海平面变化的研究方法有哪些

① 　海平面变化综合分析

在地质历史中，海平面发生了不同级别不同周期的变化，其岩石记录为重复性和旋回性。反映海平面变化的集中方法通常表现为海平面升降曲线。在这种曲线上，具有很多可供参考的信息，例如盆地演化、最大海进期与生油密集段或生油期、岩相、地层的叠加型式及几何形态、储油层预测等等。可见，编制海平面升降曲线和分析海平面变化是很重要的。

一、海平面变化曲线的编制方法

海平面变化曲线有多种编制方法，例如，地震剖面上超点转移法、Fischer图解－Milan-covitch变化周期法、可容纳空间分析法。

1.地震剖面上超点转移法

这种方法是在地震剖面上根据滨岸上或上超点向陆或向海方向转移幅度，来计算海平面的相对上升或相对下降的大小。沿着层序边界，滨岸上超点向陆的不断迁移反映了海平面持续相对上升的过程，滨岸上超点向海不断迁移反映了海平面持续相对下降的历程。另外，前积作用代表海平面相对下降，与滨岸上超点向海迁移相联系。顶超表示海平面静止不动，有两种表现型式，一是在最大海泛期的“停滞”。削截反射标志代表了快速的海平面相对下降。在这种方法中需要进行压实校正、差异沉降校正等，同时对于地层的缺失与削截还应进行一定恢复。

2.Fischer图解法

Fischer图解是Fischerz1964年在研究奥地利三叠纪环潮坪相Dashstein灰岩时首次提出的（据徐怀大，1995）。Fischer图解假定米级旋回具有平均周期，而上述研究区的碳酸盐岩米级旋回的累积厚度经过线性校正后作纵坐标，时间作为横坐标。Fischer用构造沉降脉动（而不是用海平面的变化）来解释米级旋回反映的沉积环境的周期性变化，当时并没有被人们所重视。1987年Goldhammer等在研究意大利北部中三叠世碳酸盐台地的Milanco-vitchy旋回和高频海平面变化时，重新启用Fischer图解来解释海平面变化的级次。后来，Fischer图解的应用越来越广泛。Fischer图解适用于地层连续、高频旋回明显且假定各旋回周期恒定的条件下，在本区早奥陶世可以应用。

3.可容纳空间分析法

可容纳空间是指可供潜在沉积物堆积的空间，它包括剩余空间和新增空间。可容纳空间分析实际上在上超点法及Fischer图解法中均有涉及。可容纳空间变化规律对应于地层特征，往往可容纳空间大时形成的沉积厚度小，但小旋回和韵律层多，相反可容纳空间小时形成的沉积厚度大但小旋回和韵律层少，这种规律具有一般性但也有特殊性。

可容纳空间通常与古水深有联系。在估算古水深时，重要位置是陆架坡折附近，其中有几个重要的界面需要注意，浪基面—约30m，风暴浪基面—200m左右，碳酸盐补偿面（CCD）一大于1000m。除了沉积学方法，还可以用生物地层学的方法估算海平面的古水深。在一个海平面变化周期中，计算最大海泛时间是最重要的，可容纳空间实质上等于上述时间的古水深减去构造沉降值（构造下沉取负值、上升取正值）。根据这种变化规律可以比较精确地计算海平面的上升或下降幅度。这种方法精确的计算也需要构造沉降和压实校正。如果简单地利用古水深恢复可容纳空间，则应该加上沉积物厚度。在高频周期中沉积厚度很小时可以忽略不计。

在确定可容纳空间变化趋势之后，以时间为纵坐标，以海平面升降变化幅度为横坐标，可以作出海平面变化曲线。值得一提的是相对水深曲线与全球海平面变化曲线相比，有时具有一定的差异。例如在相对水深持续下降或保持一定深度而沉积速率较高时，全球海平面变化曲线呈现上升趋势。

二、鄂尔多斯盆地海平面变化曲线综合研究

1.时代确定及海平面曲线制作步骤

（1）引用Sarg等（1994）及Vail等（1992）的资料，按其提供的时代标于图中。

（2）在地层整合的部位，I型层序选用比高水位体系域新的点作为拐点，通常相当于盆底扇中部的时代。Ⅱ型层序边界处就是拐点。最大海泛下超面定于上升拐点处。在低水位体系域顶部确定首次海泛面。

（3）将上述各点连接起来，初步绘出海平面变化曲线。在缺少低水位体系域的地方，尚需人工弥补。

（4）利用估算的最大海泛面、最大下降和各体系域的确定升降幅度，一般选用靠近陆架坡折附近作为参考。同时也应该进行压实和构造沉降校正。

（5）将各点及升降幅度结合起来，绘制完整的海平面升降曲线。

2.鄂尔多斯盆地寒武—奥陶纪海平面变化曲线及对比

依据上述方法绘制出鄂尔多斯盆地寒武纪和奥陶纪海平面变化曲线（图4-3和图4-4）。

（1）寒武纪海平面升降在全区具有比较一致的变化，绘制的海平面变化曲线分别参考了阿不切亥沟、苏必沟和王和剖面。其共同的特征是最大海侵期位于张夏期，另外在毛庄组层序1和2、徐庄组层序4、长山组层序9密集段沉积时均有明显的海平面上升，表现为密集段由颜色偏深的泥页岩组成，其也在层序对比中起到了重要作用。

经与全球海平面升降曲线（后者据Sarg等，1994）比较，发现两者长周期变化非常相近，短周期中毛庄期、徐庄期、张夏期及长山期中的最大海泛时间与全球变化吻合程度相当高，不同点在于徐庄期和凤山期三级周期频率高，而张夏期和崮山期三级周期频率低。造成这种情况的原因一是局部因素的影响，例如沉积速率、构造沉降速率的变化、气候变化及局部构造运动的影响；二是缺乏可靠的绝对年龄值，三是有某种人为因素。

图4-3鄂尔多斯盆地寒武纪海平面变化曲线及对比

图4-4鄂尔多斯盆地奥陶纪海平面变化曲线及对比

值得一提的是，凤山期的3个短周期中海平面呈不断下降的趋势，而长周期中海平面呈逐渐上升的趋势，原因在于区内当时水体浅而可容纳空间小，形成的可容纳空间很快被充填，但新可容纳空间又不断增长，故才有水体浅又连续不断沉积的局面，这样海底不断增高、海水不断上升，从而导致绝对海平面持续上升。

（2）奥陶纪海平面升降曲线及其对比：早奥陶世时，鄂尔多斯盆地构造沉降、沉积环境相对比较稳定，加之碳酸盐岩生长率高，故高频层序发育，在东西部具可对比性。中奥陶世时，东缘为蒸发岩－碳酸盐台地，与华北海连通；西缘没入贺兰山坳拉槽，因而两地层序对比性比较差。鉴于西缘工作深入，且较长时期地处“陆架坡折”附近，反映海平面变化的旋回性强，故选用桌子山拉什仲剖面作为编制海平面升降曲线的依据。

图4-4是区内奥陶纪海平面升降曲线，与Exxon公司（1992）的全球海平面变化曲线（及Sarg等1994年的全球海平面变化曲线）对比，显示“可容纳空间包络”在早奥陶世不尽合拍，并且区内的三级周期频率高；中奥陶世二级旋回变化趋势相近，特别是与Arco公司曲线吻合良好，层序或层序组周期也基本吻合。

② 断陷湖盆中相对湖平面变化的研究方法

（一）利用地震资料确定相对湖平面的变化

1.湖平面相对变化的地震标志

反映湖平面的相对变化最为可靠的地层标志是湖相层序中的湖岸上超和顶超现象。利用湖岸上超标志可以确定湖平面变化持续的时间和变化幅度，可以编制反映湖平面升降变化周期的图件。

图1-5 沉积物供给对敞流湖盆湖平面的影响

湖平面相对上升的可靠标志是湖岸上超向陆的迁移，湖平面相对静止的可靠标志是湖岸沉积物的顶超现象，相对湖平面下降的可靠标志是湖岸上超向湖盆中央的迁移（图1--7）。Vail等（1977）认为连续地震反射近似相当于地层年代界面，上超地震反射的位置受控于标志着平均高水位的沉积界面，因此，可将大陆边缘海岸上超作为海平面变化的可靠标志（图1-8）。因此，盆地边缘的高分辨率地震剖面资料是确定岸线上超迁移规律和顶超位置的最好资料。但是，由于现今地层展布状况并不完全等同于湖岸沉积物沉积的状况，若两者之间差异较大时，应对差异沉降作用造成的地层厚度变化进行校正，这样才能获得较为准确的湖岸上超、顶超的迁移变化值。

2.湖平面相对变化曲线的编制

湖平面相对变化曲线的编制是在掌握区域地质背景的基础上进行的，具体编制湖平面变化曲线的步骤如下。

图1-6 沉积物供给对闭流湖盆湖平面的影响

第一步：熟悉研究区地质背景。结合前人研究成果，了解盆地类型和结构、盆地古地理特征及盆地构造演化历史。

第二步：选择区域性地震剖面。地震剖面的选择应遵循以下几条原则：①测线最好穿过不同的构造单元，但构造变形少而简单；②地震剖面应具有清楚的岸线上超记录；③地震剖面有充足的控制井。

第三步：进行层序划分和地质年代的确定。根据不整合的地震反射终止关系，结合钻井、测井等资料进行层序划分，并追踪反映岸线上超点、顶超点的靠近物源方向的沉积边界。利用同位素、古生物组合和地震记录对沉积层序进行尽可能详细的年代标定。

第四步：编制层序年代地层格架。将地震剖面上解释的层序地层剖面转换成纵坐标为地质年代的年代地层剖面，以反映各个层序的地质时代范围、各层序的相互接触关系及其空间展布。

第五步：确定岸线上超的加积量，编制湖平面相对变化曲线。结合层序划分，确定湖平面相对升降变化的周期，确定岸线上超的垂向分量即岸线加积量及其与地质年代的对应关系，进而确定同一层序内各个上超点处的岸线加积量及它们的累积量，即该层序的湖平面相对上升幅度。然后测定该层序的最远上超点与上覆另一个层序的最低上超点之间的岸线加积量，并以此作为湖平面下降的幅度，再重复上述步骤，便可得出各层序的湖平面相对升降变化曲线。

图1-7 相对湖平面变化与沉积地层结构变化的关系

（二）利用沉积古水深和沉积地层厚度确定相对湖平面变化

由湖盆沉积作用的基本方程可知：

断陷湖盆层序地层学

某一时间范围内的相对湖平面变化为同期的水深变化和沉积物厚度变化之和，因此，只要知道某一沉积时间范围内的古水深变化和沉积物原始厚度的变化，便可计算出相应的相对湖平面的变化。

1.古水深的确定

盆地的古水深可根据沉积物的分布规律、沉积构造、古生物类型及生态等方面的标志来确定。

（1）沉积物的分布规律

一般情况下，湖盆的粗碎屑为浅水沉积，由浅水至深水，砂砾沉积减少，粘土质沉积递增，较深和深水区主要是粘土质沉积（表1-1）。当湖盆的化学岩发育时，由盆地边缘至湖盆中心，呈现陆源碎屑沉积区—颗粒碳酸盐岩和生物碳酸盐岩沉积区—泥晶碳酸盐岩沉积区—膏盐沉积区的变化。由于湖水的进退，沉积作用的演化与发展，在垂向上呈现由陆源碎屑岩过渡为碳酸盐岩—蒸发岩的沉积旋回，或由碳酸盐岩—蒸发岩过渡为陆源碎屑岩的沉积旋回。

表1-1 不同岩性对应的形成水深

（2）沉积构造

图1-8 海平面升降变化的标志

湖泊沉积中各种类型沉积构造均可发育，其类型变化取决于水深和水动力条件的变化（表1-2）。概括起来，盆地的深水、较深水沉积区主要形成微细水平层理，连续韵律发育；深湖浊积岩具复理石构造，槽模、沟模等是其特征的沉积标志；浅水地区层理类型多样，间断韵律发育，波痕、冲刷侵蚀现象发育；干裂、雨痕、细流痕等暴露成因的构造是反映沉积物出露水面的标志。不同沉积构造与水深关系复杂，也与湖面的开阔程度有关。

表1-2 不同沉积构造对应的形成水深

（3）古生物类型及生态

生物光合作用能力和水体透光能力决定了水深与生物类型和生态之间存在着密切的关系。根据现代生物研究，生物的属种组合、结构、构造和大小变化都与水深有关。浅水生物壳大而厚，纹饰发育；而深水生物壳小而薄，纹饰简单。如东营凹陷沙河街组一段以反映浅湖—较深湖的组合为特征，其属种组合为：①惠民小豆介、普通小豆介、玻璃介、华北介、湖花介和小玻璃介组合，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、华花介、中国玻璃介组合，反映水深15～20 m；③玻璃介、小玻璃介、华花介、惠民小豆介、伸玻璃介组合，反映水深1～2 m。

在缺少遗迹化石的湖泊沉积环境中，可以采取遗迹化石，如潜穴、足迹、爬迹及其他生物扰动构造确定古水深。赵徵林等（1983）在研究东濮凹陷古近系湖相地层时建立了五个遗迹化石相，即滨湖的石针迹相、浅湖区上部的卷迹相、浅湖区下部的伸展迹相、半深湖区的始网迹相和深湖区的古网迹相。又如，在滨湖近陆一侧的外滨湖区，潜水面变动较大，生物潜穴也随之发生变化。当潜水面下降时，生物潜穴形态由近水平状或浅的垂向穴变化为深的垂向穴（Hasiotisetal，1992）。因此，古生物是确定古水深的可靠标志（表1-3）。

（4）自生矿物和微量元素

自生矿物，如铝、铁、锰结核等，均按照自己的化学规律形成，除了与特定的环境有关外，还与水深有间接的关系。常用的标志是含铁自生矿物，水体由浅变深、由氧化环境到还原环境依次为：褐铁矿—赤铁矿—鳞绿泥石—鲕绿泥石—菱铁矿—白铁矿和黄铁矿（表1-4）。含铁矿物分散在岩石中主要显现在颜色上，尤以粘土岩的颜色判断水深更为直接。

表1-3 不同遗迹化石相与水深的对应关系

表1-4 某些自生矿物与水深的对应关系

地壳元素的迁移与富集规律一方面取决于元素本身的物化性质，另一方面受地质环境的极大制约。氧和锰的亲合力低于氧与铁的亲合力，导致在沉积过程中铁、锰分离，时间上铁的沉积早于锰，空间上铁多沉积在浅水，而锰多沉积在较深水域，随水深的增加，锰的含量增加。另外，根据周瑶琪等的研究成果，沉积物中钴的含量与沉积速率成反比，而与沉积时的水深呈正比。具体公式如下：

断陷湖盆层序地层学

由式（1-1、1-2）整理得

断陷湖盆层序地层学

式中：R_s——沉积速率；Co——钴的含量；h——沉积时的水深；k，α，c——常数，与湖盆中沉积物的平均沉积速率、平均钴含量有关。

（5）生物分异度

生物分异度是岩层中生物种类多样化程度的一种度量。在滨浅湖环境中，随水深的增加而生物种类变多，分异度高则表示水体加深；在湖岸环境如三角洲、河流等中，生物分异度低。

为了定量化地研究古水深与生物分异度的关系，可以采用化石群信息函数分异度方法。信息函数是信息论的一个概念，是指某种信息在空间的概率分布，复合分异度H_s和优势度dm是其常用的两个具体表达式。

复合分异度表示为

断陷湖盆层序地层学

式中：P_i——第i个化石种个体数（n_i）占样品中同类化石总数（N）的百分率；s——样品中某类化石的种数。

优势度dm（dominance）是指样品中最多的一个化石种（n_max）占样品中该群个体总数（N）的百分比，表达式为

断陷湖盆层序地层学

据倪丙荣等（1990）对东营凹陷的研究成果，优势度dm随水深增加而减小，它们的关系见表1-5。

2.沉积物原始厚度的估算

每个旋回沉积时的相对湖平面，等于该旋回沉积时的古水深加上基底到沉积界面之间的沉积物原始厚度。

沉积物在上覆地层的压实作用下，孔隙度减小，孔隙中流体排出，沉积物的厚度减小，因此，现今的沉积地层厚度必须进行压实校正，才能进行原始厚度的估算。

表1-5 湖盆水深d与介形虫优势度dm的关系

假设某一沉积地层的原始厚度（压实前厚度）为h₀，现今厚度（压实后厚度）为h，沉积地层厚度的变化值为Δh，即，

断陷湖盆层序地层学

沉积地层埋藏不同时间后或不同深度下压实率K=沉积物受压实后减少的厚度（Δh）／沉积时的原始厚度（h₀），即

断陷湖盆层序地层学

所以

断陷湖盆层序地层学

由岩石压实模拟实验求得，一般情况下，砂岩最终压实率为0.2，泥岩最终压实率为0.6～0.7。

由东营凹陷古近系岩石压实模拟实验得到砂泥岩压实回归方程：

断陷湖盆层序地层学

式中：K——不同埋藏时间或深度下的压实率；H——深度，m。

根据式（1-5）进行脱压实校正可计算出，每一个旋回沉积时，沉积基底到沉积物表面之间沉积物的厚度。第i个旋回沉积时，其沉积表面到基底之间沉积物的总厚度等于

断陷湖盆层序地层学

式中：H_i——第i个旋回沉积时，沉积物表面到盆地基底的高度；h_i，h_i-1，h_i-2，…，h₁——分别表示第i，i-1，…，1个旋回的现今厚度；K_i-1，i——第i-1个旋回在第i个旋回沉积时的压实率。

3.相对湖平面变化曲线的获得

根据以上古水深的估算和压实校正，可以计算出相对湖平面曲线。

断陷湖盆层序地层学

式中：L_i——第i个旋回沉积时的相对湖平面高度，m；h_wi——第i个旋回沉积时的古水深；H_i——第i个旋回沉积地层经压实校正后的地层厚度。

（三）利用Fischer图解研究相对湖平面变化

Fischer图解法是Fischer在1964年研究奥地利三叠系潮坪碳酸盐沉积的Lofter旋回时最早使用的方法。与其他地区的潮坪沉积一样，Lofter旋回性特别明显，但每个旋回的厚度并不相同。为了解释旋回厚度的差异，Fischer改变了作传统柱状图的方法，将旋回层及其厚度表示在以时间为横坐标、以空间为纵坐标的图上，这就是最早的Fischer图解。

自Fischer以后，很多人对Fischer图解的实用性、适用条件、纵横坐标轴的表示方法、旋回层数对图解的影响进行了讨论。现今多采用纵坐标用累积厚度偏差表示，横坐标用旋回数表示。

1.Fischer图解的作图方法和步骤

第一步：在野外剖面、钻井岩心或测井曲线上精确划分旋回层，特别注意在旋回层划分时整个剖面的标准应保持一致；

第二步：计算旋回层的平均厚度（算术平均）；

第三步：计算各旋回层的厚度偏差和累积厚度偏差；

第四步：以横坐标为旋回数，以纵坐标为累积厚度偏差，将各旋回数对应的累积偏差连线即得Fischer图解。

2.对Fischer曲线的讨论

Fischer曲线类似正（余）弦曲线。曲线升降表示可容空间的变化，上升表示可容空间的增加，下降表示可容空间的减少。假定基底的沉降是均匀的，可以认为可容空间的变化是湖平面升降变化所引起的，湖平面上升，可容空间增大，湖平面下降，可容空间变小。这样Fischer曲线的变化便反映了湖平面的变化，即曲线升降与湖平面的升降一致。

绘制Fischer曲线应注意考虑两个问题：①Fischer图解法要求地层剖面以旋回层序单元为基本单位。据Sadler等人证明，在旋回数大于50个的剖面上，即便不同的人所划旋回数有些差异，但图解的基本特征不会有太大的变化。②Fischer图解法要求旋回层序单元厚度应为沉积时的厚度，以便真实地反映出沉积物实际可容空间的变化，故对砂泥剖面应进行必要的压实校正。

③ 海平面变化

根据前述层序地层的划分与对比，以江达岛弧盆地的三叠纪层序地层研究为例，阐明昌都地区三叠纪的海平面变化特征。通过与Haq等（1988）根据特提斯地区编制的三叠纪年代地层及海平面变化周期资料对比，将其分成10个周期（图5.13）：

图5.13 岛弧区三叠纪沉积作用的控制因素

（1）早三叠世印度早中期：250～247.5Ma；

（2）早三叠世印度晚期：247.5～245.0Ma；

（3）早三叠世奥伦尼克期：245.0～241.1Ma；

（4）中三叠世安尼期：241.1～239.5Ma；

（5）中三叠世拉丁早期：239.5～237.5Ma；

（6）中三叠世拉丁中晚期：237.5～235.0Ma；

（7）晚三叠世卡尼早、中期：235.0～226.0Ma；

（8）晚三叠世卡尼晚期至诺利早期：226.0～216.0Ma；

（9）晚三叠世诺利晚期：216.0～219.0Ma；

（10）晚三叠世诺利晚期末至瑞替期：219.0～208.5Ma。

在昌都地区的岛弧区、弧后区及克拉通区，三叠纪的火山沉积组合及其沉积序列均有明显不同，反映出区内构造-火山作用在其中扮演了重要角色，正如图5.13所解释的那样。但同时也应看到全球海平面变化对该区产生的影响，例如全区内规模空前的一次海侵是在诺利早期，其相应的凝缩层为泥灰岩、双壳堆积层与含菊石页岩，覆盖着全区大部分面积；代表了区域乃至全球海平面变化特征。其深层次原因可能是，区内东西向挤压应力释放，缓慢的构造沉降与弧火山活动的终止，使得海平面变化起主导作用所致。其余的昌都地区海平面变化与Haq等（1988）全球海平面变化曲线的对比与解释见图5.13。该图表明高度活动的岛弧与弧后区，其沉积作用受构造、火山-沉积物供给与海平面变化的相互作用控制，也为弧-盆体系之所以造成层序类型、结构和数量的不同提供了直观的解释。

④ 海平面变化的介绍

海平面变化是指海平面的升降变化。导致海平面变化的因素十分复杂，主要有冰川冻融、火山、构造运动、大地水准面变化、物理性质、天文因素、地球物理因素、温室气体及陆地水储量的变化。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海平面上升淹没滨海低地，破坏海岸带生态系统，加剧风暴潮、海岸侵蚀、洪涝、咸潮、海水入侵与土壤盐渍化等灾害，威胁沿海基础设施安全，给沿海地区经济社会发展带来多方面的不利影响。海平面上升已经严重威胁到各沿海地区的生存，尤其是大洋中一些小型岛国如图瓦卢、马尔代夫等2。

⑤ 全球海平面的变化是怎样的

大洋沉积物具有明显的韵律性和旋回性，它反映出一系列交替的气候状况。这与人们普遍关心的海平面变化有直接的关系。大陆及其边缘地带的显生代沉积地层资料，反映了全球海平面的变化。地质时期全球海平面变化范围在几十米到几百米之间。研究表明，长期的海平面变化，可能与洋盆体积变化有直接关系，而短时期的海平面变化，则是由气候因素引起的。显然，海平面变化的确切原因，应该说还没有完全为人们所认识。在南大洋进行的若干深海钻探获得大量资料信息，使人们对南极大陆及其周围的古气候演变过程有了初步了解。但是，当南极冰川在第三纪中期发生大量扩展时，北半球的冰川并不存在。这种极大的反差，让地质学家们百思不得其解。

⑥ 海平面变化有哪些

用检潮仪可以检测海平面的变化情况，现在常用高度计和人造卫星轨道结合测量海平面的变化，海平面的涨落是大气温度变化和冰川融化造成的。

⑦ 海平面变动是怎样的

海水面的升降变动称为海平面变动。它是海水量、水圈运动、地壳运动和地球形态变化的综合反映，地球演化的一个重要方面。海水时刻在运动，海平面也不断在变动。这种变动有短期的，如日变动、季节性变动、年变动和偶发性变动等，主要与波浪、潮汐、大气压、海水温度、盐度、风暴、海啸等因素有关，其升降幅度小，且常是局部的（见平均海平面）；也有长期的，即地质历史期间的海平面变动，其变动幅度大，是大区域性的，甚至是全球性的。海洋地质学主要是研究长期的海平面变动。长期海平面变动引起的最直接后果是海侵或海退。它导致海岸线移动，海陆变迁，对大陆架和海岸地貌、浅海与近岸沉积和矿产的基本特征产生很大影响，使海岸工程、港湾建筑遭受侵袭。

⑧ 简述海平面变化的原因，气候变化是怎样影响海平面的

根本的原因是：气候变暖导致海平面发生了变化.1、气候变暖,冰雪融化,海平面就上升；2、气候变暖,海水按照热胀冷缩的规律吸热膨胀,海平面也要上升.
要使海平面上升缓慢,方法也是有的,但是实现的过程会非常的艰难曲折.以下就是一种方法：
敬爱的先生/女士：
您辛苦了!
主题：坎昆气候大会,应向中国敬礼.
2010年11月29日~12月10日的墨西哥坎昆全球气候变化大会,主要是围绕着如何遏制全球气候变暖而展开全面讨论的又一次会议.
要遏制全球气候变暖的步伐,治本的路径有两条,第一条路径是减少化石燃料的消耗；第二条路径是从化石燃料燃烧后的烟气中捕集二氧化碳并随之填埋.第一条路径因为使用化石燃料成本低,所以行不通；第二条路径存在成本高额,负担太重,也行不通.
第二条路径的成本到底有多高额,计算一下便知晓.据来自互联网的文章《近几年来,一种将二氧化碳浓缩后填埋于地下的环保技术（简称CCS）》,发布时间2010年3月23日.文章中说到：捕集存储1吨的二氧化碳就产生0.5吨的二氧化碳.说明：在捕集存储二氧化碳的过程中,需要增加50%以上的能源消耗.
以美国为例来说明捕集填埋二氧化碳的高额负担.美国2009年向大气排放的二氧化碳约60亿吨,假定60亿吨的二氧化碳全部捕集并且填埋,需要增加的能源消耗为12亿吨标准煤（设1吨标准煤完全燃烧后产生的二氧化碳是2.5吨）,若消耗1吨标准煤的费用是1100元人民币,12亿吨标准煤的费用就是1.32万亿元人民币.
要遏制全球气候变暖的步伐,在走治本的路径行不通的情况下,就只有走治标的路径了.
治标路径的方法是：把治本的资金投入到新兴能源产业中去,即把治本的高额负担转变成发展新兴能源产业的动力.经过几十年的奋斗,用新兴能源逐步替代化石能源,并且努力做到用新兴能源来取代化石能源在能源中的主导地位的局面.新兴能源是指：可再生能源和核能.
只要一家企业投向新兴能源产业的资金达到440元人民币,就认可这家企业减排了1吨的二氧化碳.
中国在“十二五”规划中,每年投向新兴能源产业的资金高达1万亿元人民币,相当于中国政府每年减排了22.73亿吨的二氧化碳.
中国作为发展中国家,率先履行了还不该履行的“共同但有区别的责任”的温室气体减排的原则.试想,发展中国家和最不发达国家都朝着发达国家的人均化石能源的消费标准去发展生产力,必然将气候变暖推向不归路.因此,国际社会应向中国学习,宁可放慢发展速度,也要把有限的资金投入到新兴能源产业中去,以此减少温室气体的排放.
建议：在遏制全球气候变暖的国际谈判中,增加治标路径的谈判,按照治标路径的方法核定发达国家的责任和资金投入的额度.
现在,全世界因燃烧化石燃料每年向大气排放的二氧化碳接近400亿吨,若保持每年向大气排放400亿吨的二氧化碳不变,全球气候变暖的步伐是否会停止,这是科学家需要完成的重大课题.不要因为治标路径的谈判延误了治本路径的谈判.
能够把这封信传递给任何一个人.治标路径的谈判,涉及资金援助吗?涉及技术转让吗?涉及···吗?
从遏制全球气候变暖的国际谈判能够明显的得出结论,要让发达国家拿出钱来援助发展中国家和最不发达国家共同应对气候变暖,这是办不到的.因此必须转而要求发达国家拿出钱来,投向新兴能源产业,以此降低化石燃料的消费,减少温室气体的排放.
发达国家在污染大气的前提下,首先快速富裕了起来,理当用积累的资金率先减少温室气体的排放,将剩余的较少的还能排放温室气体的空间留给发展中国家和最不发达国家,也能使发展中国家和最不发达国家尽快富裕起来.这种想法,也同样符合邓小平同志的先富跟后富的思想理论原则.

⑨ 海平面的变化与哪些因素有关

大洋沉积物具有明显的韵律性和旋回性，它反映出一系列交替的气候状况。这与人们普遍关心的海平面变化有直接的关系。大陆及其边缘地带的显生代沉积地层资料，反映了全球海平面的变化。地质时期全球海平面变化范围在几十米到几百米之间。研究表明，长期的海平面变化，可能与洋盆体积变化有直接关系，而短时期的海平面变化，则是由气候因素引起的。显然，海平面变化的确切原因，应该说还没有完全为人们所认识。在南大洋进行的若干深海钻探获得大量资料信息，使人们对南极大陆及其周围的古气候演变过程有了初步了解。但是，当南极冰川在第三纪中期发生大量扩展时，北半球的冰川并不存在。这种极大的反差，让地质学家们百思不得其解。

⑩ 　二叠纪海平面变化研究

二叠纪是联合古陆生成、发展、演化的最重要时期。由于该期地层划分、界线对比、发育状况、露头特征及分布的特殊性，全球二叠纪层序地层研究程度相对较低。近几年来，随着地球科学的迅速发展，二叠纪层序地层及海平面变化研究取得了较大进展（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；殷鸿福等，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）的研究成果及相关的二叠纪全球海平面变化曲线。它们都具有如下共同特征：①具典型的向上变浅趋势（殷鸿福等，1994）；②最低海平面时期为晚二叠世鞑靼末期；③二叠纪（尤其是晚二叠世）次级周期海平面旋回过于简单，或仅以虚线代之（殷鸿福等，1994）；④通常局限于二叠纪某一时期。造成上述特点的原因是前人研究资料主要源于北美、欧洲及冈瓦纳地区（即联合古陆）（殷鸿福等，1994），这些地区二叠纪以海相→过渡相→陆相沉积序列为主，上二叠统通常发育不全，甚至缺失整个上二叠统。与此相反，以华南地区为代表的包括阿尔卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等地区在内的特提斯域，二叠纪普遍发育一套不同于联合古陆的新型沉积——海侵型碳酸盐岩沉积或碳酸盐－硅质岩旋回。

该区地层发育全、保存好、露头佳，先期地层、沉积、生物资料丰富，是进行二叠纪层序地层研究最理想的地区。文章立足于特提斯域，尤其是华南地区，结合全球诸大陆层序资料，对二叠纪层序地层及海平面变化进行再分析。

7.8.1资料来源及特点

为确保二叠系资料的针对性和代表性，在搜集全球二叠系层序资料时，主要遵循如下原则：①剖面点应具全球分布特点，既包括欧亚和冈瓦纳大陆（即联合古陆），又涉及特提斯域；②注重各种构造、沉积背景的典型层序剖面，如克拉通内、克拉通边缘、被动边缘、活动边缘、深水盆地等；③力求二叠系层序资料的完整性，即选择的二叠系层序剖面不仅发育全，而且先期地层、生物、沉积等基础研究扎实。根据以上原则，此次研究资料主要源于代表北美克拉通陆架的西得克萨斯剖面和欧洲地台的南俄罗斯盆地剖面（图7.15G,H）；代表特提斯域不同沉积背景的剖面，如伊朗中部剖面、湖北利川剖面、安徽巢县剖面、广西河池剖面和贵州独山剖面（图7.15A—E）；代表冈瓦纳大陆的南非卡鲁剖面和西澳大利亚剖面（图7.15I,J）；代表欧亚板块东缘特殊地块——华北板块的山西太原剖面（图7.15F）。此外，尚参考全球各大陆不同构造－沉积背景的其他辅助剖面及区域资料。

7.8.2全球二叠纪层序划分及对比

Ross等（1988）在前人资料（Vail P R et al.,1977;Crowell,1978;Ross et al.,1987a;Ross etal.,1987b）基础上，将北美西得克萨斯和南俄罗斯地台二叠系划分为14个层序，其中伦纳德统5个层序，瓜达卢普阶5个层序，奥霍统为4个层序（图7.15G,H）；将伊朗中部上二叠统划分为14个层序。综观上述诸典型剖面并结合全球二叠系区域资料可看出：①二叠系层序发育最全的是华南右江地区和西特提斯域，其他地区剖面的二叠系层序发育不全或保存不完整，通常缺失晚二叠世晚期地层，甚至缺失整个上二叠统层序，如北美得克萨斯中北部、堪萨斯、北英（图7.15E）。Veevers等（1987）将南非卡鲁盆地二叠系划分为10个层序，即下统6个，上统4个（图7.15I）。Crowell等（1985）将澳大利亚西部划分为9个层序，其中下统6个，上统3个（图7.15J）。我们将扬子地区二叠系划分为11个三级层序，其中下统6个，上统5个（图7.15B—D）；将右江地区二叠系划分为15个层序，其中下二叠统10个，上二叠统5个（图7.15A）；将山西太原二叠系划分为10个层序，其中上、下二叠统各5个（图7.15F）。英格兰、南俄罗斯地台、新疆北天山，以及非洲、南美、澳大利亚的大部地区，均不同程度地缺失上二叠统层序。②若以华南右江地区为标准，二叠系应发育15个层序，显然其他地区不同程度地缺失某一层序或部分层序或数个层序，其规律是二叠系底部缺失，如全球大部分地区；下二叠统顶部缺失，如华南地区；二叠系顶部缺失，如全球大部分地区；或二叠系顶、底及下二叠统顶部都缺失，如堪萨斯及北英格兰等地区。③二叠系共识别出3个等时的全球成因界面，它们分别是石炭系—二叠系界面、上、下二叠统界面、二叠系—三叠系界面。其中石炭系－二叠系界面年龄值为（285±5）Ma（覃建雄，1994），除华南右江盆地的台盆背景及西特提斯域局部地区外，全球表现为平行不整合接触，局部为角度不整合，如西欧和新疆北天山地区。上、下二叠统界面年龄值为（260±5）Ma（覃建雄，1994），在北美、欧洲、西伯利亚及南半球冈瓦纳大陆均为平行不整合（覃建雄，1998），具全球对比意义；在华南，上、下二叠统之间为平行角度不整合，华北地区大多为平行不整合。二叠系—三叠系界面为全球典型的地层不整合界面，生物地层、磁性地层、地球化学、岩浆活动、气候地层、生物事件及海平面事件研究结果（覃建雄，1994）综合证实，二叠系—三叠系界线具全球成因特点，界面年龄值为（250±5）Ma（覃建雄，1994）。④根据化石带和关键层序界面，下二叠统层序S3～5在全球范围内可进行对比，其次是层序S_6～8，再次是层序S_11～13。至于层序S_1～2，除在华南右江地区、西特提斯域、南俄罗斯地台及北美得克萨斯西部有发育外，全球其他地区大都缺失，这与石炭纪末—二叠纪初构造运动或气候事件有关（覃建雄，1996）。关于层序S_9～10，除在华南右江地区西部、南俄罗斯地台和北美克拉通陆架保存较完整之外，其他地区大都缺失，这与早二叠世末构造运动造成的地层剥蚀有关，最典型的华南地区，由于东吴运动的影响，造成茅口组上部广泛缺失和区域喀斯特化。⑤上二叠统层序在特提斯域（如华南、伊朗、外高加索中部）表现为一套完整的海相碳酸盐岩或碳酸盐岩－硅质岩混合沉积，其中化石带、层序界面及内部构型等对比资料充分，而联合古陆大部地区即使有保存，均以陆相或过渡相层序为主，生物化石较少，层序对比相对困难。但通过上覆、下伏地层关系、层序界面特征和高精度生物地层研究，特提斯域和联合古陆两大构造体系之间，可建立某种联系或层序对比。

图7.15全球二叠系典型剖面层序对比简图

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

1—灰岩；2—砂岩；3—冰碛层；4—砾岩：5—礁；6—颗粒灰岩；7—硅质岩；8—煤；9—硅质泥岩；10—砂质灰岩；11—泥灰岩；12—云岩；13—云灰岩；SBⅠ—Ⅰ型界面；SBⅡ—Ⅱ型界面；A—河池部面；B—独山剖面；C—利川剖面；D—巢县剖面；E—伊朗中部剖面；F—太原剖面；G—得克萨斯剖面；H—南俄罗斯剖面；I—南非剖面；J—澳大利亚剖面；F₁—Schwagertan带；F₂—Misellina带；F₃一Parafusulina带；F₄—Cancellina带；F₅—Neoschwagerina带：F₆—Yabeina带；F₇—Godonofusiella带；F₈—Nankingella带；F₉—Gallowayinell mettienensis带：F₁₀—Paleofusulina sinensis带

7.8.3二叠纪全球海平面升降事件

全球二叠系层序划分及对比结果表明，二叠系15个三级层序代表15次三级周期相对海平面旋回产物，其中至少有6次海平面升降事件具全球成因意义（图7.16），它们分别是伦纳德初期海平面上升、瓜达卢普早期海平面上升、瓜达卢普末期海平面下降、卡赞早期海平面上升、鞑靼早期海平面上升及鞑靼末期海平面下降事件。

7.8.3.1伦纳德期初期海平面上升

此次相对海平面上升波及联合古陆和特提斯地区，具体表现为：①在南非、巴基斯坦、澳大利亚等地区，冰碛层、陆相沉积和煤层直接超覆在泥盆系之上（覃建雄，1994）；②在北美地区，伦纳德统海侵灰岩超覆在宾夕法尼亚系顶部不整合面之上（覃建雄，1994）；③在东欧，萨克马尔阶海侵灰岩分布范围明显拓宽，并逐渐超覆于阿瑟尔阶岩溶灰岩之上（Ross,1988）；④在华南克拉通及其边缘、华夏克拉通及其边缘，海侵碳酸盐岩超覆在泥盆系—石炭系顶部不整合面之上；⑤华北地区表现为过渡相—陆相沉积超覆在石炭系顶部不整合－整合面上；⑥在中国北方海槽、西南海槽，陆相—过渡相地层超覆于石炭系顶部角度/平行不整合面上；⑦在生物方面，首次出现seudoschwagerina,Daimnia或Missellina类、有孔虫带分子。此次海平面上升事件与准冰川型海平面变化有关（覃建雄，1996），证据主要有：a.南非、澳大利亚、东西伯利亚等地发育冰碛层及冷水动物群（Veevers et al.,1987）;b.欧美地区发育同期非暖水碳酸盐岩沉积（Caputo,1985;Ross,1984）;c.石炭纪—二叠纪冰川事件始于威斯藩期，在斯蒂藩期—萨克马尔期达到顶峰，伦纳德期逐渐消融，至瓜达卢普期结束（Dickins,1987），这与华南地区石炭纪、二叠纪之间平行不整合面及其上广泛分布的栖霞组非暖水碳酸盐岩不谋而合（殷鸿福）；d.华南地区石炭纪末—二叠纪初，地层平缓、构造稳定、无火山活动记录，暗示石炭系、二叠系之间假整合可能与冰川活动有关；e.与二叠系其他层序相比，栖霞组层序（S_1-3）的δ¹⁸O、δ¹³C值、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr值偏高，S^2-、C、A及Sr含量偏大，而古氧值及含盐度显着偏低，暗示与冰川型海平面变化有关（覃建雄，1996）。

7.8.3.2瓜达卢普期早期海平面上升

该时期为特提斯域早二叠世最大海侵时期，造成下二叠统二级层序的凝缩层（覃建雄，1996），全区无论是深水盆地还是浅水台地或被动边缘，普遍发育眼球状灰岩、页状藻灰岩、硅质岩或硅质灰岩，大量出现新兴生物分子，如Altudoceras,Paracellites,Parafusulina和Polydiexodina等北美地台和特提斯生物区的重要分子（Ross,1988），以及华南上扬子的Neoschwagerina带、右江地区的Cancellina和桂东—桂北的Kufengoceras,Altudoceras带分子。在冈瓦纳古陆同期地层中，初始发育滨海相或过渡相含煤岩系。另外，华南地区同期地层中有机碳、锶、总烃含量、δ¹⁸O、δ¹³C值最高，古氧值、孔渗度最低，阴极发光最弱（覃建雄，1996）。

7.8.3.3瓜达卢普期晚期海平面下降

由于该期全球海平面下降，造成以下地质记录：①联合古陆面积明显增大，揭开了北美、欧洲及冈瓦纳大陆晚古生代二级周期海退历程的序幕（覃建雄，1994），并以发育华力西末期的蒸发盆地及河湖相沉积为特色，顶部发育区际不整合面；②特提斯洋面积不断缩小，并发育古陆和岛弧；③在华南地区，古地理格局发生巨变，古陆规模和浅水面积明显扩大，如川滇古陆向东扩张，右江盆地四周隆起形成新的古陆和岛弧，包括大新古陆的出现。与此同时，江南古陆和云开古陆也隆出水面，深水盆地向西南收缩；④华南、华北地区、北方海槽和西南海槽大部暴露地表，遭受风化剥蚀，造成下二叠统茅口组顶部缺失及0～50m不等的风化残积相；⑤在下二叠统茅口组上部通常缺失Yabeina带及Neoschwagerina带或有关分子，大量珊瑚、腕足类、菊石、有孔虫等属种不同程度绝灭；⑥相应层位δ¹⁸O、δ¹³C值明显降低，不溶残余物含量、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、A、阴极发光强度、古氧值、孔隙度等参数发生显着变化（覃建雄，1996）。

图7.16二叠纪海平面相对变化与全球对比

7.8.3.4卡赞期早期海平面上升

广泛的海平面上升仅局限于特提斯域（覃建雄，1996），如华南、伊朗、外高加索、阿尔卑斯、北越和日本等地区，其次是南俄罗斯地台、北英格兰以及巴基斯坦盐岭地区（Ross,1988），以海相灰岩、硅质灰岩超覆于下二叠统顶部造成不整合面为特征。此次海侵不仅奠定了特提斯域晚二叠世古地理轮廓，而且也开辟了该区盆地转换的新篇章，其中以华南地区为典型，主要标志有（覃建雄，1998）：①各古陆不同程度淹没；②右江地区由被动陆缘裂谷盆地→弧后裂谷盆地，桂东南由被动陆缘走滑盆地→前陆盆地，上扬子地区由碳酸盐台地→混合陆棚台地。华夏古克拉通边缘基本上以陆屑沉积建造占绝对优势；③造成众多生物群复生，如Codonofusiella,Prototoceras,Spinomarginifera,Streptorbynchus,Gigantopteris,Labatanularia等属种多为该期首次大量出现分子；④同期层序地化方面，δ¹⁸O、δ¹³C、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、有机碳、A、S^2-等值不断增大，古氧值、MgO及酸不溶残余物含量、孔隙度则不断减小（覃建雄，1996）。

7.8.3.5鞑靼期早期海平面上升

该期为二叠纪最后一次主体海平面上升事件，影响范围局限于华南、伊朗及日本等地区，主要特征包括：①同期硅质灰岩、硅质岩超覆于先期灰岩喀斯特面或煤层之上；②Gallowayinella meitienensis带分子的首次出现；③华南地区海域突然增大，水体明显加深，主要表现为江南古陆沉没消失，川滇古陆、越北古陆、马关古陆、大新古陆明显退缩，陆屑相带向古陆退覆，相应灰岩－硅质岩相带明显向古陆超覆；④在层序地化曲线上，δ¹⁸O、δ¹³C、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、C、A、S^2-及Sr含量不断增大，古氧值及酸不溶残余物含量明显减小（覃建雄，1996）。该期海平面上升事件与古特提斯洋裂谷作用有关。

7.8.3.6鞑靼期末期海平面下降

该期北美、西欧、俄罗斯及冈瓦纳等全球大部分地区表现为大陆剥蚀状态，海相沉积局限于特提斯域（覃建雄，1994）。该期海平面下降具短期低幅特点（覃建雄，1998），明显标志是全球性平行不整合面及其上面在全球分布有1～5cm的粘土层，其中富含瓣鳃类化石（覃建雄，1996）。二叠纪末—三叠纪初的全球性生物绝灭、磁极倒转、凝灰沉降、全球气候及构造等事件，可能与该期全球海平面下降事件有关（覃建雄，1994）。在联合古陆非海相地区主要表现为其对先期沉积间断面的叠加和改造。在华南川滇古陆东部广大台地区及右江裂谷盆地背景，二叠系顶部表现为δ¹⁸O、δ¹³C、⁸⁷Sr/⁸⁶Sr达最小值，C、A、S^2-等总体变小，古氧值、MgO、酸不溶残余物含量趋于增大（覃建雄，1996）。该期海平面下降事件结束了特提斯域二叠系层序的发展史。

7.8.4二叠纪全球海平面变化类型及成因

综观全球不同地区二叠纪相对海平面曲线演化规律（图7.16），二叠纪全球海平面旋回可划分为两个分支：一是反映主体海平面上升的海平面变化；二是反映主体海平面下降的海平面变化。前者局限于特提斯域，最典型的是华南（尤其是西南地区）、巴基斯坦、外高加索、阿尔卑斯、伊朗、北越及日本等地，以海侵型碳酸盐岩、硅质岩或海侵型碳酸盐岩沉积序列为特征。后者广泛分布于联合古陆，如北美、欧洲、中亚、南非、澳大利亚、印度等地区，以海相碳酸盐岩或碳酸盐岩－碎屑岩→海陆交互相或陆相沉积序列为特征。造成上述明显差异的根本原因是由于二叠纪特殊的全球构造古地理及演化特征所致（覃建雄，1997）。

二叠纪全球构造古地理格局表现为由劳亚大陆和冈瓦纳大陆耦合成的联合古陆、特提斯洋及游离于其中的华夏古陆群（覃建雄，1994）。其中华北和华南两地块在二叠纪时有相当的纬度差，华北地块平均300，更趋于劳亚大陆；华南地块平均100，与外高加索、阿尔卑斯、伊朗、北越和日本等地块漂游于特提斯洋中。二叠纪是欧亚大陆和冈瓦纳大陆不断耦合、联合古陆逐渐形成的过程，当时，南美、非洲、澳大利亚、印度等处于联合古陆南部腹地，以发育陆相沉积为主；北美、欧洲大部地区位于联合古陆北部大陆边缘，由于受联合古陆局部物源的影响（Ross,1988），从早二叠世→晚二叠世表现为从海相沉积到非海相为主的逐渐变化过程；欧亚地区，如西伯利亚和华北板块主体处于联合古陆东部边缘（覃建雄，1994），发育含煤地层→干旱内陆盆地沉积。与此相反，由华南地区、阿尔卑斯、外高加索、伊朗、北越、日本等构成的华夏古陆群在二叠纪时游离于特提斯洋中，处于陆棚浅海—内部浅海台地背景（殷鸿福等，1994），由于受特提斯洋裂谷作用的影响，发育一套与特提斯域发展同步的海侵碳酸盐岩沉积序列或碳酸盐岩→硅质岩序列。

综上所述，提出两种二叠纪全球海平面变化曲线类型：一是建立在欧美及冈瓦纳地区资料基础上的与联合古陆发展同步的反映主体海平面下降的欧美型或经典型；二是建立在华南、伊朗、北越、日本、外高加索地区资料基础上的与特提斯域发展同步的反映主体海平面上升的特提斯型或华南型。主要依据有：①联合古陆二叠系发育不全，通常缺失部分或所有上二叠统，而特提斯域同期地层发育齐全，更能详尽地反映全球海平面变化史；②联合古陆以陆相沉积为主，特提斯域以海相碳酸盐岩－硅质岩为主；③联合古陆具向上变浅序列，而特提斯域则为典型的向上变深层序。

7.8.5主要结论

1）二叠纪至少有6次相对海平面升降事件可进行全球对比，它们是伦纳德期初期海平面上升、瓜达卢普期早期海平面上升、瓜达卢普期末期海平面下降、卡赞期早期海平面上升、鞑靼期早期海平面上升及鞑靼期末期海平面下降事件。

2）二叠纪相对海平面变化主要受全球构造－古地理控制，最高海平面时期在联合古陆为瓜达卢普期早期，在特提斯域为鞑靼期晚期；最低海平面在联合古陆为鞑靼期晚期，在特提斯域为瓜达卢普期末期。

3）二叠纪全球海平面旋回曲线包括两种类型：其一是具海相→陆相沉积序列的反映主体海平面下降的经典型或欧美型；其二是具碳酸盐岩→碳酸盐岩－硅质岩沉积序列的反映主体海平面上升的特提斯型或华南型。