知识点
南海概况
南海，为南中国海（地理水域）、中国南海（中国领海）的简称，位于中国大陆的南方，是太平洋西部海域，中国三大边缘海之一，九段线内海域为中国领海，自然海域面积约350万平方公里，中国领海总面积约210万平方公里。
南海南北纵跨约2000公里，东西横越约1000公里，北起广东省南澳岛与台湾岛南端鹅銮鼻一线，南至加里曼丹岛、苏门答腊岛，西依中国大陆、中南半岛、马来半岛，东抵菲律宾，通过海峡或水道东与太平洋相连，西与印度洋相通，是一个东北-西南走向的半封闭海。
中国汉代、南北朝时称为涨海、沸海。清代逐渐改称南海。南海诸岛包括东沙群岛、西沙群岛、中沙群岛和南沙群岛。南海中国大陆海岸线长5800多公里，沿海地区包括广东、广西和海南、台湾。南海北部沿岸海域是传统经济鱼类的重要产卵场和索饵场。
海底地貌
南海海盆是一个断陷盆地，中部有一条东北－西南向断裂带，在地质史上向东、西两边扩展，形成了深海盆地。在海盆扩展过程中，残留的陆块碎片，成为海底高地或下陷为海槽，其间有断裂发生，成为海底火山喷发堆积的熔岩高地，露海面形成高尖石式的海岛。南海盆地形成一系列东北－西南向的隆起高地和深邃海槽相间排列的海底地貌。
海底自外围至中心顺次为大陆架、大陆坡、中央海盆，略呈同心圆式的三层环状结构图式。最外一环是大陆架，包括岛弧向海盆陆缘以远的岛缘陆架，大陆架深度一般为0～150米；宽度不一，西北、西南两部分较宽而缓，分别宽300～484公里（坡度2‰～1.2‰）和230公里左右（坡度3‰），为堆积型陆架，富含油气资源；东部岛缘陆架狭而陡，吕宋岛以西之陆架宽仅5～10公里，坡度31.3‰，巴拉望岛以西之陆架宽约46～57公里，坡度3.97‰，为侵蚀-堆积型陆架。由大陆架和岛架往内一环是陡峭的大陆坡，大陆架到大陆坡转折处的水深是150～180米，大陆坡水深在100～3500米上下，坡面高低起伏、崎岖不平，垂直方向的坡长也有差别；面积在海盆的不同部位也不同，
西北部和东南部的陆坡面积比高居它们之上的大陆架和岛架面积要大，东部和北部的陆坡面积却较小。南海海底中心一圈最深部分即中央深海盆地，是南海海盆的盆底，平均水深约4000米，最深处为4577米（马尼拉海沟），底部平坦，与周围陆坡成鲜明的反差。
南海海底地貌的特点是：北、西、南部是浅海大陆架，外缘是大陆坡，陆坡上有高原、海山、峡谷、海槽和海沟；东部是狭窄的岛架，外缘临海沟和海槽；中央是深水海盆，盆底为宽广的平原，点缀着孤立的海山。按照地貌成因和形态，结合南海诸岛的空间分布情况，可以将南海海底划分为9个地貌区：北部堆积型陆架区、北部断裂阶坡区、西部堆积-侵蚀型陆架区、西部堆积-侵蚀型陆架区、西部断裂阶坡区、南部堆积型大陆架区、南部分割高原陆架区、东部侵蚀-堆积型岛架区、中央深海平原区。
海岸地貌
南海海岸分为华南大陆、中南半岛、马来半岛、苏门答腊岛、加里曼丹岛和菲律宾群岛六大区域，根据南海海岸带地貌特征，将其海岸带细分为51个岸段。
华南大陆岸段多山地丘陵，海岸曲折，平原分布比较零散，比较大的平原位于珠江三角洲和韩江三角洲，其次在漠阳江、鉴江、南渡江等小河口三角洲及小海湾湾头发育了一些小平原。
中南半岛海岸分布着长山山脉、豆蔻山脉、比劳山脉3条大型山脉，被红河三角洲、湄公河三角洲、昭披耶河三角洲3大三角洲平原隔开，山脉、平原分布相对集中，山前还有一些小平原。
马来半岛多山，自北向南分布着普吉山山脉、銮山山脉、宾坦山脉、吉保山脉和塔汉山脉，海岸带以平原为主，分布小部分台地。
苏门答腊岛地形西高东低，东岸为巨大的冲积平原，自北向南面积逐渐增大，按其平原面积大小将其东海岸分为三块，北部岸段自苏门答腊岛西北角到司马威，东北岸段自司马威到丹戎巴来，中南岸段自丹戎巴来到勿里洞岛以西。
加里曼丹岛地势东北高，西南低，平原广布，但覆盖大片热带雨林，三角洲河口泥沙淤泥严重。
菲律宾群岛海岸多山地丘陵，平原稀少，主要分布在吕宋岛的马尼拉湾、林加延湾和卡加延河。
岛礁分布
主要群岛有纳土纳群岛、阿南巴斯群岛、南沙群岛、中沙群岛、东沙群岛、西沙群岛、中沙群岛等，其中属于中国领土的有南沙群岛、中沙群岛、东沙群岛、西沙群岛、中沙群岛。
东沙群岛位居中国广东省陆丰市、海南岛、台湾岛及菲律宾吕宋岛的中间位置。在北纬20°33′至21°10′、东经115°54′至116°57′之间的海域中。东沙共有3个珊瑚环礁，即：东沙环礁、南卫滩环礁及北卫滩环礁。东沙的的直径大约有30千米。
西沙群岛为南海诸岛中最西的一群；北起北礁，南至先驱滩，东起西渡滩，西止中建岛，在北纬15°46′～17°08′，东经111°11′～112°54′之间；处于中国大陆、广东省的东沙群岛与海南省的海南岛及中沙、南沙群岛之间的中心环节。
西沙群岛海域面积50多万平方公里，共有40座岛礁，其中露出海面的29座，总面积约10平方公里，是南海诸岛中露出水面岛洲最多的一群。可分为2大群组：位于东北面的是宣德群岛；位于西南面的是永乐群岛。
中沙群岛位于南海中部海域，西沙群岛东面偏南，距永兴岛200公里，是南海诸岛中位置居中的一群。该群岛北起神狐暗沙，东至黄岩岛，地理位置在北纬13°57′～19°33′，东经113°02′～118°45′之间，南北跨纬度5°36′，东西跨经度5°43′，海域面积60多万平方公里，岛礁散布范围之广仅次于南沙群岛。由黄岩岛和中沙大环礁上26座已命名的暗沙，及一统暗沙、宪法暗沙、神狐暗沙、中南暗沙等4座分散的暗沙组成。
南沙群岛位于南海南部海域，北起雄南礁，南至曾母暗沙，西为万安滩，东为海马滩，是南海最南的一组群岛，岛屿滩礁最多、散布范围最广的一组群岛。地理坐标为北纬3°35′～11°55′，东经109°30′～117°50′；东西长约905公里，南北宽约887公里，海域面积为88.6万平方公里。南华水道由东经112°35′～116°30′之间横穿群岛，通过北纬10°55′、9°55′及8°40′成为三点连线，把群岛的北部和中部分开。有岛屿11座，沙洲6座；暗礁105座，暗沙34座，暗滩21座。
半深海海底地貌及沉积物
半深海水域海底的大陆坡是指从大陆架以外到深海盆地的斜坡地带。在大西洋向外海与大陆基连接，而在太平洋大陆坡直接与海沟相连。大陆坡的坡度明显比大陆架陡，平均达4°，一般为4°~7°，甚至可达13°，不仅坡度陡，而且起伏也较大陆架大。
由于从大陆架到大陆坡的转折部位坡度变陡，又有一些松散的沉积物，在巨大海浪或其他的诱发因素作用，导致沉积物向下滑动并与海水混和在一起形成浊流。浊流沿大陆坡而下，强烈侵蚀大陆坡形成纵向分布的海底峡谷（submarine canyon）。海底峡谷坡度大，有时呈阶梯状，其横剖面两壁陡峭，高数百米，而底部平坦，宽可达数千米。海底峡谷的规模大小不一，有时很大，如哈德逊谷，最大切割深度大于1000m，宽达数千米，长达1000千米。
半深海沉积物来源于陆地、海底火山喷发和海水中的生物。由海水或风力搬运过来的陆源物质都是细小的粘土类，由冰山搬运来的陆源物质为较粗的岩石碎屑;火山喷发物有火山灰、金属元素等;半深海区的浮游或游泳生物死亡后的硬体部分沉积到海底形成生物碎屑沉积物。
半深海沉积物的类型有蓝色软泥、红色软泥、绿色软泥、碳酸盐软泥和冰筏屑沉积。蓝色软泥（blue ooze）广布大陆坡，呈蓝黑、深蓝或浅蓝色，有硫化氢气味，成分主要为粉砂质和粘土，常见黄铁矿，通常形成于弱洋流或无洋流的半深海区域。红色软泥（red ooze）分布局限于热带、亚热带河口以外的浅海一半深海，如亚马孙河口、长江口的海底都有此类沉积。红色软泥中陆源物质占10%~25%，软泥质占30%~60%，碳酸盐占6%~60%，含少量的石英、云母等。绿色软泥（green ooze）分布在大陆架与大陆坡的接壤地带，成分主要为粘土和粉砂，因含海绿石呈绿色。碳酸盐软泥（carbonate ooze）分布在热带地区，常含较丰富的浮游生物碎屑。冰筏屑沉积（ice-rafted debris deposits）发育在高纬度的半深海海域，由冰山携带来的陆源碎屑物质，随着冰山的消融而沉积在海底，冰筏屑沉积物是研究古气候很好的指示标志。
台湾以东太平洋
台湾以东中国领海，太平洋区域。
深海海底地貌及沉积物
大陆基（陆隆）（continental rise） 主要发育在没有海沟的大洋中，是大陆坡向深海盆地
过渡的地带，也称陆隆。大陆基宽度为300~400km，坡度较缓，发育海底扇（Submarinefan），或称深海扇（deep-sea fan），也叫浊积扇（turbidite fan），是浊流堆积形成的产物。
海沟（trench） 也称海渊，是海洋中一种非常壮观的地形，在太平洋最发育，而在大西洋几乎缺失。海沟的水深一般大于6000m，世界上最深的海沟是南太平洋的马里亚纳海沟，深达11033m，与珠穆朗玛峰（8844.43m）高差为19877m。海沟两壁的坡度较陡，呈峡长的槽谷沿深海盆地的边缘展布，其宽为40~120km，长为500~4500km。根据地球物理的研究，海沟的热流值较低，重力偏负异常。
深海盆地（abyssalbasin） 也称大洋盆地（oceanicbasin），是位于海沟与大洋中脊之间，或大陆基与大洋中脊之间的广阔深海海底，水深在2000~6000m。深海盆地的地形平缓，面积大，地形起伏在300m以内的称为深海平原（abyssal Plain），由火山锥连接形成的“山脉”称为海山（seamount），若火山锥的顶部被侵蚀夷平就形成平顶山（tafelberg）。
大洋中脊（mid-oceanridge） 又称海岭（submarineridge），是海洋中最巨型的山脉。在大西洋和印度洋中，大洋中脊分布在大洋中间，但在太平洋偏东部分布。大洋中脊其南端连接在一起，而北端伸向太平洋、大西洋和印度洋，其总长大于70000km，其宽度达1000km。大洋中脊的顶一般位于海平面之下1000~2000m，个别地方露出海面，高出深海海底2000~3000m。在横剖面上，其轴部有一明显的裂谷，称中央裂谷（median valley），深达1500~2000m，宽近20km，是现今洋壳岩浆溢出的重要通道。
深海沉积物深海的沉积物与半深海区域相似，主要的沉积类型有生物软泥、粘土、锰结核、冰筏屑沉积、多金属软泥沉积、浊流沉积。生物软泥（biotic ooze）是由一些浮游生物的硬体部分和粘土堆积形成的，如硅藻、放射虫、有孔虫、颗石藻等，生物组分的含量可超过50%。生物软泥可分为硅质软泥（siliceous ooze）和钙质软泥（calcareous ooze），硅质软泥主要由硅藻和放射虫构成;钙质软泥主要成分为碳酸钙，由有孔虫、翼足类和颗石藻等含钙质的生物遗体构成。深海粘土（deep-sea day）为褐色，粘土组分占80%以上，有机质很少，夹大量锰结核，在太平洋分布的面积占洋底面积的49%。锰结核（manganese nodule）分布在水深4000~6000m的海底，它由多种矿物组成，主要的矿物有水针铁矿、钠水锰矿和钡镁锰矿等，含30多种元素，锰结核大小不一，一般在0.5~625px，平均直径200px。锰结核具有非常重要的资源价值，是人类未来重要的矿产资源。冰筏屑沉积同半深海的成因，特点相似。多金属软泥（polymetallic ooze）分布在水深2000~3000m的海底，是一种富含多种金属（铁、锰、铝、锌、银、金等）的未固结泥质沉积物，各种金属主要以硫化物的形式存在，其金属含量很高，具有重要资源开发价值。浊流沉积（turbidity current deposit）发育在大陆基，形成深海扇（seafan）。浊积物（turbidite）为典型的陆源碎屑，主要为岩屑和石英，含少量的长石、云母和海绿石，其粒级以砂为主，其次为粉砂，分选性和磨圆度中等，常含浅海生物遗体，而缺少远洋生物群的遗体。
台湾以东太平洋
台湾以东中国领海，太平洋区域。
深海海底地貌及沉积物
大陆基（陆隆）（continental rise） 主要发育在没有海沟的大洋中，是大陆坡向深海盆地
过渡的地带，也称陆隆。大陆基宽度为300~400km，坡度较缓，发育海底扇（Submarinefan），或称深海扇（deep-sea fan），也叫浊积扇（turbidite fan），是浊流堆积形成的产物。
海沟（trench） 也称海渊，是海洋中一种非常壮观的地形，在太平洋最发育，而在大西洋几乎缺失。海沟的水深一般大于6000m，世界上最深的海沟是南太平洋的马里亚纳海沟，深达11033m，与珠穆朗玛峰（8844.43m）高差为19877m。海沟两壁的坡度较陡，呈峡长的槽谷沿深海盆地的边缘展布，其宽为40~120km，长为500~4500km。根据地球物理的研究，海沟的热流值较低，重力偏负异常。
深海盆地（abyssalbasin） 也称大洋盆地（oceanicbasin），是位于海沟与大洋中脊之间，或大陆基与大洋中脊之间的广阔深海海底，水深在2000~6000m。深海盆地的地形平缓，面积大，地形起伏在300m以内的称为深海平原（abyssal Plain），由火山锥连接形成的“山脉”称为海山（seamount），若火山锥的顶部被侵蚀夷平就形成平顶山（tafelberg）。
大洋中脊（mid-oceanridge） 又称海岭（submarineridge），是海洋中最巨型的山脉。在大西洋和印度洋中，大洋中脊分布在大洋中间，但在太平洋偏东部分布。大洋中脊其南端连接在一起，而北端伸向太平洋、大西洋和印度洋，其总长大于70000km，其宽度达1000km。大洋中脊的顶一般位于海平面之下1000~2000m，个别地方露出海面，高出深海海底2000~3000m。在横剖面上，其轴部有一明显的裂谷，称中央裂谷（median valley），深达1500~2000m，宽近20km，是现今洋壳岩浆溢出的重要通道。
深海沉积物深海的沉积物与半深海区域相似，主要的沉积类型有生物软泥、粘土、锰结核、冰筏屑沉积、多金属软泥沉积、浊流沉积。生物软泥（biotic ooze）是由一些浮游生物的硬体部分和粘土堆积形成的，如硅藻、放射虫、有孔虫、颗石藻等，生物组分的含量可超过50%。生物软泥可分为硅质软泥（siliceous ooze）和钙质软泥（calcareous ooze），硅质软泥主要由硅藻和放射虫构成;钙质软泥主要成分为碳酸钙，由有孔虫、翼足类和颗石藻等含钙质的生物遗体构成。深海粘土（deep-sea day）为褐色，粘土组分占80%以上，有机质很少，夹大量锰结核，在太平洋分布的面积占洋底面积的49%。锰结核（manganese nodule）分布在水深4000~6000m的海底，它由多种矿物组成，主要的矿物有水针铁矿、钠水锰矿和钡镁锰矿等，含30多种元素，锰结核大小不一，一般在0.5~625px，平均直径200px。锰结核具有非常重要的资源价值，是人类未来重要的矿产资源。冰筏屑沉积同半深海的成因，特点相似。多金属软泥（polymetallic ooze）分布在水深2000~3000m的海底，是一种富含多种金属（铁、锰、铝、锌、银、金等）的未固结泥质沉积物，各种金属主要以硫化物的形式存在，其金属含量很高，具有重要资源开发价值。浊流沉积（turbidity current deposit）发育在大陆基，形成深海扇（seafan）。浊积物（turbidite）为典型的陆源碎屑，主要为岩屑和石英，含少量的长石、云母和海绿石，其粒级以砂为主，其次为粉砂，分选性和磨圆度中等，常含浅海生物遗体，而缺少远洋生物群的遗体。
海平面及其波动的标志
1.海平面的概念
海平面（sea level）是指平均的海面，既不是高潮时的海面，也不是低潮时的海面，是通过多年的观测数据计算得到的一个海面位置。在测量学上，大地水准面是一个标准的海平面，
可向陆地延伸形成一个封闭的圈。在我国，大地水准面是以黄海的海平面为准，在其他海域也有海平面，但不一定与黄海海平面的高度一致，如渤海的海平面比黄海要高，东海的海平面也要高些，实际上我国的海平面从北到南是波状起伏的，不是一个平滑的面。
在第四纪古海平面研究中，有时确定的是平均海面的位置，但有时确定的是高潮面的位置，如依据贝壳堤、海滩岩、沿岸沙堤等确定的是高潮面位置，而依据海蚀凹槽确定的是平均海平面位置，因此不能一概地把所有的古海平面看作为平均海平面。
2.海平面位置确定的标志
第四纪海平面位置确定的标志可分为沉积物标志、地貌标志、生物标志和同位素地球化学标志。
（1）沉积物标志
泻湖沉积与泥炭现代泻湖（lagoon）沿海岸线展布，与浅海以沙坝或沙嘴相隔。淡化泻湖（freshening lagoon）常高于海平面，而咸化泻湖（salting lagoon）低于海平面，两者可随着海平面的变化而转化。当海平面上升时，原有的淡化泻湖可转化为咸化泻湖;而当海平面下降时，咸化泻湖则向淡化泻湖转变。因此，详细研究泻湖沉积物的特征，甄别出淡化泻湖和咸化泻湖沉积物的界线，由此可判断海平面的位置。在海岸带，滨海沼泽主要发育在平均低潮的高潮和大潮极端高潮之间的海岸部分，因此沼泽泥炭（peat）也可作为一种海平面的指示标志。沼泽泥炭分淡水泥炭和咸水泥炭，若是淡水泥炭，其表面与海平面处在同一高度或略高些，而咸水泥炭的表面与海平面处在同一高度或略低些;若是淡水泥炭与咸水泥炭重叠，它们的接触面为古海平面的位置。另外，泥炭层与淤泥层的界线可作为古海平面的位置，因为淤泥层形成于海面以下或接近海面。但要注意的是，泥炭的压实作用非常显著，压缩量可达原来厚度的4/5之多。
海滩岩（beachrock）分布在热带、亚热带沿海，是这些海岸带特有的岩石（沉积物），其形成时间可以非常地短暂，几十年，几年，甚至一年即可。海滩岩厚一般几厘米到1m左右，有的可达2.5m，宽达50~70m，主要由砂、砾石、贝壳、碳酸盐物质构成，碳酸钙胶结强烈，岩石坚硬。海滩岩的胶结作用的上限至少是大潮平均高潮位，其下限相当于大潮平均低潮位，因而在微潮或无潮地区，海滩岩胶结层可能很薄，在潮差较大地区其胶结层厚可达数米。因此，可以把海滩岩的顶面高度与最大天文潮位相比较，而海滩岩的下限可作为海平面的位置。
（2）地貌标志
海蚀地貌和海积地貌是反映海平面位置的直接标志，根据它可以较准确地确定海平面变化幅度。这些地貌主要有海蚀凹槽、海蚀穴、海蚀崖、波切台、海成阶地、沿岸沙堤、贝壳堤等。
海蚀凹槽和海蚀穴 一般认为海蚀凹槽口部的顶和底约对应于高潮面和低潮面的位置，而楔形的尖端部位的水平面与平均海平面重合。不同形态的海蚀凹槽指示海平面波动的特点，若凹槽很宽（上、下的距离），表明当时的潮差大;若横剖面为梯形，说明海平面的垂直位移小于潮差;若为深窄的楔形，指示海平面垂直位移小，海平面经历了较长时间的稳定。海蚀穴指示海平面位置与海蚀凹槽相似。
海蚀崖和波切台 海蚀崖的底部可作为海平面的位置，有时在海蚀崖的底部发育海蚀凹槽或海蚀穴。达到平衡状态的波切台横剖面的中点，或沿海岸线波切台中点的连线基本上可以代表平均海平面的位置，而波切台的顶部界线和下部界线（转折部位）是高海面和低海面的位置。
砾滩、沿岸沙堤 砾滩形成于高能区，分布于潮间带，而且大多数沿高潮线分布，常形成平行于海岸线的砾石堤，所以是高海平面的良好指示物。沿岸沙堤沿海岸线分布，沙堤的底界基本与高潮线处在同一高度。水下沙坝形成于小于10m的水深范围内。
贝壳堤 贝壳堤形成于海面稳定，河流能提供较丰富的泥沙量，有明显的沿岸流的海岸区，其延伸方向与海岸线平行，位于高潮线位置。一般认为贝壳堤的底板（贝壳堤与下伏沉积物的界面）作为平均海面的位置比较恰当，而贝壳堤的顶部不宜作为海平面位置的标志。徐家声根据大港河口的平均高潮位（3.18m）和平均海平面（2.03m），建立了现在的贝壳堤底板高程（Z底板）与古平均海平面（x古）的线性关系:
x古=
根据上述公式，计算得到黄哗沿海的全新世中期以来的贝壳堤古平均海平面和古高潮位高程数据。
（3）生物标志
珊瑚礁坪台（coral-reefplatform） 珊瑚礁坪台主要由滨珊瑚（Porites）、菊花珊瑚（Goni-astrea）、蜂巢珊瑚（Favia）、鹿角珊瑚（Acropora）等造礁珊瑚骨骼堆积形成，这些珊瑚生长的水深不超过-8m，且以-8~-5m范围发育最好，其生长的上限在平均大潮低潮位上625px以内。因此，珊瑚礁坪台表面只能代表平均大潮低潮位，而不是平均潮位面的位置。
牡蛎礁（oyster reef） 牡蛎礁是生活在河口滨海段或海湾低潮线附近的牡砺大量繁殖，死亡后其遗体堆积形成的，主要有近江牡蛎（ostrearivukaris）、长牡蛎（O.gigas）和褶牡蛎（O.plicatula）。近江牡蛎一般生长于低潮位以下1m左右，长牡蛎一般生长于潮下带，褶牡蛎分布于潮间带。一般认为牡蛎礁的顶面高程与当时的低潮位相当。
藤壶（Balanus） 藤壶生长在潮间带的基岩海岸，固着在岩石上，对海平面的变化具有较好的指示意义。欧洲藤壶（Balanus balanus）生长的上线约变化于当地年小潮平均高潮位与年平均高潮位之上750px间，东方小藤壶（Chthamalochallengeri）、中型小藤壶（C. intertextus）、小笠藤壶（Tetraclitella）的生长范围一般限于平均低潮位与平均高潮位之间，最高不超过平均大潮最高潮位。由于藤壶的生长时间较短（数月到数年），是研究季节性海平面变化的良好标志。
有孔虫（foraminifera） 主要利用有孔虫的组合变化指示海平面的变化。在滨海沼泽中，常见的底栖有孔虫有盐砂虫（Ammotium salsum）、砂竖口虫（Arenoparrella meyivana）、棕砂粟虫（Miliammina fusca）、胖砂轮虫（Trochaminai inflata）、瘦瘪砂轮虫（T. macrescens）等。高盐沼泽的有孔虫安特生假弯背虫（Pseudoeponides anderseni）、拟异虫（Discorinopsisaguayoi）、平滑虫（Glabratella）、球旋虫（Clomospira）。高位沼泽的有孔虫组合是胖砂轮虫、瘦瘪砂轮虫和窄瓣砂轮虫，这个组合指示沉积物形成于潮差的上部1/4的部位。
介形虫（Ostracoda） 介形虫的分布非常广泛，既有淡水的，也有咸水的，种类也很多。在不同的水深中，介形虫种群的变异度（种的数目）和密度（标本的数目）是不一样的。潮间带的介形虫种群变异度和密度都非常低，而潮上带则为低变异度、高密度。在海平面以下介形虫种群的密度和变异度随深度变化具有相同的趋势。所以可以利用介形虫种群的变异度和密度来估算海水的深度。
（4）同位素地球化学标志
深海沉积物（有孔虫壳体）中的氧同位素值（δ18O）也能反映海平面的变化。当δ18O值下降，表明海侵期，海平面上升;当δ18O上升，表明海退期，海平面下降。研究表明，δ18O值的0.1‰变化，相当海平面的10m变化。但是，氧同位素样品测量误差达
0.1‰，因此利用氧同位素值估算海平面高度时，以海平面变化幅度大于10m为佳。在末次冰期的盛冰期与间冰期之间，氧同位素变化幅度为1.4‰~1.6‰，相当140~160m的海平面波动幅度，这与在大陆架发现古海岸线的证据不谋而合。
第四纪海平面波动历史
1.前第四纪海平面波动概况
地球上自海洋出现以来，海平面就存在上升和下降的波动，这种波动是由于气候变迁、构造运动或海盆体积变化所致。前第四纪海平面的波动（Pre-Quaternary sea -level change）主要通过生物化石、生态地层、层序地层、地震等方法确认，多数是一个相对变化的概念。从新元古代以来，气候曾发生过几次剧烈地波动，如在震旦纪、奥陶纪~早志留世、晚石炭世~早二叠世、晚渐新世一更新世等发生了剧烈地降温，并发育冰川，导致海平面下降，变化幅度可达100~200m，比第四纪时期强烈得多。这几次冰期的海平面下降与冰川发育有关，而在气候温暖湿润时期的高海面与稳定的构造运动和强烈的陆地夷平作用相关，使海平面相对上升，如中生代的高海面。海平面波动具有明显的旋回性，每一个旋回都有一个基本特征:海平面上升比较匀速，较短时间内即达到高海面，经历较长的高海面时期后，然后再快速地下降（明显快于上升速度），低海面持续的时间总体比较短暂，形成锯齿状的海平面波动曲线。这种变化规律可能与构造运动、洋脊的增长与缩减的旋回性有关。
在古近纪（Paleogene）和新近纪（Neogene），海平面变化可划分出6个旋回（ circles），它们之间的边界年代分别为60Ma、49.5Ma、39.5Ma、29Ma、22.5Ma、6.6Ma和2.8Ma，每个旋回由缓慢的海面总体上升与大幅度急剧下降所构成。其中最显著的海平面下降事件发生在29Ma B.P.，海平面从+200m左右直落到了接近-200的高度，变化幅度达400m。在我国出现了两个比较显著的高海面时期:一是始新世，全国多处发生海侵，是新生代最为温暖的时期，当时北京的年均气温为巧15℃~20℃;二是上新世，当时中国东部发生大面积海侵。
2.第四纪海平面波动
（1）早、中更新世
这个时期海平面波动多根据地层中的证据，而地貌证据受到一定程度的破坏，建立起来比较困难。在地中海沿岸地区，保存有较好的海成阶地，并认为这些海成阶地的形成可与阿尔卑斯山地区冰期和间冰期对比，在间冰期形成高海面，而在冰期形成低海面。但在第四纪的早期，即使是冰期，其海面也比现今高得多。由于各地区新构造运动的差异，又未能扣除它们的影响，因此对海平面升降值估算差别较大，如霍尔姆斯（1965）和兰道尔夫（1973）所估算的第四纪冰期和间冰期的海面高度。在中更新世，出现了几次高海面，时间分别为640~590 ka B.P.、520~460ka B.P.、360ka B.P.、300~260ka B.P.、220~180ka B.P.。
中国早、中更新世的海平面波动的证据主要根据东部平原和大陆架上钻孔资料获得。在华北平原，早更新世初的海侵可达北京东面的通州，称北京海侵（古地磁年龄2.43Ma B.P.），甚至有人认为海水通过八达岭古河谷达到延庆盆地，这是一次较大规模的海侵，此后还发生了几次明显的海侵，如渤海海侵（1.5Ma B.P.），兴海海侵（1.0Ma B.P.）等。在黄海、东海以及南海也出现过高海面。
中国早、中更新世的海平面波动的证据主要根据东部平原和大陆架上钻孔资料获得。在华北平原，早更新世初的海侵可达北京东面的通州，称北京海侵（古地磁年龄2.43Ma B.P.），甚至有人认为海水通过八达岭古河谷达到延庆盆地，这是一次较大规模的海侵，此后还发生了几次明显的海侵，如渤海海侵（1.5Ma B.P.），兴海海侵（1.0Ma B.P.）等。在黄海、东海以及南海也出现过高海面。
（2）晚更新世
晚更新世包括了一个末次间冰期和末次冰期，海平面总体上从早期到晚期是一个下降过程，但期间存在一些波动。
末次间冰期（Last Interslacial Age）（130~75ka B.P.）相当深海沉积物氧同位素的第5阶（MlS5或0S5），该阶段又可分为三个次一级的温暖期（MIS5a、c、e）和两寒冷期（MlS5b、d），其中MlS5e最温暖，在欧洲称为艾姆间冰期（Eemian Interslacial Age）。根据新几内亚海成阶地珊瑚礁台和深海钻孔V19~30岩心氧同位素阶段的对比研究，显示了在120ka B.P.（MIS5e）、100ka B.P.（MIS5c）、80ka B.P.（MIS5a）三个相对高海平面时期，并可与巴巴多斯岛的巴巴多斯Ⅲ、巴巴多斯∏和巴巴多斯Ⅰ三次高海面对比。在这个时期，总体上为高海平面，但多数时间的海平面比现今低，只有在MIS5e时海平面比较现今高6~18m。在中国的华北地区，这个时期发生了白洋淀海侵和沧州海侵，出现了高海平面。在黄海、东海、南海也发生了海侵。
末次冰期（Last Glacial Age） 气候寒冷，相当深海氧同位素的第4、3、2阶段，这个时期的海平面波动也非常剧烈，总体上是一直下降，在25~15kaB.P.达到最低，而后快速回升，但是在不同的时期海平面的高度并不一样。世界各地海平面的高度在末次冰期的不同时期是不一样的，在60ka B.P.为-11~-24m，40ka B.P.为-21~-40m，30~25ka B.P.为-20~- 67m，18ka B.P.为-85~-145m。在中国东部的海平面发生了下降-回升的两个旋回波动。第一个旋回发生在氧同位素的第4、3阶段。在70~40kaB.P.阶段，相当氧同位素的第4阶段和第3阶段的早期，即大理冰期早冰阶，中国东部发生全面的海退，海平面普遍下降，黄海海岸线位于-75m处，东海的海岸线在-100m左右，称为黄海海退。而渤海露出大面积陆地，形成了陆相沉积。在40~30ka B.P.阶段，相当氧同位素的第3阶段的晚期，全球气候温暖湿润，中国东部发生海侵，称为太湖海侵，海平面上升，当时的海平面只比现今低8~10m。第二个旋回发生在氧同位素的第2阶段，时间在30~10kaB.P.，这个时期为末次冰期最强盛时期，在中国称为大理晚冰阶。这个时期的早期，海平面急速下降，在18~15kaB.P.（LGM），中国东部海平面达到最低，海岸线位于-150~-160m。渤海和黄海露出海面，长江向东推进了约600km，称为东海海退。巧15~10kaB.P.，气候逐渐转暖，但波动还是比较剧烈，称晚冰期，海平面逐渐回升，上升到-30~-20m。
（3）全新世
在全新世，海平面经历了上升→最高→下降的变化。在全新世的初期，海平面的上升速度较快，可达8mm/ a，在6kaB.P.达到最高，比现今高约2~3m，然后波动中逐渐下降稳定在现今海平面的位置。但有些学者并不同意上述的变化过程，认为在全新世没有高海面时期，一直是逐渐上升到达目前的海平面位置;还有的学者认为在5~3.6kaB.P.就达到了现今的海平面高度，而后就一直稳定到现今。所以对全新世海平面的变化有三种不同观点。
我国的全新世海平面波动经历了三个阶段，即上升-最高-下降。
上升阶段（10~6kaB.P.）由于气候转暖，冰川融化，海平面快速上升。在10~8kaB.P.期间，海平面从约-40m上升到-15~-20m;到8~6kaB.P.已上升到-5m。
高海平面阶段（6~5kaB.P.） 从北到南都发生了海侵，渤海称为黄哗海侵，海岸线相当现今向西推进了80~100km，形成这个时期的贝壳堤（贝壳堤V）;东海称为镇江海侵，海岸线达沐阳-洪泽-镇江-常州-杭州一线，长江口退缩到镇江。这个时期的海平面比现今高2~4m。
下降阶段（5~0kaB.P.）海平面在波动中下降，达到目前的海平面位置。在渤海湾西岸，留下了这个时期海平面下降形成的四道贝壳堤，贝壳堤VI（4.7~4kaB.P.）、贝壳堤Ⅲ（3.8~3ka B.P.）、贝壳堤∏（2.5~1.6kaB.P.）、贝壳堤Ⅰ（正在形成中）。
（4）现代海平面变化趋势
现代海平面变化（modern sea-level change）是指现代冰期结束之后20世纪以来的海平面变化。现代海平面变化主要根据世界各地观测站的资料进行研究。这些观测资料表明，近100多年以来，世界各地的海平面都在上升，上升的速率在1.2~5.5mm/a之间，我国的上升速率较小，在0.08~1.05mm/a之间。由于温室效应的影响，两极地区的冰川正在融化，海平面有继续上升的趋势。
我国近几十年来的海平面变化周期约10年，幅度在10~1000px之间。渤海湾、长江三角洲及东海沿岸、北部湾在未来的几十年海平面可能处在上升趋势，而辽东半岛、山东半岛等地可能表现为下降趋势。从全新世海平面变化规律来看，未来几十年或几百年中，海平面变化的幅度可能不会超过3m。
海平面波动的原因
海平面波动根据其特点，可分为全球性海平面变化（eustasy）和相对海平面变化（relative sea level changes），前者是消除了海底的水均衡作用后的海平面变化，认为这是真正的海平面变化;后者是指大陆与海洋水面之间的相对运动。在实际工作中，很难将这两者的海平面变化区分开来，所获得的海平面变化是这两者累加的结果。导致海平面变化的因素很多，如局部的地壳运动、冰川的均衡作用、水的均衡作用、沉积物的压实作用、冰流的引力作用等都可引起海平面波动。概括起来大体上有以下几种。
1.冰川型海平面变化
这种海平面变化是由于气候变化导致陆地上冰量的变化而引起海平面波动，是第四纪海平面变化的主要类型之一。基本机制是:在冰期时，海洋中的一部分水转移到大陆以冰川的形式存在，使海平面下降;而在间冰期时，陆地上的冰川融化注入海洋，使海平面上升。这种海平面变化具有全球性，如在第四纪冰期的时候全球海平面都表现出降低，而在间冰期时海平面上升。这种原因可导致海平面变化的幅度达100多米，有人估计若是南极和北极的冰川全部融化，可使现代海平面上升65m。Flint（1972）估计当第四纪冰期的劳伦泰冰盖和斯堪的纳维亚冰盖全部融化时，可使海平面分别上升74m和34m。
随着人类排放CO2的增加，温室效应的日趋严重，两极冰川不断融化，可能是未来海平面上升的主要原因。
2.构造运动型海平面变化
构造运动既可造成全球性的海平面变化，也可引起局部的海平面变化，这也是第四纪海平面变化的主要原因之一。全球的大地构造运动使全球的海平面发生变化。研究表明，海底扩张，使洋盆容积增加，可导致海平面下降，如果大洋面积增加1%，海面将下降约40m。如果大洋中脊体积增加，可导致海平面的上升。海底扩张具有节奏性，因而可引起海平面阶段性的变化。
局部的构造运动可造成局部的海平面变化。当地壳运动上升时，局部地区的海平面相对下降，如在一些上升海岸常出现高海面;当构造运动下降时，海平面相对上升，在海平面以下有埋藏的古海岸线。这些是局部的，不具有全球性。因此，在进行全球海平面变化对比时应注意扣除这部分影响。
3.其他型海平面变化
水圈体积型海平面变化这种海平面变化是由于水圈的水量变化而引起的，如认为火山喷发可使地球的水圈水量增加，从而导致海平面变化，可产生2.8mm/103a的海平面上升速率。但有不少学者认为地球上的水量没有多大的变化，虽然火山喷发带来原生水，但沉积作用和化学作用使地壳又吸收了一部水，两者处在平衡状态。这种因素在地球的早期可能有影响，但随着地壳的增厚，作用已不明显了，尤其在第四纪这种作用可以忽略不计。
大地水准面型海平面变化全球的大地水准面不是一个平滑的曲面，而是凹凸不平的，这主要是由于地球重力和地球转动不均一性引起的，如我国从北到南的海平面的高程不相等，而是起伏的。如在新几内亚近代大地水准面存在+76m的“隆丘”，马尔代夫有-140m“凹陷”。在经度50°~60°的距离内，垂直高差达180m。
海温型海平面变化 海水温度的变化使海水体积发生变化，从而引起海平面变化。当温度升高时，体积膨胀，海平面上升。如在厄尔尼诺和拉尼娜发生时，赤道太平洋东西海平面有1m差值的跷板式变化。在第四纪海平面变化的研究中，一般常把这种因素忽略掉。
洋盆体积型海平面变化洋盆体积增大或减小，可使海平面下降或上升。引起洋盆体积变化的有海底扩展、洋脊的涨缩、沉积物的加积、火山喷发等因素，尤其重要的是构造运动所造成的洋盆体积变化。现今每年搬人海洋的泥沙约为12km3，这可使海面上升82.5px/103 a，但与其他因素引起的变化量相比是太小了。
均衡型海平面变化这是由于地表覆盖物质减少后经重力调整而引起的地表面升高。在第四纪，一些高纬度地区，大冰盖融化后，地表的压力削减，地面抬升，海平面相对下降。如斯堪的纳维亚冰盖，因冰盖的融化，原冰盖中心地面上升了250m。南极洲冰盖中心部位的地壳因冰荷而产生的弹性压缩量为280m。相反，当冰盖发育时，使海平面相对上升。当海平面上升，海水的深度增加，这也产生均衡作用。在理论上，海水上涨100m，能使海底地壳发生约33m的均衡下降运动。所以均衡作用在引起海平面变化方面是非常复杂的，计算起来也比较困难。
此外，还有些因素可能也会引起海平面的变化，如海水的盐度变化、海盆的干涸等。如地中海在8~5MaB.P.，由于直布罗陀海峡的封闭与大西洋失去联系，因雨量少，蒸发强，水体减少，形成咸水湖、盐湖、干谷，海平面迅速下降。各种海平面变化的原因及变化幅度总结于表8-1中。
