百年。
竺可桢认为，下王岗文化遗址第一层文化层（西周）中动物量显著减少，且无喜暖动物施本期气候转寒的力证。
扬子地区早志留世古环境、古气候综述
235志留纪早期全球气候变化显著的一个时期，发生了气候变暖，冰川融化、海平面上升、火山活动等一系列密切相关的气候事件，其古气候和古环境研究对于理解全球气候、环境演化具有重要意义。
随着上扬子地区早志留世龙马溪组油气勘探取得重大突破，众多学者对扬子地区这一时期的古气候、古环境如何促进有机质富集展开了详细的研究，获得了大量龙马溪组时期的古气候、古环境信息，极大的推动了这一领域的发展，真实的还原了当时的古气候和古环境条件。
目前存在多种衡量古气候、古环境的指标，大致可以划分为古生物学、沉积学、矿物学、地球化学等四类。
古生物往往生长于特定的环境中，利用古生物可以还原同期的环境，吉中地区晚志留世-早泥盆世广泛发育名为Retziella的暖水动物群，分布于热带、亚热带。
早二叠世开始发育凉水动物群，古生物群落的转变明显是受卡鲁冰期的控制作用[1]。
上扬子黔北和渝南一带的珊瑚礁反映了当时温暖的气候[2]。
根据风暴沉积特征，扬子地区当时处于赤道附近，温度的上升导致温差变大，促进风暴的形成并留下沉积记录[3-4]。
在矿物学方面，石英和黏土矿物相对含量真实的反映了风化程度，一定程度上反映了气候的条件，温暖湿润的气候有助于风化作用[5]。
研究最为详尽的当属地球化学指标，得益于科学技术的迅速发展，高精度的地球化学分析手段广泛应用于地质研究中，多种指标的运用已经十分成熟，形成严格精确的体系，基于地球化学的指标可以恢复古温度、古盐度、古水深、氧化还原条件、干湿条件等多个维度的气候与环境信息。
扬子地区早志留世的古气候与古环境研究已经取得了显著的进展，考虑到可对比性和资料的丰富程度，本文收集了研究区过去一段时间内的地球化学数据，旨在综合对比早志留世的气候环境记录，重建扬子地区早志留古气候、古环境，更全面地认识地球演化过程。
1 地质概况扬子地区分为上、中、下三个部分，包括四川盆地、秭归盆地、苏北-南黄海盆地及其周缘地区。
志留纪时期在加里东运动的影响下，扬子陆块与华夏陆块发生碰撞，扬子地区普遍抬升，沉积环境改变，造成了上志留统地层的大面积缺失[6]。
第八章 中生代的地层、古地理和古构造
中 生 代
白垩纪（137白垩纪（137-65Ma) 侏罗纪（205侏罗纪（205-137Ma) 三叠纪（250三叠纪（250-205Ma)
中生代延续185Ma 中生代延续185Ma
2
白垩
形成于英法 海峡北岸的白色 白垩层 白垩为一种 白垩为一种 质软、 质软、粒度极细 的碳酸钙沉积， 的碳酸钙沉积， 主要由钙质超微 主要由钙质超微 化石－ 化石－颗石藻类 堆积形成。 堆积形成。
第一节 中生代的生物界
1.E1.E-E-L动物群
Ephemeropsis(类蜉 类蜉 )-Eosestheria(东 蝣)-Eosestheria(东 方叶肢介)方叶肢介 Lycoptera(狼鳍鱼 狼鳍鱼) 狼鳍鱼 时代 J3
42
第一节 中生代的生物界 2.T.-P.-N.动物群 2.T.-P.-N.动物群
3
中生代的特征
生物界：恐龙时代、菊石时代、 生物界：恐龙时代、菊石时代、 裸子植物时代 沉积界：陆相沉积、成煤时期 沉积界：陆相沉积、 构造史： 构造史：联合古陆走向解体 特提斯洋逐渐萎缩 环太平洋火山活动
4
第一节 中生代的生物界 第二节 中生代的地层和古地理特征 第三节 中生代的古构造 第四节 中生代的矿产资源
10
苏铁
11
悬 铃 木
12
2
中生代裸子植物苏铁、松柏、 中生代裸子植物苏铁、松柏、银杏的繁盛代 表了植物界的发展进入更高级阶段， 表了植物界的发展进入更高级阶段，而在晚 三叠世和侏罗纪、白垩纪真蕨类的繁盛则具 三叠世和侏罗纪、 有非常重要的地层和古气候意义。 有非常重要的地层和古气候意义。 13
5
第一节 中生代的生物界
黄土高原黄土粒度组成的古气候意义
黄土高原黄土粒度组成的古气候意义一、本文概述《黄土高原黄土粒度组成的古气候意义》这篇文章主要探讨了黄土高原黄土粒度组成对古气候变化的指示作用。
黄土高原，作为中国乃至全球范围内的一个重要地貌景观，其独特的黄土沉积序列记录了丰富的古气候信息。
通过对黄土粒度组成的深入研究，我们可以更好地理解历史时期的气候变化，为古气候重建和预测未来气候变化提供重要依据。
本文首先介绍了黄土高原的地理特征和黄土沉积的基本情况，包括黄土的分布、厚度和形成过程等。
随后，文章详细阐述了黄土粒度组成的概念、分类和测定方法，以及粒度组成与气候变化之间的内在联系。
通过对黄土粒度组成的分析，可以揭示出历史时期的气候变化特征，如干湿交替、季风强弱等。
本文还综述了近年来黄土粒度组成在古气候研究中的应用案例，包括黄土高原不同地区的粒度组成特征及其与气候变化的对应关系。
文章也指出了当前研究中存在的问题和争议，如粒度组成的解释性、不同气候因素对粒度组成的影响等。
本文展望了黄土粒度组成在古气候研究中的未来发展方向，包括改进测定方法、提高解释精度、拓展应用领域等。
通过对黄土粒度组成的深入研究，我们有望更准确地揭示历史气候变化的规律，为应对全球气候变化提供科学依据。
二、黄土高原黄土粒度组成特征黄土高原的黄土沉积，作为一种独特的地貌现象，其粒度组成特征携带了丰富的古气候信息。
黄土粒度，主要指的是黄土中不同粒径颗粒的分布情况，包括砂粒、粉砂和粘土等。
这些粒度的大小及其比例，不仅反映了黄土的形成过程，也揭示了黄土高原地区的历史气候变化。
黄土高原的黄土粒度组成具有显著的特点。
在垂直剖面上，黄土的粒度分布呈现出由底部到顶部逐渐变细的趋势，即所谓的“粒度倒转”现象。
这一特征表明，黄土高原在地质历史时期曾经历过强烈的粉尘搬运和沉积过程。
特别是在干旱或半干旱气候条件下，风力作用强烈，能够携带大量粉尘颗粒物，并在特定区域沉积下来，形成黄土。
黄土高原黄土的粒度组成还呈现出明显的空间变化。
桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁和丘及层序地层、古环境和古气候的意义
中国科学 D 辑 地球科学 2005, 35 (7): 627~637 627桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁 和丘及层序地层、古环境和古气候的意义*沈建伟**(中国科学院南海海洋研究所和广州地球化学研究所边缘海重点实验室, 广州510301)毛家仁(贵州工业大学资源与环境学院, 贵阳 550003)摘要 钙质碳酸盐的微生物沉淀作用从太古代开始一直在碳酸盐台地的发育中起到了至关重要的作用. 微生物碳酸盐在重大的环境变化中(包括台地环境的海侵事件和生物绝灭后的复苏阶段)是碳酸盐沉积体的重要贡献者; 在层序地层不同体系域中有不同的微生物形成的碳酸盐沉积.桂林晚泥盆世法门期碳酸盐台地中的生物礁和丘完全由微生物和胶结物形成, 代表了弗拉-法门期生物事件后骨骼后生生物完全缺失的礁生态系中微生物为主的、独特的生物礁类型; 它们与特定的古环境和古气候有关, 可以用作研究环境变化和生物事件的指标. 关键词 微生物碳酸盐沉积 层序地层 古环境 古气候 晚泥盆世 桂林2004-04-28收稿, 2004-10-15收修改稿 *中国科学院“百人计划”项目资助** E-mail: jwshen@碳酸盐台地和礁环境中的钙质微生物(Calcimicrobes)及其沉积物——微生物石(Microbialite)是最近提出的一个关于微生物群落(Microbial com-munity)成因的凝块、纹层和非纹层构造的术语.微生物石是由底栖(原核或真核)微生物群落加积并捕获和粘结碎屑物质的沉积物[1]. 在地质时期和现代生物礁及碳酸盐沉积体中都有踪迹, 但它们与古气候和古环境的关系近年来才被认识和讨论[2~4]. 实际上它们在生命的起源、进化和绝灭, (古)气候和(古)环境的变迁中都起到了很重要的作用. 微生物群落由于自身的代谢多样性可以适应和殖生所有的生境. 在地质时期的碳酸盐和生物礁沉积中, 钙质碳酸盐的微生物沉淀作用非常重要[5]. 最近20多年的研究表明, 微生物石在现代生物礁环境中扩散非常迅速, 研究已发现微生物群落与珊瑚礁的毁坏有联系, 它们的繁盛和广布会导致珊瑚礁生长的衰减, 因此, 微生物石628中国科学D辑地球科学第35卷可以用做环境变化的指标. 研究还证实微生物石对季节的变化很敏感, 它们在湿热的季节里生长和发育得更快, 在一些现代礁系统中海面温度的升高会刺激微生物石的生长, 在这一点上微生物石可以用作气候变化的指标1). 微生物石还在礁系统的生物地球化学循环中起作用, 它们直接生长在珊瑚体之上而导致光和矿物质可得到量的减少, 引发珊瑚丛体的黑斑病[6].弗拉-法门期生物绝灭事件对许多海洋生物组合, 特别是造礁生物影响重大, 礁生态系中的骨骼后生生物在全球范围内受到影响, 表现为造礁层孔虫和珊瑚在弗拉-法门界线附近消失贻尽. 晚泥盆世法门期一般被认为是生物礁发育的贫困期, 没有真正的骨骼后生生物骨架. 然而, 微生物类和藻类作为这一时期碳酸盐沉积的主要贡献者已在世界泥盆系的主要发育区得到了证实, 如中国华南[5,7], 加拿大[4,8,9]和澳大利亚[10~14]. 由微生物类和藻类进行的造礁活动持续至法门期. 弗拉期层孔虫-珊瑚-钙质微生物的礁体被法门期几乎全部由钙质微生物和它们的沉积物形成的礁体所替代. 生物礁的发育在华南的桂林和西澳大利亚的坎宁和波拿巴特盆地持续穿过骨骼后生生物灭绝的界线[5,11,12,14]. 现在普遍认为微生物碳酸盐和生物促生的胶结物是地质历史中生物礁骨架的重要贡献者, 它们在形成礁骨架方面的作用等于或甚至超过骨骼后生生物[2]. 本文对桂林晚泥盆世法门期的微生物礁和丘(图1)的生物组成、岩性特征和礁穴类型进行描述, 对微生物碳酸盐沉积在桂林上泥盆统碳酸盐台地层序地层格架中的产出形式进行论证, 并对它们与古环境、古气候、生物事件和海平面变化的关系进行讨论.1 桂林泥盆系生物礁组合中泥盆世晚期(吉维期)桂林及其临近地区从碎屑沉积的陆架发展成碳酸盐台地, 其是广西中部和南部广阔碳酸盐陆架(象州台地型)的一部分. 切割沉积基底的主断裂是控制沉积盆地分异的主要因素.图1 研究区的地理位置和桂林晚泥盆世法门期微生物礁和丘的出露点1) Science News, 2002. Microbial linked to coral reef decay. 第7期沈建伟等: 桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁和丘及层序地层、古环境和古气候的意义629华南泥盆系特有的台凹相沉积是这些主断裂活动的结果, 这些台凹相沉积往往分离广阔的碳酸盐陆架并形成很多次级的台地. 在桂林地区, 灵川和绕山断裂把桂林的碳酸盐陆架分割成相对小的桂林、岩山和阳朔亚台地(subplatforms). 碳酸盐台地为造礁生物(钙质骨骼生物、钙质微生物和藻类)提供了适宜的生境. 泥盆系造礁生物层孔虫和珊瑚属级分异的高峰发生在艾菲尔期至吉维期; 而钙质微生物和藻类长时期与层孔虫和珊瑚共同造礁, 并在法门期独立成为主要的造礁生物, 钙质微生物构成了桂林法门期独特的生物礁. 在桂林泥盆系礁组合中, 微生物碳酸盐沉积从吉维和弗拉期礁前斜坡的叠层石和核形石变化为法门期台地边缘和斜坡的微生物礁和丘和台地内部的微生物席状沉积[7].桂林吉维期钙质微生物礁格架主要由微生物沉积结构Spongiostroma(图2(a)), 微生物Rothpletzella (图3(a))和同沉积胶结物形成. Girvanella和疑源微生物碳酸盐主要产出在礁后相和局限台地相, 或者和Rothpletzella一起在礁前斜坡相形成叠层石. 弗拉期的钙质微生物类和藻类的造礁作用比以前重要, 但是, 它们和吉维期的钙质微生物类和藻类一样主要分布在礁前斜坡相. 然而, 在弗拉最晚期, 微生物在台地边缘形成生物礁和丘, 其中可见复体珊瑚. 微生物(Renalcis, Keega-like microbes, Rivularia, Ortonella, Rothpletzella)、藻类(Parachaetetes, Solenopora)、核形石-叠层石和核形石-凝块叠层石是弗拉期微生物碳酸盐沉积的主要贡献者[7].2 桂林法门期的钙质微生物礁桂林晚泥盆世法门期微生物礁骨架由Epiphyton, Renalcis和其他微生物构成. 它们与鲕粒滩、腕足类介屑滩和头足类滩一起形成法门期碳酸盐台地边缘相, 这明显与吉维期和弗拉期的台缘相珊瑚-层孔虫礁和层孔虫-珊瑚-微生物礁不同.2.1 Renalcis-Epiphyton礁和丘法门期Renalcis-Epiphyton礁出露在桂林城西约9~10 km寨江村旁的一座孤山(图1). 礁发育在法门期上斜坡沉积上. 出露的礁体有点呈楔状的丘形, 直图2 微生物沉积结构和骨架(a) 微生物沉积结构Spongiostroma; (b) 丛状Epiphyton形成的骨架(光片, 比例尺每格代表1 mm)630中国科学 D 辑 地球科学第35卷图3 微生物粘结结构(a) 微生物Rothpletzella 形成叠层生长形式包粘黑色的灰泥沉积物; (b) 微生物Epiphyton 呈丛状向上叠生生长,白色部分是同沉积胶结物径约50 m, 最大厚度在礁体的西缘, 达35 m. 礁体由各种类型、不显层理的微生物格架组成. 微生物类主要有: Epiphyton , Renalcis 和Izhella , 其他类型包括Palaeomicrocodium, Rothpletzella, Wetheredella 和肾形的micropromblematica [5]. Epiphyton 是最主要的造礁微生物, 呈分枝丛状(图2(b)), 但也有肾形的丛状. Epiphyton 常见的生长方式是丛体叠生在丛体之上呈 “V”型向上展开生长(图3(b)), 表现出重要的造架、障积和粘结的作用. Renalcis 和Izhella 的数量和造礁作用相对较小, 但通常和Epiphyton 和Palaeomicroco - dium 生长在一起. Rothpletzella 和Wetheredella 主要形成微生物粘结岩. 附礁生物主要是有孔虫、腕足类和海百合茎, 它们多呈碎屑产出. 礁体中也发现有零星的海绵[5].寨江微生物礁的微相包括: (1) 丛状的Epiphyton 骨架岩; (2) 肾形状的Epiphyton 骨架岩; (3) Renalcis- Epiphyton 骨架岩; (4) Renalcis 骨架岩; (5) Microprob-lematica 生物粘结岩; (6) 疑源微生物-Rothpletzella 粘结岩; (7) 球粒和生物屑泥粒岩/颗粒岩; (8) 团块灰岩; (9) 含角砾的泥岩和页岩[5].三种类型的微生物骨架岩在寨江礁的垂直序列上连续产出; 呈肾形状生长的Epiphyton 骨架岩在下, 其上是Renalcis -Palaeomicrocodium 骨架岩, 最上面是发育很好的Epiphyton 骨架岩, 这反映了生物礁发育过程中的环境变化. 礁体沉积中高含量的碳酸盐颗粒和生物屑指示一种浅水的沉积环境. 法门早期的全球海平面下降使得桂林台地暴露, 斜坡沉积随后被潮汐流改造, 伴随一些潮沟的形成. 当海平面再上升并淹没台地时, 微生物迅速占领空置的生境, 开始繁盛, 形成微生物骨架沉积和生物礁[5].2.2 Renalcis 礁和丘在桂林西南约10~11 km 的庙门附近的一座小山出露有法门期的Renalcis 礁(图1), 并在紧邻礁体的礁前斜坡发育有很好的水下岩脉(墙). 礁体厚24 m, 在山体一侧的出露宽度达100 m. 根据区域岩石地层对比, 礁体属法门早、中期的融县组上段. Renalcis 礁可以识别出礁前岩屑相, 礁核相和礁后相. 礁前岩屑相由礁体被海浪打碎的角砾组成, 包括礁骨架岩、球粒泥晶灰岩和球粒微生物泥晶灰岩. 礁体生长在一个由亮晶、砂砾级微生物类和藻类形成的颗粒滩上.礁核相由微生物类(Renalcis, Izhella, Garwoodia, Ri - valluia, Wetheredella, Paraepiphyton, 和Rothpletzella ) 和胶结物形成[15]. 呈生长位置的微生物互相粘结, 形成一些大小不等的微生物粘结块(图4)(一般高30~40 m, 直径5~10 cm). 这些微生物粘结块横向上互相支撑形成18 m 高的刚性骨架. 微生物Renalcis 呈葡萄团粒状或分叉的丛状向上生长(图5(a)). 有些微生物很难鉴定, 暂叫做疑源微生物. 成因与微生物菌和根系有关的礁孔洞常见, 代表礁体露出水面的证据. Renalcis 和Izhella 作为隐生生物首选这些礁穴的壁上生长. 多世代、放射状的纤状方解石胶结物和溶蚀孔洞常见于礁核相. 礁核相的顶部是疑源微生物灰岩、微生物/藻球粒灰岩和钙球灰岩[15], 指示一种短暂的半局限台地环境.第7期沈建伟等: 桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁和丘及层序地层、古环境和古气候的意义631图4 呈生长位置的微生物互相粘结, 形成一些大小不等的微生物粘结块,白色部分是微生物Renalcis的粘结块, 深色部分为碳酸盐泥晶图5 微生物粘结结构和粘结灰岩(a) 微生物Renalcis呈葡萄状团粒形式生长, Renalcis可呈向上分叉的丛体生长; (b) 阳朔岩塘的微生物Renalcis粘结灰岩, 白色呈云朵状的部分和平底上隆成丘形部分是Renalcis, 深色部分是碳酸盐泥晶沉积庙门微生物礁中的水下岩脉分布在180 m宽的礁前相中, 在一个高30 m的陡崖处, 可以清晰的观察和研究水下岩脉. 大多数的水下岩脉沿碳酸盐台地边缘分布, 几乎平行于礁前相. 包壳生物、Renalcis, Izhella和一些Paraepiphyton沿岩脉的壁生长. 它们一般构成起伏的、纹层状的、2~20 cm宽、近乎平行岩墙壁的生长带. 在岩脉中也可以观察到由Renalcis,胶结物和叠层状疑源微生物纹层形成的微生物胶结岩, 及Girvanella和Rothpletzella包壳生物屑和微生物纹层中的窗孔结构. 斑马纹灰岩(0.02~2 m宽)出露于微生物礁体的水下岩脉中, 其内部沉积物由含介形虫和微生物碎屑以及具有泥晶套的钙球组成. 斜三角体的亮晶常见于水下岩脉的斑马纹灰岩和其他充填物中. 放射状的纤状方解石一般是岩脉中的早期胶结物, 它们形成不同宽度的脉体, 在斑马纹灰岩中呈交互的条带. 庙门微生物礁发育的水下岩脉可能与微生物礁的水下生长是同生的.它们形成在一定水深下礁前沉积的断裂和充填阶段, 承受了构造活动的影响.礁后相以具有发育很好的水平层理和窗孔结构632中国科学D辑地球科学第35卷的浅灰色白云质灰岩和钙球灰岩为特征, 只含腹足类和介形虫.礁孔洞在庙门Renalcis礁中非常发育, 包括五种类型: (1) 格架孔洞; (2) 微生物菌和根系孔洞; (3) 裂隙孔洞; (4) 溶蚀孔洞; (5) 开放连通孔洞[15].在阳朔西北靠近白沙的岩塘村(图1)也出露有法门期的Renalcis丘.微生物丘由Renalcis, Renalcis生物胶结岩、亮晶颗粒岩和泥粒岩以及鲕粒灰岩形成, 其中可见次生角砾. 微生物丘发育不连续, 由三个不连续生长、4~15厚的丘和含Renalcis的灰岩叠置形成丘和浅滩沉积相间的沉积序列, 总的地层厚度超过100 m.下部的丘5 m厚, 直径约10 m. 中部的丘最大, 8 m厚, 直径约40 m, 上部的丘厚度4 m左右, 直径达50 m.微生物丘主要由Renalcis和胶结物形成(图5(b)). Renalcis的形状多样, 有房室状、气囊状和团状.Paraepiphyton常见, 主要生长在丘的核部, 密集叠生, 形成树枝状和丛状的骨架.Paraepiphyton常与微生物鲕粒、内碎屑、团块和团粒产出在一起. 在丘的翼部发育斑马状平底晶洞构造.2.3 叠层石礁桂林晚泥盆世法门期微生物形成的叠层石礁主要出露在沙塘和庙门(图1), 一般产出在融县组上段下部的球粒和鲕粒灰岩段. 在古地理位置上, 它们沿台地边缘分布. 沙塘叠层石礁是其中最大的一个, 达76 m厚, 250 m长, 位于桂林西北约5 km[16] (图1). 根据牙形刺生物地层和岩石地层对比, 礁的年代归于法门早期. 礁生长在一个生物碎屑和微生物/藻滩上, 滩是由砂、砾级的、方解石亮晶胶结的红藻、管孔藻, 微生物、腹足类、双壳类和腕足类的生物屑构成, 生物屑占岩石量的70%以上, 多世代放射状纤状方解石胶结物在滩相岩石中发育很好. 水下岩脉发育, 但不常见. 叠层石礁的核部由灰色含柱状和分枝状的叠层石灰岩形成(图6), 厚度一般超过39 m. 两种比较特征的叠层石构成礁灰岩, 一种是细圆柱状的, 4.5~20 cm高, 直径1~2.5 cm, 大的直径可达3.5~5 cm. 叠层石的横断面呈圆形、不规则或椭圆形. 叠层石的外壁呈锯齿状, 叠层石之间充填有微生物Garwoodia, 管孔藻、拟刺毛藻、海百合茎、有孔虫、腕足类、介形类、球粒和核形石的碎屑. 另一种是树枝状的叠层石, 它们的特征与柱状的相似, 不同点在于前者分开成两个平行的变小的叠层石. 当细小而分叉的叠层石近于平行或垂直主叠层石时, 叠层石就呈分枝状或蘑菇状. 在礁灰岩的风化面上, 可观察到灰白色的柱状和蘑菇状的叠层石, 含量占岩石的50%~60%. 叠层石高度一般30~65 mm, 有些达到20图6 桂林沙塘微生物形成的叠层石礁和丘, 主要由柱状和分叉的叠层石构成 (Shen 和 Webb, 2004)第7期沈建伟等: 桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁和丘及层序地层、古环境和古气候的意义633cm. 叠层石彼此连接形成刚性骨架. 在形成叠层石的富微生物层和富沉积物层之间的孔洞可见示底结构, 指示一种浅水沉积环境[16].沙塘叠层石礁的上覆岩层是浅灰色块状的生物屑颗粒灰岩和透镜状的鲕粒颗粒灰岩互层, 之上是灰白色厚层状的球粒灰岩、疑源微生物灰岩和亮晶砂、砾级的内碎屑灰岩. 水平纹层和窗孔结构常见于上述灰岩中. 礁孔洞类型包括: (1) 微生物粘结岩中的孔洞; (2)拟刺毛藻骨架中的孔洞; 和(3) 叠层石纹层中的孔洞[16].3 微生物碳酸盐沉积和层序地层桂林泥盆系碳酸盐台地及礁组合沉积的中、晚泥盆世地层中5个三级层序界线的时代可初步确定为(1) 下varcus亚带和中varcus亚带之间; (2) hermanni- cristatus和disparilis带之间; (3) 下rhenana亚带和上rhenana亚带之间; (4) expansa带内部; (5) praesulcata 带和sulcata带之间[7](图7). 比较明显的大的海泛面有两次: (1)ensensis带和varcus带之间; (2) linguiformis 带和下triangulasis亚带之间[7](图7). 第一个层序由艾非尔晚期海侵体系域的浅水陆架碎屑沉积和吉维早期高水位体系域的碳酸盐浅滩沉积组成(图7). 这种在碎屑陆架上广布的浅滩环境中由大量的珊瑚、层孔虫和其他后生生物主导, 微生物碳酸盐沉积不发育. 第二个层序由吉维中期海侵体系域中至厚层状的台地相碳酸盐沉积和吉维晚期高水位体系域图7 桂林中、晚泥盆世层序地层、海平面变化和微生物礁和丘634中国科学D辑地球科学第35卷厚层状、向上变浅的碳酸盐沉积组成(图7). 海侵体系域代表的是浅滩向碳酸盐台地的转变, 同时基底断裂开始活动, 浅滩被断裂切割, 断块的差异活动为后来台地和台沟的发育创造了条件. 这一时期的微生物沉积不发育. 高水位体系域代表的是碳酸盐台地发育时期, 这时台地沉积相分异明显, 台地、台地边缘和台缘斜坡相发育完好. 微生物(Rothpletzella)沉积在台缘斜坡环境形成叠层石生物层[17], 在台地内部环境形成纹层状灰岩. 在高水位体系域沉积顶部靠近层序界面, 微生物(Rothpletzella)形成很小的叠层石, 一般高1~2 cm, 密集排列, 形成似纹层的灰岩. 第三个层序由弗拉早期海侵体系域的中层状粒泥灰岩、微生物纹层灰岩和弗拉晚期高水位体系域富含双孔层孔虫、球状生长的层孔虫、珊瑚和腕足类的灰岩构成(图7). 在海侵体系域中, 微生物碳酸盐沉积不仅在台内环境形成纹层灰岩和小的核形石, 而且在台地边缘环境形成纹层灰岩(如: 凉水井剖面[17])和叠层石生物层[7]. 在高水位体系域中, 微生物碳酸盐沉积主要发育在台地边缘和台缘斜坡环境, 形成核形石(如: 凉水井剖面[17])以及戴帽核形石和凝块状核形石[7]. 第四个层序由弗拉最晚期海侵体系域的向上变薄的灰岩和法门早、中期高水位体系域的窗孔灰岩和微生物纹层灰岩构成(图7). 在海侵体系域中, 微生物在台缘环境形成核形石, 并在海侵体系域的最晚期开始形成微生物礁和丘. 在高水位体系域中, 微生物碳酸盐沉积广泛发育, 除了在台内环境形成窗孔灰岩和微生物纹层灰岩以外, 在台缘和近台缘的斜坡环境形成各种微生物礁、丘和叠层石礁[5,15,16]. 第五个层序由法门最晚期海侵体系域的微晶生物碎屑灰岩和高水位体系域向上变浅的微晶灰岩、薄层状砂屑灰岩、少量窗孔灰岩和含珊瑚和核形石的灰岩构成(图7). 微生物沉积在海侵体系域不发育, 在高水位体系域主要形成核形石.4 讨论桂林晚泥盆世(法门期)灰岩记录了微生物礁组合的发育和衰亡, 它们一般产出在法门早、中期.因为微生物和微生物石反映古地理和沉积特征, 研究它们可洞察正常海相台地边缘和礁前斜坡环境中生长的微生物礁、泥盆系生物礁的发育及生物事件, 因此, 它们可用来研究环境变化、生物事件、层序地层和海平面变化.在层序地层不同体系域中有不同的微生物形成的碳酸盐沉积(表1): 高水位体系域的台地海退期, 在正常海洋沉积环境中, 微生物群落转移到有压力的环境或隐生的礁生境. 在隐生的礁缘环境中形成无骨骼的微生物石和由微生物产生的胶结物. 如桂林弗拉期, 微生物一般殖生在层孔虫和珊瑚骨架孔洞的隐生环境中. 在海侵体系域的礁后环境中, 微生物碳酸盐形成小的核形石, 在潮间环境形成叠层石. Renalcis在高水位礁缘相起粘结和胶结的作用. 在高水位体系域, 微生物碳酸盐沉积往往形成大的戴帽核形石和凝块核形石. 在高水位的底部, 直接生长在碎屑沉积之上的叠层石一般代表初期到最大的台地淹没事件(如凉水井剖面[17]). 在低水位体系域, 微生物碳酸盐在台内和潮缘向上变浅的旋回中形成叠层席(如杨堤剖面[7])和微生物纹层(如桂林炼油厂背后剖面[7]), 这些微生物沉积往往与层序界面有关. 台地的海泛代表的是生物造礁作用的暂时停止, 而在法门最底部的台地海泛与弗拉期造礁生物的绝灭有表1 微生物碳酸盐沉积在桂林中、晚泥盆世层序地层和台地不同环境中的产出海侵体系域(TST) 高水位体系域(HST) 台内台缘台缘斜坡台内台缘台缘斜坡纹层状灰岩层序Ⅲ层序Ⅲ层序Ⅱ层序Ⅳ核形石层序Ⅲ层序Ⅳ层序Ⅲ层序Ⅲ层序Ⅴ凝块核形石层序Ⅲ叠层石层序Ⅲ层序Ⅳ层序Ⅱ礁和丘层序Ⅳ层序Ⅳ层序Ⅳ第7期沈建伟等: 桂林中、晚泥盆世微生物碳酸盐沉积、礁和丘及层序地层、古环境和古气候的意义635联系. 桂林法门期叠层石礁形成在法门期高水位体系域的底部, 成礁时间早于Renalcis-Epiphyton礁和Renalcis礁, 因此, 其与层序界面有关(图7). 这可以与巴哈马现代潮间带的凝块叠层石和西澳鲨鱼湾的潮间带叠层石进行对比, 前者指示一种海平面上升和营养物质增加的环境[18]; 后者是海平面相对低时形成的[19].一般认为晚泥盆世生物礁的衰落经历了一段很长的时间(从吉维晚期到法门晚期)[20], 钙质微生物、无骨骼的微生物石和生物胶结岩随时间逐步增加并最终成为主要造礁组分. 珊瑚和层孔虫礁可指示一种寡养分的(oligotrophic)生态系, 这时微生物碳酸盐沉积转移到隐生和有压力的海洋生境; 微生物群落和形成的微生物石指示一种中养分(mesotrophic)的生态条件. 一般认为微生物很可能在营养物质供应发生变化时获得繁盛. 叠层石、核形石和大的微生物凝块叠层石一般直接占领后生生物绝灭后的生境[4]; 但它们作为一种灾难劫后生物还有争议[16]. 当生物绝灭事件后, 后生生物大量减少, 相对富养成分(eutrophic)增加时, 微生物群落将获得大发展, 如现代弗罗里达礁岛的微生物碳酸盐生产率的增加是由营养增加和养分富集引起[21]; 这也被用来解释生物绝灭事件[22]. 标志中、晚泥盆世阶的界线和生物礁类型的主要生物事件在桂林地区表现很明显. 吉维期末的生物危机造成艾菲尔和吉维期的主要造礁生物(块状层孔虫和皱纹珊瑚)大部分绝灭, 吉维期的珊瑚-层孔虫礁群落被弗拉期的层孔虫-珊瑚-钙质微生物群落代替. 弗拉期生态表型为球状、分枝状和不规则状的层孔虫类型取代了吉维期的板状、块状和圆丘状类型的层孔虫, 环境由吉维期寡养成分变为弗拉期的中养成分, 钙质微生物类和藻类从吉维期的礁前斜坡环境迁移到弗拉期的台地边缘环境, 成为重要的造礁生物. 晚泥盆世弗拉-法门界限和法门-杜内界限附近的生物事件终结了后生生物骨骼造架进入法门期和杜内期[23]. 受这些生物事件的影响, 晚泥盆世礁骨架的组分从后生生物骨骼变为钙质微生物、无骨骼的微生物石和生物胶结岩, 环境又由弗拉期的中养成分变为法门期的富养成分. 因此, 桂林晚泥盆世法门期完全由微生物形成的生物礁指示一种后生生物绝灭后从寡养分到富养分的环境变化.微生物礁和碳酸盐泥丘从元古代到今天都有发育, 全球古地理重建表明其分布广泛, 从热带到温带和极地都有产出. 对已报道和研究的地质时期微生物礁和碳酸盐泥丘的统计表明, 冰期阶段是微生物礁和碳酸盐泥丘最为发育的时期. 这一时期凉或冷的海水侵占了海底. 这种冷海水在深水区更为普遍, 随着上升流和海平面上升, 它们淹没过陆架1), 使碳酸盐沉积物形成特殊的沉积构造. 不管是地质时期还是现代的微生物礁和碳酸盐泥丘都包含有发育很好的平底晶洞和斑马构造, 这些构造代表早期的孔洞, 并由早期海底胶结物固定. 如果这些孔洞的形状多样时, 它们就有可能是先前天然气水合物沉积(充满天然气的冰)的残余物. 具有重要意义的是, 现今的海洋天然气水合物的产出往往与凉或冷的海水和丰富的碳酸盐亮晶和泥晶胶结物有关, 泥丘的早期海底胶结作用形成稳定的沉积基底, 光合营养的、非自养的和厌养的微生物殖生其上.晚泥盆世法门早、中期特别丰富的微生物类和藻类的碳酸盐沉积可以用作解释法门期冰室和海平面下降的一个原因. 最近的研究[24,25]证实海洋中单细胞生物(微生物类和藻类)都会分泌一种化学物质——二甲硫化物(dimethyl shlfide (DMS))来保护自己以避免高盐度的伤害. 当微生物类和藻类死亡腐烂后, 二甲硫化物就会进入海水中, 并最终随海水一起蒸发而进入大气层. 二甲硫化物进入大气层后就会氧化分解出硫. 这些硫的颗粒最易吸聚水汽而成为水滴的核心. 随着水滴在大气中的不断增加, 大量的水滴云就会形成. 这些水滴云反射阳光而使地球表面的温度下降, 冰室气候形成. 当气温下降时, 微生物、藻类的生长和繁盛就会减弱, 气候又重新回暖. 微生物类、藻类繁盛的同时, 会消耗掉海水中的大量氧气, 其他生物会大量减少.1) Krause F F. Paleozoic carbonate mud-mound evolution and global paleogeography. Abstract, 2002 Denver annual meeting of the Geological Society of American。
8-2 海洋环境及相模式 沉积学及古地理学教程
、风暴流、密度流以及洪水流等作用直接造成。
2、影响浅海陆棚沉积物性质的主要因素
（1）沉积物补给的类型和速度 浅海陆棚上的沉积物是通过河流、冰川、风的作 用来自毗邻的大陆，其中以河流作用为主。河流搬运
到浅海的大部分是细粒悬浮物质。
浅海陆棚上沉积的粗碎屑主要来源是潮汐流、风
暴回流从临滨带搬运而来的。
残留沉积物只发生在海进的开始阶段，以后将被 完全改造并被细粒沉积物所覆盖。
状交错层理；
D．砂岩的成分成熟度较高，其成分以石英和长
石为主，很少含泥质碎屑及其它不稳定矿物。
三、半深海 —深海环境及其沉积特征
1、地貌特征 半深海分布在大陆斜坡地带。大陆坡的平均坡 度为4，最大倾角可达20。最大深度在1400— 3000米之间。大陆坡有时被许多海底峡谷所切割。 大陆坡上的海底峡谷横断面呈“Ｖ”字形，可以从 陆棚一直延伸到大陆坡。海底峡谷是陆源沉积物搬 运的主要通道。海底峡谷的前端经常发育海底扇。 深海分布于深海平原或远洋盆地中，是一较平 坦地区，平均深度4000米左右。有些地区由于火 山的发育而形成海山、海丘。
屑浊积岩。典型浊积岩有鲍马序列特征。
浊积岩在宏观上是由砾状或含砾砂岩、砂岩、粉 韵律组成比较单调，单个韵律的厚度一般几十厘米到 2 米不等。内部结构上，一个完整的浊积岩序列由五 个具特殊沉积构造的单位组成，即鲍马序列。鲍马序 列是鉴定浊流沉积的重要标志。
砂岩和深海泥岩频繁互层组成的一套巨厚的韵律沉积。
贝壳层主要是腕足和双壳类，底部侵蚀充填构造发
育，并有浅的水道沉积。 远源风暴岩以细粒沉积物为主，层薄，底界明 显，但底部侵蚀构造不发育。
5．浅海陆棚沉积的主要识别标志 A ．以暗色粉砂质泥岩和泥质粉砂岩为主； B．含有正常海洋生物化石组合，如有孔虫、放
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15N
14N
14C
13C
12C
14C
13C
12C
14C
13C
12C
NOAA NASA
U.S. Bureau of the Census
Mackenzie et al (2002)
Richards (1991), WRI (1990)
14C
13C 12C
Goldewijk and Battjes (1997)
IPCC
FAO
14C 13C
12C
14C
13C 12C
Petit et al. 1999. Nature 399, 429-436
14C
13C
12C
z Greenland inland ice sheet
温度(C )
14C
13C 12C
1000
1500
2000
Mann (1999)
9
14C
13C
12C
z 海洋深层水的温度变化：
z 显示升温趋势
z 原因是高纬度冬季温度升高
14C
13C
12C
14C
13C
12C
14C
13C
12C
线流量与黑子数的
13
14C
13C
12C
z在太阳活动的极大期，太阳风的磁场使宇
宙射线偏离太阳系
z导致放射性核素，如14C、10Be、44Ti，产
率降低
z负相关的最大值有近8个月的滞后期
14C
13C
12C
/qil/datasets/
Stuiver et al, The Holocene, 1993
15
14C
13C
12C
C数据反演
Solanki et al., 2004. Nature431 1084-10871614C
13C
12C
Caballero-Lopez
et al.2005
Solanki et al.2004
行星际磁场：
结果一致
近年来的增
强趋势明
显：10Be
14C
13C
12C
Eddy, 1976, 197714C
13C
12C
294, 2130
14C
13C
12C
太阳活动高峰期：云量少& 辐射更强Æ气候温暖
14C
13C
12C
Krivova et al.2003 A&A Lett 14
C 13C 12C 宇宙射线与云量
与平流层气溶胶也有良好的相关性
Vanhellemont et al, 2002
Svensmark & Friis-Christensen, 1997
22
14C
13C 12C
8.2 温室气体与气候变化
z proxy
indicators: 指示古气候古环境变化
8.2.1 海洋沉积物甲烷释放
Weissert, 2000, Nature
14C
13C 12C
24
14C
13C
12C
14C
13C
12C
26
14C
13C
12C
14C 13C
12C
可能是由于甲烷净产生量与总产生量之比降低石油相关的甲烷产生比例提高
湿地
稻田填埋反刍动物生物质燃烧
天然气海洋水合物煤层瓦斯
14C
13C 12C
14C 13C
12C
14C
13C 12C
31
14C
13C
12C
32
14C
13C
12C
8.3 温度的同位素反演
8.3.1 冰芯氧同位素
33
14C
13C
12C
z 如何对冰芯计年？
层次计数法：夏季降雪积累快，冬季末往往有尘土沉降，可以从颜色上判断
34
14C
13C
12C
14C
13C 12C
年平均温度
36
14C
13C
12C
37
14C
13C
12C
格陵兰冰芯记录的气温、雪积量和电导率变化
14C
13C
12C
14C
13C
12C
δ18O
壳
-δ18O
水
14C
13C
12C
海平面
海洋
冰川
总量
总量
冰川
冰川
海洋
海洋
Δ
=
Δ
δ
=
δ
+
δ
A
/
M
M
M
M
41
14C
13C
12C14C
13C
12C
14C
13C
12C
叶片水中的氧δ与水平衡的大气中次生代谢化合物稍低：受其它来源丰度不同的氧的影响；与植物体内水分子、羰基及其他中间产14C
13C
12C
但是，应用氢同位素组成来研究古生物学
14C
13C
12C
46
14C
13C
12
C Wright 2001, thesis
47
14C
13C
12C
10Be反演的
降水量8.4.1 冰芯同位素
D反演饱和水
气压再推定的降水量
14C
13C 12C
8.4.2 树轮氧同位素
120天内的降水量与树轮纤维素氧同位素组成
6月20~10月17，1900~1998
14C
13C
12C
14C
13C
12C
CO N 水中的D, 51
14C
13C
12C
Princeton MOM vs Observations
14C
13C
12C
木质素石油自然界甲烷δ14C
13C
12
C 次生代谢物库14C
13C
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55
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12C14C
13C
12C 14C
13C
12C14C
13C
12C
植物光合作用
环境光照
温度
水分
环境
59
14C
13C
12C
Barber et al., 2003, Nature60
14C
13C
12C
树轮碳同位素与生长的关系
显著负相关
14C
13C 12C
14C
13C
12C
海洋地质与第四纪地质
14C
13C
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1500 1600 1700 1800 1900 year
14C
13C
12C
CAM
C3
C4
14C
13C 12C
O 14C
13C
12C
与大气的交换过程很重要：
如：18.0‰
14C 13C
12C
Jornada, South New Mexico
14C
13C 12C
采样避免母质（原生）碳酸盐的影响
14C 13C
12C
度，推定当时大气CO 2浓度和同位素组成
14C
13C 12C
14C
13C
12C
温度效应：低温增加溶解，盐度效应：盐度增加降低溶解，岩石储存：太慢，不大可能
植被海洋表层储存：因结冰而减少
海洋深层：存量72
14C
13C
12C
冰芯气体推定沉积速率：
冰的沉积速率快(0.5 m/yr) 时气体年龄与冰的年龄相差较小——几百年沉积慢(0.05~0.1 m/yr) 时可达1000 ~ 2000年
73
14C
13C
12C7414C
13C
12C
75
14C
13C
12C14C
13C
12C。