海平面變化的研究方法有哪些

① 　海平面變化綜合分析

在地質歷史中，海平面發生了不同級別不同周期的變化，其岩石記錄為重復性和旋迴性。反映海平面變化的集中方法通常表現為海平面升降曲線。在這種曲線上，具有很多可供參考的信息，例如盆地演化、最大海進期與生油密集段或生油期、岩相、地層的疊加型式及幾何形態、儲油層預測等等。可見，編制海平面升降曲線和分析海平面變化是很重要的。

一、海平面變化曲線的編制方法

海平面變化曲線有多種編制方法，例如，地震剖面上超點轉移法、Fischer圖解－Milan-covitch變化周期法、可容納空間分析法。

1.地震剖面上超點轉移法

這種方法是在地震剖面上根據濱岸上或上超點向陸或向海方向轉移幅度，來計算海平面的相對上升或相對下降的大小。沿著層序邊界，濱岸上超點向陸的不斷遷移反映了海平面持續相對上升的過程，濱岸上超點向海不斷遷移反映了海平面持續相對下降的歷程。另外，前積作用代表海平面相對下降，與濱岸上超點向海遷移相聯系。頂超表示海平面靜止不動，有兩種表現型式，一是在最大海泛期的「停滯」。削截反射標志代表了快速的海平面相對下降。在這種方法中需要進行壓實校正、差異沉降校正等，同時對於地層的缺失與削截還應進行一定恢復。

2.Fischer圖解法

Fischer圖解是Fischerz1964年在研究奧地利三疊紀環潮坪相Dashstein灰岩時首次提出的（據徐懷大，1995）。Fischer圖解假定米級旋迴具有平均周期，而上述研究區的碳酸鹽岩米級旋迴的累積厚度經過線性校正後作縱坐標，時間作為橫坐標。Fischer用構造沉降脈動（而不是用海平面的變化）來解釋米級旋迴反映的沉積環境的周期性變化，當時並沒有被人們所重視。1987年Goldhammer等在研究義大利北部中三疊世碳酸鹽台地的Milanco-vitchy旋迴和高頻海平面變化時，重新啟用Fischer圖解來解釋海平面變化的級次。後來，Fischer圖解的應用越來越廣泛。Fischer圖解適用於地層連續、高頻旋迴明顯且假定各旋迴周期恆定的條件下，在本區早奧陶世可以應用。

3.可容納空間分析法

可容納空間是指可供潛在沉積物堆積的空間，它包括剩餘空間和新增空間。可容納空間分析實際上在上超點法及Fischer圖解法中均有涉及。可容納空間變化規律對應於地層特徵，往往可容納空間大時形成的沉積厚度小，但小旋迴和韻律層多，相反可容納空間小時形成的沉積厚度大但小旋迴和韻律層少，這種規律具有一般性但也有特殊性。

可容納空間通常與古水深有聯系。在估算古水深時，重要位置是陸架坡折附近，其中有幾個重要的界面需要注意，浪基面—約30m，風暴浪基面—200m左右，碳酸鹽補償面（CCD）一大於1000m。除了沉積學方法，還可以用生物地層學的方法估算海平面的古水深。在一個海平面變化周期中，計算最大海泛時間是最重要的，可容納空間實質上等於上述時間的古水深減去構造沉降值（構造下沉取負值、上升取正值）。根據這種變化規律可以比較精確地計算海平面的上升或下降幅度。這種方法精確的計算也需要構造沉降和壓實校正。如果簡單地利用古水深恢復可容納空間，則應該加上沉積物厚度。在高頻周期中沉積厚度很小時可以忽略不計。

在確定可容納空間變化趨勢之後，以時間為縱坐標，以海平面升降變化幅度為橫坐標，可以作出海平面變化曲線。值得一提的是相對水深曲線與全球海平面變化曲線相比，有時具有一定的差異。例如在相對水深持續下降或保持一定深度而沉積速率較高時，全球海平面變化曲線呈現上升趨勢。

二、鄂爾多斯盆地海平面變化曲線綜合研究

1.時代確定及海平面曲線製作步驟

（1）引用Sarg等（1994）及Vail等（1992）的資料，按其提供的時代標於圖中。

（2）在地層整合的部位，I型層序選用比高水位體系域新的點作為拐點，通常相當於盆底扇中部的時代。Ⅱ型層序邊界處就是拐點。最大海泛下超面定於上升拐點處。在低水位體系域頂部確定首次海泛面。

（3）將上述各點連接起來，初步繪出海平面變化曲線。在缺少低水位體系域的地方，尚需人工彌補。

（4）利用估算的最大海泛面、最大下降和各體系域的確定升降幅度，一般選用靠近陸架坡折附近作為參考。同時也應該進行壓實和構造沉降校正。

（5）將各點及升降幅度結合起來，繪制完整的海平面升降曲線。

2.鄂爾多斯盆地寒武—奧陶紀海平面變化曲線及對比

依據上述方法繪制出鄂爾多斯盆地寒武紀和奧陶紀海平面變化曲線（圖4-3和圖4-4）。

（1）寒武紀海平面升降在全區具有比較一致的變化，繪制的海平面變化曲線分別參考了阿不切亥溝、蘇必溝和王和剖面。其共同的特徵是最大海侵期位於張夏期，另外在毛庄組層序1和2、徐庄組層序4、長山組層序9密集段沉積時均有明顯的海平面上升，表現為密集段由顏色偏深的泥頁岩組成，其也在層序對比中起到了重要作用。

經與全球海平面升降曲線（後者據Sarg等，1994）比較，發現兩者長周期變化非常相近，短周期中毛庄期、徐庄期、張夏期及長山期中的最大海泛時間與全球變化吻合程度相當高，不同點在於徐庄期和鳳山期三級周期頻率高，而張夏期和崮山期三級周期頻率低。造成這種情況的原因一是局部因素的影響，例如沉積速率、構造沉降速率的變化、氣候變化及局部構造運動的影響；二是缺乏可靠的絕對年齡值，三是有某種人為因素。

圖4-3鄂爾多斯盆地寒武紀海平面變化曲線及對比

圖4-4鄂爾多斯盆地奧陶紀海平面變化曲線及對比

值得一提的是，鳳山期的3個短周期中海平面呈不斷下降的趨勢，而長周期中海平面呈逐漸上升的趨勢，原因在於區內當時水體淺而可容納空間小，形成的可容納空間很快被充填，但新可容納空間又不斷增長，故才有水體淺又連續不斷沉積的局面，這樣海底不斷增高、海水不斷上升，從而導致絕對海平面持續上升。

（2）奧陶紀海平面升降曲線及其對比：早奧陶世時，鄂爾多斯盆地構造沉降、沉積環境相對比較穩定，加之碳酸鹽岩生長率高，故高頻層序發育，在東西部具可對比性。中奧陶世時，東緣為蒸發岩－碳酸鹽台地，與華北海連通；西緣沒入賀蘭山坳拉槽，因而兩地層序對比性比較差。鑒於西緣工作深入，且較長時期地處「陸架坡折」附近，反映海平面變化的旋迴性強，故選用桌子山拉什仲剖面作為編制海平面升降曲線的依據。

圖4-4是區內奧陶紀海平面升降曲線，與Exxon公司（1992）的全球海平面變化曲線（及Sarg等1994年的全球海平面變化曲線）對比，顯示「可容納空間包絡」在早奧陶世不盡合拍，並且區內的三級周期頻率高；中奧陶世二級旋迴變化趨勢相近，特別是與Arco公司曲線吻合良好，層序或層序組周期也基本吻合。

② 斷陷湖盆中相對湖平面變化的研究方法

（一）利用地震資料確定相對湖平面的變化

1.湖平面相對變化的地震標志

反映湖平面的相對變化最為可靠的地層標志是湖相層序中的湖岸上超和頂超現象。利用湖岸上超標志可以確定湖平面變化持續的時間和變化幅度，可以編制反映湖平面升降變化周期的圖件。

圖1-5 沉積物供給對敞流湖盆湖平面的影響

湖平面相對上升的可靠標志是湖岸上超向陸的遷移，湖平面相對靜止的可靠標志是湖岸沉積物的頂超現象，相對湖平面下降的可靠標志是湖岸上超向湖盆中央的遷移（圖1--7）。Vail等（1977）認為連續地震反射近似相當於地層年代界面，上超地震反射的位置受控於標志著平均高水位的沉積界面，因此，可將大陸邊緣海岸上超作為海平面變化的可靠標志（圖1-8）。因此，盆地邊緣的高解析度地震剖面資料是確定岸線上超遷移規律和頂超位置的最好資料。但是，由於現今地層展布狀況並不完全等同於湖岸沉積物沉積的狀況，若兩者之間差異較大時，應對差異沉降作用造成的地層厚度變化進行校正，這樣才能獲得較為准確的湖岸上超、頂超的遷移變化值。

2.湖平面相對變化曲線的編制

湖平面相對變化曲線的編制是在掌握區域地質背景的基礎上進行的，具體編制湖平面變化曲線的步驟如下。

圖1-6 沉積物供給對閉流湖盆湖平面的影響

第一步：熟悉研究區地質背景。結合前人研究成果，了解盆地類型和結構、盆地古地理特徵及盆地構造演化歷史。

第二步：選擇區域性地震剖面。地震剖面的選擇應遵循以下幾條原則：①測線最好穿過不同的構造單元，但構造變形少而簡單；②地震剖面應具有清楚的岸線上超記錄；③地震剖面有充足的控制井。

第三步：進行層序劃分和地質年代的確定。根據不整合的地震反射終止關系，結合鑽井、測井等資料進行層序劃分，並追蹤反映岸線上超點、頂超點的靠近物源方向的沉積邊界。利用同位素、古生物組合和地震記錄對沉積層序進行盡可能詳細的年代標定。

第四步：編制層序年代地層格架。將地震剖面上解釋的層序地層剖面轉換成縱坐標為地質年代的年代地層剖面，以反映各個層序的地質時代范圍、各層序的相互接觸關系及其空間展布。

第五步：確定岸線上超的加積量，編制湖平面相對變化曲線。結合層序劃分，確定湖平面相對升降變化的周期，確定岸線上超的垂向分量即岸線加積量及其與地質年代的對應關系，進而確定同一層序內各個上超點處的岸線加積量及它們的累積量，即該層序的湖平面相對上升幅度。然後測定該層序的最遠上超點與上覆另一個層序的最低上超點之間的岸線加積量，並以此作為湖平面下降的幅度，再重復上述步驟，便可得出各層序的湖平面相對升降變化曲線。

圖1-7 相對湖平面變化與沉積地層結構變化的關系

（二）利用沉積古水深和沉積地層厚度確定相對湖平面變化

由湖盆沉積作用的基本方程可知：

斷陷湖盆層序地層學

某一時間范圍內的相對湖平面變化為同期的水深變化和沉積物厚度變化之和，因此，只要知道某一沉積時間范圍內的古水深變化和沉積物原始厚度的變化，便可計算出相應的相對湖平面的變化。

1.古水深的確定

盆地的古水深可根據沉積物的分布規律、沉積構造、古生物類型及生態等方面的標志來確定。

（1）沉積物的分布規律

一般情況下，湖盆的粗碎屑為淺水沉積，由淺水至深水，砂礫沉積減少，粘土質沉積遞增，較深和深水區主要是粘土質沉積（表1-1）。當湖盆的化學岩發育時，由盆地邊緣至湖盆中心，呈現陸源碎屑沉積區—顆粒碳酸鹽岩和生物碳酸鹽岩沉積區—泥晶碳酸鹽岩沉積區—膏鹽沉積區的變化。由於湖水的進退，沉積作用的演化與發展，在垂向上呈現由陸源碎屑岩過渡為碳酸鹽岩—蒸發岩的沉積旋迴，或由碳酸鹽岩—蒸發岩過渡為陸源碎屑岩的沉積旋迴。

表1-1 不同岩性對應的形成水深

（2）沉積構造

圖1-8 海平面升降變化的標志

湖泊沉積中各種類型沉積構造均可發育，其類型變化取決於水深和水動力條件的變化（表1-2）。概括起來，盆地的深水、較深水沉積區主要形成微細水平層理，連續韻律發育；深湖濁積岩具復理石構造，槽模、溝模等是其特徵的沉積標志；淺水地區層理類型多樣，間斷韻律發育，波痕、沖刷侵蝕現象發育；乾裂、雨痕、細流痕等暴露成因的構造是反映沉積物出露水面的標志。不同沉積構造與水深關系復雜，也與湖面的開闊程度有關。

表1-2 不同沉積構造對應的形成水深

（3）古生物類型及生態

生物光合作用能力和水體透光能力決定了水深與生物類型和生態之間存在著密切的關系。根據現代生物研究，生物的屬種組合、結構、構造和大小變化都與水深有關。淺水生物殼大而厚，紋飾發育；而深水生物殼小而薄，紋飾簡單。如東營凹陷沙河街組一段以反映淺湖—較深湖的組合為特徵，其屬種組合為：①惠民小豆介、普通小豆介、玻璃介、華北介、湖花介和小玻璃介組合，反映水深2～15 m；②普通小豆介、惠民小豆介、玻璃介、小玻璃介、華花介、中國玻璃介組合，反映水深15～20 m；③玻璃介、小玻璃介、華花介、惠民小豆介、伸玻璃介組合，反映水深1～2 m。

在缺少遺跡化石的湖泊沉積環境中，可以採取遺跡化石，如潛穴、足跡、爬跡及其他生物擾動構造確定古水深。趙徵林等（1983）在研究東濮凹陷古近系湖相地層時建立了五個遺跡化石相，即濱湖的石針跡相、淺湖區上部的卷跡相、淺湖區下部的伸展跡相、半深湖區的始網跡相和深湖區的古網跡相。又如，在濱湖近陸一側的外濱湖區，潛水面變動較大，生物潛穴也隨之發生變化。當潛水面下降時，生物潛穴形態由近水平狀或淺的垂向穴變化為深的垂向穴（Hasiotisetal，1992）。因此，古生物是確定古水深的可靠標志（表1-3）。

（4）自生礦物和微量元素

自生礦物，如鋁、鐵、錳結核等，均按照自己的化學規律形成，除了與特定的環境有關外，還與水深有間接的關系。常用的標志是含鐵自生礦物，水體由淺變深、由氧化環境到還原環境依次為：褐鐵礦—赤鐵礦—鱗綠泥石—鮞綠泥石—菱鐵礦—白鐵礦和黃鐵礦（表1-4）。含鐵礦物分散在岩石中主要顯現在顏色上，尤以粘土岩的顏色判斷水深更為直接。

表1-3 不同遺跡化石相與水深的對應關系

表1-4 某些自生礦物與水深的對應關系

地殼元素的遷移與富集規律一方面取決於元素本身的物化性質，另一方面受地質環境的極大制約。氧和錳的親合力低於氧與鐵的親合力，導致在沉積過程中鐵、錳分離，時間上鐵的沉積早於錳，空間上鐵多沉積在淺水，而錳多沉積在較深水域，隨水深的增加，錳的含量增加。另外，根據周瑤琪等的研究成果，沉積物中鈷的含量與沉積速率成反比，而與沉積時的水深呈正比。具體公式如下：

斷陷湖盆層序地層學

由式（1-1、1-2）整理得

斷陷湖盆層序地層學

式中：R_s——沉積速率；Co——鈷的含量；h——沉積時的水深；k，α，c——常數，與湖盆中沉積物的平均沉積速率、平均鈷含量有關。

（5）生物分異度

生物分異度是岩層中生物種類多樣化程度的一種度量。在濱淺湖環境中，隨水深的增加而生物種類變多，分異度高則表示水體加深；在湖岸環境如三角洲、河流等中，生物分異度低。

為了定量化地研究古水深與生物分異度的關系，可以採用化石群信息函數分異度方法。信息函數是資訊理論的一個概念，是指某種信息在空間的概率分布，復合分異度H_s和優勢度dm是其常用的兩個具體表達式。

復合分異度表示為

斷陷湖盆層序地層學

式中：P_i——第i個化石種個體數（n_i）占樣品中同類化石總數（N）的百分率；s——樣品中某類化石的種數。

優勢度dm（dominance）是指樣品中最多的一個化石種（n_max）占樣品中該群個體總數（N）的百分比，表達式為

斷陷湖盆層序地層學

據倪丙榮等（1990）對東營凹陷的研究成果，優勢度dm隨水深增加而減小，它們的關系見表1-5。

2.沉積物原始厚度的估算

每個旋迴沉積時的相對湖平面，等於該旋迴沉積時的古水深加上基底到沉積界面之間的沉積物原始厚度。

沉積物在上覆地層的壓實作用下，孔隙度減小，孔隙中流體排出，沉積物的厚度減小，因此，現今的沉積地層厚度必須進行壓實校正，才能進行原始厚度的估算。

表1-5 湖盆水深d與介形蟲優勢度dm的關系

假設某一沉積地層的原始厚度（壓實前厚度）為h₀，現今厚度（壓實後厚度）為h，沉積地層厚度的變化值為Δh，即，

斷陷湖盆層序地層學

沉積地層埋藏不同時間後或不同深度下壓實率K=沉積物受壓實後減少的厚度（Δh）／沉積時的原始厚度（h₀），即

斷陷湖盆層序地層學

所以

斷陷湖盆層序地層學

由岩石壓實模擬實驗求得，一般情況下，砂岩最終壓實率為0.2，泥岩最終壓實率為0.6～0.7。

由東營凹陷古近系岩石壓實模擬實驗得到砂泥岩壓實回歸方程：

斷陷湖盆層序地層學

式中：K——不同埋藏時間或深度下的壓實率；H——深度，m。

根據式（1-5）進行脫壓實校正可計算出，每一個旋迴沉積時，沉積基底到沉積物表面之間沉積物的厚度。第i個旋迴沉積時，其沉積表面到基底之間沉積物的總厚度等於

斷陷湖盆層序地層學

式中：H_i——第i個旋迴沉積時，沉積物表面到盆地基底的高度；h_i，h_i-1，h_i-2，…，h₁——分別表示第i，i-1，…，1個旋迴的現今厚度；K_i-1，i——第i-1個旋迴在第i個旋迴沉積時的壓實率。

3.相對湖平面變化曲線的獲得

根據以上古水深的估算和壓實校正，可以計算出相對湖平面曲線。

斷陷湖盆層序地層學

式中：L_i——第i個旋迴沉積時的相對湖平面高度，m；h_wi——第i個旋迴沉積時的古水深；H_i——第i個旋迴沉積地層經壓實校正後的地層厚度。

（三）利用Fischer圖解研究相對湖平面變化

Fischer圖解法是Fischer在1964年研究奧地利三疊系潮坪碳酸鹽沉積的Lofter旋迴時最早使用的方法。與其他地區的潮坪沉積一樣，Lofter旋迴性特別明顯，但每個旋迴的厚度並不相同。為了解釋旋迴厚度的差異，Fischer改變了作傳統柱狀圖的方法，將旋迴層及其厚度表示在以時間為橫坐標、以空間為縱坐標的圖上，這就是最早的Fischer圖解。

自Fischer以後，很多人對Fischer圖解的實用性、適用條件、縱橫坐標軸的表示方法、旋迴層數對圖解的影響進行了討論。現今多採用縱坐標用累積厚度偏差表示，橫坐標用旋迴數表示。

1.Fischer圖解的作圖方法和步驟

第一步：在野外剖面、鑽井岩心或測井曲線上精確劃分旋迴層，特別注意在旋迴層劃分時整個剖面的標准應保持一致；

第二步：計算旋迴層的平均厚度（算術平均）；

第三步：計算各旋迴層的厚度偏差和累積厚度偏差；

第四步：以橫坐標為旋迴數，以縱坐標為累積厚度偏差，將各旋迴數對應的累積偏差連線即得Fischer圖解。

2.對Fischer曲線的討論

Fischer曲線類似正（余）弦曲線。曲線升降表示可容空間的變化，上升表示可容空間的增加，下降表示可容空間的減少。假定基底的沉降是均勻的，可以認為可容空間的變化是湖平面升降變化所引起的，湖平面上升，可容空間增大，湖平面下降，可容空間變小。這樣Fischer曲線的變化便反映了湖平面的變化，即曲線升降與湖平面的升降一致。

繪制Fischer曲線應注意考慮兩個問題：①Fischer圖解法要求地層剖面以旋迴層序單元為基本單位。據Sadler等人證明，在旋迴數大於50個的剖面上，即便不同的人所劃旋迴數有些差異，但圖解的基本特徵不會有太大的變化。②Fischer圖解法要求旋迴層序單元厚度應為沉積時的厚度，以便真實地反映出沉積物實際可容空間的變化，故對砂泥剖面應進行必要的壓實校正。

③ 海平面變化

根據前述層序地層的劃分與對比，以江達島弧盆地的三疊紀層序地層研究為例，闡明昌都地區三疊紀的海平面變化特徵。通過與Haq等（1988）根據特提斯地區編制的三疊紀年代地層及海平面變化周期資料對比，將其分成10個周期（圖5.13）：

圖5.13 島弧區三疊紀沉積作用的控制因素

（1）早三疊世印度早中期：250～247.5Ma；

（2）早三疊世印度晚期：247.5～245.0Ma；

（3）早三疊世奧倫尼剋期：245.0～241.1Ma；

（4）中三疊世安尼期：241.1～239.5Ma；

（5）中三疊世拉丁早期：239.5～237.5Ma；

（6）中三疊世拉丁中晚期：237.5～235.0Ma；

（7）晚三疊世卡尼早、中期：235.0～226.0Ma；

（8）晚三疊世卡尼晚期至諾利早期：226.0～216.0Ma；

（9）晚三疊世諾利晚期：216.0～219.0Ma；

（10）晚三疊世諾利晚期末至瑞替期：219.0～208.5Ma。

在昌都地區的島弧區、弧後區及克拉通區，三疊紀的火山沉積組合及其沉積序列均有明顯不同，反映出區內構造-火山作用在其中扮演了重要角色，正如圖5.13所解釋的那樣。但同時也應看到全球海平面變化對該區產生的影響，例如全區內規模空前的一次海侵是在諾利早期，其相應的凝縮層為泥灰岩、雙殼堆積層與含菊石頁岩，覆蓋著全區大部分面積；代表了區域乃至全球海平面變化特徵。其深層次原因可能是，區內東西向擠壓應力釋放，緩慢的構造沉降與弧火山活動的終止，使得海平面變化起主導作用所致。其餘的昌都地區海平面變化與Haq等（1988）全球海平面變化曲線的對比與解釋見圖5.13。該圖表明高度活動的島弧與弧後區，其沉積作用受構造、火山-沉積物供給與海平面變化的相互作用控制，也為弧-盆體系之所以造成層序類型、結構和數量的不同提供了直觀的解釋。

④ 海平面變化的介紹

海平面變化是指海平面的升降變化。導致海平面變化的因素十分復雜，主要有冰川凍融、火山、構造運動、大地水準面變化、物理性質、天文因素、地球物理因素、溫室氣體及陸地水儲量的變化。1961年至2003年，全球平均海平面以1.8mm/a的速度上升；1993-2003年，全球平均海平面以3.1,mm/a的速度上升。1海平面上升淹沒濱海低地，破壞海岸帶生態系統，加劇風暴潮、海岸侵蝕、洪澇、咸潮、海水入侵與土壤鹽漬化等災害，威脅沿海基礎設施安全，給沿海地區經濟社會發展帶來多方面的不利影響。海平面上升已經嚴重威脅到各沿海地區的生存，尤其是大洋中一些小型島國如吐瓦魯、馬爾地夫等2。

⑤ 全球海平面的變化是怎樣的

大洋沉積物具有明顯的韻律性和旋迴性，它反映出一系列交替的氣候狀況。這與人們普遍關心的海平面變化有直接的關系。大陸及其邊緣地帶的顯生代沉積地層資料，反映了全球海平面的變化。地質時期全球海平面變化范圍在幾十米到幾百米之間。研究表明，長期的海平面變化，可能與洋盆體積變化有直接關系，而短時期的海平面變化，則是由氣候因素引起的。顯然，海平面變化的確切原因，應該說還沒有完全為人們所認識。在南大洋進行的若干深海鑽探獲得大量資料信息，使人們對南極大陸及其周圍的古氣候演變過程有了初步了解。但是，當南極冰川在第三紀中期發生大量擴展時，北半球的冰川並不存在。這種極大的反差，讓地質學家們百思不得其解。

⑥ 海平面變化有哪些

用檢潮儀可以檢測海平面的變化情況，現在常用高度計和人造衛星軌道結合測量海平面的變化，海平面的漲落是大氣溫度變化和冰川融化造成的。

⑦ 海平面變動是怎樣的

海水面的升降變動稱為海平面變動。它是海水量、水圈運動、地殼運動和地球形態變化的綜合反映，地球演化的一個重要方面。海水時刻在運動，海平面也不斷在變動。這種變動有短期的，如日變動、季節性變動、年變動和偶發性變動等，主要與波浪、潮汐、大氣壓、海水溫度、鹽度、風暴、海嘯等因素有關，其升降幅度小，且常是局部的（見平均海平面）；也有長期的，即地質歷史期間的海平面變動，其變動幅度大，是大區域性的，甚至是全球性的。海洋地質學主要是研究長期的海平面變動。長期海平面變動引起的最直接後果是海侵或海退。它導致海岸線移動，海陸變遷，對大陸架和海岸地貌、淺海與近岸沉積和礦產的基本特徵產生很大影響，使海岸工程、港灣建築遭受侵襲。

⑧ 簡述海平面變化的原因，氣候變化是怎樣影響海平面的

根本的原因是：氣候變暖導致海平面發生了變化.1、氣候變暖,冰雪融化,海平面就上升；2、氣候變暖,海水按照熱脹冷縮的規律吸熱膨脹,海平面也要上升.
要使海平面上升緩慢,方法也是有的,但是實現的過程會非常的艱難曲折.以下就是一種方法：
敬愛的先生/女士：
您辛苦了!
主題：坎昆氣候大會,應向中國敬禮.
2010年11月29日~12月10日的墨西哥坎昆全球氣候變化大會,主要是圍繞著如何遏制全球氣候變暖而展開全面討論的又一次會議.
要遏制全球氣候變暖的步伐,治本的路徑有兩條,第一條路徑是減少化石燃料的消耗；第二條路徑是從化石燃料燃燒後的煙氣中捕集二氧化碳並隨之填埋.第一條路徑因為使用化石燃料成本低,所以行不通；第二條路徑存在成本高額,負擔太重,也行不通.
第二條路徑的成本到底有多高額,計算一下便知曉.據來自互聯網的文章《近幾年來,一種將二氧化碳濃縮後填埋於地下的環保技術（簡稱CCS）》,發布時間2010年3月23日.文章中說到：捕集存儲1噸的二氧化碳就產生0.5噸的二氧化碳.說明：在捕集存儲二氧化碳的過程中,需要增加50%以上的能源消耗.
以美國為例來說明捕集填埋二氧化碳的高額負擔.美國2009年向大氣排放的二氧化碳約60億噸,假定60億噸的二氧化碳全部捕集並且填埋,需要增加的能源消耗為12億噸標准煤（設1噸標准煤完全燃燒後產生的二氧化碳是2.5噸）,若消耗1噸標准煤的費用是1100元人民幣,12億噸標准煤的費用就是1.32萬億元人民幣.
要遏制全球氣候變暖的步伐,在走治本的路徑行不通的情況下,就只有走治標的路徑了.
治標路徑的方法是：把治本的資金投入到新興能源產業中去,即把治本的高額負擔轉變成發展新興能源產業的動力.經過幾十年的奮斗,用新興能源逐步替代化石能源,並且努力做到用新興能源來取代化石能源在能源中的主導地位的局面.新興能源是指：可再生能源和核能.
只要一家企業投向新興能源產業的資金達到440元人民幣,就認可這家企業減排了1噸的二氧化碳.
中國在「十二五」規劃中,每年投向新興能源產業的資金高達1萬億元人民幣,相當於中國政府每年減排了22.73億噸的二氧化碳.
中國作為發展中國家,率先履行了還不該履行的「共同但有區別的責任」的溫室氣體減排的原則.試想,發展中國家和最不發達國家都朝著發達國家的人均化石能源的消費標准去發展生產力,必然將氣候變暖推向不歸路.因此,國際社會應向中國學習,寧可放慢發展速度,也要把有限的資金投入到新興能源產業中去,以此減少溫室氣體的排放.
建議：在遏制全球氣候變暖的國際談判中,增加治標路徑的談判,按照治標路徑的方法核定發達國家的責任和資金投入的額度.
現在,全世界因燃燒化石燃料每年向大氣排放的二氧化碳接近400億噸,若保持每年向大氣排放400億噸的二氧化碳不變,全球氣候變暖的步伐是否會停止,這是科學家需要完成的重大課題.不要因為治標路徑的談判延誤了治本路徑的談判.
能夠把這封信傳遞給任何一個人.治標路徑的談判,涉及資金援助嗎?涉及技術轉讓嗎?涉及···嗎?
從遏制全球氣候變暖的國際談判能夠明顯的得出結論,要讓發達國家拿出錢來援助發展中國家和最不發達國家共同應對氣候變暖,這是辦不到的.因此必須轉而要求發達國家拿出錢來,投向新興能源產業,以此降低化石燃料的消費,減少溫室氣體的排放.
發達國家在污染大氣的前提下,首先快速富裕了起來,理當用積累的資金率先減少溫室氣體的排放,將剩餘的較少的還能排放溫室氣體的空間留給發展中國家和最不發達國家,也能使發展中國家和最不發達國家盡快富裕起來.這種想法,也同樣符合鄧小平同志的先富跟後富的思想理論原則.

⑨ 海平面的變化與哪些因素有關

大洋沉積物具有明顯的韻律性和旋迴性，它反映出一系列交替的氣候狀況。這與人們普遍關心的海平面變化有直接的關系。大陸及其邊緣地帶的顯生代沉積地層資料，反映了全球海平面的變化。地質時期全球海平面變化范圍在幾十米到幾百米之間。研究表明，長期的海平面變化，可能與洋盆體積變化有直接關系，而短時期的海平面變化，則是由氣候因素引起的。顯然，海平面變化的確切原因，應該說還沒有完全為人們所認識。在南大洋進行的若干深海鑽探獲得大量資料信息，使人們對南極大陸及其周圍的古氣候演變過程有了初步了解。但是，當南極冰川在第三紀中期發生大量擴展時，北半球的冰川並不存在。這種極大的反差，讓地質學家們百思不得其解。

⑩ 　二疊紀海平面變化研究

二疊紀是聯合古陸生成、發展、演化的最重要時期。由於該期地層劃分、界線對比、發育狀況、露頭特徵及分布的特殊性，全球二疊紀層序地層研究程度相對較低。近幾年來，隨著地球科學的迅速發展，二疊紀層序地層及海平面變化研究取得了較大進展（Vail P R et al.,1977;Crowell,1978;Ross,1988;Ross et al.,1987a;Ross et al.,1987b;Veevers et al.,1987；覃建雄，1996;QinJianxiong et al.,1997；覃建雄，1994；殷鴻福等，1994；覃建雄，1994；覃建雄，1998），其中最典型的是Vail等（1977）,Crow ell等（1978）和Ross等（1988,1987a,1987b）的研究成果及相關的二疊紀全球海平面變化曲線。它們都具有如下共同特徵：①具典型的向上變淺趨勢（殷鴻福等，1994）；②最低海平面時期為晚二疊世韃靼末期；③二疊紀（尤其是晚二疊世）次級周期海平面旋迴過於簡單，或僅以虛線代之（殷鴻福等，1994）；④通常局限於二疊紀某一時期。造成上述特點的原因是前人研究資料主要源於北美、歐洲及岡瓦納地區（即聯合古陸）（殷鴻福等，1994），這些地區二疊紀以海相→過渡相→陸相沉積序列為主，上二疊統通常發育不全，甚至缺失整個上二疊統。與此相反，以華南地區為代表的包括阿爾卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等地區在內的特提斯域，二疊紀普遍發育一套不同於聯合古陸的新型沉積——海侵型碳酸鹽岩沉積或碳酸鹽－硅質岩旋迴。

該區地層發育全、保存好、露頭佳，先期地層、沉積、生物資料豐富，是進行二疊紀層序地層研究最理想的地區。文章立足於特提斯域，尤其是華南地區，結合全球諸大陸層序資料，對二疊紀層序地層及海平面變化進行再分析。

7.8.1資料來源及特點

為確保二疊系資料的針對性和代表性，在搜集全球二疊系層序資料時，主要遵循如下原則：①剖面點應具全球分布特點，既包括歐亞和岡瓦納大陸（即聯合古陸），又涉及特提斯域；②注重各種構造、沉積背景的典型層序剖面，如克拉通內、克拉通邊緣、被動邊緣、活動邊緣、深水盆地等；③力求二疊系層序資料的完整性，即選擇的二疊系層序剖面不僅發育全，而且先期地層、生物、沉積等基礎研究扎實。根據以上原則，此次研究資料主要源於代表北美克拉通陸架的西得克薩斯剖面和歐洲地台的南俄羅斯盆地剖面（圖7.15G,H）；代表特提斯域不同沉積背景的剖面，如伊朗中部剖面、湖北利川剖面、安徽巢縣剖面、廣西河池剖面和貴州獨山剖面（圖7.15A—E）；代表岡瓦納大陸的南非卡魯剖面和西澳大利亞剖面（圖7.15I,J）；代表歐亞板塊東緣特殊地塊——華北板塊的山西太原剖面（圖7.15F）。此外，尚參考全球各大陸不同構造－沉積背景的其他輔助剖面及區域資料。

7.8.2全球二疊紀層序劃分及對比

Ross等（1988）在前人資料（Vail P R et al.,1977;Crowell,1978;Ross et al.,1987a;Ross etal.,1987b）基礎上，將北美西得克薩斯和南俄羅斯地台二疊系劃分為14個層序，其中倫納德統5個層序，瓜達盧普階5個層序，奧霍統為4個層序（圖7.15G,H）；將伊朗中部上二疊統劃分為14個層序。綜觀上述諸典型剖面並結合全球二疊系區域資料可看出：①二疊系層序發育最全的是華南右江地區和西特提斯域，其他地區剖面的二疊系層序發育不全或保存不完整，通常缺失晚二疊世晚期地層，甚至缺失整個上二疊統層序，如北美得克薩斯中北部、堪薩斯、北英（圖7.15E）。Veevers等（1987）將南非卡魯盆地二疊系劃分為10個層序，即下統6個，上統4個（圖7.15I）。Crowell等（1985）將澳大利亞西部劃分為9個層序，其中下統6個，上統3個（圖7.15J）。我們將揚子地區二疊系劃分為11個三級層序，其中下統6個，上統5個（圖7.15B—D）；將右江地區二疊系劃分為15個層序，其中下二疊統10個，上二疊統5個（圖7.15A）；將山西太原二疊系劃分為10個層序，其中上、下二疊統各5個（圖7.15F）。英格蘭、南俄羅斯地台、新疆北天山，以及非洲、南美、澳大利亞的大部地區，均不同程度地缺失上二疊統層序。②若以華南右江地區為標准，二疊系應發育15個層序，顯然其他地區不同程度地缺失某一層序或部分層序或數個層序，其規律是二疊系底部缺失，如全球大部分地區；下二疊統頂部缺失，如華南地區；二疊系頂部缺失，如全球大部分地區；或二疊系頂、底及下二疊統頂部都缺失，如堪薩斯及北英格蘭等地區。③二疊系共識別出3個等時的全球成因界面，它們分別是石炭系—二疊系界面、上、下二疊統界面、二疊系—三疊系界面。其中石炭系－二疊系界面年齡值為（285±5）Ma（覃建雄，1994），除華南右江盆地的台盆背景及西特提斯域局部地區外，全球表現為平行不整合接觸，局部為角度不整合，如西歐和新疆北天山地區。上、下二疊統界面年齡值為（260±5）Ma（覃建雄，1994），在北美、歐洲、西伯利亞及南半球岡瓦納大陸均為平行不整合（覃建雄，1998），具全球對比意義；在華南，上、下二疊統之間為平行角度不整合，華北地區大多為平行不整合。二疊系—三疊系界面為全球典型的地層不整合界面，生物地層、磁性地層、地球化學、岩漿活動、氣候地層、生物事件及海平面事件研究結果（覃建雄，1994）綜合證實，二疊系—三疊系界線具全球成因特點，界面年齡值為（250±5）Ma（覃建雄，1994）。④根據化石帶和關鍵層序界面，下二疊統層序S3～5在全球范圍內可進行對比，其次是層序S_6～8，再次是層序S_11～13。至於層序S_1～2，除在華南右江地區、西特提斯域、南俄羅斯地台及北美得克薩斯西部有發育外，全球其他地區大都缺失，這與石炭紀末—二疊紀初構造運動或氣候事件有關（覃建雄，1996）。關於層序S_9～10，除在華南右江地區西部、南俄羅斯地台和北美克拉通陸架保存較完整之外，其他地區大都缺失，這與早二疊世末構造運動造成的地層剝蝕有關，最典型的華南地區，由於東吳運動的影響，造成茅口組上部廣泛缺失和區域喀斯特化。⑤上二疊統層序在特提斯域（如華南、伊朗、外高加索中部）表現為一套完整的海相碳酸鹽岩或碳酸鹽岩－硅質岩混合沉積，其中化石帶、層序界面及內部構型等對比資料充分，而聯合古陸大部地區即使有保存，均以陸相或過渡相層序為主，生物化石較少，層序對比相對困難。但通過上覆、下伏地層關系、層序界面特徵和高精度生物地層研究，特提斯域和聯合古陸兩大構造體系之間，可建立某種聯系或層序對比。

圖7.15全球二疊系典型剖面層序對比簡圖

（E、G、H據Ross等，1988;J據Crowell,1985;I據Veevers,1987）

1—灰岩；2—砂岩；3—冰磧層；4—礫岩：5—礁；6—顆粒灰岩；7—硅質岩；8—煤；9—硅質泥岩；10—砂質灰岩；11—泥灰岩；12—雲岩；13—雲灰岩；SBⅠ—Ⅰ型界面；SBⅡ—Ⅱ型界面；A—河池部面；B—獨山剖面；C—利川剖面；D—巢縣剖面；E—伊朗中部剖面；F—太原剖面；G—得克薩斯剖面；H—南俄羅斯剖面；I—南非剖面；J—澳大利亞剖面；F₁—Schwagertan帶；F₂—Misellina帶；F₃一Parafusulina帶；F₄—Cancellina帶；F₅—Neoschwagerina帶：F₆—Yabeina帶；F₇—Godonofusiella帶；F₈—Nankingella帶；F₉—Gallowayinell mettienensis帶：F₁₀—Paleofusulina sinensis帶

7.8.3二疊紀全球海平面升降事件

全球二疊系層序劃分及對比結果表明，二疊系15個三級層序代表15次三級周期相對海平面旋迴產物，其中至少有6次海平面升降事件具全球成因意義（圖7.16），它們分別是倫納德初期海平面上升、瓜達盧普早期海平面上升、瓜達盧普末期海平面下降、卡贊早期海平面上升、韃靼早期海平面上升及韃靼末期海平面下降事件。

7.8.3.1倫納德期初期海平面上升

此次相對海平面上升波及聯合古陸和特提斯地區，具體表現為：①在南非、巴基斯坦、澳大利亞等地區，冰磧層、陸相沉積和煤層直接超覆在泥盆系之上（覃建雄，1994）；②在北美地區，倫納德統海侵灰岩超覆在賓夕法尼亞系頂部不整合面之上（覃建雄，1994）；③在東歐，薩克馬爾階海侵灰岩分布范圍明顯拓寬，並逐漸超覆於阿瑟爾階岩溶灰岩之上（Ross,1988）；④在華南克拉通及其邊緣、華夏克拉通及其邊緣，海侵碳酸鹽岩超覆在泥盆系—石炭系頂部不整合面之上；⑤華北地區表現為過渡相—陸相沉積超覆在石炭系頂部不整合－整合面上；⑥在中國北方海槽、西南海槽，陸相—過渡相地層超覆於石炭系頂部角度/平行不整合面上；⑦在生物方面，首次出現seudoschwagerina,Daimnia或Missellina類、有孔蟲帶分子。此次海平面上升事件與准冰川型海平面變化有關（覃建雄，1996），證據主要有：a.南非、澳大利亞、東西伯利亞等地發育冰磧層及冷水動物群（Veevers et al.,1987）;b.歐美地區發育同期非暖水碳酸鹽岩沉積（Caputo,1985;Ross,1984）;c.石炭紀—二疊紀冰川事件始於威斯藩期，在斯蒂藩期—薩克馬爾期達到頂峰，倫納德期逐漸消融，至瓜達盧普期結束（Dickins,1987），這與華南地區石炭紀、二疊紀之間平行不整合面及其上廣泛分布的棲霞組非暖水碳酸鹽岩不謀而合（殷鴻福）；d.華南地區石炭紀末—二疊紀初，地層平緩、構造穩定、無火山活動記錄，暗示石炭系、二疊系之間假整合可能與冰川活動有關；e.與二疊系其他層序相比，棲霞組層序（S_1-3）的δ¹⁸O、δ¹³C值、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值偏高，S^2-、C、A及Sr含量偏大，而古氧值及含鹽度顯著偏低，暗示與冰川型海平面變化有關（覃建雄，1996）。

7.8.3.2瓜達盧普期早期海平面上升

該時期為特提斯域早二疊世最大海侵時期，造成下二疊統二級層序的凝縮層（覃建雄，1996），全區無論是深水盆地還是淺水台地或被動邊緣，普遍發育眼球狀灰岩、頁狀藻灰岩、硅質岩或硅質灰岩，大量出現新興生物分子，如Altudoceras,Paracellites,Parafusulina和Polydiexodina等北美地台和特提斯生物區的重要分子（Ross,1988），以及華南上揚子的Neoschwagerina帶、右江地區的Cancellina和桂東—桂北的Kufengoceras,Altudoceras帶分子。在岡瓦納古陸同期地層中，初始發育濱海相或過渡相含煤岩系。另外，華南地區同期地層中有機碳、鍶、總烴含量、δ¹⁸O、δ¹³C值最高，古氧值、孔滲度最低，陰極發光最弱（覃建雄，1996）。

7.8.3.3瓜達盧普期晚期海平面下降

由於該期全球海平面下降，造成以下地質記錄：①聯合古陸面積明顯增大，揭開了北美、歐洲及岡瓦納大陸晚古生代二級周期海退歷程的序幕（覃建雄，1994），並以發育華力西末期的蒸發盆地及河湖相沉積為特色，頂部發育區際不整合面；②特提斯洋面積不斷縮小，並發育古陸和島弧；③在華南地區，古地理格局發生巨變，古陸規模和淺水面積明顯擴大，如川滇古陸向東擴張，右江盆地四周隆起形成新的古陸和島弧，包括大新古陸的出現。與此同時，江南古陸和雲開古陸也隆出水面，深水盆地向西南收縮；④華南、華北地區、北方海槽和西南海槽大部暴露地表，遭受風化剝蝕，造成下二疊統茅口組頂部缺失及0～50m不等的風化殘積相；⑤在下二疊統茅口組上部通常缺失Yabeina帶及Neoschwagerina帶或有關分子，大量珊瑚、腕足類、菊石、有孔蟲等屬種不同程度絕滅；⑥相應層位δ¹⁸O、δ¹³C值明顯降低，不溶殘余物含量、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、A、陰極發光強度、古氧值、孔隙度等參數發生顯著變化（覃建雄，1996）。

圖7.16二疊紀海平面相對變化與全球對比

7.8.3.4卡贊期早期海平面上升

廣泛的海平面上升僅局限於特提斯域（覃建雄，1996），如華南、伊朗、外高加索、阿爾卑斯、北越和日本等地區，其次是南俄羅斯地台、北英格蘭以及巴基斯坦鹽嶺地區（Ross,1988），以海相灰岩、硅質灰岩超覆於下二疊統頂部造成不整合面為特徵。此次海侵不僅奠定了特提斯域晚二疊世古地理輪廓，而且也開辟了該區盆地轉換的新篇章，其中以華南地區為典型，主要標志有（覃建雄，1998）：①各古陸不同程度淹沒；②右江地區由被動陸緣裂谷盆地→弧後裂谷盆地，桂東南由被動陸緣走滑盆地→前陸盆地，上揚子地區由碳酸鹽台地→混合陸棚台地。華夏古克拉通邊緣基本上以陸屑沉積建造占絕對優勢；③造成眾多生物群復生，如Codonofusiella,Prototoceras,Spinomarginifera,Streptorbynchus,Gigantopteris,Labatanularia等屬種多為該期首次大量出現分子；④同期層序地化方面，δ¹⁸O、δ¹³C、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、有機碳、A、S^2-等值不斷增大，古氧值、MgO及酸不溶殘余物含量、孔隙度則不斷減小（覃建雄，1996）。

7.8.3.5韃靼期早期海平面上升

該期為二疊紀最後一次主體海平面上升事件，影響范圍局限於華南、伊朗及日本等地區，主要特徵包括：①同期硅質灰岩、硅質岩超覆於先期灰岩喀斯特面或煤層之上；②Gallowayinella meitienensis帶分子的首次出現；③華南地區海域突然增大，水體明顯加深，主要表現為江南古陸沉沒消失，川滇古陸、越北古陸、馬關古陸、大新古陸明顯退縮，陸屑相帶向古陸退覆，相應灰岩－硅質岩相帶明顯向古陸超覆；④在層序地化曲線上，δ¹⁸O、δ¹³C、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、C、A、S^2-及Sr含量不斷增大，古氧值及酸不溶殘余物含量明顯減小（覃建雄，1996）。該期海平面上升事件與古特提斯洋裂谷作用有關。

7.8.3.6韃靼期末期海平面下降

該期北美、西歐、俄羅斯及岡瓦納等全球大部分地區表現為大陸剝蝕狀態，海相沉積局限於特提斯域（覃建雄，1994）。該期海平面下降具短期低幅特點（覃建雄，1998），明顯標志是全球性平行不整合面及其上面在全球分布有1～5cm的粘土層，其中富含瓣鰓類化石（覃建雄，1996）。二疊紀末—三疊紀初的全球性生物絕滅、磁極倒轉、凝灰沉降、全球氣候及構造等事件，可能與該期全球海平面下降事件有關（覃建雄，1994）。在聯合古陸非海相地區主要表現為其對先期沉積間斷面的疊加和改造。在華南川滇古陸東部廣大台地區及右江裂谷盆地背景，二疊系頂部表現為δ¹⁸O、δ¹³C、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr達最小值，C、A、S^2-等總體變小，古氧值、MgO、酸不溶殘余物含量趨於增大（覃建雄，1996）。該期海平面下降事件結束了特提斯域二疊系層序的發展史。

7.8.4二疊紀全球海平面變化類型及成因

綜觀全球不同地區二疊紀相對海平面曲線演化規律（圖7.16），二疊紀全球海平面旋迴可劃分為兩個分支：一是反映主體海平面上升的海平面變化；二是反映主體海平面下降的海平面變化。前者局限於特提斯域，最典型的是華南（尤其是西南地區）、巴基斯坦、外高加索、阿爾卑斯、伊朗、北越及日本等地，以海侵型碳酸鹽岩、硅質岩或海侵型碳酸鹽岩沉積序列為特徵。後者廣泛分布於聯合古陸，如北美、歐洲、中亞、南非、澳大利亞、印度等地區，以海相碳酸鹽岩或碳酸鹽岩－碎屑岩→海陸交互相或陸相沉積序列為特徵。造成上述明顯差異的根本原因是由於二疊紀特殊的全球構造古地理及演化特徵所致（覃建雄，1997）。

二疊紀全球構造古地理格局表現為由勞亞大陸和岡瓦納大陸耦合成的聯合古陸、特提斯洋及游離於其中的華夏古陸群（覃建雄，1994）。其中華北和華南兩地塊在二疊紀時有相當的緯度差，華北地塊平均300，更趨於勞亞大陸；華南地塊平均100，與外高加索、阿爾卑斯、伊朗、北越和日本等地塊漂游於特提斯洋中。二疊紀是歐亞大陸和岡瓦納大陸不斷耦合、聯合古陸逐漸形成的過程，當時，南美、非洲、澳大利亞、印度等處於聯合古陸南部腹地，以發育陸相沉積為主；北美、歐洲大部地區位於聯合古陸北部大陸邊緣，由於受聯合古陸局部物源的影響（Ross,1988），從早二疊世→晚二疊世表現為從海相沉積到非海相為主的逐漸變化過程；歐亞地區，如西伯利亞和華北板塊主體處於聯合古陸東部邊緣（覃建雄，1994），發育含煤地層→乾旱內陸盆地沉積。與此相反，由華南地區、阿爾卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等構成的華夏古陸群在二疊紀時游離於特提斯洋中，處於陸棚淺海—內部淺海台地背景（殷鴻福等，1994），由於受特提斯洋裂谷作用的影響，發育一套與特提斯域發展同步的海侵碳酸鹽岩沉積序列或碳酸鹽岩→硅質岩序列。

綜上所述，提出兩種二疊紀全球海平面變化曲線類型：一是建立在歐美及岡瓦納地區資料基礎上的與聯合古陸發展同步的反映主體海平面下降的歐美型或經典型；二是建立在華南、伊朗、北越、日本、外高加索地區資料基礎上的與特提斯域發展同步的反映主體海平面上升的特提斯型或華南型。主要依據有：①聯合古陸二疊系發育不全，通常缺失部分或所有上二疊統，而特提斯域同期地層發育齊全，更能詳盡地反映全球海平面變化史；②聯合古陸以陸相沉積為主，特提斯域以海相碳酸鹽岩－硅質岩為主；③聯合古陸具向上變淺序列，而特提斯域則為典型的向上變深層序。

7.8.5主要結論

1）二疊紀至少有6次相對海平面升降事件可進行全球對比，它們是倫納德期初期海平面上升、瓜達盧普期早期海平面上升、瓜達盧普期末期海平面下降、卡贊期早期海平面上升、韃靼期早期海平面上升及韃靼期末期海平面下降事件。

2）二疊紀相對海平面變化主要受全球構造－古地理控制，最高海平面時期在聯合古陸為瓜達盧普期早期，在特提斯域為韃靼期晚期；最低海平面在聯合古陸為韃靼期晚期，在特提斯域為瓜達盧普期末期。

3）二疊紀全球海平面旋迴曲線包括兩種類型：其一是具海相→陸相沉積序列的反映主體海平面下降的經典型或歐美型；其二是具碳酸鹽岩→碳酸鹽岩－硅質岩沉積序列的反映主體海平面上升的特提斯型或華南型。