第十章古海洋学全解PPT推荐.ppt
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,现存局限性：
1、DSDP/ODP钻孔只限于某些区域，难以真正掌握全球信息；
2、岩芯采取率仍不理想；
3、年代精度不够；
4、生物扰动干扰了一些地层顺序；
5、沉积物成岩作用在各地有差异，影响对环境的推断。
古海洋学是通过沉积物岩芯来推断全球环境的有关问题，指导思想：
1、将今论古、比较转化的思想方法。
比较沉积学是把现代环境参数用于古代，分析并解释古代。
就是把当代的比较分析转化到古代沉积物的分析中去。
2、全球变化思想方法。
古海洋学分析问题始终以全球变化观点为指导，常由一孔岩芯的结论推断对全球的影响，或从一种环境的变化推断对全球其它环境的影响。
如某一海峡的开通引起洋流路线改变，从而影响大气环境、气温、降水和侵蚀间断面的发育。
3、强调动态古地理时空研究的思路。
岩相古地理的研究，往往注重地质体的机械记录，而古海洋学是以运动的方式恢复古地理，强调它们的时空关系。
同时使用站位回溯法，推断多少年以前此地质体的地理位置，始终以动态的观点分析古海洋。
4、强调事件地质的研究方法。
事件地质是指某特定时期、特定环境下形成特定的与现代环境不协调的地质体。
通常指全球性事件。
正地质事件指留下了沉积物，如洪水泛滥、风暴潮沉积；
负地质事件指较大的沉积间断。
古海洋就是依靠若干地质事件的澄清将海洋演化史串连起来的。
古海洋学与现代物理海洋学有明显的差异：
（1）古海洋物理参数的估算是通过间接途径得来的，而现代物理海洋参数是通过直接测量和计算得来的；
（2）古海洋学的时间尺度包括几十年、几百年、几千年、至百万年，而物理海洋学只包括几年甚至当年参数变化的尺度。
第一节大洋盆地的起源和演化,一、大洋盆地的起源大洋永存说：
美国的丹纳（1847）等倡导的，他们认为，大洋是原生的，大洋地壳形成于地质历史的最初阶段，大陆则是后来形成并逐渐增生的，现代大洋盆地是大陆增长以后原始大洋的残留部分，在目前大洋的位置上从来不曾被大陆占据过。
可是，一系列的地质资料，特别是古生物地理资料，促使修斯早在一个世纪前就已断言中生代中期前，现今印度洋以及南大西洋的位置上曾存在着冈瓦纳超级大陆，后来魏格纳进而认为曾有过统一的联合古陆。
这些事实与大洋永存说根本对立。
另外，若大洋果真如永存说所鼓吹的是形成于太古时期，尔后从未经历变动的话，那么，洋底钻探能钻遇古生代以至前寒武纪的巨厚沉积地层。
然而，深海钻探的事实证明，洋底沉积层极薄且非常年轻，其年龄均不老于侏罗纪。
大洋化说前苏联学者别洛乌索夫（1962、1970）提出，他认为在古生代末期以前，全球皆被大陆地壳所覆盖，太平洋、大西洋、印度洋地区在那时还不是大洋；
古生代末至中生代初，来自地幔的基性、超基性岩浆大规模上升，大陆地壳破裂为块状，并与上升的基性、超基性岩浆混合，遭受变质，密度加大并沉入地幔之中；
大陆地块沉陷之处，形成洋盆；
随着玄武岩浆的喷溢，洋盆底部覆盖上一层玄武岩层。
这便是大陆地壳的基性化或大洋化作用。
上述两种假说均属固定论观点。
大洋化说虽然解释了大洋的年轻性，但在论述大陆地壳究竟如何沉没为大洋地壳时所提出的基性化具体作用过程，很难令人完全信服。
别洛乌索夫主张地壳运动以垂直升降为主，不承认大规模水平方向的大陆漂移和板块运动。
根据地壳均衡原理，很难想象厚而轻的大陆地壳会发生大规模整体陷落，甚至转化成为截然不同的薄而重的大洋壳；
阿尔杜什可夫尖锐地指出，普通地壳与地幔组分的混合总是比地幔物质轻，故不会沉入地幔中。
由此看来，大洋永存说并不可信，大洋化说亦不足取。
大陆飘移、海底扩张和板块运动的概念，使人们对于洋盆地演化的认识发生了根本的改变。
以板块构造学说为代表的新活动论认为，大洋诞生于大陆张裂的裂谷地带，象东非那样的大裂谷可视为大洋演化的胚胎期。
在大陆裂谷阶段，地幔物质向上涌升，地表可被抬升成为窟窿形隆起；
在张力作用下，大陆地壳被拉伸变薄，并沿薄弱地带形成一系列断裂和地堑，出现深陷的谷地和湖泊，而且伴随着碱性玄武岩浆的喷出。
这一阶段，地壳张裂相当缓慢。
可能会持续数千万年之久。
当大陆岩石圈终于被拉断裂开而丧失了完整性，地幔物质随即沿裂谷涌出形成新的大洋地壳，这就意味着一个新的大洋已经诞生于世。
新的大洋通过海底扩张作用不断成长壮大，而一个成熟的大洋又可以通过海底俯冲作用逐渐收缩变窄，甚至关闭消亡。
加拿大学者威尔逊首先注意到大洋又开合的不同发展趋势，并依据板块构造学说将大洋盆地的演化划分为六个发展阶段，被后人称之为威尔逊旋回。
这一活动论观点，为当代大多数地球科学家所赞同，并受到广泛的支持。
二、威尔逊旋回威尔逊（1966，1973）提出的大洋盆地演化分为六个阶段，从早到晚依次为：
胚胎阶段、幼年阶段、成年阶段、衰退阶段、终了阶段和遗痕阶段，并对各阶段的主要运动、特征形态、典型火成岩、典型沉积和变质作用作了表述：
威尔逊旋回的前三个阶段表征了大洋盆地的形成和张开，后三个阶段则标示了大洋盆地的收缩和关闭。
（一）胚胎阶段东非裂谷是大洋盆地演化的胚胎阶段的实例。
该裂谷宽3060km，全长4000km，两侧有高角度正断层。
其内发育了一系列深陷谷地和狭长湖泊，如坦噶尼喀湖长600km，深达1435km。
由于地幔物质的上涌，致使裂谷内火山、温泉众多，浅源地震频繁，地壳被位伸而变薄（从40km减至30km），热流值增高（24/al/cm2s）。
随着大量玄武岩的喷发（拉斑玄武岩、碱性玄武岩），大陆裂谷也就转变成发育于洋壳上的中央裂谷，从而表明一个新的大洋即将诞生。
（二）幼年阶段红海是大洋盆地演化为幼年阶段的实例。
大约在2000多万年前，红海开始张开，其中轴部有裂谷发育。
当大陆在拉张作用下完全裂开，裂谷增宽，深陷的谷底涌进海水时，便成为幼年海洋。
比红海更为年轻的幼年海洋是加利福尼亚湾。
亚丁湾和加利福尼亚湾一样，也是幼年海洋，湾内均发育有洋中脊及错开脊轴的转换断层，海底一些地段还见有纵向的磁异常条带。
（三）成年阶段大洋盆地演化为成年阶段的实例是大西洋。
幼年海洋进一步张开，两侧大陆愈益分离，逐渐形成宏伟的洋中脊山系和开阔的深海平原，其两侧发育有被动大陆边缘，大洋的发展进入成年期。
今日的大西洋和印度洋已是浩瀚的成年大洋，然而在当年，它们也经历过自已的胚胎期和幼年期，均是从无到有、从小到大逐渐发育起来的。
（四）衰退阶段随着大洋不断扩张，大洋边缘（或大陆边缘）离开中脊的距离越来越远，岩石圈不断冷却变重并向下沉陷；
同时，由于被动大陆边缘上接受巨厚沉积物，地壳均衡作用就会使洋缘的岩石圈下沉、潜没于另一侧之下，随即出现了洋缘的海沟和板块俯冲带，被动大陆边缘于是转化成为岛弧可活动大陆边缘。
当板块的俯冲作用占优势，即洋壳在海沟的消减量大于中脊处的新生量时，大洋盆地的演化便进入衰退期，太平洋即为其实例。
（五）终了阶段现代地中海（主要指它的东部）为古地中海收缩后的残余海洋，其内不见活动的洋中脊，海盆相当窄小，标志着大洋盆地演化到了终了阶段。
中生代的古地中海，北缘横贯着一系列海沟俯冲带，颇似今日大西洋的情景；
南缘濒临印度、阿拉伯、北非等陆块，为宽缓的被动大陆边缘。
随着其南缘陆块的向北推进，古地中海洋底沿着北缘的海沟向北潜入欧亚大陆之下，洋盆日益缩小，逐渐关闭。
至今，东地中海海底仍沿着北缘的海沟向北俯冲。
（六）遗痕（地缝合线）阶段终了阶段的残余海洋继续收缩，当洋壳俯冲殆尽，洋盆闭合消逝、海水全部退出之时，洋盆演化就进入了遗痕阶段。
古地中海除现代地中海以外的其余部分，新生代以来由于洋壳的俯冲而关闭，印度、阿拉伯陆块与欧亚大陆相遇碰撞，产生很大的挤压力，于是引起岩层褶皱、断裂、逆掩、混杂，地面向上隆升，形成了巍峨的褶皱山系（如喜马拉雅山系等）。
那里是已消逝的洋盆的遗痕（地缝合线），其中往往会留下古洋壳的残片（即蛇绿岩套），如印度河雅鲁藏布江一线确实存在着呈条带状展布的蛇绿岩。
从深海动物群的进化看来，大洋是一种相当古老的地质体。
据研究，海水的存在几乎可以与大陆地壳的历史相提并论。
所以，尽管洋底是年轻的，但却不能简单地把所有大洋都当作是最近两亿年来新生的。
实际上，大洋的历史是漫长的，洋盆的位置也在不时变动着，海水可以从关闭着的洋盆退出，涌入扩张新生的洋盆中。
威尔逊旋回的演化形式，可能在数亿年乃至十几亿年前的古老地质时代就已经存在。
寻找关闭消逝洋盆的最重要标志是蛇绿岩套，而古生代的蛇绿岩套广泛地出露于北美东部的阿巴拉契亚山系、欧洲西北部的加里东褶皱山脉、欧洲和亚洲之间的乌拉尔山脉以及中亚蒙古褶皱山系等。
这说明，至少从古生代起，大陆就被运动着的板块带来带去，曾经反复地裂离和碰撞，而洋盆则屡经张开和关闭。
正如古地中海关闭消逝于中、新生代的阿尔卑期喜马拉雅山系一样，有许多古老褶皱山系中；
大陆则在反复离合变动的过程中变得越来越复杂了。
威尔逊所表达的板块构造模式，不仅为大洋盆地的演化提供了比较圆满的解释，而且为大陆地质的研究开拓了新的局面。
第二节古海水的历史,海水及整个水圈的生成，与地球物质的整体演化作用有关。
早在18、19世纪，就有一些学者推断，地球在生成初期曾处于熔融状态，从地球内部析出的水蒸汽及其它气体在地球表面构成了原始大气圈。
随着地球的冷却，原始大气圈分离形成原始海洋以剩下的大气圈。
根据此说，大洋水是在地球发展历史的早期阶段形成的。
近年来，许多学者主张，水汽和其它气体是通过岩浆活动和火山作用从地球内部不断排出的。
一般认为大洋水主要是地球演化的较早时节排出的，现代排气（火山）已十分缓慢。
地史早期火山所排出的水汽凝结为液态水，积聚成原始海洋；
还有一些火山气体溶解于水，并转移到原始海洋中。
而另外一些不溶或微溶于水的气体则组成了原始大气圈。
原始海洋和水圈至少在太古代即已出现，其证据是地壳中发现太古代的沉积岩，并有太代的火山岩系显示出水下喷发的性质。
可见，大洋盆地虽然是年轻的，但海水却是古老的。
大多数学者认为，海水中溶解盐类的阴离子主要来自岩浆，阳离子来自岩石风化。
古海水的历史是狭义古海洋学的研究对象，其中包括古海洋水文、古海洋化学、古海洋生物和古海洋气候等。
而海洋沉积物则是研究古海水历史的主要依据，但首先需要确定其时代。
一、大洋沉积层时代的确定,古海洋学和其它地质科学一样，都需要建立在地层学的基础上。
大洋地层学研究大洋沉积层的时代，其方法虽然与大陆地层学没有本质区别，但却独具特点。
（1）大洋沉积层比较连续，利用岩芯采样可获取完整的沉积层序，只是其年代仅局限于侏罗纪以来的中、新生代；
（2）大洋沉积层的横向相变较少，没有必要建立地方性地层单位；
（3）大洋沉积往往具有比陆地优越的保存条件，可以用同位素等方法进行高分辨率的地层学研究。
确定大洋沉积层时代方法，常用的七种，分属三大类,
（一）层序地层学方法,该大类包括岩性地层学、间断地层学、地震地层学方法学三种方法。
岩性地层学方法是依靠不同岩性划分地层，并根据“上新下老”的原则确定其相对地质年代的方法；
间断地层学方法是依据洋底广泛分布的沉积间断对大洋地层进行划分对比，目前在实践中是一种行之有效的方法；
地震地层学方法是一种物探方法，主要利用地层层面和间断的反射波特征来进行区域性或全球性地层对比、判断地层年代，该方法因经济、快捷而在全世界得到广泛应用。
此外，在岛弧两侧海底地层的对比中，还常用火山灰地层学方法。
因为火山灰层厚度薄、层次多、特征明显，可以为大洋地层学的研究提供良好的标志，如果其中有古地磁、氧同位素等测年数据加以控制，则可成为理想的标志层。
（二）演化地层学方法,演化地层学方法，主要的依据有机界、无机界的演化规律来确定地层时代。
据生物演化的不可逆性、阶段性来确定地层顺序，称生物地层学方法；
依据气候演化的周期性确定地层顺序，叫气候地层学方法；
以地球磁场极性倒转记录为准则确定地层顺序的方法，称磁性地层学方法。
因磁极倒转全球同步，并且测定方便，已成为确定大洋沉积层时代的一种重要而普遍使用的方法。
浮游微体生物化石是大洋地层学的研究基础。
由于它们个体小、数量多，分布于演化地层学方法广阔的海域，所以在洋底钻孔的岩芯中很容易找到。
其中应用最广的是浮游有孔虫和钙质超微化石，在碳酸盐补偿深度以下则为放射虫和硅藻。
化石带是生物地层的基本单元，四大类海洋浮游微生物化石的白垩纪、老第三纪、新第三纪化石带已陆续编出。
古新世包括P1P6带；
始新世包括P6P17带；
渐新世包括P17P22N4带；
中新世包括N5N17带；
上新世包括N18N21带；
第四纪包括N22N23带。
例如，N22带以截顶圆辐虫（Globorotaliatrancatulinoides）初现位为特点，N23带以疏室抱球虫（GCalida）一果裂小球虫（Sdehiscens）组合为特征。
人们只要确认了地层中的有孔虫属种，就可以找出它属于哪一带，因而也就可知道它属于哪个时代：
同理还可以超微钙质化石、放射虫和硅藻进行化石分带，并查出年代来。
间断地层年代学：
大洋地层常见许多沉积间断，这是由于受洋底流的侵蚀和溶蚀，构造运动以及物源缺乏等的结果。
Keller（1986）等归纳了大洋地层中的若干间断，划分成早第三纪的五个间断带，即右表:
若在岩芯中发现一段沉积间断面，不论是否发现有孔虫，都可以按间断面上下的年龄找出相应的间断带和相应的有孔虫化石带。
相反，知道间断带号也可以确定相应年代。
4.5Ma以来的古地磁年表,磁性年代地层学：
是用地磁性倒转记录进行大洋地层划分对比的方法。
沉积物颗粒沉积时，被当时的地场磁化，这样不同时代的地层均记录下沉积时的磁场、磁偏角和磁倾角。
Cox根据150块不同时代火山岩的三个参数作出了4.5Ma以来的古地磁年表。
表内分为布容、松山、高斯和吉尔伯特四个极性期每一极性期中又分许多短期的反向事件。
从钻孔岩芯中，取若干2cm3的小样块，装入无磁性盒，再放于磁力仪中，测出每个小样块的三磁性参数，与古地磁年表对比，可确定样品的年代。
目前，几乎每一钻孔均以此法大致确定年龄。
（三）年代（时间）地层学方法,真正能为地层提供年龄数据的，是年代地层学方法。
它以年为单位，依据放射性同位素衰变规律来测定岩层距今的具体年数。
在研究海底沉积物的年代地层学中，目前广泛应用的是钾氩法，铀系法和14C法等。
在深海钻探上常用的绝对年龄测定法：
（）14C测年。
利用14C衰变与时间的函数关系测定沉积物年龄。
14C半衰期为5.73ka,此法只可测40Ka以内的数据，在无外来污染情况下测年精度较高。
（）铀系法测年：
利用铀系元素衰变与时间的关系测量沉积物年龄，铀系列元素很多，用于海洋沉积物测量的有234U238U法、230Th232Th法、210Pb法，前两种方法测年范围均为0.053.5Ma，后一方法测年范围在100a之内。
（）裂变径迹法测年：
通过测量放射性元素裂变的径迹数目来测定地质年龄。
测年范围0.12Ma。
多用于测量火山灰、古土壤、侵蚀面等。
（）其他测年方法：
KAr法（测年范围大于0.5Ma）、ESR法（10nMa）、热释光法（50Ma），氨基酸法（0.010.1Ma）。
二、古海洋水文,古海洋学是研究大洋系统发展历史的科学，而大洋环流则是推动大洋系统发展最基本的驱动力。
目前研究古海洋水文体系的参数主要有三个，即古水温、古洋流和古水深。
（一）古水温据研究，在距今38亿7亿年期间，大洋水温为0100；
后来的水温则在现代的典型值230范围内。
古水温是研究古海洋水文的基本内容之一。
目前确定古水温常用的方法有三种：
古生物法、稳定同位素法和沉积物法。
（1）古生物法：
通常从标志生物和生物群二个方面进行研究，一般定性，有时定量。
A、标志生物法窄盐性微体动物是最理想的标志生物，在此方法中应用最广。
目前，通常采用的标志生物为有孔虫、介形虫；
当缺乏钙质介壳时，则采用放射虫和硅藻；
颗石藻的重要性略次。
这些生物都有各自的暖水种、温水种和冷水种，各种水温（热带、亚热带、温带、亚寒带）的海区都有相应的生物组合。
依据大洋沉积层中标志生物的温度特征，排除差异溶解效应，就能确定古水温；
利用相邻地层中冷水种和暖水种的百分含量变化，则可恢复古水温演变史。
B、生物群落法该方法以生物群落结构和壳体形态为标志，应用广泛，特别适合于较老地层。
群落结构的主要特征是化石群的分异度。
所谓分异度是指生物群落中分类单元（属、种）多样化的程度，属、种数较多者称分异度高、反之为低。
绝大多数海相生物的分异度在平面分布上以赤道为对称轴，低纬度分异度高，高纬度分异度低。
超微化石的形态特征也有类似的指温性，例如，浮游有孔虫的壳体外形、壳径大小、壳口直径、壳面孔隙的孔径和密度、壳体的左旋（冷水）与右旋（较暖水）等，均随水温、纬度而变化。
C、定量研究转换函数法上述两种方法仅能作定性研究，如揭示水团的属性、水温的相对高低，但并不能定量地得到古水温的具体数值。
目前，对古水温的定量研究主要采用转换函数法处理微体化石群产定量分析数据，即用数理统计的技术来确定生物组合与古温度之间的定量关系。
所谓转换函数，是指两类数据之间的关系式。
这里指微体化石群的数据与古水温数据之间的关系式：
Ta=f（P1,P2Pn）式中Ta是推算的古水温值；
P1,P2Pn分别代表微体化石群中各个种的相对丰度（百分数值）。
当需要求现某一样品所反映的古温度时，首先求出每个种的百分含量，然后用各个种最适宜生存温度的加权平均数将生物丰度的信息转换为对应的古温度值：
Test=PiTi/Pi式中Test为所求的古温度值，Pi为第i种的百分含量，Ti为第i种最适宜生存的温度。
在顺利的情况下，用此法求得的古温度值误差在3以下。
（2）沉积物法,深海沉积物的组分、结构和构造也是指示古洋流与古水团的重要标志之一。
利用沉积物的组分特征研究古水温的方法，称沉积物法。
通常浅水珊瑚礁和厚层碳酸盐沉积层形成于水温21的浅海。
白垩纪中期这类沉积十分发育，其分布范围与现代相比，向两极推移了515（纬度），由此推测当时海洋表层21等温线至少向两极推移5。
另外，在地层剖面中，也可以根据冰载物质（冰碛物）含量的变化来反映冰盖扩张与收缩的演化史。
当南极冰盖与北半球冰盖开始出现时，都会在深海岩芯的冰载物碎屑含量上得到印证。
据对北冰洋Fram盆地深海岩芯的观察发现，洋冰载物的数量在冷、暖气候转化时期明显增多，而在冰期与间冰期的全盛时期，冰载物质均显著减少。
因此，深海沉积物中的冰载物质是研究古气候演变相当有用的示踪物。
（3）称定同位素法利用质谱仪对微体化石中的氧同位素进行测量，用以恢复古海水的温度值，称同位素温度。
在进行古海水温度的测量时，可以利用不同门类的生物骨骸及壳体来作氧同位素分析。
其中尤以有孔虫最为有效而实用。
气温（或水温）的量值（度数），目前多使用氧同位素法来测定。
这是利用氧同位素的分馏作用测定地质时期海水温度的方法，又称18O法。
自然界中的氧元素由16O，17O和18O组成，16O最活跃，18O最稳定,通过物化作用（蒸发、结冰和溶解等）时，16O先离去，180最慢，它们相对比例的变化，即分馏作用。
气温升高时，陆上冰融水（以16O为主）流入海中，导致海水的18O160（160）降低，有孔虫壳中的180就变小。
据计算，水温每上升1，180就降低0.2。
用质谱仪测地层中某有孔虫壳中的180，再经校正后就能得到该地层沉积时的温度。
如180从-1降到-2，即水温升高5。
氧同位素古温度曲线是迄今所知最能精确反映古气候旋回的资料。
但是，由于海洋生物壳体氧同位素值不仅受海水温度的制约，而且还受冰期效应的影响，所以只有在大陆无冰盖时期，氧同位素值才可直接反映当时的古温度绝对值；
有冰盖时期，情况比较复杂，难以换算出温度绝对值。
生物壳体中的碳同位素组成对于温度的敏感程度虽不如氧同位素，但其13C值也能反映出古海水温度的变化情况。
张明书等测定了西沙珊瑚礁的13C值值，发现冰期时的数值偏高，间冰期数值偏低，气候事件部位与13C值曲线一致。
（二）古洋流,大洋环流发展史是狭义古海洋学研究的核心问题。
古今洋流的分布格局均受海陆分布状况、洋盆轮廓、海底地形以及大气环流、柯氏力和海水密度梯度力等因素的影响。
洋流通常可分割成若干水团，其水温、流向、流速和生物群等是主要的研究内容，水团核心及锋面则是研究的重点。
古代大洋环流体系与现代洋流一样，也可以分为表层流、深层流和底层流与垂向的升降流三种，它们的研究程度颇不平衡，研究方法亦不尽相同。
1、表层流古大洋的表层流往往难以在沉积物中留下直接标志，但在确定了古地理环境之后，可采用下述方法进行研究：
（1）古温度法：
温度是大洋水团的主要特征之一，据古水温平面分布格局可绘出相应的古洋流图。
到目前为止，这是再造古洋流的主要方法。
（2）沉积学法：
海洋沉积中冰碛物的分布通常不受底层流的影响，其分布范围往往可以反映当时大洋表层寒流水团的运移途径。
（3）古地理模拟法：
根据某一时期的大陆位置、轮廓以及两极的位置等参数，参考洋流形成和发育的诸因素，模拟推断出当时的环流体系。
包括物理模拟和数学模拟两类。
物理模拟是在实验室内用旋转器再造洋流体系。
数学模拟用计算机进行，根据大陆轮廓、海峡位置、近岸陆地和洋底地形以及大洋温度、盐度值的分布规律数据，计算出洋流位置、数值和季节变化。
（4）古生物古地理调查分析法：
经过实地调查，比较海峡两侧和大洋两岸陆缘该时代地层（沉积物）的化石群，分析是否具有某些洋流的标志属种，利用微体古生物或稳定同位素方法求出该地层古温度在大洋平面上的分布格局，加以综合分折，给出相应时代的古洋流图。
2、底流层已知大洋底部有二种底层流浊流和等深流，这二种古底层流分别形成浊积岩和等积岩。
现代深部洋流主要是由重力所驱动，所以在盐度、密度梯度发生较大变化的大洋区均可形成高密度的深部底层洋流，如南极底层流。
实际上，大洋底层流的活动不仅确实存在，而且对洋底沉积物有着直接的改造作用。
无论是底层流的侵蚀、溶蚀、搬运还是沉积作用，都会在沉积物中留下不可磨灭的烙印。
因此，通常采用沉积学方法研究古底层流，其中包括沉积构造（底床形态）、沉积间断、沉积物粒度、组分及组构的研究。
深海沉积层中的沉积间断多半是底层机械侵蚀的结果，特别是等深流。
深海钻探发现，新生代地层中有许多沉积间断面，使人耳目一新，也为研究古大洋底层流提供了新的途径。
据统计，沉积间断在深海沉积物中相当普遍，老第三纪地层中有一半以上的地质记录消失，而新第三纪则缺失1/10至1/2，沉积间断主要出现在白垩纪/古新世、始新世/渐新世、渐新世/中新世，以及更新世/全新世等交界时期。
大洋底层流造成的沉积间断主要出现在强水流区，且与板块运动、气候条件的恶化（如冰期的出现等）事件有关。
如始新世渐新世时期，澳大利亚裂离南极大陆向北迁移，其间出现塔斯马尼亚海道，南极
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