西太平洋富鈷結(jié)殼中鈣質(zhì)超微化石和分子化石研究

陳榮華，趙慶英，張海生，盧冰，Pulyaeva I A

(1.國家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012; 2.Federal State Unitary Geological Enterprise “Kavkazgeolsyomka” Pyatigorsk，Russia)

西太平洋富鈷結(jié)殼中鈣質(zhì)超微化石和分子化石研究

陳榮華1，趙慶英1，張海生1，盧冰1，Pulyaeva I A2

(1.國家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012; 2.Federal State Unitary Geological Enterprise “Kavkazgeolsyomka” Pyatigorsk，Russia)

晚白堊紀(jì)；西太平洋；富鈷結(jié)殼；鈣質(zhì)超微化石；分子化石；碳同位素

1 引言

洋底海山富鈷結(jié)殼中儲存有大量海洋環(huán)境信息，它記錄了過去60～100 Ma以來的海洋和氣候歷史。一個近10 cm厚的富鈷結(jié)殼蘊(yùn)藏的古海洋信息幾乎與幾千米沉積巖心相當(dāng)[1]，這為研究晚白堊紀(jì)以來的異常事件(包括海底火山事件、大洋缺氧事件、生物異常更替與絕滅、沉積記錄轉(zhuǎn)變、南極底層流變化等)所引起的全球變化提供了絕佳材料。也使揭示白堊紀(jì)晚期以來全球面貌與異常事件之間的關(guān)聯(lián)和反饋機(jī)制成為可能。研究表明富鈷結(jié)殼與大洋深海沉積地層一樣能夠記錄全球氣候的變化規(guī)律，是全球變化研究中又一值得注意的研究載體。

鈣質(zhì)超微化石(Calcareous nannofossils)數(shù)量豐富、演化迅速，許多屬種具有全球分布特點(diǎn)。目前，可供全球?qū)Ρ妊芯康拟}質(zhì)超微化石序列已經(jīng)建立，它與判斷結(jié)殼沉積間斷的地質(zhì)學(xué)方法聯(lián)用[2]，可使鈣質(zhì)超微化石的生物地球化學(xué)成功應(yīng)用于結(jié)殼內(nèi)部不同層位的生長速率估算和年代厘定[3—4]。

分子化石(生物標(biāo)志化合物)，是以彌散狀保存在地層中的生物有機(jī)分子。它們分布廣泛(能保存在2 700 Ma以來所有的沉積物和沉積巖中[5])、含量豐富(在沉積地層中，2%的平均含量相當(dāng)于現(xiàn)今世界生物總量的1 000倍[6])、種類多且具有較高的抗生物和非生物分解蝕變性，某些分子化石的特殊結(jié)構(gòu)包含了豐富而形式多樣的與古生產(chǎn)力，古環(huán)境和古氣候等相關(guān)信息。分子化石的諸上特點(diǎn)使其在全球變化研究中有著廣泛的應(yīng)用前景[7—8]。

本文通過中太平洋海山富鈷結(jié)殼中鈣質(zhì)超微化石進(jìn)行生物地層學(xué)年代劃分，同時(shí)利用分子化石(正構(gòu)烷烴、類異戊二烯)結(jié)合痕量有機(jī)碳及其碳同位素組成研究，了解富鈷結(jié)殼物源及其結(jié)殼生長與海洋沉積環(huán)境(氧化或還原)、古大洋環(huán)流(南極底層流)、古海洋生產(chǎn)力以及古氣候變遷之間的聯(lián)系。

2 樣品與分析方法

本次研究的樣品由“大洋一號”科考船DYI05-12航次在西太平洋CM3(麥哲倫)海山的斜坡上利用拖網(wǎng)所得，CM3D06結(jié)殼樣品位置為20.42°N，153.1°E，水深2 490 m。CM3D06富鈷結(jié)殼具有典型的3層構(gòu)造，總厚度為10.2 cm。

2.1 結(jié)殼分層、超微結(jié)構(gòu)構(gòu)造描述

CM3D06富鈷結(jié)殼下伏基底巖石為磷塊巖，結(jié)殼表面為粗糙型，結(jié)殼厚度為10.2 cm，宏觀上大致可分為3個生長階段，不同生長階段有明顯分界，色調(diào)和結(jié)構(gòu)差異特征分明：自下而上呈現(xiàn)出色澤的深—淺—深、及結(jié)構(gòu)上的致密—疏松—致密變化，呈韻律性變化特征。將結(jié)殼內(nèi)層分為6層：Ⅰ層、Ⅱ?qū)?68～98 mm)質(zhì)地致密(亮煤層)，電子顯微鏡下以紋層-柱狀結(jié)構(gòu)(微層間平行狀)，含脈石礦物很少，磷酸鹽細(xì)脈穿切底部多層結(jié)殼(含有磷酸質(zhì)浮游有孔蟲化石)，基巖為磷塊巖；Ⅲ層(68～58 mm，孔隙發(fā)育)和Ⅳ層(28～58 mm)，質(zhì)地疏松，顯微結(jié)構(gòu)主要呈疊層狀構(gòu)造，也存在斑雜狀構(gòu)造、樹枝狀構(gòu)造和指紋構(gòu)造等(說明水動力環(huán)境變化頻繁)，層間夾雜脈石礦物和黃色碎屑物質(zhì)(可能代表了風(fēng)塵作用的影響)，與上下層界限分明；Ⅴ層(28～13 mm)和Ⅳ層(13～5 mm)亦較致密，呈暗黑色，鏡下為柱狀構(gòu)造、樹枝狀構(gòu)造等，夾雜一定量的脈石礦物(圖1)。

圖1 麥哲倫海山區(qū)CM3D06結(jié)殼分層Fig.1 Dividing layers in crust sample CM3D06 from the Magellan Seamount CM3

2.2 古生物分析方法

依照巖石學(xué)標(biāo)準(zhǔn)，選擇富鈷結(jié)殼堆積的垂直方向面和水平方向面的合適剖面位置取樣，樣品斷面新鮮，2～5 mm大小，鑒定的每一層面都要涂黃金薄膜，樣品經(jīng)過涂黃金薄膜后，安放在掃描電子顯微鏡(Scanning electron microscope，SEM)的載物臺上，選擇具有鈣質(zhì)微浮游生物樣品位置，據(jù)需要放大2 000～7 000倍或放更大倍數(shù)，直接鑒定顆石藻殼體、盤星石碎片以及它們在鐵錳物質(zhì)碳酸鹽-磷酸鹽脈中的原生印模，該工作由俄羅斯專家Pulyaeva I A教授完成。

2.3 分子化石的提取和儀器條件

富鈷結(jié)殼樣品在溫度低于50℃條件下烘干，樣品粉碎至100目(粉末狀)。樣品用二氯甲烷和甲醇(分析純、全玻璃系統(tǒng)二次蒸餾、體積之比3∶1)提取72 h，加入標(biāo)準(zhǔn)樣品?？偝樘嵛镄D(zhuǎn)蒸發(fā)至干，即得到樣品中的可溶有機(jī)質(zhì)(通常稱氯仿瀝青“A”)。然后將上述濃縮液用正己烷沉淀脫去瀝青質(zhì)，再硅膠柱層析分離，分別用正已烷、苯和二氯甲烷/甲醇(1∶1)淋洗分離出飽和烴、芳烴、醇/甾烷和極性組分。

氣相色譜(GC)分析條件：采用HP5890氣相色譜儀，彈性石英毛細(xì)管柱(DB-5，30 m×0.25 mm內(nèi)徑、0.17 μm涂層厚度)。升溫程序：初始溫度80℃，升溫速率5℃/min，終至溫度280℃，保持30 min；氣相色譜-質(zhì)譜儀(GC-MS)分析條件：采用美國Finnigan公司的TSQ7000色質(zhì)聯(lián)用儀，HP-5MS石英毛細(xì)管柱(60 m×0.25 mm內(nèi)徑、0.25 μm)。程序升溫：初始溫度80℃，恒溫2 min—升溫速率8℃/min至220℃—升溫速率2℃/min至300℃，恒溫保持25 min。載氣He，氣化室溫度為3 002℃，質(zhì)譜儀電離方式EI；電離能量：70 eV；離化電流：400 μA；離子源溫度：185℃；掃描速度：1次/s，采集方式為全掃描檢測?？瞻自囼?yàn)均未檢出分析物質(zhì)。

2.4 有機(jī)碳(TOC)及有機(jī)碳同位素測定

對樣品進(jìn)行預(yù)處理，將粉末狀的結(jié)殼放入玻璃燒杯中，加入2N HCl溶液，不斷攪拌，浸泡24 h，離心分離，并用去離子水洗至中性，以除去無機(jī)碳酸鹽，分析樣品經(jīng)40℃烘干，保存在硅膠干燥器中；有機(jī)碳同位素測定使用Thermo NE1112型CN元素分析儀，經(jīng)Conflo Ⅲ與Delta Plus AD同位素質(zhì)譜分析儀連接，在線進(jìn)行樣品分析。元素分析儀氧化爐溫度1 020℃，還原爐溫度650℃，填充柱溫度40℃，分別用USGS-24，GBW4408和IAEA-NI標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)對實(shí)驗(yàn)室鋼瓶CO2、、N2氣進(jìn)行標(biāo)定，碳同位素用PDB國際標(biāo)準(zhǔn)為參考標(biāo)準(zhǔn)。實(shí)驗(yàn)室的測定精確度為±0.2‰。樣品測試在國家海洋局海底科學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。

3 結(jié)果與討論

3.1 富鈷結(jié)殼生物地層

富鈷結(jié)殼中鈣質(zhì)超微化石的識別參考已發(fā)表的電子顯微鏡照片[9—11]。結(jié)殼殼層的定年根據(jù)每個被鑒定層位中鈣質(zhì)超微化石的年代交集來確定，特別是關(guān)注其中是否存在標(biāo)志種(時(shí)標(biāo))，基于它們在生物地層學(xué)時(shí)標(biāo)中的出現(xiàn)和未現(xiàn)帶或亞帶來確定[12—14]。本文中的每個鈣質(zhì)超微化石的時(shí)帶分布均參考沉積物巖心鈣質(zhì)超微化石分析的文獻(xiàn)資料[15—19]。

麥哲倫海山CM3D06富鈷結(jié)殼層位(老殼層)98～85 mm，化石群Zigodicusspiralis(見圖2a)、Watznaneriabarnesae(見圖2b)、Broisoniaparka，鈣質(zhì)超微化石-顆石藻(Watznaueriabarnesae)是白堊紀(jì)遠(yuǎn)洋沉積中最為常見暖水種之一[20]，抗溶性最強(qiáng)，一般不會因?yàn)槌蓭r作用而消失[21]，因此時(shí)代劃分為晚白堊紀(jì)～70 Ma BP(或許更古老地層？)。結(jié)殼層位85～78 mm化石群組合有相當(dāng)大的層間變化，總體上對應(yīng)于Okada和Bukry劃分的化石帶CP8-CP9(對應(yīng)于55 Ma BP)，由Coccolthusformosus、Discoastermultiradiatus(見圖2c)、Discoastermohleri、Discoastersp.(見圖2d)組成，時(shí)代劃分為早始新世-晚始新世。結(jié)殼層位58～68 mm化石群組合為Coccolithusformosus、Reticulofenestracoentura、Chiasmolithusconsuetus、Sphenolithusmoriformis、Transversopontispulcher、Ericsoniafenestrata，結(jié)殼地層形成時(shí)代對應(yīng)于NP14-NP20或CP12-15 (中始新世-晚始新世)。結(jié)殼層位(48～58 mm)Coccolithuspelagicus、Trochoasterduplex(見圖2e)、Pontosphaeradistincta，結(jié)殼形成時(shí)代對應(yīng)于NP14-NP20或CP12-15(中始新世-晚始新世)。結(jié)殼層位(38～48 mm)化石群組合為Ericsoniaobruta、Umbilicosphaerasibogae，結(jié)殼形成時(shí)代對應(yīng)于CN3—CN5a(中新世-晚中新世)；結(jié)殼層位(5～28 mm)化石群組合為Cyclococcolithinaleptopora、Umbilicosphaerasibogae(見圖2f)、Oolithussp.、Neosphaeracoccolithomorpha、Ericsoniapauciperforata，結(jié)殼形成時(shí)代劃分為上新世-更新世。由圖3可知，麥哲倫海山區(qū)結(jié)殼底層98～85 mm超微化石組合代表年代為晚白堊系，層位85～78 mm超微化石組合代表年代為晚古新世-早始新世，層位78～68 mm為早始新世，層位68～58 mm為始新世(中期、晚期)，層位58～28 mm為中新世(晚期、中期)，結(jié)殼最外層位28～0 mm為上新世-更新世；從麥哲倫海山區(qū)結(jié)殼超微化石的組合面貌來看，較好的反映了從更新世到晚白堊紀(jì)時(shí)期的沉積序列。

3.2 生物先質(zhì)追索及其古生態(tài)意義

3.2.1 正構(gòu)烷烴分子組合特征

圖2 CM3D06結(jié)殼鈣質(zhì)超微化石的電子顯微鏡掃描圖片F(xiàn)ig.2 SEM photos of calcareous nannofossils from curst CM3D06

圖3 CM3D06結(jié)殼生物鑒定結(jié)果與年代Fig.3 Calcareous nannofossils stratigraphy for crust CM3D06

圖4 CM3D06 結(jié)殼地層中正構(gòu)烷烴氣相色譜圖Fig.4 Gas chromatography of n-alkane in the layers of crust CM3D06

層位/cm碳數(shù)范圍MHC-23/C+24CPIPr/PhPr/nC17Ph/nC18C31/nC1n生物地層學(xué)年代0～28nC14～C33C17 C29145157026029071110上新世—更新世28～58nC15～C33C17122103070045110078中新世(晚、中期)58～68nC15～C33C23111144127050077051始新世(中、晚期)68～78nC15～C33C23084120135081030055早始新世78～85nC14～C31C19045094088045034039晚古新世—早始新世85～100nC14～C33C20020109100032022053白堊紀(jì)

圖5 CM3D06結(jié)殼地層甾烷m/z 217質(zhì)量色譜圖Fig.5 Mass chromatogram of sterane m/z 217 in the layers of crust CM3D06

3.2.2 甾烷類分布類型

本文將規(guī)則甾烷C27作為大洋浮游動物源[22，25]，將C28甾烷作為大洋浮游植物源[26]，而C29甾烷在古老地層中具有雙重來源，既可能是陸地高等植物輸入，也可能是藍(lán)藻之類的輸入[27—28]。根據(jù)分子化石精細(xì)結(jié)構(gòu)的鑒定和質(zhì)譜圖顯示(見圖5)，C29甾烷來自于海洋藻類的可能性遠(yuǎn)大于陸地高等植物源，這種異常分布暗示著不同尋常的生物源的存在，在晚白堊紀(jì)時(shí)代可能有特殊生物發(fā)育，C29甾烷優(yōu)勢很可能是來源于與現(xiàn)代的浮游藍(lán)藻有親緣關(guān)系的遠(yuǎn)海分布的光球疑源類[29]。

CM3D06結(jié)殼底層78～100 mm(晚白堊紀(jì))，正常甾烷分布為C29>C28>C27，呈反“L”型分布。從表2可見，中太平洋CM3D06結(jié)殼從底部—中間層—外層的規(guī)則甾烷C27、C28和C29含量分布特征完全不同，甾烷類這種分布不同型，即分子化石這種變化不但可能與浮游生物屬種的相互取代有關(guān)，也與海洋環(huán)境全球氣候變化有關(guān)，尤其是C27甾烷減少，可能暗示晚白堊紀(jì)部分生物由于環(huán)境改變而絕滅。在富鈷結(jié)殼層58～78 mm，甾烷分布為C29>C28C28

上述甾烷含量分布的變化，說明生物在晚白堊紀(jì)到更新世進(jìn)化過程中，生物有機(jī)質(zhì)的來源及化學(xué)結(jié)構(gòu)發(fā)生了改變，生物更替速率較快。晚白堊紀(jì)到更新世生物更替速率的加快從鈣質(zhì)超微化石的快速演化中可見一斑。鈣質(zhì)超微化石的某些屬種在地質(zhì)時(shí)期中延續(xù)短，演化快。以盤星石為例，它們在全球第三紀(jì)的地層中廣泛分布，在全球范圍內(nèi)具有同時(shí)性，到上新世末該屬種滅絕，因而作為深海沉積地層劃分的世

界性對比標(biāo)志種。David等[29]研究發(fā)現(xiàn)，盤星石類的演化特點(diǎn)就是隨著地質(zhì)時(shí)代由老到新，從中新世開始骨骼退化，輻射枝數(shù)目由多變少。例如Discoastermultiradiatus為35枝，始新世的Discoasterbaebadiensis為18枝，漸新世的Discoasterdeflandrei為6枝。生物種類的改變，形成獨(dú)特的群落結(jié)構(gòu)，無疑反映了大洋生態(tài)環(huán)境的演變[30]。

表2 CM3D06富鈷結(jié)殼甾烷分布特征

3.3 晚白堊紀(jì)以來海洋氧化—還原環(huán)境演化

結(jié)殼中Pr/Ph比值、有機(jī)碳含量以及可溶有機(jī)質(zhì)與大洋氧化還原環(huán)境的波動相對應(yīng)(見表3)。在CM3D06結(jié)殼生長初期(殼層85～100 mm處)，即白堊紀(jì)晚期，Pr/Ph比值平均為1.00，表明當(dāng)時(shí)以弱氧化環(huán)境為主。CM3D06結(jié)殼層68.0～85.0 mm對應(yīng)時(shí)代為晚古新世-早始新世。在古新世-始新世之交，結(jié)殼Pr/Ph比值為0.88，為弱還原沉積環(huán)境。結(jié)殼層58.0～68.0 mm對應(yīng)時(shí)代為始新世(早、中、晚期)，Pr/Ph比值為1.35和1.27，為氧化環(huán)境。CM3D06結(jié)殼層28.0～58.0 mm對應(yīng)時(shí)代為中新世(晚、中期)，Pr/Ph比值為0.70，為弱還原環(huán)境，有機(jī)碳為0.029%。CM3D06結(jié)殼生長后期(殼層0～28 mm處)，跨上新世到更新世，Pr/Ph比值為0.26，為強(qiáng)還原沉積環(huán)境，同時(shí)結(jié)殼層內(nèi)有機(jī)碳和可溶有機(jī)質(zhì)含量增高，δ13C發(fā)生正值偏移(為-22.893‰)。綜上所述，CM3D06結(jié)殼的分子化石類異戊二烯烴的姥鮫烷(Pr)/植烷(Ph)比值(0.26～1.35)的變化表明結(jié)殼生長經(jīng)歷了氧化—弱還原—氧化—弱還原—強(qiáng)還原的沉積環(huán)境。

現(xiàn)有研究一般認(rèn)為，晚白堊紀(jì)末氣候變冷，可能有深層水形成，致深海呈氧化環(huán)境[31]；另一方面，晚白堊紀(jì)環(huán)特提斯海流的可能存在[32-33]，或?qū)е麓笱蟛煌Ｉ降难趸€原條件有所不同。已有研究表明富鈷結(jié)殼是富氧沉積產(chǎn)物，但反過來講，富氧的沉積環(huán)境雖有利于富鈷結(jié)殼生長，但并不利于有機(jī)質(zhì)的保存，因此晚白堊紀(jì)殼層有機(jī)碳含量極低，僅為0.012%。在古新世-始新世之交，距今約55 Ma，氣溫上升，發(fā)生極熱PETM (Paleocene-Eocene Thermal Maximum)事件，海洋生物大量死亡[34]，并在全球范圍內(nèi)形成缺氧沉積，與結(jié)殼Pr/Ph比值指示的弱還原沉積環(huán)境相吻合。始新世末與漸新世之交為急速度冷期，底層水溫驟降4～5℃，南極底層水(Antarctic bottom water，AABW)形成。在漸新世時(shí)(距今23～24 Ma)德雷克海峽開放，完整的南極環(huán)流形成，氣候進(jìn)一步變冷，AABW加強(qiáng)，AABW流經(jīng)區(qū)域形成一定的氧化環(huán)境，這在結(jié)殼的Pr/Ph比值記錄中得以很好的體現(xiàn)。早中新世末期(16～15 Ma)氣溫有短暫回升，底層水溫增加了3.8℃，并伴隨一次海平面的快速升降[35]，這可能導(dǎo)致深海轉(zhuǎn)為弱還原環(huán)境。

表3 西太平洋富鈷結(jié)殼CM3D06中有機(jī)碳和同位素組成、氯仿瀝青“A”和“A”/C比值

3.4 有機(jī)質(zhì)δ13C組成特征及其影響因素

在地質(zhì)歷史時(shí)期，氣候變化可引起海洋生物繁盛或衰退，同時(shí)伴隨大氣二氧化碳濃度和海水碳同位素的顯著改變，這些變化能夠被沉積有機(jī)質(zhì)的碳同位素所記錄。沉積物中有機(jī)質(zhì)主要來源于海洋生物分解后殘存的有機(jī)體，其TOC含量僅為0.01%～0.02%，δ13C組成偏負(fù)，一般為-19‰～-23‰[35]。與此相對，陸源有機(jī)質(zhì)δ13C值變化區(qū)間為-26.3‰～-29.0‰[36]。本研究CM3D06富鈷結(jié)殼有機(jī)碳(TOC)含量0.012%～0.046%，有機(jī)碳δ13C變化范圍在-22.893‰～-25.127‰，具有明顯的海洋生物源碳同位素特征[37—38]。值得注意的是，樣品中的δ13C組成并不完全反映有機(jī)質(zhì)來源，隨著成巖作用增強(qiáng)，富13C的醣類(-19‰)和蛋白質(zhì)(-18‰)的分解，也能夠引起有機(jī)質(zhì)碳同位素的負(fù)偏[39]。因此，如果考慮到δ13C組成的時(shí)間效應(yīng)，更加表明海洋生物來源占絕對優(yōu)勢。

總體上，晚白堊紀(jì)以來CM3D06富鈷結(jié)殼有機(jī)質(zhì)δ13C呈現(xiàn)逐漸正偏的變化。富鈷結(jié)殼有機(jī)質(zhì)δ13C的這種變化與底棲有孔蟲殼體δ13C新生代以來總體趨勢[1]并不符合，很有可能說明富鈷結(jié)殼有機(jī)質(zhì)δ13C的影響因素更為復(fù)雜，難去代表大洋碳儲庫的變化。同時(shí)，很顯然，新生代以來富鈷結(jié)殼有機(jī)質(zhì)δ13C正移的趨勢既不能用陸源物質(zhì)輸入增加來解釋，也不能用陸源碳庫δ13C的變化(C3和C4植物的演化)來解釋，因?yàn)椋懺从袡C(jī)碳δ13C要比大洋生物來源有機(jī)碳δ13C偏負(fù)，且陸源碳庫δ13C的演化方式也與富鈷結(jié)殼有機(jī)質(zhì)δ13C的演化模式相反?；谝陨戏治觯覀冋J(rèn)為成巖作用影響下的碳同位素漂移可能是富鈷結(jié)殼有機(jī)質(zhì)δ13C組成演化的主要因素，即隨著成巖作用增強(qiáng)，有機(jī)質(zhì)δ13C正偏。

4 結(jié)論

(1)對西太平洋麥哲倫海山CM3D06富鈷結(jié)殼進(jìn)行了鈣質(zhì)超微化石生物地層學(xué)研究，發(fā)現(xiàn)了生長于白堊紀(jì)(晚期)，古新世(晚期)，始新世(早、中、晚期)，中新世(中期)，上新世(晚期)和更新世時(shí)期的鈣質(zhì)超微化石標(biāo)志性種群，并根據(jù)鑒定的鈣質(zhì)超微化石標(biāo)志種確定了CM3D06富鈷結(jié)殼不同層位的生長年代。

(3)Pr/Ph比值、有機(jī)碳含量以及可溶有機(jī)質(zhì)綜合反映CM3D06富鈷結(jié)殼的生長經(jīng)歷了氧化—弱還原—氧化—弱還原—強(qiáng)還原的沉積環(huán)境。深層海水的氧化所反映出來的通風(fēng)狀況的變化與全球氣候演化密切相關(guān)。

(4)CM3D06結(jié)殼中有機(jī)碳同位素組成呈現(xiàn)逐漸正偏的演化特征，與全球海洋碳庫的碳同位素演化特征并不符合，推測可能受到成巖作用的影響，具體原因有待進(jìn)一步深入研究。

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Calcareous nannofossil stratigraphy and molecular fossils in the Co-rich ferromanganese crust from the Western Pacific

Chen Ronghua1，Zhao Qingying1，Zhang Haisheng1，Lu Bing1，Pulyaeva I A2

(1.SecondInstituteofOceanography，StateOceanicAdministration,Hangzhou310012,China;2.FederalStateUnitaryGeologicalEnterprise“Kavkazgeolsyomka”Pyatigorsk，Russia)

Late Cretaceous;Western Pacific；Co-rich ferromanganese crust；molecular fossils；carbon isotope

10.3969/j.issn.0253-4193.2015.07.013

2014-06-25；

2015-02-10。

國家自然科學(xué)基金(41076072)；國家自然科學(xué)基金重點(diǎn)基金項(xiàng)目(91128212)。

陳榮華(1955—),男,浙江省杭州市人,研究員,主要從事海洋沉積學(xué)與古海洋學(xué)研究。E-mail:chrhhz@163.com

P736.3

A

0253-4193(2015)07-0132-10

陳榮華，趙慶英，張海生，等. 西太平洋富鈷結(jié)殼中鈣質(zhì)超微化石和分子化石研究[J]. 海洋學(xué)報(bào)，2015，37(7): 132-141，

Chen Ronghua，Zhao Qingying，Zhang Haisheng，et al. Calcareous nannofossil stratigraphy and molecular fossils in the Co-rich ferromanganese crust from the Western Pacific[J]. Haiyang Xuebao，2015，37(7): 132-141，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2015.07.013