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全球性古气候指标

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全球性古气候指标（英语：Global Paleoclimate Indicators） 是指能反映全球古气候环境变化的指标，大多来自海洋沉积物（英语：Marine sediment）。而源自陆地沉积物的古气候指标容易受到板块运动与古地理变化的影响。主要控制地球气候系统的因素包括控制大陆分布的板块构造、大气和海洋之间的相互作用以及地球轨道的特性（米兰科维奇循环）。全球性古气候指标是根据地质材料分析所得到的资讯而建立的，这些资讯包含保存在海洋沉积物中的生物学、地球化学和矿物学的资料。指标一般分为三类：古生物学、地球化学和岩性。

古生物学指标类

沉积物中之所含会受当地地形、洋流和大气流的影响。然而，具有全球性气候意义的指标则对古温度解释比较单一。迄今为止，海洋生物群提供的古温度指标最多，其中微化石因其分布广泛、丰富且对纬度变化敏感，提供了许多主要的古温度指标。通常在沉积物中找出与纬度有关的物种（指数物种）（英语：index species） 是研究工作的第一步，先建立它们与古温度变化的关系。海洋生物群的其他特性，包括形态、丰度、多样性和地球化学，也已成功确立为古气候指标。更复杂的生物地理学统计分析（因子分析（英语：factor analysis）、主成分（英语：principal components）等）已经建立了古生物群与水团之间的关系，而能进行古洋流重建。以下列出的是科学家用来重建古温度变化历史的一些关键古生物学工具。

有孔虫

由于有孔虫在沉积物中的广泛的分布和个数的众多，它们的的生物特征也受到最广泛的探索。试图找出其生物特征与古气候和古生态的关系。有关于利用浮游和底栖有孔虫为古温度指标的报告很多。包括研究地表温度对它们的形态和生物地理的影响。

大小

根据调查报告，浮游有孔虫的热带物种分布，其个体在热带水域达到最大的尺寸，而极地物种个体在极地水域达到最大尺寸。 生活在亚热带和亚极地水域的物种个体随着温度的升高和降低而减小[1]. 底栖有孔虫的 proloculus（第一体腔）大小也受海水温度的影响，其平均值已被用作古气候研究的指标[2]. 浮游有孔虫 Orbulina universa 的平均个体直径已被用于解释索马里盆地的海面温度变化历史。 利用R和Q模式因子的集群分析（英语：cluster analysis）找出了五个重要的组合因子和五个集群，能代表不同的环境特征，包括氧合作用的增加、和海水表面生产力的增高 [3]。

盘绕方向

许多有孔虫已被证明其不同的盘绕方向（英语：coiling direction）和海水表面温度有关。 例如，Globierina pachyderma 在冷水中右旋盘绕方向的种群占优势，在温水中左旋盘绕方向的种群占优势[4], 这两种种群的比例也被用来估计第四纪海水温度[5][6]。同样，在白垩纪沉积物中的 Muricohebergella delagoensis ，其盘绕方向对温度有类似的关系性 [7]。 一些底栖有孔虫其盘绕方向，亦与海水温度有关， 例如在南印度洋表层沉积物中的Globigerinabuloides，其盘绕方向已证实与海水温度有关[8]. 另一种底栖有孔虫 Bulinina marginata 也有类似的关系[9]。

物种多样性

浮游有孔虫物种的多样性（英语：species diversity）取决于可用的生态位多寡，而生态位（英语：niches）又与海洋洋流有关。 通过与稳定同位素记录的对比，已发现在冰期开始后出现最大物种多样性[10]。

生物地理学

自 1960 年代深海岩心开始采取以来，海洋沉积物中具古气候指标的浮游有孔虫，已被用于重建古气候。 Ericson 和 Wollin (1968) 为早期应用因纬度而丰度变异的有孔虫的先驱者中之一。他们根据热带沉积物中冷热水物种的比例成功地建立了 更新世 冰期和间冰期的旋回[11]。Kennett (1970) 也用类似的研究扩展到亚南极地区，他基于亚极地冷水和温水浮游有孔虫物种，也重建了更新世的古气候变化。这变化与热带地区建立的趋势一致[12]。 当钻井岩心（比活塞取岩心能回收更深的沉积物）开始钻探时，古气候的重建调查，再在被进一步推早到地质时代。 一条渐新世 的古气候曲线是从墨西哥湾沉积物中，使用温水指标物种（Turborotalia pseudoampliapertura、Globoquadrina tripartita、Dentoglobigerina globularis、Dentoglobigerina baroemoenensis、“Globigerina” ciperoensis， Globigerinoides 组群，和Cassigerinella chipolensis ) 和冷水指标物种 (Catapsydrax spp., Globorotaloides spp., Subbotina angiporoides group, Globigerina s. str., and the tenuitellids)而建立的 [13]。1995 年，Spezzaferri 对更广泛的地理范围进行了调查，他分析了大西洋、印度洋和南太平洋的钻芯样本，并将有孔虫归类为温暖、凉爽、暖温带和冷温带指标物种。 建立了渐新世和中新世过渡期的古气候曲线，该曲线亦具同位素数据的证实 [14]。

用更复杂的方法来重建古气候是使用因子分析。 Thompson (1981)从岩心顶部样品中找出六个有孔虫组合与现代北太平洋西部的水团（英语：water mass）具联代关系。然后利用转换函数（英语：transfer function）以将组合与海面温度联系起来。通过将该转换函数应用于岩心中的早期沉积物，重建了过去 15 万年的古温度曲线[15]。 类似的技术也应用于始新世和渐新世沉积物，有孔虫被分为表层、中层和深层水体组合。 因此，除了古温度变化外，水团分层也得到了重建[16]。

颗石（英语：Coccolith）

在比较北大西洋现代沉积物和中期威斯康星冰川期沉积物，一些颗石物种的分布具有15 度的纬度变化[17]。海洋沉积物中的颗石浓度似乎也与地表温度有关。 对西地中海更新世沉积物中颗石组合的定量分析证明了这一点[18]。

放射虫

由于钙质浮游化石在冷水中易被溶解，故它们在深水中被广泛的破坏 。而放射虫则在冷水中则不易被溶解。因此它们已成为用于古温度重建的最常研究的硅质浮游化石之一。 对北太平洋深海岩心放射虫的研究表明，它们的物种多样性和丰度的增加可与过去 1600 万年的主要冰川事件对比。 放射虫的物种组成也明显反映了一般海面温度变化[19].通过应用统计分析（Q 模式因子分析），利用来自表层沉积物的放射虫组合，建立了一个传换函数，利用这传换函数可以估计古海表面温度。例如，Pisias 等人 (1997) 识别出的放射虫组合，能代表当前太平洋的生物地理分布，并使用这些组合来预测最后一此最大冰川的海面温度[20]。

硅藻

在极地和亚极地海洋环境中的硅藻物种，它们对海面温度和海冰条件的生态范围，通常比较狭窄。 因此，若能将在地表沉积物中 硅藻组合与其生态范围之间建立关系，这关系亦可应用于地表以下的沉积物。 例如，南极半岛地表沉积物中硅藻的统计分析，已经建立了海冰和开阔海洋条件的指标硅藻组合，这些组合分别被用作鉴定全新世沉积物中冰期和间冰期的代表[21]。对西伯利亚和蒙古湖泊沉积物的硅藻研究表明，在末次最大冰期期间，浮游硅藻多样性与古气候之间存在密切关系，并能与代表全球冰量变化的氧同位素记录对比[22]。

甲藻

经调查，地中海的甲藻已被找出温暖和寒冷温带的物种，这些物种已被用来重建过去 30,000 年的古气候变化[23]。

介形虫

利用第四纪介形虫的指标物种，重建古气候已经很普遍。 而且它们贝壳中的微量元素和稳定同位素也被引用证实过去气候变化的证据[24]。

地球化学指标

同位素

氧气

它的同位素分馏与水温有关，来自各种不同来源的同位素比率已被广泛用于重建古气候。 碳酸钙中的氧同位素也已成为被应用最广泛的地温计，用于估算古代海洋温度。用同位素研究古气候学最成功的实例，是应用在深海沉积物中的有孔虫。 例如，Shackleton 和 Kennett（1975）在分析南极地区浮游和底栖有孔虫的氧同位素，建立了新生代古温度历史[25]。由于海洋中 氧18/氧16 比率的变化是全球性的，因此氧同位素地层学已被用于年代对比[26],

碳

碳的稳定同位素组成，是的另一种被广泛使用的方法来解释古环境。古新世至中新世的地表温度的波动，就是根据南极地区有孔虫的碳同位素数据[25]. 沉积物中被保存的有机质也记录了古生态系统，其碳同位素组成也被用于重建古气候的演化。 例如，Rogers 和 Koons (1969) 报告说，源自墨西哥湾第四纪海洋沉积物中有机质的碳同位素比率，能与更新世气候变化对比[27]。

生物标志物

脂质：在海洋沉积物中，一种名为 IP25（具有 25 个碳原子的冰代用指标）的稳定脂质，由生存在海冰的硅藻生物合成，通常与北极地区春季海冰覆盖有关，因此这代理指标可用于重建海冰覆盖[28].另一种不同的生物标志物 IPSO25（具有 25 个碳原子的南大洋的冰代用指标）也已被应用为南极地区海冰覆盖的代表[29].

岩性指标

冰筏物

在所有岩性指标中，冰筏物（IRD）是重建古气候最有用的工具。 高浓度的 IRD 证明了冰山可能在冰川期从极地向赤道移动。在南太平洋，IRD 已被用作新生代冰川作用的代表，并且已经确定了亚南极地区的冰川活动历史。 也得到有孔虫物种多样性数据的证实[30]. 在北冰洋西部，对冰筏物的调查已确定在过去 100 万年中至少有六此冰川期[31]。具有高沉积速率的深海岩心，可对 IRD 进行高分辨率分析。 在北太平洋，根据IRD 的研究，在冰川期间，具短暂的温热期，这与北大西洋的类似事件可对比[32].

海洋碳酸盐

海洋沉积物中的碳酸盐主要来自钙化生物，成岩作用和沉淀的贡献很小。 生物碳酸钙有两种多晶型物； 有孔虫和颗石是属方解石而珊瑚和翼足类是属文石。 有孔虫的分布通常是全球性的，但珊瑚的分布是亚热带到热带。 因此，化石珊瑚的分布通常被用作古纬度的代表。 基斯Kiessling等人（1999）对“显生宙礁”编制了一个数据库，包括用于重建古气候重建的古地理位置[33]. Maillet等人（2021），基于石炭纪珊瑚礁的分布，证明了密西西比时期温暖的古气候条件，其特点是在超大陆上珊瑚礁有广泛分布，随后是宾夕法尼亚早期的降温，其特点是珊瑚和礁石的出现很少[34].

鲕状石灰石

海洋鲕粒碳酸盐形成于温暖、过饱和、浅层、高度搅动的海水潮间带环境中，因此它们的地质记录也为古气候和古地理重建提供了关键资料。例如，Huang等人（2017），基于二叠纪鲕粒和冰海混积岩（英语：glaciomarine diamictite） 的分布，相对于其他冈瓦纳大陆，对中国西南部的宝山地块重新定位[35].

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