南海东北部表层沉积中钙质超微化石的分布特征

段 虓，陈 芳，彭学超，聂 鑫

(1.国土资源部海底矿产资源重点实验室，广东 广州 510075;2.广州海洋地质调查局，广东 广州510075)

0 引言

南海是西太平洋的一个半封闭的边缘海，地处热带、亚热带，表层海水生物生产力高，各类钙质浮游生物数量及种类繁多，其壳骸构成了南海沉积物的重要组成部分。钙质超微化石作为海洋沉积物的重要组分之一，在古海洋学研究中得到了广泛应用。对表层沉积中钙质超微化石的研究是进行古海洋、古环境研究的基础。20世纪80年代以来，国内外专家学者对南海表层沉积中钙质超微化石的分布进行了大量的研究(成鑫荣，1987;成鑫荣等，1991;刘传联等，2001;陈芳等，2002;王勇军等，2007;Okada et al，1983;Fernando et al，2007)。然而南海东北部的研究资料相对较少，且未涉及到沿岸陆架区域(刘传联等，2001)。选取南海东北部从陆架到陆隆的188个表层沉积物样品，对其中保存的钙质超微化石进行鉴定和统计，初步查明该海区钙质超微化石的丰度、属种组成及分布特征，并讨论影响其分布的主要因素。

1 材料与方法

共分析样品188个，站位分布如图1所示，取样水深在24～3 550 m之间。所有样品均采用简易涂片法处理：用洁净牙签取少许沉积物置于载玻片上，加数滴蒸馏水，用牙签充分搅拌使样品分散，刮去粗粒沉积物，使细粒沉积物的悬浮液均匀分布在载玻片上。烘干后，用冷杉胶将盖玻片黏在载玻片上制成固定片。将薄片置于Zeiss偏光显微镜下放大1 000倍鉴定，为避免遗漏稀有属种，每个薄片观察200个视域，并随机统计其中10个视域的化石数量作为超微化石的相对丰度。

2 钙质超微化石分布特征

2.1 相对丰度与分布

南海东北部188个站位表层沉积中几乎全部含有钙质超微化石，但数量相差十分悬殊，相对丰度的变化为(9～1 684)个/10视域。其中相对丰度为(9～500)个/10视域的样品有134个，占71.2%;(500～1 000)个/10视域的样品有 29个，占15.4%;大于1 000个/10视域的样品有23个，占12.2%;未发现超微化石的样品有2个，占1.1%。根据钙质超微化石相对丰度的大小，在平面上大致可划分成3个区(图1)。

图1 样品站位与超微化石相对丰度分布Fig.1 Map showing sample stations and relative abundance of nannofossils

A区：钙质超微化石相对丰度和分异度较低，一般少于500个/10视域，包括水深小于200 m的浅海陆架区(A1)、东沙群岛东侧上陆坡区(A2)。

B区：钙质超微化石相对丰度和分异度较高，一般在(500～1 000)个/10视域之间，分布在调查区南部水深200～2 800 m的陆坡区(B1)和东沙群岛东北侧的陆架—上陆坡区(B2)，其中2 000～2 800 m水深的下陆坡区丰度最高，达1 000个以上。

C区：位于调查区东南部水深大于2 800 m的陆隆区，超微化石相对丰度较低，一般少于200个/10视域。

南海东北部表层沉积物中的钙质超微化石共鉴定有17属27种(不含再沉积化石)，主要属种有Gephyrocapsa oceanica，G.spp.(small)，Emiliania huxleyi，Florisphaera profunda，Calcidiscus leptoporus，Cricolithus jonesii，Ceratolithus cristatus，C.telesmus，C.simplex，Umbellosphaera irregulari，U.tenuis，Umbilicosphaera mirabilis，U.sibogae，Rhabdosphaera clavigera，R.stylifer，Scapholithus fossilis，Coccolithus pelagicus，Helicosphaera carteri，H.wallichii，H.kamptner，H.hyalina，Oolithus fragilis，Syracosphaeraspp.，S.pulchra，Scyphosphaeraspp.，Pontosphaeraspp.，Thoracosphaeraspp.等。其 中Gephyrocapsaspp.(small)包含了直径 ＜3 μm 的G.ericsonii，G.sinuosa，G.aperta和G.rota等化石种类。部分样品混有Discoasterspp.，Sphenolithusspp.，Reticulofenestraspp.和Pseudoemiliania lacunosa等再沉积化石。该化石组合在属种组成上与南海其他地区表层沉积中的钙质超微化石相似，但优势属种的相对含量有所差别(陈芳等，2002;王勇军等，2007)。

2.2 优势属种的分布

南海东北部表层沉积中钙质超微化石组合以Florishaera profunda，Gephyrocapsa oceanica，G.spp.(small)和Emiliania huxleyi为优势属种，4个属种的质量分数之和在几乎所有站位(不包括丰度为0的站位)均可达到90%以上。前人的研究发现，F.profunda，G.oceanica和E.huxleyi也是整个南海的优势种，但在不同海域由于水深和环境的差异，各优势种的相对比例存在差别(刘传联等，2001;陈芳等，2002;Fernando et al，2007)。笔者重点讨论了F.profunda，G.oceanica和E.huxleyi在调查区的分布(不包括化石丰度为0的样品)。

图2 超微化石优势种质量分数与水深的关系Fig.2 Relationship between percentage of dominant species of nannofossils and water depth

图 2给出了Florishaera profunda，Gephyrocapsa oceanica和Emiliania huxleyi质量分数与水深的关系。

F.profunda的质量分数在0% ～100%之间变化，平均值为26.8%。该种的质量分数随水深增加而升高的趋势非常明显。在小于200 m水深的沿岸陆架区，F.profunda质量分数很低，部分站位甚至未发现本种;而在大于200 m水深的陆坡区，F.profunda的质量分数明显增多，多数站位达到50%以上;在水深大于2 800 m的区域，其质量分数达到70%以上。

G.oceanica的质量分数在0% ～82.1%范围内变化，平均值为28.4%。该种的变化与F.profunda相反，其质量分数具有明显的随水深增大而降低的趋势。该种主要分布在小于200 m水深的陆架浅水区，其质量分数一般在30%以上;而在200 m以深的区域，其质量分数较低，一般不超过15%。

E.huxleyi的质量分数变化范围为 0% ～42.4%，平均值为11.6%。该种在浅水陆架区相对较富集;在200～2 000 m水深范围内，亦有较高的质量分数，一般在10% ～20%之间;在大于2 000 m水深的海盆区，其质量分数较低并呈明显下降趋势。

综上所述，在离岸较远的陆坡区，F.profunda在超微化石组合中占有明显优势;而在近岸浅水陆架区，G.oceanica和E.huxleyi的质量分数较高。总之，质量分数的高低在3个优势种之间相互制约，此消彼长。

3 讨论

3.1 丰度分布的控制因素

图3反映调查区钙质超微化石相对丰度分与水深的关系。随着水深增加，超微化石的相对丰度由低到高，再由高到低。水深200～2 800 m的区域钙质超微化石丰度最高，小于200 m和大于2 800 m的区域超微化石丰度相对降低。以往的研究表明，超微化石的丰度分布在南海多个海区都存在上述规律(成鑫荣，1987;刘传联等，2001;陈芳等，2002)。因此水深应该是控制钙质超微化石在表层沉积物中分布的最重要因素。前人认为造成以上两者超微化石丰度较低的原因各不相同，前者是陆源物质稀释作用的结果，而后者则受深海碳酸盐溶解作用的影响(陈芳等，2002;王勇军等，2007)。

图3 超微化石相对丰度与水深关系Fig.3 Relationship between relative abundance of nannofossils and water depth

陆源物质输入的多少，直接影响钙质超微化石相对含量的高低。表层沉积物中陆源物质多，超微化石相对丰度就低;陆源物质少，超微化石相对丰度就高;这在调查区的A1和A2区表现较为明显。根据对南海北部沉积物物质来源的分析，研究区的陆源物质主要由韩江、榕江等河流以及经过台湾海峡的洋流搬运而来(邵磊等，2001，2009)。A1区不仅靠近华南大陆距离物源区最近，而且位于台湾海峡进入南海的入口区，因而沉积的陆源物质最多。A2区靠近东沙群岛东侧，来自台湾岛的陆源物质(邵磊等，2001)或东沙隆起剥蚀物(栾锡武等，2009)在该海域高速堆积。由于陆源物质对表层沉积物中的钙质超微化石起了稀释作用，所以A1和A2区超微化石的相对丰度偏低。

与A1、A2区不同，C区钙质超微化石相对丰度低，则是深海碳酸盐溶解作用的结果。当水深大于2 800 m时，由于碳酸盐溶解作用加强，超微化石易溶种，如Scyphosphaeraspp.，Scapholithus fossilis，Syracosphaeraspp.，Rhabdosphaeraclavigera，Umbellosphaera tenuis等几乎完全溶解，抗溶种也部分溶解，使钙质超微化石的相对丰度降低。C区多数站位的样品中仅剩余少量Gephyrocapsa oceanica，Florisphaera profunda，Emiliania huxleyi等较抗溶并在整个南海都较为繁盛的属种。

B1、B2区位于离岸较远的陆坡区域，受陆源物质的稀释作用影响较小;并且B区水深适宜，碳酸盐溶解作用的影响也很小，因此钙质超微化石相对丰度较高，尤其是在调查区南部的下陆坡区超微化石特别丰富。

3.2 优势属种分布的控制因素

F.profunda，G.oceanica和E.huxleyi所适应的环境各不相同。F.profunda主要生活在透光带下部60～180 m水深之间(Beaufort et al，1997)。前人研究发现，该种在表层沉积中的质量分数与水深的关系明显，随着水深增加而增大(Okada et al，1983)。同时，F.profunda的分布还受到营养盐和光的控制，在营养跃层浅、透光性差的水体中其质量分数较低，反之亦然(Molfino et al，1990;Ahagon et al，1993)。G.oceanica为一喜养暖水种，该种与营养物质关系密切，通常在上升流区和沿岸陆架区较富集(王勇军等，2007;Cheng et al，1997;Fernando et al，2007)。E.huxleyi是在世界大洋中广泛分布的一种广温、广盐、广养性种，在贫养(Cheng et al，1997)和富养(Kleijne et al，1989;Fernando et al，2007)海区均有富集。

在沿岸陆架浅水区，F.profunda质量分数较低，可能与 2个因素有关：陆架区水深较浅，F.profunda缺乏足够的生存空间;陆源物质的大量输入，不仅稀释了沉积物中的超微化石，而且也使海水的透光性变差，不适宜生活在下透光带的F.profunda的生长。F.profunda的低含量造成了G.oceanica和E.huxleyi在陆架区相对富集。同时，陆源物携带的营养物质也为喜养种G.oceanica的勃发提供了条件。随着离岸距离增大，陆源物质的输入减少、海水透光性增强，从而使适宜下透光带生活的F.profunda的含量相对比例增高，G.oceanica和E.huxleyi相应减少。在水深大于2 000 m的陆隆区，E.huxleyi的质量分数随着水深增加呈显著下降的趋势，同时F.profunda的含量相对增加。这应该是由于深海碳酸盐溶解作用增强，个体细小、结构纤细的E.huxleyi更加容易溶蚀。E.huxleyi等易溶种的加速溶解是造成陆隆区F.profunda富集的一个重要因素。综上所述，优势种F.profunda，G.oceanica和E.huxleyi分布特征的差异是多种因素综合作用的结果，其中水深、营养盐供应和碳酸盐溶解作用等因素的影响尤为重要。

4 结论

南海东北部表层沉积中的钙质超微化石相对丰度极不均匀。从区域分布来看，陆坡区域超微化石最丰富，尤其是在2 000～2 800 m水深的下陆坡区;而沿岸陆架浅水区、东沙群岛东侧上陆坡区和水深大于2 800 m的陆隆区的丰度最低。

超微化石组合由17属27种组成，以E.huxleyi，Gephyrocapsa oceanica，G.spp.(small)和F.profunda为优势种，与南海其他地区超微化石组合面貌相似。各优势种质量分数在平面分布上的差别较大，F.profunda在远离海岸的区域占有绝对优势，而G.oceanica和E.huxleyi则在近岸浅水陆架区相对富集。

超微化石的分布是多种因素综合作用的结果，水深对于化石丰度和优势种的分布都有明显的控制作用。其他如陆源物质的输入、碳酸盐溶解作用、海水透光性等因素也有明显的影响。

成鑫荣.1987.南海表层沉积中钙质超徽化石初探［J］.东海海洋，5(1/2)：42－47.

成鑫荣.1991.南海中、北部表层沉积中钙质超微化石的分布［J］.海洋与湖沼，22(4)：376－385.

陈芳，黄永样，段威武，等.2002.南海西部表层沉积中的钙质超微化石［J］.海洋地质与第四纪地质，22(3)：35－40.

刘传联，邵磊，陈荣华，等.2001.南海东北部表层沉积中钙质超微化石的分布［J］.海洋地质与第四纪地质，21(3)：23－28.

栾锡武，彭学超，邱燕.2009.南海北部陆坡高速堆积体的构造成因［J］.现代地质，23(2)：183－199.

邵磊，李献华，韦刚健，等.2001.南海陆坡高速堆积体的物质来源［J］.中国科学：地球科学，31(10)：828－833.

邵磊，乔培军，庞雄，等.2009.南海北部近代沉积物钕同位素分布及意义［J］.科学通报，54(1)：98－103.

王勇军，陈木宏，陆钧，等.2007.南海表层沉积物中钙质超微化石分布特征［J］.热带海洋学报，26(5)：26－34.

AHAGON N，TANAKA Y，UJIIE H.1993.Florisphaera profunda，a possible nannoplankton indicator of late Quaternary changes in sea－water turbidity at the northwestern margin of the Pacific［J］.Marine Micropaleontology，22(3)：255 －273.

BEAUFORT L，LANCELOT Y，CAMBERLIN P，et al.1997.Insolation cycles as a major control of equatorial Indian Ocean primary production［J］.Science，278(5342)：1451 －1454.

CHENG XINRONG，WANG PINXIAN.1997.Controlling factors of coccolith distribution in surface sediments of the China seas：marginal sea nannofossil assemblages revisited［J］.Marine Micropaleontology，32(1)：155－172.

FERNANDO A G S，PELEO －ALAMPAY A M，WIESNER M G.2007.Calcareous nannofossils in surface sediments of the eastern and western South China Sea［J］.Marine Micropaleontology，66(1)：1－26.

KLEIJNE A，KROON D，ZEVENBOOM W.1989.Phytoplankton and foraminiferal frequencies in northern Indian Ocean and Red Sea surface waters［J］.Netherlands Journal of Sea Research，24(4)：531－539.

MOLFINO B，MCINTYRE A.1990.Precessional forcing of nutricline dynamics in the Equatorial Atlantic［J］.Science，249(4970)：766－769.

OKADA H.1983.Modern nannofossil assemblages in sediments of coastal and marginal seas along the western Pacific Ocean［J］.Utrecht Micropaleontol Bulletins，30：171－187.