第三节 海洋演化中的若干重大事件 地质历史中，古海洋经历了若干次大范围的环境变化，包括气候变化；海面升降，洋流格局、生物兴衰、沉积侵蚀、生产力以及CCD线的升降等方面的变化，常具有全球性的影响，构成了海洋演化中的地质事件。 一、白垩纪末的生物灭绝事件 据统计，白空纪末，世界上共有生物2868个属，至第三纪初期，只剩下1502个属，大约有1／2的属灭绝了，这一现象一般称为生物灭绝事件。 （一）灭绝事件的研究 显生宙有五次大生物灭绝事件：奥陶纪末、泥盆纪末、二叠纪末、三叠纪末和白垩纪末。最近的一次保存于大洋沉积记录中。
白垩纪一第三纪界面(C／T)以上的生物灭绝事件在陆地的地层剖面中有显示。在大西洋的DSDP岩芯中，白垩系一第三系间有明显的氧和碳同位素异常，反映出水温的突然升高和浮游生物的大量灭绝，DSDP第733航次524孔在南大西洋开普敦海，白垩一第三系界面处为一厚2cm的泥灰岩-界面粘土层，又称C／T，界面上下1.5—2.0m的岩芯分析，绘成图10一5 1、界面粘土层的18O突然降低了1.6×10-3 (界面以上先有一表层水低温异常为十0.35×10-3，然后出现高温异常一1.25×10-3)，表示当时海水温度突然增高5—100C；
2、界面粘土层的13C突然降低了1.5×10-3— 1. 8×10-3 (从界面以下的2.93×10-3 )表明当时海洋表层生物大量灭绝； 3、界面粘土层的CaCO：含量从界面以下的30一40×10-3至紧接界面处减至0.13 ×10-3，降低20多倍，说明当时表层海水基本上没有微体生物及钙质超微体生物，CaC03含量减少； 4．界面粘土层的铱(Ir)含量比上下地层增高了约30倍(紧靠界面之上出现铱含量异常峰值3.3×10-9)，而地球上常见的稀土元素含虽则极为贫乏； 5．海水中超微化石含量在粘上层以上急剧下降，说明这类生物大量灭绝。
（二）解释 围绕白垩纪—第三纪的生物灭绝事件的假说分地内和地外两种、但较多的学者倾向于陨星撞击地球说，主要论据为： 1、太阳和陨石的铂族元素(包括Ir)含量远远大于地球(地壳和地馒)，界面粘土层中Ir剧增是陨星碎屑(或尘屑)的混入所致。 2、界面粘土层中石英晶体的分子结构特征证明曾受过高压作用(即星体撞击)。 3、陨星撞击地球时会释放出巨大的能量。在冲击过程中，大气中的氮和氧可能化合生成氧化氮，这将耗尽地球上的臭氧层，在一定时期内，强烈的紫外辐射可以杀伤生物。
4、小行星撞击地球，可扬起大量尘埃，散布于大气圈内数月不散。植物的光合作用受到抑制，引起食物链的崩解，危及一系列生物。 5、陨星撞击释放出的巨大能量足以使大洋表层50m深的海水以及大气圈对流层下部的温度上升5—100C，水蒸气的温室效应也会使气温升高。全球水温上升100C时，许多笨重的兽类可能难以维持其体温。近来的研究发现爬行动物后代的性别取决于孵化的温度，例如在温度超过340C时,孵出来的鳄鱼全是雄性的，若恐龙在高温变成雄性而无雌性，白然也会绝灭。
二、白垩纪古气候与新生代降温事件 地球形成于4500Ma前，但最老的沉积岩年龄只有3760Ma，海洋的历史还要短．古生代早期浅海礁灰岩在我国普遍分布，这证明当时气候是温暖的，在古生代中期和晚期形成的地层中世界各地均发现有煤层，我国的煤田也集中于石碳一二叠纪，这也说明那时的气候温暖而多雨。但是在非洲、南美和印度可以见到这时的冰碛岩．这可认为是冈瓦纳大陆靠近南极而造成的。 整个中生代气候温暖而干燥，广泛分布红层(红色砂岩)；白垩纪蒸发岩的分布比保罗纪还广，通常认为是中生代最热的时期。如白垩纪中期的礁和碳酸盐沉积分布的范围比现今又向两极推移5一15 (纬度)。当时海水温度的最冷值，在赤道类似今日，两极的年平
均水温不低于00C，赤道与两极表层水温差为260C；最暖值，赤道表层水温比现今暖3—50C，达320C，赤道与两极表层水温差仅仅170C，而现代温差约4l0C(Barron，1983)。总体来看，白垩纪全球平均水温比现代高6—140C。其特点是赤道和极地温差、冬夏温差以及海水表层与底层温差都比现今小。 白垩纪气候温暖而均一的原因有各种解释：（1）大气层顶部所获得的太阳辐射量；（2）大气圈的成分变化，指CO 2增多；（3）地球表面性质。海面变动引起陆地总面积的变化以及亚热带陆地面积的变化，对改变全球反射率更为重要，海洋的反射率低于陆地，沙漠的平均反射率高达0.35，陆地的平均反射率为0.15，海洋的反射率仅0.06(在纬度0一300)，至600(纬度)才增至0.13。白垩纪的海平面可能比现代高
350m，足以淹没现代陆地面积的35％。海陆面积比例的改变，是影响反射率变化的主导因素。白垩纪中期全球平均吸收太阳辐射量比现代高2 新生代，海洋水温不断降低，Emiliani认为底层水的变冷可以反映高纬地区的变冷过程。新生代海水变冷的基本特点是：（1）不是一个平衡的渐变过程．而是在温度下降的总趋势上叠加着几次急剧的气候波动。塔斯曼海区三口井的氧同位素的资料表明．新生代共有七次温度下降期，其中有三次大跃变，即在始新世末一渐新世初、中中新世和晚上新世— 第四纪(图l0一6)，称为三个降温事件。冷期之间也有几次变暖时期。（2）新生代的变冷主要反映在高纬地区，而低纬地区变冷不明显。（3）深层水明显变冷，表层水温变化较小。
（一）始新世末至渐新世初的降温事件 古新世和始新世，大体上保持着中生代暖热大洋的形式，气候温暖而均一， 极地和赤道之间的温度梯度较小。 古新世中期(距今61——58Ma)有一次变冷过程(图10一6)。在古新世中晚期逐渐转暖，至始新世早一中期(距今53—49Ma)达到高温极盛期，这一段可能是新生代最暖时期。当时低纬区表层水温略高于200C，高纬区表层水温在100C左右．温度梯度不足今天的一半。 始新世中、晚期，气候又急剧变冷。
古、始新世温暖期的证据： 1、一些喜暖脊椎动物(龟、鳄鱼等)化石发现于加拿大巴芬湾北面埃尔斯米尔岛的早始新世地层中（Esles，Hulchison，l 980），据Mckenna(1980)计算，该岛早始新世期间的纬度与现今相近，为780N,现代鳄鱼最冷月平均温度不低于10一120； 2、当时热带植物从北美西海岸扩展到450N(图10一7)，温带植物从阿拉斯加湾扩展至60。N以北(W。lfe，1980)； 3、古始新世南极已处于极地，但仍与澳大利亚相连，南极只有山岳冰川，没有冰盖。
始新世晚期，水温急剧下降，西南太平洋亚极地海域水温从早始新世的200C至中始新世骤降至130C，晚始新世低达110C，即始新世—— 渐新世之交的急剧变冷时期，称为古海洋第一降温事件，大致出现于38Ma前，这时高纬度地区海洋表层水温与现在相似，即南极冰川已扩至海边。南大洋形成海冰，形成冰山沉积。南极底层水温度接近（但仍高于）现代底层水的温度，温盐环流开始出现，海底侵蚀和沉积作用加剧，沉积间断较多，富氧的寒冷底层水和垂直环流的形成，消除了中生代期间典型的底层水停滞、富含CO2的状态，各大洋CCD随之急剧降低。
（二）中中新世的变冷事件 中新世期间，大洋的形状和海陆分布已与现代十分相似。中中新世(距今14Ma左右)，东南极大陆冰盖形成，海冰进一步扩展。这与DSDP第28航次在罗斯湾陆架海底取样所获得的结果相符，样品里所含的冰山漂砾反映南极冰川开始于早渐新世，而在中中新世冰川进一步扩展并出现了大冰盖，同时北极也出现了冰盖，至晚中新世，大洋底层水温已接近冰点，东南极冰盖扩大至大陆海岸，其规模已与目前相近。 中新世期间，德雷克海峡已经打开，绕南极环流开始形成，低纬赤道环流变弱并趋于消失。高低纬之间的温度梯度显著增大，特别是南极周围温度梯度的增大，使表层水温度差可达150C左右，热带海洋表层水与底层水的温差也增大至150C左右(Savinet，1975),同时加剧了顺绕南极环流上升流的出现，提高了海洋生产力。
（三）上新世晚期和第四纪的第三降温事件 上新世早、中期，水温有短时期增高，南极覆冰有明显退缩，并导致海侵，冰载沉积物的范围在南半球比第四纪的偏南。 上新世晚期，气候转冷，迎来了新生代第三次大规模降温时期(从距今3.2Ma开始)。为新生代第三次重大降温事件。其重要标志是北半球冰川的发展和冰盖的形成。第四纪气候是新第三纪末降温期的继续，是第三降温事件的集中体现，气候主要特征是气温低、波动频、幅度大。Emiliani(1974)的V28-238孔曲线和Shackleton(1976)等的V28-239曲线(图10—8)基本建立起了第四纪海水冷暖波动序列。
奥尔都维以来经历了20多个冷期和20多个暖期，冷暖旋回大体为0.1Ma，冷暖幅度为12一130C不等，幅度有自老到新、由小变大的趋势。 7.5—11kaB.P的末次冰期和125—75kaB.P的末次间冰期研究程度较高。其中，20kaB.P左右的盛冰期是末次冰期中的最冷时期，这期间海平面下降I00多米，大大缩小了大洋边缘海的水域范围，影响了季风和洋流，成为古海洋研究的焦点。11kaB.P至现代属于新生代第三降温期中的冰后温暖期。 关于第四纪20多个冷暖旋迥的解释首推米兰科维奇假说，他认为控制地球表面日射率分配的地球轨道参数偏心串(e)、地轴倾斜(c)和岁差(P)的周期性变化是形成第四纪冰期间冰期的原因。
三、海平面变化与海侵海退事件 海平面升降的实质是海侵与海退，是古地理的变化，地质时期的海平面一直处于升降变化之中，就目前所知地质时期海面升降的最大幅度达300m以上。引起海面升降的因素有： 1、海洋水量变化。问冰期，陆上冰碰水流人海引起海面上升；冰期大量海水赋存于陆上，海面下降，冰期间冰朗海面降升的幅度达100m以上。Schopf（1981）认为冰川影响海面变化的幅度为100—2帅m。火山喷发带来原生水补给海洋．每1Ma可使洋面上升1m。
2、构造使洋盆容积变形引起海面变化。现代海底扩张可引起l0m／Ma的变化幅度，长期海底扩张可导致海面发生300—500m的变化(Schopf，l 981)。 3、沉积物填于洋盆，使洋面上升，按现代速率每1ka可使海面升4mm，每1Ma升40m。 4、冰川、水和沉积物的均衡作用使洋底下降，容积增大，从而引起海面变化。 5、水温和盐度的变化引起海面升降。水温每升高10C，可使洋面上升0.6m；盐度降低，使洋面上升。
显生宙全球相对海面变化曲线(图10—9)表明：600Ma内世界海面的变化是剧烈，不仅频率高而且升降幅度也大。总趋势是，早古生代中晚期和晚中生代海面比较高，晚白垩纪末期最高；早寒武纪海面最低，低于现代陆架外缘，早泥盆纪、晚石炭纪早期、早二叠纪中晚期和早侏罗纪时期，海平面接近现代陆架外缘，为低海面期。白垩纪曾发生13次海侵，可能与洋中脊扩张速度变化有关。古新世至渐新世海面变动，但高海面多，低海面时期较少，而且降低幅度也不大(图10一9)。渐新世中晚期海面突然下降400m以上，除了构造因素之外，可能还与南极出现冰川的全球降温有关。
中新世早期又发生一次海侵，在中晚期出现了新生代第二次大规模的海退，这与第二次降温事件有关，当时地中海与大西洋隔离，第四纪发生多次海侵和海退，属于第三次降温事件的一部分，升降幅度不过100一150m。第四纪海平面的变化与气候变化同步，20多个冷暖旋迥有相应的海面频繁升降。晚更新世的两次海侵范围与现代海面相类似，分别相当于末次间冰期氧同位素5号(75—127kaB.P)和末次冰期的问冰阶的氧同位素3号＜23—39kaB.P)。全新世冰后期的海侵遗迹保存较好，几乎与冰川进退完全一致．海平面与晚更新世的相近。
四、古洋流的演变 （一）现代洋流 洋流是指大样海水大规模的非周期性的水平或垂直运动。表层洋流称为环流，包含流速、流向和流量三个参数。现代环流流速，慢者小于20cm／s，分布于大陆坡及坡麓；快者接近100cm／s．分布于陆架区，受特殊地形影响，可大于100cm／s。现代环流的流向，受控于全球风系，克氏力，惯性力和补偿力，温、盐、密分布以及地形等五个因素。垂向环流主要是上升流，现代全球主要上升流区在秘鲁岸外、美国西海岸外、西北非岸外、南非西岸外和阿拉伯半岛外海。它们都是离岸风区，上下温、盐、密度的差异也可引起大量水的垂直运动。上升流有机质丰富、海洋生产力高，所在区域是磷酸钙的沉积区。
底流是由极地冷水团引起的沿洋底流动的海水。南极的冷水团顺底向北流，最远可达赤道以北；北大西洋底层冷水沿洋底南流，流过法罗海脊浮于南极底水之上(图10一10)。 （二）古洋流格局的演变 白垩纪以来，世界海洋环流，特别是深层环流发生了巨大的变化。环流的变化深刻地影响了海洋生物种屑、生物生产力的分布；沉积过程、海洋化学、海水温、盐度等，在古海洋上具有非常重要的意义。而环流的变化除受古气候影响外，还与板块运动所引起的海洋与大陆分布格局的变化密切相关。
五、缺氧沉积和大洋缺氧事件 南、北大西洋、北太平洋和东印度洋的钻孔中均发现了白垩纪中期的黑色页岩，有机碳含量很高。在大洋演化史上，这种有机碳在某些特定时期的大洋中广泛形成井保存下来的地质环境，称为大洋缺氧地质事件(Oceanic anoxZc events)，简称OAE。划分出三个重要时期的OAE：OAE一1为晚巴列姆、阿普第和阿尔必期(Barre航Ean—A1btan)，延续时间约15Ma；OAE—2为晚西诺曼(Cen061an[an)一早上伦期(TwronZan)，延续时间可能不足2 Ma；0AE一3为康纳克一桑顿期(Coniaczan—Santonian)，延续时间最短。
在大西洋和印度洋有些黑色页岩形成较早，加勒比海的黑色层出现在自理纪晚期，说明各地黑色页岩的形成时代有差异性(图10—11)。OAE—1的黑色页岩产于深海盆地环境，有机质平均含量为1％—4％，局部高达30％，有机质既有海洋源，也有陆源组分；北大西洋北部，黑色页岩产于欧洲被动大陆边缘，在不同时期，水深不等。巴列姆至阿尔必期的黑色页岩，有机碳含量不超过2％，全属陆源组分，晚阿尔必至西诺曼期的黑色页岩，局部地区有机碳含量高达9％，含海洋源有机组分。南大西洋 印度洋的黑色页岩，一般产于冈瓦纳大陆破裂而形成的分隔海盆中，多属阿普第 – 阿尔必期。当时南、北大西洋之间尚未沟通，有机质属于陆、海混合源。太平洋区，黑色页岩分布在孤立的海底高地上，如沙茨基海隆、马尼希基
海台和赫斯海隆等，特提斯洋白垩纪早期至中期的远海相地层中常见富碳沉积物，目前出露于阿尔卑期山一带，以及其他陆上区域。 海洋缺氧沉积必须具备两个条件：一是上层海水的生物生产率很高，大量有机质源源不断地沉落到海底，沉积速率很高；二是底层海水缺氧，堆积在海底的有机质不能被有效地氧化，得以保存下来。早 中白空纪古海洋环境符合这两个条件，主要依据： 1、在早中白垩纪，大西洋张开不久时，南北狭长，阻碍了极地深层环流向低纬运动。 2、大西洋开裂初期，两洋盆间隔有水深较小的岩槛，形成阻隔洋盆，盆内水流停滞；各小洋盆出现的时代不一，故黑色页岩的生成时代也不完全一致。
3、海水的含氧量取决于温度。除海水最表层以外，现代大洋的水温约在0一50C之间，氧在海水中的饱和度为7 3、海水的含氧量取决于温度。除海水最表层以外，现代大洋的水温约在0一50C之间，氧在海水中的饱和度为7.5ml／l。同位素测定表明，白垩纪表层以下海水的温度高达15—200C，氧的饱和度应在5.5m1／1左右，比现在低2m1／1。现代深海中实际含氧量为3一5m1／1，相应地，白垩纪深海中典型的含氧量不过2m1／l。况且白里纪时环流滞缓，不利于深海氧的补充，而有利于有机质的保存。 4、白垩纪时，海洋水温纬向梯度小，因此无高纬冷水团流入，世界海洋的底层水团主要来自低纬的大陆架或蒸发浅海盆下沉的海水。这种海水暖而盐度高，沉积速率大，因此当时世界海洋主要表现出盐度分层。底层水的滞留时间较长；其溶解的氧和CO2不断减少。 5、白垩纪为世界广泛海侵时期，海水侵入一部分大陆，形成广阔的温暖浅海，具有较高的生物生产率。
白里纪海洋的缺氧环境主要模式(图10—12)： 1、黑海模式。黑海是一个典型的阻隔海盆，它以狭窄的土耳其海峡与地中海相通，是一个几乎孤立的缺氧盆地。现在黑海海水的盐度分层明显。水深200m以上的表层盐度为17.5一l 9.0‰，200m以下增高至20 ‰以上．300m以下达到22.4 ‰ ．故水深200m为缺氧与含氧水层间的界面。零米水层含溶解氧8.52m1/l，至200m处即减为0，其下．海水的H2S含量迅速增高，为缺氧环境。海底沉积物中的有机碳大量累积 。
2、现代海洋含氧最小带(OMZ)模式。亚热带大陆西岸外，出于离岸的强劲信风和上升流的影响，外陆架和陆坡(包括部分深海)上的中层海水(水深约200m以内)．溶解氧的含量很低，不到0.5m1/l，但表层生物生产宰却非常高，故海底沉积的纹层软泥中有机质含量很高，这就是海洋含氧量最小带。例如．秘鲁岸外和西南非洲岸外等均有，后者的安哥拉海盆由于受本格拉上升流影响．海底现代软泥的有机碳含量高达6％。早中白垩纪时，可能有很多类似的缺氧环境，同时期的缺氧沉积物则堆积于古水深较小之处，常为上升流区。
六、古海洋CCD线的升降史 （一）CCD线与海洋环境的关系 CCD线在大洋中的深浅起伏与海下环境变化密切相关：1、水中含CO2愈多．溶解度愈高，CCD就越浅；近两极水温低，CO2含量高，CCD深度不及赤道大；2、水中含CaCO3愈多，CCD就越深；赤道海域钙质浮游生物多。 CaCO3含量高，则CCD深度大；3、水压愈大． CO2含量愈高．则CCD愈浅。(4)水温愈高， CO2含量愈少，CCD愈深。据实验， CO2含量每增加1％，CCD就上升200m，冰期时的CCD应比现在浅。
（二）古CCD的测量方法 1、化学方法。测定沉积样品中CaCO3的含量，进而估算CCD深度。 2、古生物法。各类钙质微体化石差异性保存的特征可反映溶解作用的程度。将现代37种浮游有孔虫按抗溶程度分成7级，并用下列公式计算沉积样品中有孔虫的溶解指数(FDx)： FDX=(RiPi)／ Pi 式中，Ri为第i种的抗溶等级，Pi为该种占的百分比。FDX值越大，反映溶解程度愈大。许靖华在南大西洋工作时用五位相法(表10-2)，按样品陆源碎屑和浮游有孔虫(＞6.3m)的百分比分相。
3、深度—年龄关系曲线法(图10—13、图10—14)。在洋底离开中脊向两侧扩张过程中，随其年龄增加水深相应增大。远离中脊的钻孔在垂向上(自下而上)的地层序列(由老到新)为玄武岩富铁沉积物一碳酸盐沉积物一硅质沉积物(粘土)。这种随板块扩张运动而形成的沉积序列称为板块地层序列(图10—l3)，是重建CCD线的重要依据。DSDP钻孔中钙质沉积物顶部的年龄即洋底扩张沉降通过CCD线的年龄，可从图10一14曲线上查出钻孔点当时的古水深和任何时间的古水深，以及CCD在曲线上的位置，进而估算出CCD的深度。
（三）CCD升降史及其事件 据DSDP钻孔资编制了太平样、大西洋、印度洋中生代晚期以来CCD的升降曲线(变动史)(图l0—15)。这期间CCD的变化十分剧烈，最大幅度近2000m。各大洋CCD的升降除存在一些不大的差异外，其总趋势大体一致，可划分为四次CCD升降事件。 1、白垩纪时CCD较浅，一般在3600M上下，而印度洋和大西洋都浅于太平洋。直至始新世，CCD线总是较浅，最浅时期太平洋为3200m，印度洋为3000m。
2、渐新世三大洋的CCD线都变得很深，渐新世末，太平洋区CCD骤降至4500m，印度洋和大西洋下降过程较为和缓。 3、中新世，三大洋的CCD又普遍变浅；到距今10—15Ma，CCD升到3700m，几乎接近白垩纪时的情况，在变动曲线上形成一峰。 4、晚中新世至今，各大洋CCD一直在急剧增深，目前达到4500一4900m，成为地质历史上CCD的最大深度时期。
七、大洋古盐度与地中海盐度危机事件 现代海水中各地的盐度不同，大致为31 ‰ —37 ‰ ，过去大洋海水盐度也处于变化之中，因为海水盐度取决于蒸发与降水的关系(若前者长期大于后者，盐度增加，甚至使某些海盆干涸形成蒸发岩)、结冰与融冰(咸水冰点低，冰中含大量淡水．融冰海区盐度变低)、陆缘河水汇人(使陆缘海水变淡)、洋流运动(可把高盐水带至低盐区，反之亦然)等因素的变化。盐度大小主要反映蒸发与降水的关系。影响海区生物届种变化，导致生产力改变、海水成分、沉积速率变化，沉积层厚度、盐度变化本身是气侯环境变化的结果，反过来影响气候环境的变化。
（一）地中海盐度危机事件 气候变冷，海平面下降，地中海曾多次与大西洋隔离，变成湖泊，沉积了蒸发岩。蒸发盐层形成于一个相当短暂的时期，属于中新世最晚期——墨西拿期至上新世早期，这一事件意味着地中海曾一度干涸，致使地中海的海洋生物颠于灭绝，故称为盐度危机事件，也叫墨西拿事件或麦申事件。地中海曾是特提斯洋的一部分．当时西连大西洋，东通印度洋。早中新世晚期，阿拉伯与欧亚板块的碰撞以及中东造山运动的发生，切断了地中海东连印度洋的通路。
此后，地中海仅在西端与大西洋相通成为一个内陆的残留海。中中新世末期以来，随着非洲与南欧之间板块的汇聚，西通大西洋的海峡逐渐关闭变浅，处于隔绝状态。地中海蒸发盐除常见石膏、岩盐和白云石外，还有结核状硬石膏。硬石膏形成于35℃以上的高温盐水环境，深海底部很难达到35℃以上的高温(除非是扩张中心)，硬石膏通常形成于干热地区的海滩(如波斯湾)。深海钻探发现的叠层石和干裂初象，也有力地证明了地中海海底曾一度暴露于大气之下，叠层石的形成有赖于潮间或潮上带的蓝绿藻。藻类的生长需要阳光，在黑暗的深海底是不可能形成叠层石的。
另一证据是地中海蒸发盐呈同心带状分布，周边为最先沉淀的碳酸盐和硫酸盐，中央最深部位分布着岩盐，最难溶的盐类展布在最外缘，最易溶的则分布在中心。这种分布状况反映了海盆水面逐渐缩小，海水逐渐变干的过程。覆于墨西拿盐层之上的上新统是开放海洋的半远洋沉积，古水深分析指示，当时的水深超过1000m或1500m。可见，在墨西拿事件前后，地中海均是深海沉积环境，即当地中海与大西洋相通时，它是一个深海，当地中海与大西洋隔绝、盆地变干时，它成为一个很深的凹地或内陆盐湖，属于深盆浅水环境。
地中海周围的河谷也证明地中海曾变干过。尼罗河、罗纳河等注入地中海的大河，都仍有规模惊人的埋藏峡谷，这些峡谷向上游伸展，探切至海面以下数百米，有的峡谷底发现有河成砾石。离尼罗河口约800km的阿斯旺，埋藏峡谷位于现代地中海海面之下200m，峡谷下部披上新世海相沉积所充填。海平面是河流侵蚀的基准面，河流不可能把它的河谷刻蚀到当时的海平面以下。巨大的埋藏峡谷证明中新世末朗地今海海平面曾大幅度降低。
注入干化地中海的河流，下切力量明显增强，除在陆上切割出深邃的峡谷外，河流还穿超出露的大陆架和大陆坡，从而形成了法国；科西嘉、撤丁岛和绵洲北部大陆边缘上众多的峡谷，这些海底峡谷多与陆上河道相连，谷底为冲积砾石所覆盖。地中海曾是连接大西洋和印度洋的通道。在墨西拿事件之前，地中海的海洋生物是采自大西洋和印度洋的混合种类的后裔；在这场盐度危机中，有些生物逃离了地中海，在大西洋存活下来，其余的差不多全部绝灭。至上新世初，大西洋重新注入变干的地中海，同时也带来了一些新的种属。
盐度危机的具体历程 ： 1、6.5—5.9MaB.P，海平面逐渐下降，注入大西洋的地中海海水减少，其内环流减弱； 2、5.9—5.7MaB.P，为低海面期，地个海处于局部隔绝状态，大西洋水仍可注入地中海，海水不断蒸发，形成主要的岩盐体系-蒸发岩系。 3、5.4MaB.P，海平面短期上升，造成墨西拿期内的一次海侵，形成海相地层。 4、5.4—4.96MaB.P,海平面下降，地中海与大西洋完全隔绝，沉积了上蒸发岩系。 5、4.95—4.3MaB.P,南极冰盖融化,世界海平面复又上升，大西洋海水沿直布罗陀海峡流人干涸的地中海，地中海与大西洋之间的环流逐浙恢复，在地中海重新形成正常的海洋环境。地中海盐度危机至此结束。