古代洋流研究方法

❶ 古海洋学的研究成果

古海洋与古气候演变
深海钻探资料表明，洋底沉积层的年龄不超过 1.7亿年。目前还不可能确切地复原前中生代的海洋演化史。基于深海钻探及其他方面的研究成果，已有可能勾画出晚中生代以来古海洋演化的基本轮廓。古海洋与现代海洋一样，是一个物理、化学、生物和地质作用相互制约的统一体系。晚中生代以来的海洋演化史，贯穿着海水温度由高变低、大洋环流由弱变强的过程，导致晚中生代海洋型式与晚第三纪至现代海洋型式迥然不同。晚中生代海水温度高，极区无冰盖，海洋底层冰水缺乏，温度梯度小，大洋环流弱；晚第三纪至现代则海水温度低，极区有冰盖，出现海洋底层冷水，温度梯度大，大洋环流强。早第三纪海洋作为其间的过渡阶段，它的特点介于两者之间。
大洋环流的演变
大洋环流的演变是控制古气候变化（特别是新生代气候变冷）的基本因素之一，而环流的变迁又受到板块运动和陆块间各海水通道开闭的支配。二叠纪、三叠纪期间（距今约2亿多年前），地球上仅有一个联合古陆，周围是统一的泛大洋（古太平洋），南、北半球大洋中分别存在单一的巨大环流。泛大洋西缘较暖，东缘较冷，南北向的温度梯度反而不及东西向的梯度大。晚三叠世，联合古陆开始解体。侏罗纪北美开始与南美、非洲分裂，形成北大西洋，在闭塞环境中接受了蒸发岩沉积。晚侏罗世至白垩纪，北大西洋东通特提斯海，西南经中美海道连接太平洋，形成了自东向西环绕全球的赤道环流。当时太平洋在南、北半球均发育亚热带反气旋环流和副极地气旋环流。早白垩世南大西洋和印度洋张开，但初期南、北大西洋并不连通，在南大西洋形成大量蒸发岩。1.1～0.9亿年前，南、北大西洋之间出现表层水交流；在0.7亿年前，进一穗兄步出现深层水交流。当时北大西洋与北冰洋仍然彼此隔绝，直至新生代初期雹族信，北大西洋才开始源轮与北冰洋连通。随着北美大陆西漂与亚洲靠拢，自晚白垩世开始，北冰洋与太平洋之间的深水交流终止。
大洋环流变迁的表现
新生代以来大洋环流的变迁，主要表现在以下三方面：① 赤道环流的减弱和中断。(i)4000 万年前印度与亚洲主体汇合，使赤道环流局限于从阿拉伯以北的狭窄水道通过；1800万年前，非洲-阿拉伯与欧亚板块的碰撞和中东造山运动使特提斯海道最终封闭，大西洋-地中海与印度洋之间的交流终止。(ii)新生代晚期，随着澳大利亚北移，印度尼西亚海道关闭，赤道印度洋与赤道太平洋之间的深水交流受阻。(iii)上新世晚期（约350万年前）巴拿马地峡形成，切断了赤道太平洋与赤道大西洋之间的水体交流。② 环南极洋流的形成。(i)渐新世最早期，随着澳大利亚与南极洲进一步分离(最初分裂在始新世初)，塔斯马尼亚以南的南塔斯曼隆起与南极大陆分开，沿新裂开的塔斯马尼亚海道，印度洋海水流入太平洋。(ii)渐新世晚期或中新世初期，南美洲与南极洲之间的德雷克深水通道张开，完整的环南极洋流最终形成。
③ 南极底层水的形成。渐新世最早期，随着南极地区冰川和海冰的发展，寒冷的高盐度表层海水下潜，形成南极底层水（冷水圈环流），从而导致大洋底层水富氧，海底侵蚀作用增强，沉积间断及再沉积作用盛行。至晚第三纪，统一的赤道环流已不复存在，环南极洋流十分强劲，开始出现类似于现代的大洋环流特点。
新生代气候变冷过程 对深海岩心的氧同位素(O/O)分析表明，白垩纪以来气候有变冷趋势（图2）。新生代变冷过程的特点是：高纬地区明显变冷，低纬地区不甚显着；海洋深层水明显变冷，表层水不甚显着；变冷并不是平稳的渐变过程，在温度下降的总趋势上叠加着几次急剧的气候波动。
急剧变冷期
始新世末、中中新世和晚上新世为三次急剧变冷期：
① 始新世末期事件。距今3700万年前，海洋底层水温骤降4～5°C，南极周围首次形成大规模海冰，开始出现寒冷的南极底层水。南极大陆上已有冰川，但可能尚未成为巨大冰盖。有孔虫等生物蒙受沉重打击，渐新世初期海洋生物的分异度极低。这些情况的发生可能与塔斯马尼亚海道的张开有关。南印度洋高纬海域的表层冷水，经塔斯马尼亚海道注入南极罗斯海域，取代了南下的东澳大利亚暖流，从而触发了南极地区的冰冻。② 中中新世南极冰盖形成。大约1400万年前，南极大陆形成冰盖，南大洋海冰进一步扩展（当时北半球仍无冰川），冰载沉积物分布甚广，硅质生物沉积带向北推展。这一时期的海洋进一步变冷与环南极洋流的形成和强化有关，它使南极水体无法与低纬度温暖水体交流，南极大陆在一定程度上处于热隔绝状态。中新世中期冰鸟-法罗海脊沉没，北冰洋-挪威海水注入北大西洋，北大西洋深层水长驱南下，然后上升，加入环南极洋流，这可能为南极大陆带来了形成冰盖所必需的降水。
③ 晚上新世北半球冰盖形成。大约300～240万年前，北大西洋和北太平洋出现冰载沉积物，标志北半球冰盖的形成，由此开始出现冰期-间冰期气候旋回。北半球生成冰盖，可能与巴拿马地峡形成，墨西哥湾流强化有关。湾流为形成冰盖带来了水汽。
第四纪海洋
据氧同位素的资料研究，第四纪冰期与间冰期频繁更迭，最突出的变动周期约10万年，其上还叠加着约4万年和2万年的周期。这些周期长短分别与地球轨道偏心率、自转轴倾角及岁差的变动周期相当，因此，冰期-间冰期旋回可由地球轨道变动说（米兰科维奇理论）作出比较合理的解释。随着冰期、间冰期的交替，反复发生海退与海侵，海面变动幅度可达100米左右；深海沉积物的碳酸盐丰度发生周期性变化，构成碳酸盐溶解旋回；气候带（特别是极峰线）南、北迁移，冰载沉积物分布区时进时退。至第四纪后半期，气候变动的幅度达到最大。距今70万年以来北极冰盖增厚。随着温度梯度和大洋环流的增强，南大洋及其他一些海域生物生产力升高，至第四纪晚期达到新生代最高值。在冰期，冰蚀作用强盛，海面下降导致河流侵蚀作用增强，气候干冷导致沙漠扩展，卷扬起大量泥砂，从而使大洋中陆源沉积速率明显增大。据“远期气候调查、测绘和预报”(CLIMAP)的结果表明：18000年前为末次冰期鼎盛期，当时冰盖广达陆地面积的三分之一，厚可达3公里。海平面至少比现代低85米。18000年前的大洋表层水温分布图显示：极峰线向赤道偏移，海水温度低，表层海水温度比现在低2～3°C；温度梯度高，尤以北大西洋和南大洋最为显着；沿非洲、澳大利亚和南美洲西岸的东部边界流强盛，伴随着冷水向赤道方向扩展；赤道上升流和沿岸上升流也很活跃。近10000多年来，温度升高，冰川退缩，海面回升。目前地球正处在间冰期。

❷ 海洋的洋流是如何发现的

底层海水的流动被称之为洋流顷悔.直到二十世纪,人们仍以为海洋深游衡处没有洋流存在.后经一系列研究,证实南大西洋海底有...美国科学家毛瑞(Matthew Fontaine Maury)是神乎做海洋航道的发现者.他从航海志中详细研究海上的风向和洋流...

❸ 海洋的洋流是如何发现的

底层海水的流动被称之为洋流。直到二十世纪,人们仍以为海洋深处没有洋流存在。后经一系列研究,证实南大西洋海底有...美国科学家毛瑞(Matthew Fontaine Maury)是海洋航道的发现者。他从航海志中详细研究海上的风向和洋流情况。
对洋流有历史贡献的人。。
洪堡（AlexandervonHumboldt，1769—1859）出身于德国贵族家庭，1789年就学于哥丁根大学，学习拉丁文、植物学、物理学、语言学、考古学等。在此期间他遇到了刚从库克船长的世界环航返回的衡拿乔治·福特，在他的影响下，对地理学产生了浓厚的兴趣，首次发现搏纯了秘鲁寒流（曾一度咐银搭称洪堡寒流，后因本人反对而改现名）。

❹ 古代大海的水流向哪里

这是地球各大洋洋流走向

还有一盯庆肆部分通过蒸发 大气吹到陆地 形成降雨 又差前通凯轿过河流回归大海

❺ 如何研究洋流

洋圆和拆流是海水间的运动，从性质上分为寒流和暖流，从冷水区棚好流向暖水区的叫寒流橘枣，从暖水区流向冷水区的叫暖流。从成因上分为补偿流、风海流和密度流。

❻ 古海洋学的研究方法

古海洋学与现代海洋游腔学不同，前者只能利用古生物学、地球化学和沉积学等方法，通过海洋沉积物的分析和研究，间接地确定古海洋各环境要素；后者则采用各种海洋学方法直接测定。
微体古生物法是古海洋学最主要的研究手段。有孔虫、放射虫、硅藻、颗石藻等微体或超微体生物的生活，主要受海水深度、温度、盐度、浊度、营养盐以及水体神扰衫运动等各种物理化学条件的控制。这些要素变化的信息便记录在生物个体、生物组合、分异度等特征上，因此海洋生物是海洋环境的灵敏标志。微体古生物方法主要从以下几方面进行分析：①生物时空分布规律的研究。不同生物对其生活环境有一定选择性，如放射虫多见于赤道海域， 硅藻多产于高纬度海区， 窄温性有孔虫， 有的适应于温水， 如截锥圆辐虫（Globorotalia truncatulinoides）；有的适应于冷水，如厚壁新方球虫(Neogloboquadriua pachyderma)。根据生物分布还可以推断古海岸线的位置。从底栖有孔虫的居住带和生物分异度可推断古水深。微体生物化石组合和延伸方向大体指明水团和海流流向。窄盐性动植物化石可作为判断海水盐度的指标。生物分异度和生物组合与温度梯度有关，分异度随着纬度升高而降低。海洋动植物的纬向分带标出了气候带。②生物个体形态特征的研究。生物壳体的形态、大小、厚度、密度、旋转方向及骨骼孔隙度等变化，都是为适应生活环境而发生的，它们主要反映水深及水温的变化情况。生物壳体厚度的增减规律与静水压力有关，据此可判明古水深。浮游生物骨骼的孔隙度随着水的密度增大而减小。一些浮游有孔虫壳的旋转方向随温度发生变化，在冷水中多为左旋，暖水中多为右旋，可以用来判别季节变化和气候带。底栖有孔虫的平均寿命在高纬度区比低纬度区大2～3倍。③植物光合作用严格受到海水深度的控制，而海水透光带一般局限在表层200米内，故根据一些植物化石可以判断古海水深度。
地球化学方法利用海洋沉积物中某些元素和同位素的含量及其比值，可以确定古海水温度、盐度及水团。
同位素指标 由于海洋生物壳体的O/O比值，一方面随壳体形成时的海水温度而变化，另一方面随当时海水同位素组成(与极地冰盖的消长有关)而变化，因此通过海洋生物化石中氧同位素比值 (O/O)的测定，可以计算古海水温度并推断古气候。目前，用于同位素测定的海洋生物主要是有孔虫，此外还有颗石藻、软体动物和珊瑚等化石。海水蒸发作用也能引起氧、碳同位素比值的变化。因此它们也可以用来估算海水盐度。 某些化学元素，特别是痕量及微量元素的溶解度和吸附量随着海水温度和盐度发生变化，也可作为古海水温度和盐度的指标。如方解石中的Mg、Sr的富集随温度而增加，惰性气体Ar、Kr、Xe的溶解度随温度的增加而减小。粘土矿物吸收硼的量与盐度成比例，一般海洋沉积物比淡水沉积物含有更多的硼。海水中的许多痕量及微量元素李历丰度比淡水中的大，对这些元素进行统计分析可估算古盐度。海洋碳酸盐中的Na和Sr含量大于淡水的，海水的Sr/Ca和Fe/Mn值远大于淡水的。海洋有机质 C/N比是4.3～7.1，反映了以海洋浮游生物（C/N为5～6）为主，而陆源植物的C/N则为30～40。因而它们都是判断古盐度的标志。
沉积学方法沉积物的矿物、化学成分、结构、构造特征及其空间分布，都可以用于判断古海洋环境。
特征矿物 文石或高镁方解石多半出现于浅海环境；而低锶或低镁方解石出现于淡水环境。菱铁矿多半产于10～50米水深的浅海区。自生黄铁矿一般代表海水流动微弱或停滞的还原环境。呈带状分布的石英、高岭石、伊利石等陆源物质和火山灰往往被用来解释海流状况。
岩性特征 碳酸盐补偿深度在地质时期历经波动，根据它的波动情况，可以推断古海水深度、生物生产力、水化学特征以及海平面变动情况。蛋白石质二氧化硅、磷酸盐的含量和分布可指示某一时期上升流和生物生产力的状况。深海地层中锰结核的出现，岩性突变、地层和化石带的缺失等，可用来指示沉积间断；而区域沉积间断常可说明地质时期深海底层流及其侵蚀作用的存在。富含有机质的黑色页岩，则可能代表水流微弱或停滞的缺氧还原环境。
粒度和构造特征 利用沉积物粒度及其排列方向可以测定古海流的强度和流向，近年来有人试图利用碎屑颗粒长轴导向磁化率来测定古海流方向。有时还可以利用粒度分配特征，大体区分古气候带，例如，以机械风化为主的高纬度区多出现砾石等粗碎屑物质，常伴有分选很差的冰载物质；而以化学风化为主的低纬度带则以泥质沉积为主。根据冰载物质在洋底沉积中的分布状况，尚可用来追索当时洋流的路径与方向。地层中的浊流沉积物往往代表古海洋某种异常事件，如地震、风暴、滑坡等。