西太平洋富鈷結殼中鈣質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)

西太平洋富鈷結殼中鈣質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；西太平洋；富鈷結殼；鈣質超微化石；分子化石；碳同位素

1 引言

洋底海山富鈷結殼中儲存有大量海洋環境信息，它記錄了過去60～100 Ma以來的海洋和氣候歷史。一個近10 cm厚的富鈷結殼蘊藏的古海洋信息幾乎與幾千米沉積巖心相當[1]，這為研究晚白堊紀以來的異常事件(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。也使揭示白堊紀晚期以來全球面貌與異常事件之間的關聯和反饋機制成為可能。研究表明富鈷結殼與大洋深海沉積地層一樣能夠記錄全球氣候的變化規律，是全球變化研究中又一值得注意的研究載體。

鈣質超微化石(Calcareous nannofossils)數量豐富、演化迅速，許多屬種具有全球分布特點。目前，可供全球對比研究的鈣質超微化石序列已經建立，它與判斷結殼沉積間斷的地質學方法聯用[2]，可使鈣質超微化石的生物地球化學成功應用于結殼內部不同層位的生長速率估算和年代厘定[3—4]。

分子化石(生物標志化合物)，是以彌散狀保存在地層中的生物有機分子。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%的平均含量相當于現今世界生物總量的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構包含了豐富而形式多樣的與古生產力，古環境和古氣候等相關信息。分子化石的諸上特點使其在全球變化研究中有著廣泛的應用前景[7—8]。

本文通過中太平洋海山富鈷結殼中鈣質超微化石進行生物地層學年代劃分，同時利用分子化石(正構烷烴、類異戊二烯)結合痕量有機碳及其碳同位素組成研究，了解富鈷結殼物源及其結殼生長與海洋沉積環境(氧化或還原)、古大洋環流(南極底層流)、古海洋生產力以及古氣候變遷之間的聯系。

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所得，CM3D06結殼樣品位置為20.42°N，153.1°E，水深2 490 m。CM3D06富鈷結殼具有典型的3層構造，總厚度為10.2 cm。

2.1 結殼分層、超微結構構造描述

CM3D06富鈷結殼下伏基底巖石為磷塊巖，結殼表面為粗糙型，結殼厚度為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，色調和結構差異特征分明：自下而上呈現出色澤的深—淺—深、及結構上的致密—疏松—致密變化，呈韻律性變化特征。將結殼內層分為6層：Ⅰ層、Ⅱ層(68～98 mm)質地致密(亮煤層)，電子顯微鏡下以紋層-柱狀結構(微層間平行狀)，含脈石礦物很少，磷酸鹽細脈穿切底部多層結殼(含有磷酸質浮游有孔蟲化石)，基巖為磷塊巖；Ⅲ層(68～58 mm，孔隙發育)和Ⅳ層(28～58 mm)，質地疏松，顯微結構主要呈疊層狀構造，也存在斑雜狀構造、樹枝狀構造和指紋構造等(說明水動力環境變化頻繁)，層間夾雜脈石礦物和黃色碎屑物質(可能代表了風塵作用的影響)，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，鏡下為柱狀構造、樹枝狀構造等，夾雜一定量的脈石礦物(圖1)。

圖1 麥哲倫海山區CM3D06結殼分層Fig.1 Dividing layers in crust sample CM3D06 from the Magellan Seamount CM3

2.2 古生物分析方法

依照巖石學標準，選擇富鈷結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，選擇具有鈣質微浮游生物樣品位置，據需要放大2 000～7 000倍或放更大倍數，直接鑒定顆石藻殼體、盤星石碎片以及它們在鐵錳物質碳酸鹽-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、全玻璃系統二次蒸餾、體積之比3∶1)提取72 h，加入標準樣品。總抽提物旋轉蒸發至干，即得到樣品中的可溶有機質(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，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，彈性石英毛細管柱(DB-5，30 m×0.25 mm內徑、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-質譜儀(GC-MS)分析條件：采用美國Finnigan公司的TSQ7000色質聯用儀，HP-5MS石英毛細管柱(60 m×0.25 mm內徑、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。空白試驗均未檢出分析物質。

2.4 有機碳(TOC)及有機碳同位素測定

對樣品進行預處理，將粉末狀的結殼放入玻璃燒杯中，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，以除去無機碳酸鹽，分析樣品經40℃烘干，保存在硅膠干燥器中；有機碳同位素測定使用Thermo NE1112型CN元素分析儀，經Conflo Ⅲ與Delta Plus AD同位素質譜分析儀連接，在線進行樣品分析。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標準物質對實驗室鋼瓶CO2、、N2氣進行標定，碳同位素用PDB國際標準為參考標準。實驗室的測定精確度為±0.2‰。樣品測試在國家海洋局海底科學重點實驗室完成。

3 結果與討論

3.1 富鈷結殼生物地層

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

麥哲倫海山CM3D06富鈷結殼層位(老殼層)98～85 mm，化石群Zigodicusspiralis(見圖2a)、Watznaneriabarnesae(見圖2b)、Broisoniaparka，鈣質超微化石-顆石藻(Watznaueriabarnesae)是白堊紀遠洋沉積中最為常見暖水種之一[20]，抗溶性最強，一般不會因為成巖作用而消失[21]，因此時代劃分為晚白堊紀～70 Ma BP(或許更古老地層？)。結殼層位85～78 mm化石群組合有相當大的層間變化，總體上對應于Okada和Bukry劃分的化石帶CP8-CP9(對應于55 Ma BP)，由Coccolthusformosus、Discoastermultiradiatus(見圖2c)、Discoastermohleri、Discoastersp.(見圖2d)組成，時代劃分為早始新世-晚始新世。結殼層位58～68 mm化石群組合為Coccolithusformosus、Reticulofenestracoentura、Chiasmolithusconsuetus、Sphenolithusmoriformis、Transversopontispulcher、Ericsoniafenestrata，結殼地層形成時代對應于NP14-NP20或CP12-15 (中始新世-晚始新世)。結殼層位(48～58 mm)Coccolithuspelagicus、Trochoasterduplex(見圖2e)、Pontosphaeradistincta，結殼形成時代對應于NP14-NP20或CP12-15(中始新世-晚始新世)。結殼層位(38～48 mm)化石群組合為Ericsoniaobruta、Umbilicosphaerasibogae，結殼形成時代對應于CN3—CN5a(中新世-晚中新世)；結殼層位(5～28 mm)化石群組合為Cyclococcolithinaleptopora、Umbilicosphaerasibogae(見圖2f)、Oolithussp.、Neosphaeracoccolithomorpha、Ericsoniapauciperforata，結殼形成時代劃分為上新世-更新世。由圖3可知，麥哲倫海山區結殼底層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)，結殼最外層位28～0 mm為上新世-更新世；從麥哲倫海山區結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時期的沉積序列。

3.2 生物先質追索及其古生態意義

3.2.1 正構烷烴分子組合特征

圖2 CM3D06結殼鈣質超微化石的電子顯微鏡掃描圖片Fig.2 SEM photos of calcareous nannofossils from curst CM3D06

圖3 CM3D06結殼生物鑒定結果與年代Fig.3 Calcareous nannofossils stratigraphy for crust CM3D06

圖4 CM3D06 結殼地層中正構烷烴氣相色譜圖Fig.4 Gas chromatography of n-alkane in the layers of crust CM3D06

層位/cm碳數范圍MHC-23/C+24CPIPr/PhPr/nC17Ph/nC18C31/nC1n生物地層學年代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

圖5 CM3D06結殼地層甾烷m/z 217質量色譜圖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，也可能是藍藻之類的輸入[27—28]。根據分子化石精細結構的鑒定和質譜圖顯示(見圖5)，C29甾烷來自于海洋藻類的可能性遠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，在晚白堊紀時代可能有特殊生物發育，C29甾烷優勢很可能是來源于與現代的浮游藍藻有親緣關系的遠海分布的光球疑源類[29]。

CM3D06結殼底層78～100 mm(晚白堊紀)，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結殼從底部—中間層—外層的規則甾烷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，也與海洋環境全球氣候變化有關，尤其是C27甾烷減少，可能暗示晚白堊紀部分生物由于環境改變而絕滅。在富鈷結殼層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到更新世進化過程中，生物有機質的來源及化學結構發生了改變，生物更替速率較快。晚白堊紀到更新世生物更替速率的加快從鈣質超微化石的快速演化中可見一斑。鈣質超微化石的某些屬種在地質時期中延續短，演化快。以盤星石為例，它們在全球第三紀的地層中廣泛分布，在全球范圍內具有同時性，到上新世末該屬種滅絕，因而作為深海沉積地層劃分的世

界性對比標志種。David等[29]研究發現，盤星石類的演化特點就是隨著地質時代由老到新，從中新世開始骨骼退化，輻射枝數目由多變少。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，形成獨特的群落結構，無疑反映了大洋生態環境的演變[30]。

表2 CM3D06富鈷結殼甾烷分布特征

3.3 晚白堊紀以來海洋氧化—還原環境演化

結殼中Pr/Ph比值、有機碳含量以及可溶有機質與大洋氧化還原環境的波動相對應(見表3)。在CM3D06結殼生長初期(殼層85～100 mm處)，即白堊紀晚期，Pr/Ph比值平均為1.00，表明當時以弱氧化環境為主。CM3D06結殼層68.0～85.0 mm對應時代為晚古新世-早始新世。在古新世-始新世之交，結殼Pr/Ph比值為0.88，為弱還原沉積環境。結殼層58.0～68.0 mm對應時代為始新世(早、中、晚期)，Pr/Ph比值為1.35和1.27，為氧化環境。CM3D06結殼層28.0～58.0 mm對應時代為中新世(晚、中期)，Pr/Ph比值為0.70，為弱還原環境，有機碳為0.029%。CM3D06結殼生長后期(殼層0～28 mm處)，跨上新世到更新世，Pr/Ph比值為0.26，為強還原沉積環境，同時結殼層內有機碳和可溶有機質含量增高，δ13C發生正值偏移(為-22.893‰)。綜上所述，CM3D06結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)的變化表明結殼生長經歷了氧化—弱還原—氧化—弱還原—強還原的沉積環境。

現有研究一般認為，晚白堊紀末氣候變冷，可能有深層水形成，致深海呈氧化環境[31]；另一方面，晚白堊紀環特提斯海流的可能存在[32-33]，或導致大洋不同海山的氧化還原條件有所不同。已有研究表明富鈷結殼是富氧沉積產物，但反過來講，富氧的沉積環境雖有利于富鈷結殼生長，但并不利于有機質的保存，因此晚白堊紀殼層有機碳含量極低，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]，并在全球范圍內形成缺氧沉積，與結殼Pr/Ph比值指示的弱還原沉積環境相吻合。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(距今23～24 Ma)德雷克海峽開放，完整的南極環流形成，氣候進一步變冷，AABW加強，AABW流經區域形成一定的氧化環境，這在結殼的Pr/Ph比值記錄中得以很好的體現。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]，這可能導致深海轉為弱還原環境。

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

3.4 有機質δ13C組成特征及其影響因素

在地質歷史時期，氣候變化可引起海洋生物繁盛或衰退，同時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質的碳同位素所記錄。沉積物中有機質主要來源于海洋生物分解后殘存的有機體，其TOC含量僅為0.01%～0.02%，δ13C組成偏負，一般為-19‰～-23‰[35]。與此相對，陸源有機質δ13C值變化區間為-26.3‰～-29.0‰[36]。本研究CM3D06富鈷結殼有機碳(TOC)含量0.012%～0.046%，有機碳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質來源，隨著成巖作用增強，富13C的醣類(-19‰)和蛋白質(-18‰)的分解，也能夠引起有機質碳同位素的負偏[39]。因此，如果考慮到δ13C組成的時間效應，更加表明海洋生物來源占絕對優勢。

總體上，晚白堊紀以來CM3D06富鈷結殼有機質δ13C呈現逐漸正偏的變化。富鈷結殼有機質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殼有機質δ13C的影響因素更為復雜，難去代表大洋碳儲庫的變化。同時，很顯然，新生代以來富鈷結殼有機質δ13C正移的趨勢既不能用陸源物質輸入增加來解釋，也不能用陸源碳庫δ13C的變化(C3和C4植物的演化)來解釋，因為，陸源有機碳δ13C要比大洋生物來源有機碳δ13C偏負，且陸源碳庫δ13C的演化方式也與富鈷結殼有機質δ13C的演化模式相反。基于以上分析，我們認為成巖作用影響下的碳同位素漂移可能是富鈷結殼有機質δ13C組成演化的主要因素，即隨著成巖作用增強，有機質δ13C正偏。

4 結論

(1)對西太平洋麥哲倫海山CM3D06富鈷結殼進行了鈣質超微化石生物地層學研究，發現了生長于白堊紀(晚期)，古新世(晚期)，始新世(早、中、晚期)，中新世(中期)，上新世(晚期)和更新世時期的鈣質超微化石標志性種群，并根據鑒定的鈣質超微化石標志種確定了CM3D06富鈷結殼不同層位的生長年代。

(3)Pr/Ph比值、有機碳含量以及可溶有機質綜合反映CM3D06富鈷結殼的生長經歷了氧化—弱還原—氧化—弱還原—強還原的沉積環境。深層海水的氧化所反映出來的通風狀況的變化與全球氣候演化密切相關。

(4)CM3D06結殼中有機碳同位素組成呈現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，具體原因有待進一步深入研究。

[1] James Z，MarkP，Lisa S，et al. Trend，rhythms，and aberrations in global climate 65 Ma to present[J]. Science，2001，292: 686-693．

[2] Summons R E，Jahnke L L，Hope J M，et al. 2-Methylhopanoids as biomarkers for cyanobacterial oxygenic photosynthesis[J]. Nature，1999，400:554-557．

[3] 武光海. 中太平洋海山富鈷結殼的特征及其形成環境[D].杭州: 浙江大學，2001．

Wu Guanghai. Formation and characteristics for cobalt-rich ferromanganese crusts from the central Pacific seamounts[D]. Hangzhou: Zhejiang University，2001．

[4] 蘇新，馬維林，程振波.中太平洋海山區富鈷結殼的鈣質超微化石地層學研究[J]. 地球科學:中國地質大學學報，2004，29(2):141-147．

Su Xin，Ma Weilin，Cheng Zhenbo. Calcareous nannofossil biostratigaphy for Co-rich ferromanganese crusts from the central Pacific seamounts[J]. Earth Science: Journal of China University of Geosciences，2004，29(2):141-147．

[5] 張靜，于濤，潘家華，等. 西北太平洋中部海山區富鈷結殼中的鈣質超微化石[J]. 微體古生物學報，2007，24(1): 61-75.

Zhang Jing，Yu Tao，Pan Jiahua，et al. Calcareous nannofossil from Cobalt-rich crust in middle Pacific seamount[J]. Acta Micropalaeontologica Sinica，2007，24(1): 61-75．

[6] 潘家華，張靜，劉淑琴，等. 西北太平洋富鈷結殼的鈣質超微化石地層學研究及意義[J]. 地球學報，2007，28(5): 411-417．

Pan Jiahua，Zhang Jing，Liu Shuqin，et al. Calcareous nannofossil biostratigraphy of Co-rich crust from northwestern Pacific and its significance[J]. Acta Geoscientica Sinica，2007，28(5): 411-417．

[7] 謝樹成，梁斌，郭建秋，等. 生物標志化合物與相關的全球變化[J].第四紀研究，2003，23(5):521-528．

Xie Shucheng，Liang Bin，Guo Jianqiu，et al. Biomarkers and the related global change[J].Quaternary Sciences，2003，23(5):521-528．

[8] 謝樹成，王志遠，王紅梅，等. 末次間冰期以來黃土高原的草原植被景觀:來自分子化石的證據[J].中國科學(D輯)，2002，32(1):28-35．

Xie Shucheng，Wang Zhiyuan，Wang Hongmei，et al.Plateau grassland vegetation landscape since the last interglacial loess : evidence from molecular fossils[J].Science in China(Series D)，2002，32(1):28-35．

[9] Roth P H. Calcareousnannofossils-Leg17，Deep Sea Drilling Project[R]//Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project.Vol.17. Washington: U S GovtPrinting Office，1973：695-795．

[10] Edwards A R，Perch-Nielsen K. Calcareous nannofossils from the southwest Pacific，Deep Sea Drilling Project，Leg 29[R]//InitialReports of the Deep Sea Drilling Project，1975．

[11] Perclr-Nielsen K.Mesozoic calcareous nannofossils[M]//Plankton Stratigraphy.Cambridge：Cambridge University Press，1985：329-426．

[12] Martini E. Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplanktonzonation[G]//Farinacct A. Proc 2nd Planktonic Conf. Planktonic MicrofassilsRoma:EdTecnosci.1971: 739-785．

[13] Okada H，Bukry D. Supplementary modification and introduction of code numbers to the low latitude coccolithbiostratigraphic zonation[J]. Marine Micropaleotology，1980，5：321-325．

[14] Gartner S. Nannofossils and biostraphy: an overview[J]. Earth-Science Reviews，1977，13：227-250．

[15] Martini E，Worsley T. Standard Neogene calcareous nannoplankton zonation[J]. Nature，1970，225：289-290．

[16] Martini E，Worsley T. Tertiary calcareous nannoplankton from the western equatorial Pacific[R]// Init Rep DSDP，Vol.7. Washington：USGoct Printing Office，1971：1471-1507．

[17] Bukry D. Coocolith stratigraphy，eastern equatorial Pacific，Leg.16，Deep Sea Drilling Project[R]//Init Rep DSSP，Vol.16.Washinggton：USGovt Printing Office，1973：653-711．

[18] Bukry D.Pytoplankton stratigraphy，Deep Sea Drilling Project，Leg 20，western Pacific Ocean[R]//Init Rep DSDP，Vol.16.Washington：USGovt Printing Office，1973：307-317．

[19] Bukry D. Biostratigraphy of Cenozoic marine sediment by calcareous nannofossils[J]. Micropaleontology，1978，24：44-60．

[20] Shumenko S I. Ecology[M]//Proctical Guide to Microfauna of the UUSSR，Vol. 1: CalcareousNannofossils (Nedra，leningrad).1987：11-15．

[21] 劉懷寶，Watkins D K.北美西部內陸海盆Niobrara 組的鈣質超微化石及其環境意義Ⅱ[J].高校地質學報，2004，10(1):26-38．

Liu Huaibao，Watkins D K. Calcareous Nannofossils from the Niobrara Formation (Upper Cretaceous) and Paleoenvironments of the North American Western Interior Basin Part Ⅱ:Paleoenvironment Study[J]. Geological Journal of China Universities，2004，10(1): 26-38．

[22] C巴克. 石油勘探中的有機地球化學[M].北京: 石油工業出版社，1982．

Barker C. Organic Geochemistry in Petroleum Exploration[M]. Beijing: China Petroleum Industry Press，1982．

[23] 楊群.古生物學領域的新辟園地——分子古生物研究[J]. 古生物學報，1995，34(3): 265-276．

Yang Qun. A frontal area in paleonotology: Molecular fossil studies[J]. Acta Paleontologica Sinica，1995，34(3):265-276．

[24] Shaw P M，Johns R B. The identification of organic input sources of sediments from the Santa Catalina Basin using factor analysis[J]. Organic Geochemistry，1986，10: 951-958．

[25] Volkman J K，Farrington J W，Gagosian R B. Marine and terrigenous lipids in coastal sediments from the Peru upwelling region at 15°S: sterols and triterpene alcohols[J]. Organic Geochemistry，1987，11：463-477．

[26] Volkman J K. A review of sterol markers for marme and temgenous matter[J].Organic Geochemisty，1986，9：83-99．

[27] Goad L J，Goodwin T W. The biosynthesis of plant sterols[J].Progress in Phytochemistry，1972，3: 113-198．

[28] Rieley G，Collier R J，Jones D M，et al. The biogeochemistry of Ellesmere Lake，U. K. -I：source correlation of leaf wax inputs to sedimentary lipid record[J].Organic Geochemistry，1991，17：901-912．

[29] David K R，James C Z，Robert M O，et al. Global change at the Paleocene-Eocene boundary: climates and evolutionary consequences of tectonic events[J]. Palaegeography，Palaegeography，Palaegeography，1990(79): 117-128．

[30] Wang C S，Hu X M，Janasa L，et al. Upper Cretaceous oceanic red beds in southern Tibet: Amajor change from anoxic to oxic condition[J]. Cretaceous Research，2005，26：21-32.

[31] Bush A B G. Numerical simulation of the Gretaceous Tethys circumglobal current[J]. Science，1997，271：807-810．

[32] Hotinski R M，Toggweiler J R. Impact of a Tethyancircumglobal passage on ocean heat transport and “equable” climates[J].Paleoceanography，2003，18：1007．

[33] Zachos J C，Lohmann K C，Walker J C G，et al. Abrupt climate change and transient climates during the Paleogene: Amarinepespective[J]. Journal of Geology，1993，101：191-213．

[34] Douglas R G，SavinM. Oxygen and carbonisotope analysis of Cretaceous and Tertiaryforaminiferafrom the central north Pacific[R]//Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project，Volume 17: Washington (U.S. Government Printing Office).1973：591-605．

[35] Grantham P J，Wakefiled I I. Variations in the sterane carbon number distributiona of marine source rock derived crude oils through geologicaltime[J]. Organic Geochemistry，1988，12(2):61-73．

[36] Deines P. The isotopic composition of reduced organic carbon[C]//Handbook of Environmental Isotopic Geochemistry. Amsterdam：Elsevier，1980：320-406．

[37] Salomons W，Mook W G. Field observationa of the isotopic composition of particulate organic carbon in the Southern North Sea and adjacent estuaries[J]. Marine Geology，1981，41：11-20．

[38] Fry B，Sherr E B. δ13C measurements as indicators of carbon flow in marine and freshwater ecosystems[J]. Contributions to Marine Science，1984，27：13-47．

[39] Hunt J M. The significance of carbon isotope variations in marine sediments[M]//Advances in Organic Geochemistry. Oxford: Pergamon，1970：27-35．

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。

國家自然科學基金(41076072)；國家自然科學基金重點基金項目(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與古海洋學研究。E-mail:chrhhz@163.com

P736.3

A

0253-4193(2015)07-0132-10

陳榮華，趙慶英，張海生，等. 西太平洋富鈷結殼中鈣質超微化石和分子化石研究[J]. 海洋學報，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