2018, Vol.38
2 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 中国科学院南海海洋研究所, 广东 广州 510301)
钙质超微化石是海洋沉积中最重要的微体化石之一。它主要包括颗石藻所产生的颗石类化石，同时也包括一些已经绝灭、亲缘不明但与颗石共生、大小相近、成分相同的非颗石类化石，如微锥石类、盘星石类、角状石类、楔石类和五边石类等化石[1]。
钙质超微化石是海相地层划分与对比、进行年代学研究的绝佳材料。这是因为：1)钙质超微化石在海洋沉积中分布极为广泛，从近岸滨浅海环境到开放性大洋都有其存在；2)钙质超微化石虽然个体微小(2~30 μm)但数量及其巨大。现代大洋每立方厘米深海钙质软泥中所含钙质超微化石最高可达一万亿枚之多；3)钙质超微化石演化迅速，自晚三叠纪出现到现代，存在大量的初现及绝灭等生物事件；4)钙质超微化石分析样品需要量极少、处理简单，鉴定快速。往往只需用牙签涂一些样品制成薄片后就可在偏光显微镜下观察鉴定。因此，在国际大洋钻探计划的海上科学钻探过程中，为了及时准确地获得刚刚钻取的岩芯地层年龄，除极地海区的个别航次外，每个航次的船上科学家团队中，钙质超微化石工作者与有孔虫化石工作者一样都是必备人选。
钙质超微化石在地层学中的应用由来已久。早在20世纪50年代，随着显微镜技术的发展，钙质超微化石就已用到新生代生物地层学研究中[2]；到了60年代和70年代，扫描电镜的出现伴随大洋钻探和海上石油勘探的需要，钙质超微化石生物地层学获得迅速发展。1971年，Martini[3]综合世界各地的研究数据，建立了新生代钙质超微化石标准分带方案。这一方案把古近纪分成25化石带(NP1~NP25)，新近纪分成21个化石带(NN1~NN21)；到了1980年，Okada和Bukry[4]主要基于低纬深海大洋钻探的资料对新生代钙质超微化石分带方案进行了修订和重新编号。他们把把古近纪分成19个化石带(CP1~CP19)，把新近纪分为15个化石带(CN1~CN15)，其中有些化石带又分成若干亚带(分别以a、b、c、d来标示)[3~4]。
上述两个分带方案的建立，为钙质超微化石生物地层学打下了坚实的基础。到了1985年，Perch-Nielsen[5]系统地描述了新生代钙质超微化石带，标志着钙质超微化石生物地层学逐渐成熟。进入21世纪，随着稳定同位素地层学、磁性地层学和天文调谐年代地层学的发展，钙质超微化石生物地层学又进入了新阶段。这一阶段最突出的进展是在传统生物地层学基础上，对钙质超微化石生物事件的绝对年龄进行了标定，从而使钙质超微化石从生物地层学进入到年代地层学研究的新阶段[6]。此外，钙质超微化石定量分析、钙质超微化石稳定同位素分析也为钙质超微化石在地层与年代学中的应用提供了新途径。
钙质超微化石在第四纪年代地层学研究中也发挥了重要作用。本文在综合国内外文献资料的基础上，对钙质超微化石在第四纪地层学和年代学中的应用做一介绍。先是概述第四纪钙质超微化石生物地层分带方案，然后介绍钙质超微化石定量分析在第四纪地层学和年代学中的应用，再后给出第四纪主要钙质超微化石生物事件的绝对年龄以及与有孔虫氧同位素地层学与磁性地层学的对应关系，最后以实例介绍了钙质超微化石稳定同位素分析在第四纪地层学和年代学中的应用潜力。
1 第四纪钙质超微化石生物地层分带依据最新的国际地质年代表，第四纪下限年代为2.58 Ma[7]。第四纪钙质超微化石属种丰富，但主要为Noelaerhabdaceae科，包括Emiliania、Gephyrocapsa、Pseudoemiliania和Reticulofenestra；其他属种包括Braarudosphaera、Calcidiscus、Discoaster、Discosphaera、Florisphaera、Helicosphaera、Oolithotus、Pontosphaera、Rhabdosphaera、Syracosphaera、Umbellosphaera和Umbilicosphaera。这些属种的地层分布见图 1。
|
图 1 第四纪主要钙质超微化石地层分布 Fig. 1 Biostratigraphic range of the Quaternary calcareous nannofossils |
从图 1可以看出，在第四纪时期，有些钙质超微化石属种绝灭，有些属种开始出现。正是这些钙质超微化石初现面(First Occurrence，简称FO)和末现面(Last Occurrence，简称LO)构成了第四纪钙质超微化石生物地层分带的基础。
第四纪存在10个主要钙质超微化石生物事件，依据这些生物事件，Martini[3]把第四纪划分成6个带(NN16的顶部到NN21带)，Okada和Bukry[4]把第四纪划分成4个带7个亚带(CN12b的顶部到CN15带)(图 2)。第四纪钙质超微化石生物地层分带如下(从老到新)：
|
图 2 第四纪钙质超微化石带与生物事件 Fig. 2 Quaternary calcareous nannofossil zones and events |
(1) NN16 Discoaster surculus带(CN12a~CN12b)
该带以Reticulofenestra pseudoumbilicus LO为底界，以Discoaster surculus LO为顶界。需要指出的是，第四纪仅仅包括该带的最顶部(CN12b的顶部)。更新世/上新世年代界限(2.58 Ma)介于Discoaster surculus LO(2.49 Ma)与Discoaster tamalis LO(2.80 Ma)之间。也就是说，在更新世/上新世年代界限(2.58 Ma)并没有截然的钙质超微化石生物事件。
(2) NN17 Discoaster pentaradiatus带(CN12c)
该带以Discoaster surculus LO为底界，以Discoaster pentaradiatus LO为顶界。
(3) NN18 Discoaster brouweri带(CN12d)
该带以Discoaster pentaradiatus LO为底界，以Discoaster brouweri LO为顶界。
(4) NN19 Pseudoemiliania lacunosa带(CN13a~CN14a)
该带以Discoaster brouweri LO为底界，以Pseudoemiliania lacunosa LO为顶界。包括以下亚带：
CN13a：以Discoaster brouweri LO为底界，以Gephyrocapsa spp.＞4 μm FO为顶界；
CN13b：以Gephyrocapsa spp.＞4 μm FO为底界，以Gephyrocapsa spp.＞4 μm reentrance(Gephyrocapsa spp.＞4 μm再次出现，下同)FO为顶界。该亚带还包括Gephyrocapsa spp.＞5.5 μm FO，Calcidiscus macintyrei LO，Gephyrocapsa spp.＞5.5 μm LO这3个钙质超微化石生物事件；
CN14a：以Gephyrocapsa spp.＞4 μm reentrance FO为底界，以Pseudoemiliania lacunosa LO为顶界。
(5) NN20 Gephyrocapsa oceanica带(CN14b)
该带以Pseudoemiliania lacunosa LO为底界，以Emiliania huxleyi FO为顶界。相当于CN14b亚带。
(6) NN21 Emiliania huxleyi带(CN15)
该带以Emiliania huxleyi FO为底界，一直到现在。
2 钙质超微化石定量分析与地层划分第四纪的钙质超微化石，除了上述10个主要生物事件外，还有10个次要生物事件，可以作为地层划分与对比、年代学标定的补充。
这些次要钙质超微化石生物事件(图 2)分为两类：一是化石带内部的钙质超微化石初现面和末现面；二是钙质超微化石丰度变化事件。前者包括Discoaster triradiatus LO(出现在NN18带顶部)，Helicosphaera sellii LO(出现在CN13b内)，Gephyrocapsa sp.3 FO(出现在CN14a的底部；Gephyrocapsa sp.3＝Gephyrocapsa omega[8])，Gephyrocapsa sp.3 LO(出现在CN14a内部)。下面重点介绍钙质超微化石丰度变化在第四纪年代地层研究中的作用。
从图 1可以看出，在第四纪时期，除了钙质超微化石属种绝灭和出现外，有些属种呈现出连续分布或断续分布的特点，特别是有些属种在一定时期丰度突然增高或降低。这些丰度变化特征也可为第四纪地层和年代学提供依据。
对于钙质超微化石丰度变化事件的定义与字母简称，不同的文献资料有所差别，本文采用Raffi等[6]于2006年的方案，具体为：
LCO：化石连续出现或高丰度的最低面(Lowest Consistent Occurrence)，有些化石刚开始出现时不连续或者丰度低，过了一段时期才连续并且丰度增高；
HCO：化石连续出现或高丰度的最高面(Highest Consistent Occurrence)，有些化石演化到后期断续出现并且丰度降低；
AB：高峰带开始面(Acme Beginning)，某些化石在一定时期丰度极高，称为高峰带(Acme)；
AE：高峰带结束面(Acme End)。
第四纪常用的钙质超微化石丰度变化事件从老到新如下(图 2)：
Discoaster triradiatus AB出现在NN18带内部；
Gephyrocapsa spp. Small AB出现在CN13b内；
Reticulofenestra asanoi LCO出现在CN13b内；
Gephyrocapsa spp. Small AE出现在CN14a底部；
Reticulofenestra asanoi HCO出现在CN14a内；
Emiliania huxleyi AB出现在NN21带。
第四纪钙质超微化石丰度变化研究较好的两个实例分别是出现在全新世的Emiliania huxleyi高峰带和晚更新世中布容期的Gephyrocapsa caribbeanica高峰带(图 3)。北大西洋DSDP610站位钙质超微化石分析显示，大约0.6~0.3 Ma期间G.caribbeanica百分含量突然增加，最高含量可达90 %左右；自0.063 Ma开始E.huxleyi百分含量也开始突然增加，一直到现在都是海洋中最重要的钙质超微浮游植物[9]。
|
图 3 DSDP610站晚第四纪Emiliania huxleyi和Gephyrocapsa caribbeanica相对含量变化(据文献[9]) Fig. 3 Variation of relative abundance of Emiliania huxleyi and Gephyrocapsa caribbeanica in the Late Quaternary of DSDP610(from reference[9]) |
全新世的Emiliania huxleyi高峰事件是全球各大洋普遍的事件。但其出现的时间各地却有所不同，如Thierstein等[10]认为该事件在低纬海区出现在0.085 Ma，而在过渡带出现在0.73 Ma；Hine和Weaver[9]则认为该事件在北大西洋出现在0.063 Ma，在北大西洋高纬海区出现在0.061 Ma；Raffi等[6]综合各研究结果认为该事件出现的年代为0.082~0.063 Ma。
同样，晚更新世中布容期的G. caribbeanica高峰事件在各大洋也是普遍存在。图 4是综合各大洋若干站位G. caribbeanica通量变化情况[11~22]。从图 4中可以看出在底栖有孔虫氧同位素13~9期(0.53~0.3 Ma)之间，G. caribbeanica通量呈现明显的高峰。虽然各站位该事件出现和消失的年代有所差异，但总体趋势一致。
|
图 4 晚更新世Gephyrocapsa caribbeanica通量变化(据文献[11~22]) Fig. 4 Variation of flux of Late Pleistocene of Gephyrocapsa caribbeanica(from references[11~22]) |
以上两个实例说明，除了根据钙质超微化石的初现面和末现面进行第四纪年代地层划分外，钙质超微化石定量分析同样可以发挥重要作用。
3 钙质超微化石生物事件与氧同位素地层及磁性地层对比生物地层学与稳定同位素地层学、磁性地层学的结合是年代地层学不断发展的基础，这一点在第四纪地层与年代学研究中表现得特别突出。上述第四纪钙质超微化石生物事件可以与磁性地层学与氧同位素地层学有很好的对应关系(图 5)。正是三者之间的互相校正，才使得第四纪年代地层学的分辨率不断提高。下面重点给出各个钙质超微化石生物事件的绝对年龄以及对应的氧同位素期，对于钙质超微化石生物事件与磁性地层学的对应关系则见图 5，不再文字叙述。应该指出的是，钙质超微化石生物事件的绝对年龄在不同地区、不同文献中存在差异性，而且与氧同位素期有些是同时的，有些则是跨时的(详见文献[6])。为了叙述方便，下面给出的钙质超微化石生物事件的绝对年龄及其与氧同位素期之间对应关系只是大概关系，在具体应用时需特别注意。
|
图 5 钙质超微化石生物事件与氧同位素地层及磁性地层对比 Fig. 5 Comparison with the calcareous nannofossil events and oxygen isotope stratigraphy as well as magnetostratigrapgy |
AB Emiliania huxleyi(0.082~0.063 Ma)(MIS 4) FO Emiliania huxleyi (0.29 Ma)(MIS 8)
LO Pseudoemiliania lacunosa(0.44 Ma)(MIS 12)
LO Gephyrocapsa sp.3 (0.61 Ma)(MIS 16)
HCO Reticulofenestra asanoi(0.91 Ma)(MIS 23)
FO Gephyrocapsa sp.3 (1.02 Ma)(MIS 27~29)
AE Gephyrocapsa spp. Small(1.02 Ma)(MIS 27~29)
FO Gephyrocapsa pp.＞4 μm reentrance(1.04 Ma)(MIS 28~29)
LCO Reticulofenestra asanoi(1.14 Ma)(MIS 35)
LO Gephyrocapsa spp.＞5.5 μm(1.24 Ma)(MIS 37)
AB Gephyrocapsa spp. Small(1.24 Ma)(MIS 37)
LO Helicosphaera sellii (1.26 Ma)(MIS 39)
LO Calcidiscus macintyrei (1.60 Ma)(MIS 55)
FO Gephyrocapsa spp.＞5.5 μm(1.62 Ma)(MIS 57)
FO Gephyrocapsa spp.＞4 μm(1.73 Ma)(MIS 62)
LO Discoaster broweri (1.93 Ma)(MIS 72)
LO Discoaster triradiatus(1.95 Ma)(MIS 72)
AB Discoaster triradiatus(2.22 Ma)(MIS 85)
LO discoaster pentaradiatus (2.39 Ma)(MIS 94)
LO Discoaster surculus (2.49 Ma)(MIS 98)
4 钙质超微化石同位素地层学有孔虫氧、碳稳定同位素分析是古海洋学和地层学研究的基本手段之一[23~25]。如前所述，钙质超微化石是深海沉积中另一类重要的微体化石，它较之有孔虫数量更多、分布更广、演化更迅速，而且钙质超微浮游植物主要生活在海水透光层，更能反映表层海水的温度、生产力等特征。特别是钙质超微化石骨骼几乎全由纯方解石组成，因此较之有孔虫更抗溶、更不易发生重结晶作用，在没有或罕见有孔虫的沉积中也可以发现大量的超微化石。这些特点决定了钙质超微化石同样也可作为同位素分析的好材料，在有些情况下可以作为有孔虫氧同位素地层学的重要补充。因此，几十年来，不断有学者探索钙质超微化石氧、碳同位素组份的古海洋学与地层学应用意义，并且取得了显著的成果。这些成果表现在两个方面：一是通过对第四纪深海沉积中钙质超微化石氧、碳同位素的分析，发现超微化石氧、碳同位素比值与有孔虫氧、碳同位素比值之间有很好的对应关系[26~29]；二是通过对室内培养现代颗石藻(钙质超微浮游植物的一类)个体同位素的测试，对其同位素的分馏机理、组成特征有了进一步的理解[30]。这些研究还表明，钙质超微化石氧、碳同位素分析确实具有极大的古海洋学与地层学应用潜力，可以作为有孔虫稳定同位素分析的一种重要补充[31]。
钙质超微化石氧、碳同位素分析能否完成的关键在于样品处理。由于钙质超微化石个体极小，不可能像有孔虫一样挑出个体来进行化学分析。所以，如何处理样品获得钙质超微化石属种个体或钙质超微化石组分就成为关键。目前钙质超微化石分离的方法有重复滗析法(获得超微化石组分)、差异沉降速度法和离子探针3种方法[32]。
刘传联等[33]对南海南部ODP1143站近百万年来沉积中的钙质超微化石进行了氧、碳同位素分析也证实了这一结论。在工作中选用粒径4~25 μm之间的颗粒作为钙质超微化石组份来进行分析。样品处理方法和步骤如下：首先取一小块样品(约5 mg)放在100 ml的烧杯中，加入pH值为9.4的缓冲液50 ml浸泡24 h；之后把烧杯放在超声波仪中震荡10 s，用孔径25 μm的网筛和pH值为9.4的缓冲液冲洗过滤样品，把小于25 μm沉积悬浮液冲洗到另一烧杯中；接着把烧杯中的悬浮液沉淀48 h，把上面的清澈液体(小于4 μm的部分)用吸管吸掉剩下4~25 μm的部分；最后把剩下的沉积物在40 ℃温度下烘干供同位素分析。对部分样品的扫描电镜观察表明，4~25 μm组分中碳酸盐颗粒几乎全由钙质超微化石组成，而且这些超微化石保存较好，未发生明显的成岩作用。其他仅有极微量的有孔虫碎片。非碳酸盐颗粒含量也不高，主要有石英、绿泥石，高岭石和云母组成。由于非超微化石组分含量极少，不足以影响同位素的组成。
ODP1143站1 Ma以来钙质超微化石δ18O值变化的最大特征就是与浮游有孔虫和底栖有孔虫δ18O值变化趋势一致，三者呈明显的正相关关系[33](图 6)。钙质超微化石δ18O值高时，浮游有孔虫和底栖有孔虫δ18O值也高。因此，钙质超微化石δ18O值曲线也可以清晰地反映冰期-间冰期的气候波动，1 Ma以来，同样可以划分出27个氧同位素期(MIS)，这与浮游有孔虫和底栖有孔虫氧同位素期的划分是一致的。除了大的变化趋势一致以外，在曲线形状与δ18O值变化幅度上，钙质超微化石δ18O值也与浮游有孔虫和底栖有孔虫δ18O值相似。如钙质超微化石δ18O值曲线也为“锯齿状”(冰期向间冰期的过渡为快速变化，间冰期向冰期则为逐渐过渡)，在几个大的冰期如MIS 2、MIS 6和MIS 12，钙质超微化石δ18O曲线同样偏移幅度大。
|
图 6 南海ODP1143站百万年来钙质超微化石氧同位素变化及其与浮游与底栖有孔虫氧同位素的对比[33] Fig. 6 δ18O isotope records for nannofossils from the past 1 Ma sediments at ODP Site 1143 compared with planktonic foraminiferal (Globigerinoides ruber)and benthic foraminiferal(Cibicidoides wuellerstorfi)analyses from the same site samples[33] |
南海ODP1143站近百万年来钙质超微化石氧、碳同位素分析结果表明[33]：超微化石氧同位素与浮游有孔虫和底栖有孔虫氧同位素有明显相关性，超微化石氧同位素同样可以反映第四纪冰期-间冰期的气候变化。因此可以用来进行古海洋、古气候研究并可用来进行氧同位素地层的划分和对比。
5 结论第四纪钙质超微化石属种丰富、数量众多、分布广泛、演化迅速，可以作为地层学与年代学研究的重要工具。第四纪钙质超微化石记录存在10个主要生物事件，依据这些生物事件，Martini把第四纪划分成6个带(NN16的顶部到NN21带)，Okada和Bukry把第四纪划分成4个带7个亚带(CN12b的顶部到CN15带)。除了上述10个主要生物事件外，第四纪钙质超微化石记录还有10个次要生物事件。这些次要生物事件分为两类：一是化石带内部的钙质超微化石初现面和末现面；二是钙质超微化石丰度变化事件。说明钙质超微化石生物事件可以划分出详细的第四纪钙质超微化石带，而定量分析得出的钙质超微化石丰度变化事件可以为这一分带方案提供更高的分辨率。钙质超微化石生物事件与氧同位素地层学及磁性地层学有很好的对应关系，据此可以获得钙质超微化石生物事件的绝对年龄。南海ODP1143站近百万年来钙质超微化石氧、碳同位素分析结果表明，与有孔虫氧、碳稳定同位素分析一样，钙质超微化石同位素分析也具有重要的古海洋学与地层学意义。
致谢: 感谢周力平教授的撰稿邀请，感谢审稿专家的审核意见。
| [1] |
Bown P R. Calareous Nannofossil Biostratigraphy. London: Kluwer Academic Publishers, 1998: 315.
|
| [2] |
Bramlette M N, Riedel W R. Stratigraphic value of discoasters and some other microfossils related to recent coccolithophores. Journal of Paleontology, 1954, 28(4): 385-403. |
| [3] |
Martini E. Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation[C]//Farinacci A. Proceedings of the Second Planktonic Conference Roma 1970. Edizioni Tecnoscienza, Rome, 2, 1971: 739-785.
|
| [4] |
Okada H, Bukry D. Supplementary modification and introduction of code numbers to the low latitude coccolith biostratigraphic zonation(Bukry, 1973; 1975). Marine Micropaleontology, 1980, 5(3): 321-325. |
| [5] |
Perch-Nielsen K. Cenozoic calcareous nannofossils[M]//Bolli H M, Saunders J B, Perch-Nielsen K. Plankton Stratigraphy. Cambridge: Cambridge University Press, 1985: 427-554.
|
| [6] |
Raffi I, Backman J, Fornaciari E et al. A review of calcareous nannofossil astrobiochronology encompassing the past 25 million years. Quaternary Science Reviews, 2006, 25(23-24): 3113-3137. DOI:10.1016/j.quascirev.2006.07.007 |
| [7] |
Ogg J G, Ogg G M, Gradstein F M. A Concise Geologic Time Scale. New York: Elsevier B. V., 2016: 211-223.
|
| [8] |
Maiorano P, Marino M. Calcareous nannofossil bioevents and environmental control on temporal and spatial patterns at the Early-Middle Pleistocene. Marine Micropaleontology, 2004, 53(3-4): 405-422. DOI:10.1016/j.marmicro.2004.08.003 |
| [9] |
Hine N, Weaver P P E. Quaternary[M]//Bown P R. Calareous Nannofossil Biostratigraphy. London: Kluwer Academic Publishers, 1998: 266-283.
|
| [10] |
Thierstein H R, Geitzenauer K R, Molfino B et al. Global synchroneity of Late Quaternary coccolith datum level validation by oxygen isotopes. Geology, 1977, 5(7): 400-404. DOI:10.1130/0091-7613(1977)5<400:GSOLQC>2.0.CO;2 |
| [11] |
Álvarez M C, Flores J A, Sierro F J et al. Long-term upwelling evolution in tropical and equatorial Pacific during the last 800 kyr as revealed by coccolithophore assemblages. Geobios, 2010, 43(1): 123-130. DOI:10.1016/j.geobios.2009.07.001 |
| [12] |
López-Otálvaro G E, Flores J A, Sierro F J et al. Variations in coccolithophorid production in the Eastern Equatorial Pacific at ODP Site 1240 over the last seven glacial-interglacial cycles. Marine Micropaleontology, 2008, 69(1): 52-69. DOI:10.1016/j.marmicro.2007.11.009 |
| [13] |
Baumann K H, Freitag T. Pleistocene fluctuations in the northern Benguela current system as revealed by coccolith assemblages. Marine Micropaleontology, 2004, 52(1-4): 195-215. DOI:10.1016/j.marmicro.2004.04.011 |
| [14] |
Maiorano P, Marino M, Balestra B et al. Coccolithophore variability from the Shackleton Site(IODP Site U1385) through MIS 16-10. Global and Planetary Change, 2015, 133: 35-48. DOI:10.1016/j.gloplacha.2015.07.009 |
| [15] |
Maiorano P, Girone A, Marino M et al. Sea surface water variability during the Mid-Brunhes inferred from calcareous plankton in the western Mediterranean(ODP Site 975). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, 459: 229-248. DOI:10.1016/j.palaeo.2016.07.006 |
| [16] |
Marino M, Maiorano P, Tarantino F et al. Coccolithophores as proxy of seawater changes at orbital-to-millennial scale during Middle Pleistocene Marine Isotope Stages 14-9 in North Atlantic core MD01-2446. Paleoceanography, 2014, 29(6): 518-532. DOI:10.1002/2013PA002574 |
| [17] |
Amore F O, Flores J A, Voelker A H L et al. A Middle Pleistocene Northeast Atlantic coccolithophore record:Paleoclimatology and paleoproductivity aspects. Marine Micropaleontology, 2012, 90-91: 44-59. DOI:10.1016/j.marmicro.2012.03.006 |
| [18] |
Flores J A, Marino M, Sierro F J et al. Calcareous plankton dissolution pattern and coccolithophore assemblages during the last 600 kyr at ODP Site 1089(Cape Basin, South Atlantic):Paleoceanographic implications. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2003, 196(3): 409-426. |
| [19] |
Bordiga M, Beaufort L, Cobianchi M et al. Calcareous plankton and geochemistry from the ODP site 1209B in the NW Pacific Ocean(Shatsky Rise):New data to interpret calcite dissolution and paleoproductivity changes of the last 450 ka. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2013, 371(2): 93-108. |
| [20] |
Bordiga M, Cobianchi M, Lupi C et al. Coccolithophore carbonate during the last 450 ka in the NW Pacific Ocean(ODP site 1209B, Shatsky Rise). Journal of Quaternary Science, 2014, 29(1): 57-69. DOI:10.1002/jqs.2677 |
| [21] |
Saavedra-Pellitero M, Baumann K H, Lamy F et al. Coccolithophore variability across Marine Isotope Stage 11 in the Pacific sector of the Southern Ocean and its potential impact on the carbon cycle. Paleoceanography, 2017, 32(8): 864-880. DOI:10.1002/palo.v32.8 |
| [22] |
Saavedra-Pellitero M, Baumann K H, Ullermann J et al. Marine Isotope Stage 11 in the Pacific sector of the Southern Ocean; a coccolithophore perspective. Quaternary Science Reviews, 2017, 158: 1-14. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.12.020 |
| [23] |
贾奇, 李铁刚, 熊志方等. 70万年来西太平洋暖池北缘有孔虫氧碳同位素特征及其古海洋学意义. 第四纪研究, 2015, 35(2): 401-410. Jia Qi, Li Tiegang, Xiong Zhifang et al. Foraminiferal carbon and oxygen isotope composition characteristics and their paleoceanographic implications in the north margin of the Western Pacific Warm Pool over the past about 700, 000 years. Quaternary Sciences, 2015, 35(2): 401-410. DOI:10.11928/j.issn.1001-7410.2015.02.15 |
| [24] |
罗琼一, 金海燕, 翦知湣等. 南海现代浮游有孔虫的垂直分布及其古海洋学意义. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1342-1353. Luo Qiongyi, Jin Haiyan, Jian Zhimin et al. Vertical distribution of living planktonic foraminifera in the northern South China Sea and its paleoceanographic implications. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1342-1353. |
| [25] |
杨策, 徐建, 张鹏等. 27万年来南海南部上部水体结构和古生产力变化的古海洋学记录. 第四纪研究, 2017, 37(3): 452-462. Yang Ce, Xu Jian, Zhang Peng et al. Paleoceanographic records of upper ocean water structure and paleoproductivity in the southern South China Sea since 270 ka. Quaternary Sciences, 2017, 37(3): 452-462. |
| [26] |
Anderson T F, Cole S A. The stable isotope geochemistry of marine coccoliths:A preliminary comparison with planktonic foraminifera. Journal of Foraminiferal Research, 1975, 5(3): 188-192. DOI:10.2113/gsjfr.5.3.188 |
| [27] |
Margolis S V, Kroopnick P M, Goodney D E et al. Oxygen and carbon isotopes from calcareous nannofossils as paleoceanographic indicators. Science, 1975, 189(4202): 555-557. DOI:10.1126/science.189.4202.555 |
| [28] |
Dudley W C, Duplessy J C, Blackwelder P L et al. Coccoliths in Pleistocene-Holocene nannofossil assemblages. Nature, 1980, 285(5762): 222-223. DOI:10.1038/285222a0 |
| [29] |
Anderson T F, Steinmetz J C. Isotopic and biostratigraphical records of calcareous nannofossils in a Pleistocene core. Nature, 1981, 294(5843): 741-744. DOI:10.1038/294741a0 |
| [30] |
Steinmetz J C. Stable isotopes in modern coccolithophores[M]//Winter A, Siesser W G. Coccolithophores. Cambridge: Cambridge University Press, 1994: 219-229.
|
| [31] |
Ziveri P, Stoll H, Probert I et al. Is stable isotope composition of coccolith carbonate an effective palaeoceanographic proxy?. Journal of Nannoplankton Research, 2000, 22(2): 156-157. |
| [32] |
梁丹, 刘传联. 颗石藻元素地球化学研究进展. 地球科学进展, 2012, 27(2): 217-223. Liang Dan, Liu Chuanlian. Advances in element geo-chemistry analysis of coccolith. Advances in Earth Science, 2012, 27(2): 217-223. |
| [33] |
刘传联, 成鑫荣, 祝幼华等. 南海南部近百万年来钙质超微化石氧碳同位素记录. 科学通报, 2002, 47(5): 330-335. Liu Chuanlian, Cheng Xinrong, Zhu Youhua et al. Oxygen and carbon isotopic records of calcareous nannofossils for the past 1 Ma in the southern South China Sea. Chinese Science Bulletin, 2002, 47(10): 798-803. |
2 CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510301, Guangdong)
Abstract
As one kind of most important microfossils in marine sediments, calcareous nannofossils are very useful tool in the stratigraphy and chronology, especially in the Quaternary. The Quaternary calcareous nannofossils are mainly consist of Emiliania, Gephyrocapsa, Pseudoemiliania and Reticulofenestra. Other species include Braarudosphaera, Calcidiscus, Discoaster, Discosphaera, Florisphaera, Helicosphaera, Oolithotus, Pontosphaera, Rhabdosphaera, Syracosphaera, Umbellosphaera and Umbilicosphaera. There are ten major calcareous nannofossil bioevents and ten secondary bioevents in the Quaternary. Six nannofossil zones and seven subzones can be divided according to these bioevents. Compare with the oxygen isotope stratigraphy and magnetostratigrapgy, the age of each calcareous nannofossil event can be obtained. In spite of nannofossil events, the quantitative analysis of nannofossils are also very useful in the stratigraphy and chronology. For example, the Holocene Emiliania huxleyi Acme and the middle Brunhes Gephyrocapsa caribbeanica bloom event. The case study of oxygen and carbon isotope records of calcareous nannofossils for the past 1 Ma from the ODP Site 1143 in the southern South China Sea demonstrated that the δ18O values of calcareous nannofossils for the past 1 Ma vary systematically with those of planktonic and benthic foraminifera from the same site. These indicate that nannofossil oxygen isotope records could be a powerful tool to study the paleoceanography, paleoclimatology and stratigraphy.