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本文目录一览：

• 1、现代地壳的形成模式和机理
• 2、玄武岩形成的构造环境
• 3、国际侏罗系—白垩系界线的划分
• 4、Supplementary reading material:Temporal Changes in Paleoceanography

现代地壳的形成模式和机理

所有现代地壳形成模式依据的都是许多假设。首先,被广泛接受的观点是大陆地壳是从地幔中萃取而成的。地质年代学和地球化学证据有力地表明,大陆地壳的形成时间晚于地球的形成,不是地球加积过程的产物。其次,密度研究表明,与大洋地壳不同,曾经形成的大陆地壳很难被破坏,然后通过大规模的再循环返回地幔。与此假设不同的是,大陆地壳剥蚀后的产物作为沉积物可以发生再循环。第三,地壳形成需要热能,这种热量可以由不同方式来提供,与地球形成模式有关。最后,水的存在对于大陆地壳的形成至关重要。

(一)地壳在破坏的板块边界的生长

地质上最新地壳生长的主要位置是活动和破坏的板块边缘,图9-10 表示了这种场景的概念性模式,其中圆圈中的数字见下文。模式要求:

1)形成于水化洋底玄武岩的角闪岩,在消减板片上部层位 50～60km深处开始脱水,释放出的流体进入上覆地幔楔。

2)地幔楔的水化导致在地幔橄榄岩中形成角闪石。这种角闪石—橄榄岩通过与下降板片的黏滞耦合被拖曳带至约 110km 的深处,在那里角闪石分解,释放出水溶流体进入上覆的地幔,触发地幔楔的部分熔融。

图9-10 大洋岛弧新地壳形成的概念模型

(据Rollinson,2007)

年轻的岛弧建立在洋壳之上,岛弧分异成为上地壳、安山质熔岩和沉积物以及由先前洋壳构成的下地壳和镁铁质、超镁铁质堆晶岩 (火山岛弧下的黑色斑块)。圆圈中数字表示流体从消减洋壳传输进入地幔的过程和地幔楔中的熔融作用

3)部分熔融带 (熔体和基质)作为底辟向上迁移进入地幔楔温度过高的区域,由此促发进一步的熔融。

4)通过地幔楔中的对流底辟产物被拖曳至地幔楔的顶端,在那里熔体发生聚积。

在20 世纪80～90年代,存在着岛弧岩浆原始母熔体组成的争论,有两种截然不同的观点:岛弧岩浆的“地幔楔来源”观点和“板片来源”观点。由热模拟计算表明,消减带没有足够的热以致产生板片熔融,加之其他理论和实验证据,都证明板片熔融很少发生,因此以“板片来源”模式作为岛弧岩浆的一般成因模式是不合适的。与此对比,在水存在情况下原始岛弧玄武岩的实验研究表明,岛弧岩浆起源于地幔,强烈支持了岛弧岩浆的“地幔楔来源”观点。这一模型对于地壳的演化非常重要,因为如果进入岛弧的流体是玄武质的,由此形成的主要大体积岩浆就是安山质岩浆,与此相关,在下地壳和许多岛弧的上部岩石圈地幔将存在一定规模的镁铁质和超镁铁质堆晶岩。

岛弧岩浆来源的最新研究是评价岛弧岩浆作用中不同组成对于岛弧岩浆的相对贡献,包括地幔楔、流体相、消减带沉积物以及消减板片。每种情况下都可以通过地球化学指纹对它们进行鉴定。一些岛弧区大陆地壳也可能是一种潜在的岩浆来源,这种情况下这种岩浆具有类似于消减沉积物的地球化学标志。

(二)通过板内岩浆作用地壳的生长

虽然现代地壳生长的主要位置是在会聚板块边缘,还有两个构造位置也可以发生地壳的生长。第一个是大火成岩省 (Large Igneous Province,LIPs),第二个是被动大陆边缘(passive continental margin)。LIP形成在伸展的玄武岩火山作用地区,它的起源以一种远离海底扩张过程的方式进行。包括在印度德干高原或南非 Karoo 省发育的大陆溢流玄武岩,以及洋壳内火山作用发育的海底高原。大多数形成于中、新生代的 LIPs 的原始面积范围大于 1×106 km2 ,代表了高达4×106 km3 体积的岩浆。The Ontong Java 海底高原熔岩体积达 6×106 km3 ,当时的喷出和侵入岩浆的体积累计有44.4×106 km3。

大多数LIPs是在几百万年时间内大量岩浆快速侵入形成的,这种在一个非常短的时间段与巨大熔体量的结合要求非常特殊的一套过程,也要求地幔中非常高的熔体产生速率。大多数学者将其归因于LIPs之下存在一个较平均温度更高的地幔,其中发生着广泛的减压熔融作用。这些热点是否是地幔柱还存在争议,虽然许多 LIPs 的岩浆作用模型都将其与地幔柱相联系。

LIPs是怎样纳入大陆地壳的问题也在讨论中。由于大多数LIPs 集中于它们形成时的海底高原,它们不易被剥蚀作用所破坏,或因其规模巨大,也不易被俯冲作用所消亡。目前,存在着两种基本的模式:其一是通过碰撞、叠置和逆冲等作用合生并入已存的大陆地壳;其二是在巨厚高原的玄武岩发生部分熔融形成长英质岩石,这样将海底高原的镁铁质岩石转化为“真实”的长英质地壳。一个可能的实例是加勒比海海底高原的 Aruba 岩基,这一机理为大陆地壳生长“地幔柱”模式添加了证据。目前来看,这一模式发展势头很好,但还未完全达成一致。Barth et al. (2000)根据地壳 La/Nb 比值所作的计算表明,这一地壳生长模式至少可以说明地质时期 5%～20%的总地壳生长量。

(三)裂谷 (型)边缘地壳的生长

通过最新的地震反射波研究认识到,地壳也可以在火山裂谷型大陆边缘的位置生长。研究表明,全世界 90%的被动大陆边缘是火山裂谷型边缘。这类大陆边缘具有如下特征:厚大的陆内喷发溢流玄武岩、厚达 7 km 的火山岩地层以及伴生的裂陷和隆升。有关的侵入岩赋存于中下地壳。地震研究表明,大陆边缘中向洋的海底大陆边缘部分是有真实洋壳的过渡带,强烈发育的地震反射波表明该带存在互层状的火山岩和沉积岩。下地壳也存在由高地震波速为标志的区段,表明含有大量的火成岩。

现在已经认识到,火山裂谷型边缘与前述的 LIPs 紧密相关,它们代表了与大陆裂解过程伴生的LIPs。现在还不清楚,是与大陆分离伴生的火山作用驱动了这种裂解过程?还是裂解过程引起火山作用的积聚? 然而,沿着火山裂谷边缘大体积岩浆的集中在地壳生长模式中不能被忽略。

在前述的三个构造位置中——会聚板块边缘、板内 (大洋和大陆地壳)以及裂谷边缘,从地幔流向大陆地壳的主要通量是玄武质熔岩流。然而这就产生了一个重要问题,即大陆地壳的组成不是玄武质,大陆地壳的平均总组成是安山质的。这一自相矛盾的问题是在确定大陆地壳成因方面需要面对的主要问题。

(四)地壳-地幔物质流量

目前地壳生长最重要的位置是在岛弧环境,或者通过一个新弧的形成或者通过已有弧的增生。那么,目前地幔和地壳之间物质的通量如何?

根据研究的 17 个不同的岛弧,Reymer et al.(1984)估算了世界范围岩浆地壳的加入速率为 1.65km3/a。这是目前从地幔到地壳中主要的物质流量。与此对比,返回到地幔中的物质更为复杂,涉及许多不同的组成,包括洋壳、沉积物以及主要为水的流体。

当前板块的扩张速率允许我们估计每年洋壳消减的体积在 18km3/a 和 20km3/a,这一数值差异是因对洋壳平均厚度假设的不同所致。如果在地质时期这一消减速率是稳定的,那么地球的地幔将会含有 5%再循环的洋壳,当然它们主要集中在地幔的上部,但其比例还是十分可观的。

水是消减带沉积物的一部分,是作为沉积物中的孔隙水和变玄武岩和辉长岩中键合的结构水。结构水含量从 20～30km深处的约 6%,到 60km深处的 2%,降低到 200km深处的1%。Schmidt et al. (1998)估计从大洋岩石圈注入消减带的水为 (0.71～1.1)×109 g/m2 ,尽管18%～37%的水会在岛弧岩浆产生过程中被释放出来。

图9-11 以定性的方式总结了目前进入大陆地壳的主要输入和离开大陆地壳的主要输出,这些是大陆生长和再循环的主要物质来源,且以不同比例贡献于大陆的生长。代表着从地幔向地壳物质流量的输入,主要是消减带、大陆内部以及大陆边缘环境岩浆作用的贡献。主要的可以定量的输出是与剥蚀有关的沉积物通过俯冲作用返回地幔,很难定量化和意义不明确的是下地壳的拆沉作用。相对未知的是壳内分异作用和物质从下地壳到上地壳的传输。

图9-11 输入 (黑色箭头)大陆地壳和输出 (白色箭头)大陆地壳物质的通量

(据Rollinson,2007)

(五)大陆地壳成因的一级约束

有两个主要的观察可以用于约束地球大陆地壳的成因模式:第一个是地壳的年龄结构;第二个是地壳的平均组成。这两方面的参数都难以确定,因此不可避免地存在争议。

1.地质历史中地壳的生长

在过去的40年时间里,确定合适的大陆地壳增长曲线成为一个有很大争议的问题。1969年,Hurley和Rand根据地壳岩石年龄分布,提出大陆是随时间渐进式生长的。以后的十年随着更多地壳岩石年龄数据的获得,使这一认识得到强化。最新搜集的地壳年龄数据仍能证实大陆地壳是线性的渐进式周期性生长。如图9-12 所示,McCulloch et al. (1994)根据大陆地壳Sm-Nd模式年龄和锆石U-Pb年龄分布提出,相对于大陆地壳的生长,大陆地壳折返回注入地幔的比例是稳定的,图9-13 表示地壳生长呈现出断续增强的周期性,需要特别指出的是,大陆地壳约 50%部分形成于 25 亿年前太古代结束之前(McCulloch et al.,1994)。

图9-12 几种不同的大陆地壳生长速率模型

(据Robb,2005)

曲线 A和B是太古代早期地壳生长速率的两种呈鲜明对比的极端模型。A模型认为在地球历史早期,大陆地壳迅速生长,其后大陆沉积物发生广泛的返回地幔的再循环作用;B模型提出大陆地壳的大部分是在约 15 亿年之后呈指数速率生长的。M B 是McCulloch and Bennett (1994)提出的大陆地壳生长速率呈现线性和周期性特征的曲线

图9-13 大陆地壳生长速率直方图

(据Robb,2005)

该直方图是根据全球Sm-Nd模式年龄数据绘制的平均超过 200Ma 间隔大陆地壳的生长速率。

2.再循环速率

初生大陆地壳的分布与两个因素有关:①大陆从地幔中萃取的速率;②大陆返回地幔的再循环速率。二者之差就是净大陆生长速率,可以将其作为大陆地壳保存速率。大陆地壳返回的程度和速率是具有相当大争议的问题,而放射性同位素数据并不能清楚地解决这一问题。反对太古代早期存在大体积大陆的主要证据之一就是现今保存的≥3.5 Ga的陆壳体积很小,或者作为地壳块体或者作为沉积物而被保存。虽然≥3.5 Ga地壳体积很小,但分布很广泛,所有大陆上都有,这表明早期太古代大陆地壳比目前分布更为广泛。因此这种早期的地壳循环进入地幔也就不足为奇了,就像Armstrong (1981)所提出的那样,早太古代一个更热的地幔将造成更快和更有力的对流,导致比现今所见更快的再循环作用。

碎屑和化学沉积物中钕同位素组成也支持广泛存在的沉积循环,例如在地层年龄对钕同位素年龄图解上,随着年代越来越新,沉积物年龄偏离等年龄线的程度越来越大(Condie,2011),这反映了随时间推移古老地壳再循环和进入地幔的比例越来越大。对早期地壳循环作出贡献的另一过程是地球表面被小行星带内大小物体的撞击。已经证明,直到约3.9 G a前,太阳系类地行星都经历了大型天体物质的剧烈撞击,这种在行星表面的撞击可能对早期大陆地壳的破坏和再循环起重要作用。

Veizer et al.(1985)的研究表明,根据再循环,地球上各种大地构造位置都有其有限的寿命期,影响其寿命的因素就是隆升和剥蚀速率以及消减和拆沉作用。像大洋地壳、岛弧以及弧后盆地等活动性的板块构造环境,再循环速率一般快于大陆克拉通。大多数活动板块环境再循环的半寿命期小于 50Ma,碰撞造山带和克拉通的半寿命期大于 250Ma,相应地,活动板块环境的有限寿命 (或消亡年龄)小于 100Ma,而碰撞造山带和克拉通环境的有限寿命 (或消亡年龄)1000Ma。

有三种作用能够使现代大陆地壳被破坏和返回地幔:①沉积物消减作用;②消减剥蚀作用;③在碰撞造山过程中下地壳拆离和沉降进入地幔。沉积物消减指的是沉积物被搬运到消减带,或者进入弧下或者进入深部地幔。消减剥蚀是指沿着下降消减板片的顶部产生的机械掘蚀 (plucking)和研磨 (abration)作用,引起海沟向大陆的斜坡向海岸退缩。消减剥蚀和沉积物消减是消减带两种潜在的重要过程。根据沿现代消减带积累的数据可以估算长期 (10～20 Ma)加积和剥蚀的速率。现代岛弧的研究表明,约一半到达海沟的海底沉积物被消减不能贡献于增生楔的生长。在出现显著增生楔的岛弧地区,70%～80%的大洋沉积物被俯冲消亡,在没有增生楔的岛弧,所有的沉积物都被俯冲消亡。平均消减剥蚀速率 (1.4km3/a)加上沉积物消减速率 (1.1km3/a),可以得出一个 2.5km3/a 的沉积物平均消减速率 (Condie,2011)。

玄武岩形成的构造环境

玄武岩及其对应的侵入岩可出现于不同的构造环境中。

（一）洋中脊玄武岩

洋中脊玄武岩（MORB）指形成于离散板块边缘的玄武岩。洋中脊地区是地球上岩浆频繁发生的地带，每年喷出到地表的玄武质熔岩平均达3km3，但洋中脊之下产生的熔体总量高达20km3/a。洋中脊之下的地幔源区常常亏损玄武质组分，以亏损的二辉橄榄岩和方辉橄榄岩为主。由这种源区熔出的岩浆亦亏损不相容组分，由于上覆地壳无花岗质岩石，原生岩浆不会因同化混染作用而发生成分变化。因此，MORB一般低K2O、TiO2及不相容元素，洋中脊喷发的玄武岩以橄榄拉斑玄武岩为代表，可为无斑隐晶质，但通常含有橄榄石－铬铁矿－斜长石－普通辉石斑晶（代表其结晶顺序）。尽管斜长石不是最早出现的斑晶矿物，但含量最高；基质通常为玻璃质，铁－钛氧化物形成晚，且只出现于基质中（图7－10a）。

洋中脊可分较快和较慢扩张两类（图7－11）。较慢扩张的洋中脊如大西洋洋中脊，通常扩张速率＜3cm/a，该洋中脊断层明显，裂谷平均宽约25km，这里的岩浆是幕式喷发的，岩浆房在时间和空间上是不连续的。较快扩张洋中脊以东太平洋洋中脊为代表，扩张速率＞4cm/a，缺乏明显的中央裂谷，主要为平坦的熔岩流，其下有连续的岩浆房。洋中脊快速扩张时，热的软流圈地幔上涌，温度一般在1330～1400℃。由于上涌速度快，软流圈地幔快速到达浅部时，温度变化并不显著，称为绝热上升（adiabatic upwelling）。加上洋壳薄，经过快速降压的高温软流圈地幔物质在浅部发生部分熔融，部分熔融程度大，可达20％～30％。但如果拉张速度较慢（＜1cm/a），缓慢的软流圈上涌所引起的温度梯度变化也小，熔融部位较深，熔融程度＜15％，形成的玄武岩比快速拉张环境形成的岩石更富K2O及不相容元素。

图7－10 洋中脊玄武岩和洋岛玄武岩（Paul T.Robinson提供）

图7－11 洋中脊岩浆活动模型（据Nisbet ＆ Fowler，1978）

远离热点附近的洋中脊玄武岩称正常洋中脊玄武岩（N－MORB，N代表Normal），其特征为K2O及不相容元素含量低，在原始地幔标准化微量元素蛛网图上（图7－12），亏损左端的不相容元素，右端为平坦型，来源于亏损的上地幔源区。与洋岛或海山（如热点附近）较近的洋中脊玄武岩被称为富集洋中脊玄武岩（E－MORB，E代表Enriched），相对富集强不相容元素，这可能是源区受到热点源区的影响，来自深的饱满地幔。两者区别标志为：对N－MORB，K2O＜0.10％，TiO2＜1.0％；而E－MORB，K2O＞0.10％，TiO2＞1.0％。

洋中脊玄武岩处于海水之下，在高的地温梯度之下会发生蚀变或变质，导致玄武岩中的矿物被钠长石、绿帘石、绿泥石和碳酸盐所取代，化学成分也会发生相应变化。例如，SiO2和CaO含量降低，FeO和MgO含量升高。经历绿片岩相变质作用后，就形成细碧岩。

洋中脊附近沿裂隙下渗的海水在地壳深部被加热升温，溶解围岩中的金属离子等易溶组分，形成了富集金属硫化物的海水热液。这些热液喷发到冷的海水之中，富含Cu、Zn、Pb等的金属硫化物会快速沉淀，形成黑色的烟云。通常把这些在活动扩张中心的黑色热液喷口称为黑烟囱（black smoker）。

（二）洋岛玄武岩

大洋盆地中时常分布着呈链状排列的火山岛及海山，最著名的是夏威夷火山岛链。洋岛和海山的形成与地幔热点有关。夏威夷地区大洋岩石圈向西北运动，地幔热点位置相对固定，火山岛链的年龄表现出自西北向东南方向逐渐变年轻的特点。由于巨量玄武岩的堆积及下部岩浆的底垫，洋岛及海山地壳厚度要远大于洋壳的平均厚度，可达12km以上。洋岛玄武岩（OIB）来源深度大，部分熔融程度高，既有拉斑玄武岩（图7－10b），也有碱性玄武岩。

洋岛及海山的形成，通常最先有大量的岩浆喷发形成盾形火山，随后进入岩浆活动间断期，盾形火山被剥蚀，后期被少量更富碱的、幕式喷发的玄武岩覆盖。如夏威夷群岛成盾阶段总体以含普通辉石－斜长石－橄榄石斑晶的拉斑玄武岩为主，剥蚀阶段之后岩浆主要为碱性玄武岩，偶尔出现演化程度更高的粗面岩。

与MORB相比，OIB强烈富集强不相容元素，而相对亏损重稀土元素。从微量元素蛛网图（图7－12）可见，由于重稀土元素的亏损，导致OIB在蛛网图的右段与MORB相交。不相容元素特征明显不同，表明OIB和MORB具有不同的岩浆源区。

图7－12 典型洋中脊玄武岩、洋岛玄武岩及大陆裂谷玄武岩微量元素蛛网图（据Robin，2010；原始地幔标准化值据Sun ＆ McDonough，1989）

（三）大火成岩省：大洋高原和大陆溢流玄武岩

通常认为大火成岩省与地幔柱密切相关。因此，这种环境中形成的岩石来源深，早期生成的玄武岩部分熔融程度低，不相容元素富集，易出现碱性岩浆，后期随着熔融程度增高，不相容元素比例降低，出现拉斑玄武岩岩浆。主要分以下类型：

◎洋底（大洋）高原玄武岩（oceanic plateau basalt）：洋底高原通常远离扩张中心及洋中脊，高于深海平原约1km，洋壳平均厚度为6.5km，而洋底高原区洋壳可达35km。洋底高原玄武岩为板内火山在极短时间内大规模爆发形成，规模最大的西太平洋早白垩世翁通爪哇（Ontong Java）大洋高原，体积超过6×107km3，主要是含橄榄石－斜长石斑晶的低钾拉斑玄武岩。

◎大陆溢流玄武岩（Continental Flood Basalt，CFB）：大陆上与大洋高原玄武岩对应的为大陆溢流玄武岩。CFB也具有较大的厚度（通常数千米），主要是含橄榄石－斜长石斑晶的亚碱性玄武岩，但可出现演化程度更高的中酸性岩浆。大多数CFB出现于被动大陆边缘，同大陆裂解等密切相关，位置上可同海底山链及无震海岭相连，而这些都同地幔热点密切相关，如印度德干大陆溢流玄武岩省经马尔代夫海岭同现代的留尼旺岛（Réunion）地幔热点相连。大陆溢流玄武岩体积变化较大，250Ma时形成的西伯利亚暗色岩省达5×106km3 ，而稍早的我国峨眉山大火成岩省（Xu ＆ Chung，2001）火山岩的体积却小于1×106km3。大陆溢流玄武岩往往在极短时期内喷发巨量的岩浆，这可能就是地质历史时期的大火成岩省往往伴随着生物大灭绝事件的原因。

大火成岩省玄武岩微量元素组成变化很大，不同于MORB和OIB相对较统一的特征，如图7－12和图7－13：翁通爪哇低钾玄武岩总体特征同N－MORB类似，但最不相容元素K、Th、Ba和Rb的梯度更陡。纳米比亚Etendeka大陆溢流玄武岩为拉斑玄武岩，但富集不相容元素的特征类似于OIB（图7－13）。大火成岩省通常具有厚的岩石圈地幔，特别是在大陆上，上部硅铝质地壳混染，可能是导致大火成岩省玄武岩成分复杂的原因。

图7－13 典型洋底高原玄武岩、大陆溢流玄武岩及洋中脊玄武岩微量元素蛛网图（据Robin，2010；原始地幔标准化值据Sun ＆ McDonough，1989）

密集的辉绿岩岩墙群，是大火成岩省的重要组成部分。最著名的例子是加拿大地盾面积超过2.7×106km2形成于1.27Ga的McKenzie岩墙群及相关的岩床和火山岩。在该区西北部，出露有Muskox层状侵入体。许多老的大火成岩省由于上部的火山岩已被剥蚀，只能通过岩墙群和侵入杂岩体来识别。面积达6.5×104km2形成于2.06Ga的南非Bushveld杂岩体被认为代表大陆溢流玄武岩省的侵入岩部分。

（四）大陆裂谷玄武岩

大陆裂谷是大陆内部的拉张地带，是陆壳裂解减薄逐渐向洋壳转变的位置，如大西洋即是在120～240Ma由裂谷演变形成的。大陆裂谷火山活动常常与几种伸展环境有关，包括陆下地幔热点上的隆升作用（如东非的肯尼亚－埃塞俄比亚裂谷系）、在大陆碰撞带后缘垂直于挤压应力方向的伸展作用（如德国的莱茵地堑）、俯冲后的伸展区（如美国西部的盆岭省就是以前法拉隆板块向东俯冲引起的）等。这些地区的共同点是，热流值高（裂谷内约100mW/m2，两翼约60mW/m2），重力低，与岩石圈减薄一致，例如，东非裂谷地壳已减薄至20km。由于岩石圈减薄，软流圈几乎与下地壳直接相接。但大陆裂谷的拉张速率明显低于洋中脊。大陆裂谷发育的初期，岩石圈拉张导致的软流圈上涌速度较慢，减压熔融的部位较深，温度增加幅度小，因此，熔融程度一般低于洋中脊环境。隆升幅度不大的软流圈（深度较大）低度部分熔融形成碱性玄武岩及其他富碱岩石，如碧玄岩、霞石岩等，都富K2O、Na2O及不相容元素。随着裂谷的发展，软流圈进一步上涌，可形成大量的拉斑玄武质岩浆，成分逐渐同洋脊玄武岩类似。从不相容元素来看（图7－12），肯尼亚裂谷的碱性玄武岩与大洋热点的碱性玄武岩（如夏威夷的Kauai）在蛛网图上的分布样式非常相似，意味着与地幔柱上涌有关。

格陵兰岛南部1300～1130Ma的Gardar岩浆省是同陆内裂谷密切相关的大陆碱性火山岩省下部的侵入体，主要由辉绿岩和复合岩墙群组成，并且包含数十个巨大的长英质为中心的杂岩体，成分从过碱质花岗岩到霞石正长岩等。研究表明，这些岩石的形成可能与深部玄武质岩浆的强烈分异作用有关。与此不同，有些大陆碱性玄武岩包含有幔源橄榄岩捕虏体，表明岩浆从地幔中快速上升，没有在地壳岩浆房中停留；因为只有快速上升的岩浆，才能把高密度的包体携带上来，如中国东部含幔源橄榄岩包体的新生代碱性玄武岩。

（五）俯冲带有关玄武岩

俯冲带是岩浆活动和壳幔相互作用最强烈的地带，也是大陆地壳生长的重要区域。在这里，洋中脊产生的玄武质洋壳最终返回地幔。由于洋壳在俯冲时携带了数量可观的H2O及其他挥发组分，当俯冲板片进入到俯冲带后，板片脱水，导致上覆的地幔楔固相线温度下降，有利于岩浆的生成。随着俯冲作用的进行及俯冲深度的变化，可形成一系列成分不同的岩浆：在海沟一侧以拉斑玄武岩为主，而向大陆一侧以钙碱性岩系为主。从大洋一侧向大陆一侧表现的俯冲极性是：岩石由拉斑玄武岩经高铝玄武岩向碱性橄榄玄武岩变化，岩石中K2O含量不断升高。依照SiO2－K2O图（见图4－14）及岩石发育的构造部位，可以将俯冲带玄武岩划分为以下几类：

◎低钾或岛弧拉斑玄武岩（IAT）组合：以玄武岩为主，是不成熟的大洋岛弧的典型岩石。与其他的岛弧玄武岩不同，IAT通常为无斑隐晶质或少斑晶的，斑晶为橄榄石、斜长石和普通辉石，有时含少量斜方辉石和磁铁矿。这类岩石在微量元素蛛网图上，亏损高场强元素P和Nb，富集容易活动的大离子亲石元素（Sr、K、Ba）（图7－14），这是与俯冲有关岩浆岩的共同特征。P、Nb、REE、Zr、Ti的特征说明，IAT的地幔源区要比N－MORB的源区亏损得多，而活动性强的大离子亲石元素的富集则表明，源区受到了板片脱水的影响。

◎中钾弧玄武岩：中钾或钙碱性系列的岩石是成熟岛弧火山岩的特征，有时称为高铝玄武岩，通常为斑状结构，斑晶为斜长石、橄榄石、普通辉石和磁铁矿，有时含有角闪石。许多岛弧区，斑状的中钾安山岩要多于玄武岩。与低钾弧玄武岩对比，两者微量元素总体特征类似，都具有明显亏损Nb等高场强元素的特征（图7－14），但中钾玄武岩中所有的不相容元素浓度都要高于低钾弧玄武岩的对应组成，其中，高度不相容元素（图7－14中右侧）尽管含量有变化，但总体上比中度不相容元素的富集程度要高一些。这些特征，是成熟的岛弧和汇聚边缘消减带岩浆岩的共同特征，一般认为是俯冲板片流体交代过的地幔楔橄榄岩熔融与壳内岩浆分异叠加的反映。

◎高钾弧玄武岩：相对于安山岩和演化程度更高的酸性高钾质岩石，高钾或高钾钙碱性玄武岩所占比例较小，通常出现于岛弧或活动大陆边缘内（如安第斯中央火山带），斑晶矿物以橄榄石和普通辉石为主，含少量角闪石、磁铁矿和斜长石。在不相容元素蛛网图中，活动性的大离子亲石元素比中钾玄武岩的要富集一些，Nb、Ti负异常明显（图7－14）。

◎弧后盆地玄武岩：弧后盆地所处的拉张环境类似于洋中脊，玄武岩以亚碱性枕状玄武岩为主，矿物特征与N－MORB的类似，斑晶以斜长石和橄榄石为主，其次为普通辉石和不透明矿物。化学组成上具有IAT和N－MORB的共同特征，具弱的Nb负异常，K、Ba的正异常（图7－14）。弧后扩张中心的热液活动会形成富含Cu、Zn和Pb等金属的火山成因块状硫化物矿床（VMS），这同洋中脊形成的矿床成因类似。

◎活动大陆边缘玄武岩：玄武岩在体积上相对演化较强的中酸性安山岩和流纹岩并不占优势，总体特征类似于岛弧玄武岩，以钙碱性系列为主，但以较高的K2O含量区别于岛弧低钾玄武岩。

图7－14 典型俯冲带玄武岩及洋中脊玄武岩微量元素蛛网图（据Robin，2010；原始地幔标准化值据Sun ＆ McDonough，1989）

条带状的辉长岩捕虏体，经常出现于与俯冲有关的拉斑玄武岩或碱性玄武岩中，这表明岛弧玄武岩下部存在着辉长岩侵入体。与岛弧有关的岩浆较其他地幔分异的岩浆更富水，因此许多捕虏体是由角闪辉长岩组成，这些辉长岩中的角闪石主要呈嵌晶结构，并包含有铬铁矿、橄榄石和斜方辉石，深源辉长岩捕虏体中的角闪石要远多于岛弧玄武岩中的斑晶角闪石。

国际侏罗系—白垩系界线的划分

6.1.2.1 侏罗系—白垩系界线划分沿革

如前所述，侏罗系—白垩系界线长期以来一直是国际地层学研究中的一个难题。许多 地区该阶段地层的缺失，北方海区和特提斯海区动物群的差异，同一动物地理区内不同盆 地间被后期构造改造割裂，以及界线附近发育大量非海相地层等多种不同的因素导致了目 前侏罗系—白垩系界线的定义和层型迟迟未定（Wimbledon，2008）。

关于侏罗系—白垩系界线存在着各种不同观点，几种有代表性的观点如下：

1）以Wiedmann（1968，1970，1973）为代表主张把Berriasian阶置于侏罗系，作为 Tithonian阶的一个亚阶。Druschits（1968，1970，1975），Badaluda and Nastaseanu （1964），Ager（1975）也同意这种观点。Wiedmann认为显生宙的各个系代表了生命历史 演化的一些阶段，强调系的分界上存在的生物间断，在逻辑上应当比阶和带的界线更明 显。就某一类群生物演化来讲，应当根据科和亚科，以及更高类群的演化不连续，而不能 依据那些属和种的不连续。他根据在中生代划分生物地层单位主要依据之一的菊石演化历 史，认为如果以Berriasian阶和Tithonian阶之间划分侏罗系—白垩系界线，菊石群演化上 没有大的阶段性，没有表现出明显的菊石群灭绝和更新。Ager（1975）从腕足动物群演 化阶段性出发，以臀孔贝类（Pygopids）的灭绝和旋嘴贝类（Cychothyrids）的多样性发育 及特殊的Peregrinellidae科的出现为特征，也主张把侏罗系—白垩系界线划在Berriasian阶 和Valanginian阶之间。

2）以Yegoyan（1969，1971，1973）等为代表，主张Berriasian为独立的阶，并且归 于白垩系。其理由是Damas et al.（1846）第一次描述Berriase灰岩时，就将它归为下白 垩统，而且提塘和贝里阿斯层已被置于不同系一百多年，不应改变，只是要如何更好地区 分它们。他把界线划在Tithonian阶的transitorius带和Berriasian阶的grandis带之间（包括 grandis，chaperi，delphinensis3个亚带）。

3）Hegarat（1965，1971，1973）等维护传统的法国东南部Berriasian地区侏罗系— 白垩系界线，即将界线划在Berriasian阶下部grandis带和提塘阶最上部的jacobi带之间。

4）Zeiss（1986）主张Berriasian阶为独立阶，但包括了Rhazanian阶和Upper Volgian （上伏尔加）阶（北方海区），将侏罗系—白垩系界线划在jacobi带和下伏的duragites带 之间。

5）Casey（1973），Surlyk（1973，1977，1982）主张在南北两大区界线对比建立起 来之前，暂时使用Rhazanian阶为白垩系底界。

6）Harland（1982）和Hoedemaeker（1990）主张在南北两大区对比问题解决之前，保持各自独立的对比方案。

7）Sha et al.（1993，1994）等主张Berriasian阶为南北两大生物区白垩系底界，Tithonian阶和Volgian（伏尔加）阶分别为南方和北方侏罗系的顶。

8）1995年在布鲁塞尔国际白垩系界线会议上再次提出Berriasella jacobi菊石带底部为 侏罗系—白垩系界线，同时提出另一种选择，即以Tirnovella subalpina亚带底界为其界线 标志（Zakharov et al.，1996）。

海相侏罗系—白垩系界线附近地层的区域对比长期存在问题和争议，这很大程度上受 制于不同生物地理区标志性物种的区域特点。过去30年来该领域的研究还是取得了一定 程度的进展：一方面，不同动物地理区海相化石的对比精度有所提高，化石种类也增加很 多，除了菊石外的其他替代性标志化石，如微体化石的研究取得诸多成果；另一方面，地 球化学、古地磁学等相关学科的发展，也为国际侏罗系—白垩系界线层型的确定提供了丰 富的研究数据，如磁性地层学的研究已经能够在早白垩世不同门类的化石数据与M序列 的古地磁极性时（polarity chrons）之间进行较好的对比。

6.1.2.2 年代地层单位的划分

当今国际上在侏罗系—白垩系界线附近，主要划分为如下年代地层单位（表6.1）。

（1）上侏罗统（Upper Jurassic）

上侏罗统划分为3个阶（Gradstein et al.，2004），自下而上分别为：Oxfordian（牛 津）阶，Kimmeridgian（基默里奇）阶和Tithonian（提塘）阶。自1865年Oppel建立提 塘（Tithonian）阶以来，其作为侏罗纪的最后一个阶，目前已得到认可，将其归入上侏罗 统，其顶界即为侏罗系—白垩系的界线。

（2）下白垩统（Lower Cretaceous）

下白垩统划分为6个阶（Gradstein et al.，2004），自下而上分别为：Berriasian（贝里 阿斯）阶，Valanginian（凡兰吟）阶，Hauterivian（欧特里沃）阶，Barremian（巴列姆）阶，Aptian（阿普特）阶和Albian（阿尔必）阶。

表6.1 晚侏罗世—早白垩世国际地质年代划分表

6.1.2.3 国际侏罗系—白垩系界线的研究现状

贝里阿斯（Berriasian）阶是白垩纪的第一个阶，目前该阶的存在已得到认可，比较 一致的意见将其归入下白垩统，将其底界作为侏罗系—白垩系的界线，并提出该界线年龄 为145.5Ma。

侏罗系—白垩系界线是地层学中长期争论的问题之一，至今尚未取得一致意见。国 际地质科学联合会（IUGS）、国际地层委员会（ICS）同时公布了两个侏罗系—白垩系 界线的年龄值：145.5Ma（2004）或135 Ma（Remane，2000），两种界线标准存在将 近10 Ma的差距。总体上看，国际侏罗系—白垩系界线主要依据海相化石来确定。早在 1973年在法国里昂召开的侏罗系—白垩系界线会议确定Berriasella jacobi菊石带的底部 为侏罗系—白垩系界线（Allemenn et al.，1975），1995年在布鲁塞尔国际白垩系界线 会议上，再次提出该菊石带底部为侏罗系—白垩系界线，同时提出另一种选择，即以 Tirnovella subalpina亚带底界为其界线标志（Zakharov et al.，1996）。近年国际上对该界 线的位置进一步取得共识，虽然不同化石类型具有其各自识别标志，菊石带仍然是比 较公认的划分标准。2002年IUGS早白垩世菊石工作组第一次国际会议再次明确了 Berriasella jacobi菊石带的地层对比标准，近期进一步将其始现面确定为白垩系底界的标 志。原则上，B.jacobi菊石带已成为国际地层划分标准，但是，系一级的界线应具有大 区间的可对比性，由于晚侏罗世的世界古地理突现出强烈的地区分异性，不但使得北 欧和地中海地区之间，也使得世界其他地区在内，很难共同依据这一生物地层学标准 来识别白垩系的底界。因此，至今对该界线仍存在有多种不同的意见。尽管目前已公 认Berriasian底界为侏罗系—白垩系界线，并提出该界线年龄为145.5 Ma，由于该年龄 是一推算年龄，缺少真正的地层记录，因而使得侏罗系—白垩纪界线的研究仍然是世 界中生代生物地层学研究关注的焦点之一。

由W.Wimbledon教授领导的国际地层委员会白垩纪分会Berriasian阶（J—K界线）工作组于2007年在英国召开了第一次会议，大家一致同意尊重历史，将侏罗系—白垩系 界线层型选在Berriasian的底部，即grandis（jacobi/grandis）带内或之下。该工作组于 2009年3月在意大利召开了第三次学术研讨会。2009年9月在英国召开的白垩系国际研 讨会上，侏罗系—白垩系的界线和一些阶的界线问题成为讨论的焦点，侏罗系—白垩系界 线层型工作已经成为国际地质年表工作的最后一个堡垒。

传统上使用菊石的生物地层学资料将白垩系的底界定义为Berriasian阶的底界。其他 曾被考虑作为白垩系底界GSSP的界定标志事件还包括微体化石事件（如Calpionellid B带 的底部），层序地层学（如“Purbeckian海退事件”代表了一次全球性海平面下降），或 者磁性地层学（如Ogg and Lowrie曾于1986年建议采用地磁极性年代带M18r的底界）。Ogg et al.（2004）将侏罗系—白垩系的界线（Berriasian的基底）划在Berriasella jacobi菊 石带的底部（地磁极性带M19n.2n的中部），即145.5Ma。

由于晚侏罗世—早白垩世可以精确控制的地层几乎没有可靠的年代数据，白垩纪年表 中从Berriasian到Barremian的各阶主要依据地磁极性年表的M-序列对特提斯海地区菊石 带的校准。从Aptian到Albian阶，主要依据的是旋回地层学推算的微体化石带。晚白垩 世依据的是大量40Ar/39Ar年龄值控制的美国西部内陆地区菊石富集的沉积序列。因此，白垩纪各阶界线年龄或是来自直接测定，或是间接估算产生（Ogg et al.，2004）。

Palfy et al.（2000）根据大量的测年数据，得出下白垩统Berriasian阶底界年龄值为 141.8 Ma。Mahoney et al.（2005）测定了西北太平洋沙茨基海隆（Shatsky Rise）的 Berriasian最底部玄武岩岩床（basalt sills cored in lowermost Berriasian）的40Ar-39Ar阶段 加温的年龄为144.6±0.8 Ma，从而为侏罗系—白垩系界线提供了最小的年龄估计值。

作为国际地学研究的一支重要力量，我国地质科学家也对这一热点研究问题予以了充 分的重视和关注。目前，基于同位素测年和古地磁的综合研究，也得到了一些重要的结 果。例如，He et al.（2008）将Aptian阶（即MOr）的底界确定为121Ma，可能会对最终 确定国际地质年表中下白垩统一些阶的年限起到重要的作用。

以上工作表明，目前国际地质年表中建议的白垩纪底界的年龄尽管由于缺少最后的界 线层型剖面，但还是依据了不少年代学的数据，以及和相关古地磁学和古生物学的对比。未来这一界线年龄可能还会发生变动，但相差10～20Ma的可能性不是很大。

尽管在侏罗系—白垩系界线的研究方面存在不尽相同的观点和争论，但取得的研究进 展还是有目共睹，尤其值得一提的是，许多科学家从更多的研究区域和更丰富的化石种类 来解释和厘定这一问题。

中南美洲的墨西哥、智利等地的侏罗纪—白垩纪界线地层的生物群研究近年来获得较 大的进展，Howarth（1995）确定以典型的地方性属Substeueroceras作为最年轻的侏罗纪菊 石化石带。Enay et al.（1997）对喜马拉雅地区的菊石古地理做了详细研究，分析了不同 地理区晚侏罗世菊石动物群的分布与对比。东特提斯地区的工作也在开展，Krishna （1991）在印度Kachchh地区发现了Berriasian早期的菊石Argentiniceras，据此提出该区的 侏罗系—白垩系界线的位置。北方海区与特提斯海区的生物地理对比已有可参照的资料 （Hoedemaeker，1991）。

在加拿大西卑诗省，Jeletzky利用双壳类雏蛤（Buchia）化石建立了雏蛤的地方性带，用Buchia unschensis与B.volgensis带的界线来识别加拿大北方地区的侏罗系—白垩系界线 （Jeletzky，1984）。Pessagno（1977），Sanfilippo et al.（1985），以及Matsuoca（1995）建 立了侏罗系—白垩系的放射虫带。有孔虫的研究也有新的成果，Podobia et al.（2000）建 立了西伯利亚Tithonian期的Ammodiscus veteranus-Evolutinella volossatovi组合带和Berriasian 期的Trochammina rosaceaformis层，并与国际标准菊石带进行了对比。

Wimbledon（2008）认为钙质超微化石提供的准确数据将扮演重要角色，包括磁性地 层校准等多学科的研究工作也将必不可少。侏罗纪向白垩纪过渡的阶段，钙质超微浮游生 物经历了快速的分异，出现了多个白垩纪成功演化并延续时间较长的属，并且表明古海洋 经历了晚侏罗世Tithonian晚期的变冷后，在早白垩世早期Berriasian期随后温度抬升 （Tremolada et al.，2006）。侏罗纪—白垩纪之交的时期，全球构造异常活跃，伴随泛大陆 的裂解，世界海陆分布格局不断变化。由于温暖海洋中的钙质超微浮游生物和浮游有孔虫 的暴发，产生了大量的白垩沉积。剧烈的海底火山活动和洋脊的扩张促进了白垩纪中晚期 全球温室气候的形成，相关研究成为国际学术界十分关注的热点之一。然而，已有的研究 表明，即使在温度最高的Turonian期，同时还存在过间隙的冰川气候，延续达20万a （Bornemann et al. ，2008）。

国际侏罗系—白垩系的界线层型迟迟未定和近年来其他地质时期“金钉子”的相继 确定形成了鲜明的对比。白垩系的阶在古生代以来的各个相当的地层单元中最多，但已经 确定的“金钉子”数却相对最少。其主要原因之一就是底阶尚未确定，进而影响了其他 阶的厘定。

白垩系各个阶的界线过去主要依据法国和荷兰的菊石化石来定义的，之后又重新确定 了其他一些全球的标准，包括地磁极性倒转、碳同位素漂移，以及微体化石资料等。白垩 纪年代地层学研究中的一个主要问题是很难将巴黎盆地、侏罗地区和法国东南部地区的传 统层型地区的生物事件，以及相关阶的界线的定义与其他古地理和古海洋地理区进行比 较。其主要原因在于不同的研究方法各自得出的结果都具有无懈可击的严密性，而彼此间 的对比性却存在较大差异。如何协调古生物学、同位素年代学和磁性地层学不同学科的研 究成果往往成为解决问题的一个关键。如磁性地层学研究在Berriasian到Aptian各阶都出 现丰富的成果，但与研究程度最高的菊石化石丰富的传统研究地区却缺乏可对比性。从 Berriasian到Barremian阶之间各阶或亚阶的定义目前主要依据的还是菊石化石种出现的最 低或最高的层位。Aptian阶的底界采用的是全球地磁极性年表中MOr负极性时的底界，Aptian层型的确定就有待菊石带和地磁极性年代带的对比。而Albian的底界处在白垩纪超 静磁带期间，已无法采用地磁极性对比，目前采用的是广泛分布的有机质富集事件或者钙 质超微化石分带（Ogg et al.，2004）。

根据国际地层委员会网站公布的最新资料，目前白垩系有3个阶（Cenomanian，Turonian，Maastrichtian）已经确定了“金钉子”，除Berriasian外的其他各阶都已选定了候 选地点，Berriasian底界（侏罗系—白垩系界线）层型的工作也在加紧进行中，“金钉子” 的确定预计近期即将完成。

白垩纪是中生代地质事件频发的时代，引人注目的重大地质事件包括：大洋缺氧事件 （OAE）、全球增温事件、大规模海侵事件、大规模碳同位素漂移事件、长达40Ma的磁宁 静期，以及5次大火成岩省的形成（133Ma，122Ma，118Ma，90Ma，65Ma）。尤其是 Aptian早期海洋剧烈的岩浆活动，在西赤道太平洋形成了著名的翁通-爪哇海台（Ontong Java Plateau）、马尼希基海台（Manihiki Plateau）；印度洋南部形成了克伦盖尔海台 （Kerguelen Plateau）；中大西洋西部形成了加勒比海台（Caribbean Plateau）等著名的海底 高原（Ingle et al.，2004）。这些重大地质事件可能存在着共同的起因和内在的因果联系 （Zhang et al.，2008）。例如，不仅白垩纪温室气候、大规模海侵很可能与当时大规模岩 浆喷发密切相关，这种剧烈的岩浆活动还可能引起地球内部能量的大量释放，从而降低了 磁极倒转的速度，而导致了著名的白垩纪超静磁带的形成。在持续大约40 Ma的白垩纪超 静磁带期间，地磁场倒转停止，海、陆发生剧烈的岩浆活动，海洋、大气和地球表层环境 均产生了巨大改变，如二氧化碳浓度增加导致的温室气候等（Larson et al.，1999）。发生 在Aptian早期的这一系列重要事件和热河生物群的繁盛期较为吻合（Zhou，2006）。早白 垩世东亚地区和世界其他地区的地理隔绝已经消失，热河生物群保存了中生代最完整的陆 地生态系统（Zhou et al.，2003；Barrett et al.，2006；Zhou，2006；Benton et al.，2008； 周忠和等，2009），因此，陆相古生物、古环境的研究可能为本研究提供丰富的研究资料 和良好的研究思路以供借鉴。

Supplementary reading material:Temporal Changes in Paleoceanography

In the Late Proterozoic，profound changes occurred that included the break-up of the supercontinent Rodinia，geographically extensive glaciations，dramatic isotope excursions of，for example，strontium and carbon Jacobsen and Kaufman，this volume on a scale unprecedented in the Phanerozoic，intervals with high abundance of acritarchs suggesting alternating periods of low and high organic productivity，and the emergence of trace，body and skeletonized fossils. Close to the Precambrian-Cambrian boundary， other dramatic biotic events continue that have been described as the Cambrian Explosion. Extensive biomineralization of soft tissue in many major groups of organisms resulted in diverse skeletonized faunas being preserved in the fossil record. Some new biochemical evidence suggests that the initial radiation of major clades of metazoans began about 1200 Ma rather than about 600 Ma ago. If so，what processes or threshold conditions existed to suppress the abundance，size，and diversity radiation for about 600 Ma from 1200 to 600 Ma? Answers may lie in the chemical nature of these oceans. Martin has argued for superoligotrophic oceans for most of the Early Paleozoic. He considered that the oceans were predominantly stratified and only sluggishly circulating; as a consequence there was limited mixing and transfer of nutrients from the deep ocean to surface waters for utilization by organisms ( Fig. 1) . If the oxygen and CO2levels of about 0. 2，2 and 20 times the present atmospheric levels，respectively，for the Cambrian are correct，as interpreted by Berner，then a critical threshold factor for respiration and for ecological expansion would have been the O2levels in the surface and deeper part of the oceans. The interplay of anoxic waters with surface waters somewhat enriched in oxygen is likely to have been a critical factor in the waves of extinctions evident in Cambrian and early Ordovician rocks. Such encroachment of anoxic waters onto carbonate platforms was considered by Zhuravlev and Wood to cause the mid-Early Cambrian Botomian extinction and later the periods of eutrophication to be characterized by phytoplankton blooms. Using Sr and C isotopes data from the Upper Cambrian，Saltzman et al. argued that catastrophic ocean overturning produced similar periodic，widespread，anoxic conditions. Such pulses may well explain the pattern of trilobite extinctions that were used to define biomere boundaries by Palmer.

Progressive ventilation of the deeper oceans appears to have occurred through the Ordovician and Silurian. Attempts to deduce the pattern of oceanic circulation for intervals throughout these two periods have been made by Wilde and Wilde et al. ，respectively，using the paleogeographic reconstructions of Scotese and McKerrow. The superoligotrophic conditions of these oceans and the warm greenhouse climate state throughout the Early Paleozoic were only interrupted in the Ashgill and early Llandovery ( Late Ordovician—Early Silurian) when a continental glaciation developed across North Africa that was then located near the southern pole. The onset of aggressive thermohaline circulation both chilled and ventilated the deep ocean with several glacial phases occurring over about a 10 Ma interval，but with the main Hirnantian phase perhaps lasting only for a few hundred thousand years. The cause of this short-lived icehouse state within such a long 200 Ma period of greenhouse conditions is still speculative and some authors have related it to the passage of part of Gondwana over the south polar region or to the brief drawdown of atmospheric CO2. Even as greenhouse states prevailed through much of the Silurian，detailed analysis on conodont microfossil distributions and related microfacies changes have suggested to Jeppsson and Aldridge et al. that the Silurian ocean state and associated climate was characterized by alternating primo and secundo states with periodic，but rapid turnover intervals. The principal differences being a warm humid phase vs. a drier cooler phase that resulted in significantly different lithologies and reef tracts across the low latitude carbonate platforms.

Fig. 1 Indices of ancient nutrient fluxes and productivity through the last 650 Ma

Another seemingly important factor in paleoceanography is the changing pattern of eustasy. Sensitive records are preserved on the carbonate platforms and examination of several cratons allows a global pattern to emerge for the Ordovician and Silurian. Major transgressions produced as epicontinental seas that generated important sites of warm，dense hypersaline waters and the periodic development and then closure of this system with transgressive and then regressive events has not yet been fully accommodated into paleoceanographic models. Such oscillations certainly produced major global bio-events. For the Late Ordovician，the Caradoc transgression was the largest of the Phanerozoic and may have been generated by much higher rates of sea-floor spreading and / or the occurrence of a mantle superplume.

There is a marked contrast in the studies of paleoceanography of the Early Paleozoic with those of the Mesozoic and Cenozoic as noted initially. The application of a wide range of isotope proxy data with DSDP and ODP core samples and detailed analysis of abundant cores and outcrop studies in well preserved sedimentary basins，such as the Western Interior Seaway of North America，have allowed increasingly sophisticated interpretations of paleoceanography. Periods of anoxia，of less than 1 Ma duration have been recognized in all major oceans for the Late Barremian to Late Aptian of the Early Cretaceous. Peak oxygen deficiency corresponded to highly eutrophic conditions whereas less intense dysoxic / anoxic intervals were characteristic of oligotrophic conditions. The Albian and part of the Cenomanian were the warmest parts of the Cretaceous at a time when there appears to have been four times the present atmospheric level of CO2. Some authors have argued that ready transfer of heat from the equator to the polar regions reduced the latitudinal gradient and fostered a warm green-house state. Larson advocated the presence of a mid-Cretaceous mantle superplume in the western Pacific that produced the Ontong Java Plateau and this model was elaborated upon by Caldeira and Rampino to explain the widespread black shales，high organic productivity and oil accumulation ( Fig. 2) . Even within the Cretaceous there are considerable changes in oceanic temperature gradients. Huber et al. showed that during the Coniacian—Santonian the difference between low and high latitude surface- water paleotemperatures was in the range of 0—4℃ . As cooling increased towards the end of the period，the temperature difference increased to about 14℃ . Detailed investigations of the Cretaceous biotas have revealed complex patterns of marine biogeography that primarily mirror the changing major water masses and current systems along with the modifications to the Tethys Seaway and the Western Interior Seaway of North America. The open equatorial circulation around much of the globe via the Tethyan Seaway and the presence of wide shallow shelves on which warm saline waters were generated seem to be critical components to maintain the ultra warm greenhouse state at this time.

Fig. 2 Inferred mid-Cretaceous mantle superplume showing increased ocean crust generation， sea level，black shales and related increases in ocean temperature and oil generation. These changes correspond to an interval free of magnetic reversals.

In addition to the Cretaceous deep oceans，particularly Tethys，Pacific and opening Atlantic， large shelf seas developed as in Europe and the Western. Interior Sea of North America. The latter has received considerable attention because of the large stratigraphic database developed through oil exploration. In the Western Canada Sedimentary Basin，over 150，000 wells have been drilled in Alberta alone，with many aimed at the Cretaceous or passing to Devonian targets. The Cretaceous Seaway initially spread north from the Gulf of Mexico and south from the Beaufort Sea， meeting in Albian time. The sea was constrained on the west by emerging tectonic forelands tied to major Cordilleran orogenic phases and terrane accretion on the Pacific margin; on the east it lapped progressively eastwards on a largely peneplained Canadian Shield. Tectonic deformation generated an asymmetrically subsiding foreland basin and an eastward migrating peripheral bulge. From sedimentological and paleontological studies the seaway is estimated to have been up to 1000 m deep in the west-central corridor. The western margin was subjected to much clastic fill from the deforming foreland，transported by complex river systems. Volcanoes contributed extensive， eastwardly transported ash falls with over 200 bentonites in the Cretaceous sequence，which，with detailed biostratigraphy，have provided a remarkably detailed chemostratigraphy to unravel the changes to the seaway through time.

Within this overall framework，there have been several recent attempts to understand and model the paleoceanography of this north-south seaway. Kaufmann initially tried to discriminate the inflowing north and south waters from surface freshwater caps derived from rivers mainly flowing from the emerging Cordilleran foreland. More recent attempts have modelled current flows within the sea-way. Jewell noted that salinity stratification in the seaway could have been established rapidly. Slingerland et al. proposed that river flux was important and likely controlled the strong counterclockwise gyre occupying the entire north-south extent of the seaway.

In the Cenozoic，an early phase of global warming ( Paleocene—Eocene) was followed by a progressive but variable decline in mean annual temperature ( Oligocene—Recent) . The onset of glaciation occurred first in Antarctica close to the Eocene—Oligocene boundary ( ca. 34 Ma) . Major Arctic glaciation appears to have been initiated in the late Pliocene ( ca. 2. 8 Ma) . The Cenozoic provides an opportunity to investigate the processes of changeover from a greenhouse to icehouse state. Fundamental questions remain unresolved about the initiation and maintenance of these two states and of the complex feedback loops in the climate system. Of particular interest are the processes of heat transfer to the high latitudes during a greenhouse state and their collapse during the icehouse state. Two possible principal causes have been advanced， possibly interrelated. Firstly，decreased atmospheric CO2partly derived from the weathering of uplifted crustal rocks during the late phases of alpine orogeny ( e. g. ， Himalayan， Alps， Andes， Cordillera) . Secondly，there was substantially altered ocean circulation，particularly the onset of the deep ocean conveyor belt with thermohaline circulation derived from sinking of cold water in the North Atlantic. In this latter case，the pattern of ocean circulation is strongly affected by paleogeographic barriers such as the opening of the Drake Passage or closing of the Panama Isthmus.

For the early Cenozoic greenhouse state，O'Connell et al. modelled atmospheric circulation conditions. In one experiment，they showed that under extreme zonal conditions evaporation may have substantially exceeded precipitation leading to the generation of very saline water. Zachos et al. discussed early Cenozoic temperatures from the oceanographic view，and Hovan and Rea used ODP data to examine the particular changes at the Paleocene / Eocene boundary. Here，they noted the dramatic changes that occur over a period of about 1. 2 Ma including: extinction of some benthic foraminifera and changes in calcareous plankton assemblages，oceanic warming，decrease in carbon isotope ratios，reduction in wind strength，an increase in hydrothermal activity. This same change is found in the continental record and is marked by the first appearance of several important modern mammalian orders. The Paleocene and early Eocene climates were controlled primarily by large scale meridional energy transport through the oceans rather than the atmosphere and in part influenced by tectonic events. Hovan and Rea showed that a strong reduction in Paleocene / Eocene wind stress occurs in both hemispheres at the boundary，related to decreased latitudinal thermal gradients produced by a more effective poleward heat transport via the deep ocean.

There were dramatic changes to these greenhouse conditions at the Eocene / Oligocene boundary，including: fall in oceanic bottom water temperatures; 1 km drop in the calcium compensation depth in the Pacific; increase in deep sea unconformities; extinctions of planktonic foraminifera. These were apparently related to sudden high latitude cooling and enhanced oceanic thermohaline circulation. The onset of Antarctic glaciation occurred at about 34. 5 Ma seemingly closely related to the opening of the Drake Passage ( between South America and Antarctica) : surface and intermediate water circulation is documented by paleontology at this time，with other geologic evidence suggesting complete opening and deepwater circulation by about 30 Ma. These circulation changes induced a new position for the polar front and strongly influenced the pattern of upwelling and productivity.

The late Neogene marks the onset of Arctic glaciation and enhanced global cooling. A significant oceanographic circulation event during this time was the full closure，evaporation and then reflooding of the Mediterranean Sea; the Messinian Event ( ca. 8—5 Ma ) in the late Miocene. The more recent work based on defined sequence stratigraphy and chronostratigraphy has shown that there were two distinct phases of evaporite accumulation，each associated with a sea-level drop that were in turn likely to be of glacio-eustatic origin. Salt accumulation occurred in three main sub-basins and was controlled partly by active thrust tectonism. These sea level changes appear to be global，having been determined in cores from the South Pacific.

As noted above，the opening of the Drake Passage at about 37—34 Ma played a significant role in establishing a circum-Antarctic gyre with profound oceanographic and climatic consequences. The closure of the Straits of Gibraltar for a brief period in the late Miocene associated with sea level falls had produced the Messinian salinity crisis. The other major change in gateways during the Cenozoic was the formation of the Isthmus of Panama. The timing of this important event has been dated at about 3. 5—3. 1 Ma after initiation at about 6—8 Ma. The closure progressively terminated the east-west flow of warm tropical waters from the Atlantic to the Pacific and deflected the flow northward as a contribution to the Gulf Stream. The separation can be determined by the evolutionary divergence of the Caribbean and Pacific near-shore marine faunas，while conversely the landbridge allowed a free interchange of terrestrial faunas between North and South America. This closure changed the overall pattern of oceanic circulation in the Atlantic and Pacific oceans and may have been an important contributing cause of the Plio- Pleistocene glaciation in the northern hemisphere.

Although orbital forcing through Milankovitch cycles has long been considered a dominant cause in Quaternary glacial oscillations，it is becoming evident that oceanographic events also played a major role. Periodic massive discharges of ice and meltwaters into the North Atlantic from North America have been termed Heinrich events. This flood of freshwater as a surface cap to wide areas of the North Atlantic may have periodically shut down the thermohaline conveyor belt system and influenced displacements of the jet stream.

There have been a small selection of examples，from Cambrian to Recent in age，to demonstrate the role of oceans through time in the Earth system. Being coupled with the Earth's atmosphere，the oceans have a profound role in controlling climate and paleoclimates. Although paleoceanography and paleoclimatology have developed as different subdisciplines，the coupled nature of the ocean-atmosphere system requires that they not be divorced from each other.

Both texts are selected from: Paleoceanography and paleoclimatology: an Earth system perspective. Chemical Geology，161，1999，17—35

By: Christopher R. Barnes

School of Earth and Ocean Sciences，University of Victoria，P. O. Box 3055，Victoria， B. C. ，Canada V8W 3P6

New words and expressions

Part A

地球科学专业英语

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Part B

地球科学专业英语

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