俄罗斯远东萨哈林地区上白垩统陆源有机质的稳定碳同位素地层学.docx
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俄罗斯远东萨哈林地区上白垩统陆源有机质的稳定碳同位素地层学
俄罗斯远东——萨哈林(库页岛)地区上白垩统陆源有机质的稳定碳同位素地层学
——古大气层co2同位素的组成事例
译者:
王立群
TakashiHasegawa
Lisa•Pratt
摘要:
俄罗斯远东地区赛诺曼——麦斯里希特阶地层中陆源有机质的稳定碳同位素年代地层图可以与世界其他地区钻井剖面的碳酸盐岩碳同位素相对比。
在日本,建立了完善的以区域菊石和双壳类化石为依据的年代指示生物地层单位,它能够被应用于上赛诺曼——下土伦阶以及麦斯里希特阶之外的整个白垩系。
全球相关的碳同位素事件,以前由欧洲和美国的碳酸盐岩中的碳和海相有机质中的碳确定。
WI(WesternInterior)地区的上赛诺曼期到下坎帕期地层中测定出与欧美相似的值。
按照年代顺序。
这些事件是:
整个赛诺曼阶——土伦阶是正的峰值;向负值移动的阶梯状平移段(下中土伦阶);槽状的负异常(中——上土伦阶);正向的反弹加上随后的宽缓峰;带有适度负异常的正峰值(坎帕阶)。
陆源有机质和碳酸盐岩之间,δ13C值相似变化表示海水平面与大气CO2之间的碳同位素的平衡关系,证明陆源有机碳同位素曲线能够被用于检测海洋——大气系统中CO2碳同位素的变化。
在上坎帕和麦斯里希特阶,负的δ13C异常以及随后的迅速反弹可能与南、北大西洋,印度,太平洋深海岩心中所观察到的碳酸盐岩碳同位素的相同特点相关,在该地层之内,陆源有机质的碳13(δ13C)值已经反映出全球CO2碳同位素的变化,存在细微的区域或局部异常。
关键字:
碳同位素,CO2,白垩纪,有机碳,古环境,萨哈林,内陆。
1、简介
碳酸盐中稳定碳同位素值(δ13C)的年代地层变化有时被用于代表海水中平均碳同位素的变化,以此分析全球碳循环的长期状态和相关的古气候。
在最近十年中,碳酸盐碳同位素的许多地层学研究已经应用到了不同的上白垩统地层中(例如:
Barrera和Huber,1990;Corfield等,1991;Pratt等,1993;Jenkyns等,1994;Barrera和Savin,1999;Stoll和Schrag,2000)。
但是,碳酸盐岩中的碳同位素值潜在地受局部海洋环境的影响和/或在成岩期间受次生因素的影响所改变。
总结晚白垩世期间有关全球碳循环的讨论,海洋——大气环境下的碳同位素值表示的时间序列应该根据与碳酸盐岩中的碳无关的数据重建并进行校验。
Arthur等(1988)讨论了白垩统赛诺曼——土伦阶的海相有机质的δ13C同位素变化。
他们发现了因Pco2的相对降低而产生的、与碳酸盐岩中的碳相关的、在MOM(海相有机质)中观察到的一种增大的异常。
最近的研究证明水环境中的Pco2及其产率是控制海相浮游植物δ13C值的主要因素(LOWS等,1995;Popp等,1998)。
沉积岩中的MOM不能作为海洋大气系统中CO2的δ13C值的时间序列指示器,这是因为δ13C值依赖环境的特征所决定。
而另一方面,陆源有机质(TOM)的碳同位素地层学则能够起到这种作用。
由陆相植物生成的碳应该反映大气CO2中碳同位素的变化,其结果是控制了海洋——大气系统中碳的同位素特征。
本研究的目的是提出TOM的上白垩统碳同位素的地层学并把它与碳酸盐岩中的碳同位素进行比较,以便检验碳同位素的变化对全球海洋——大气系统的影响。
最近,长谷川(1997)和Grocke等人分别在赛诺曼——到土伦阶和巴雷姆——阿尔必阶根据陆源有机质(TOM)建立了δ13C地层剖面,这两项研究使用了准确年代标志的海相地层,作者认为在其研究剖面中具有全球相关的同位素特征。
长谷川(1997)在岩相研究中分析了有机物质的组成,在大批分析的泥岩样品中,存在大量的陆源有机质。
Grocke等(1999)选择性地使用地层中的木质碎屑进行分析。
根据以上TOM(陆源有机质)的研究,显而易见,它恰当地成为地层序列的年代控制因素,并认为样品的陆源成因对于以认识地球碳循环中的海洋——大气系统为目的的δ13C地层学来说,是重要的先决条件。
对于讨论系统稳定状态下的短期波动,年代控制的分辨率要求小于100kyr(例如:
kump和Arthur,1999;kuypers等,1999);另一方面,对于稳定状态的长期性(长周期)变化来说,在生物地层学的不确定范围之内,以“阶”为单位进行地区之间的对比,对上白垩统来说仍处于实践中,这是因为δ13C变化的波长近于或大于“阶”的时间长度。
众所周知,晚白垩世是温暖的,在整个显生宙期间气候变化小,进而该阶段对于认识全球碳循环长期性的一般特征提供了重要的信息。
我们暂时不论其重要性,仅就土伦期的白垩纪陆源有机质的碳同位素地层学研究以前不曾提及这一情况来说,其重要性也是不言而喻的。
本研究以下列内容为目标:
(1)局部岩性地层对比以建立综合剖面;
(2)泥岩中干酪根的类型检测以确定陆相成因;(3)从中赛诺曼阶到麦斯里希特阶的TOMδ13C地层学描述;(4)TOM与欧洲、美国西部和南大西洋碳酸盐岩之间的δ13C比较;(5)因碳同位素的分离,TOM中的非全球性的碳同位素可能受陆相植物的特定因素影响;(6)同位素时间幅度的分析以区别局部或区域同位素值和全球特征,在TOM形成过程中,幅度评价Pco2对碳同位素的影响是不可缺少的。
图1:
俄罗斯萨哈林岛Naiba地区上白垩统地层分布图。
研究剖面由虚线和箭头表示。
图中也标出了研究区的位置(右上角)。
本研究选择了Naiba地区(图1),这是因为该地区的目的层在目前几乎连续地出露地表,从中赛诺曼阶到下坎帕阶为稳定的沉积环境,而且泥岩中以陆相干酪根为主。
2、地质概况
Naiba地区的上白垩统地层由松本(1942)进行过全面的研究。
被划分为两个群。
Vereshchagin(1961)认为松本划分的群边界不是不整合接触而是整合接触,因此定义为两个组。
按时间顺序分别是Bykov组和Krasnoyarka组。
Salnikov和Tikhomolov(1987)和Kodama等(2002)详细地总结了该区的地质概况。
本研究的地质图表示在图1中。
Bykov组是由黑灰色的泥岩组成,偶然夹有斑脱岩质和浊积成因的砂岩,可与日本北海道分布的Yezo群上部进行对比,保存完好的菊石及双壳类化石存在于底部之外的地层中。
该组最下部是由粉砂岩或砂质粉砂岩组成。
在靠近Bykov底部,在小于40米厚的地层段中发现有小于3米厚的凝灰质砂岩夹层,成为局部划分上覆粉砂岩相的明显标志层。
相关的凝灰质岩性广泛地分布于日本北海道的下土伦阶地层中。
在凝灰质砂岩层之上,存在细粒的、层理发育的远端相粘土质粉砂岩。
细的层理和偶然出现的球状和/或扁平状痕迹化石但缺少宏观化石为特征的这种粉砂岩(Planolites泥岩)表明当时底栖生物活动较弱。
该Planolites泥岩相在平面上广泛分布,而垂向上局限在日本的下土伦阶。
到该组地层中部,Planolites泥岩相的粘土质粉砂岩变成含粘土的岩性,靠近顶部砂质含量增加,这表明从远端相到邻近沉积环境的逐渐相变。
在上部富含砂质的部分,外来的石灰岩块,含有浅海相的腹足类和双壳类化石,泥岩中也存在这类化石。
Bykou组的这些特征明显与Yezo群的相关层段类似。
被解释为前弧盆地沉积物。
根据与Yezo群相似的沉积环境因素,因此Byvkov当然被解释为前弧盆地沉积物。
它整合地覆盖下覆的Naiba组。
Naiba组主要由含某些砂质粉砂岩夹层的层状砂岩组成。
Krasnoyarka组整合地覆盖在Bykov组之上,由火山成因的砂岩组成,该砂岩与被解释为三角洲成因的砂质粉砂岩间互。
非沉积或蒸发相的薄层可能存在于该组中,但是它们的时间长度比生物地层或磁性地层单位要短。
第三纪地层不整合地覆盖在该组之上。
3、年代地层学
尽管国际级的标准化石较少,但是北太平洋古生物分区的菊石和双壳类大量地发育在Naiba地区的白垩系沉积物中。
Naiba软体动物化石组合极其类似于日本北海道地区Yezo群中的化石组合。
这两个地区之间可完整地进行生物地层对比。
在此基础上,本文所涉及的四个研究剖面能够对比到中赛诺曼阶到麦斯里希特阶(图2)。
日本特有的Desmoceras(Pseudouhligella)和Inoceramsaff.Pennatulus生物化石广泛地发育于Naiba组(粉砂岩、砂岩互层)的最上部,该地层出露于Shadrinka河的古河道中。
在最下部Bykov组地层中,与刚才叙述的层位相当的地层,CalycocerasSP.和Puzosianipponiea生物化石共生。
这些生物化石组合的存在明显地表明该套地层为中赛诺曼期。
宏观化石在Bykov组底部的上覆粘土质粉砂岩中没有被发现(图2中缺少宏观化石带)。
但是,该层段的粘土质粉砂岩中含有大量的球粒状陨石(?
)和/或平的虫孔以及蓝灰黑色薄层的插入。
Inoceramushobetsensis和Romanicerasyubarense生物化石是远东生物分区中土伦阶的标准化石,分布于Bykov组的中下部,该地层沿Shavdrinka河上游、Krasnoyarka河及Kemo河的下游出露(图1、2)。
它们被指示中、晚土伦期的Nipponitesmirabilis和Scalaritesscalaris生物化石所取代,该位置存在晚土伦期的Inoceramustenuistriatus化石。
科尼亚斯阶化石组合由Mesopuzosiayubarensis,Nipponitesbaccus,Damesitesaff.sugata组成,而Inoceramusuwajimensis广泛发育在Bykov组的中部(图2)。
Jimboicerasmihoense化石是北海道上科尼亚斯阶的标准化石,也分布在改组的中部。
首先,Sphenoceramusnaumanni、Inoceramusamakusensis、Gaudrycerastenuiliratum以及
图2:
沿Shadrinka、Krasnoyarka、Seim和Kemo河剖面分布的典型宏观化石种和岩性综合柱状图。
该图标明了没有宏观化石存在的两个地层区(缺少宏观化石地带)。
表1:
带星号的样品应用于岩相研究中以证明有机质主要为陆源成因。
样品位置根据下Bykov组的Shadrinka砂岩的上限所确定的地层边界指定。
(标题:
Krasnoyarka河剖面的碳同位素比率)。
Yokoyamaocerasishikawai化石组合显示的数值表明该阶段为三冬期,具体地层为沿krasnoyarka和Seim河出露的Bykov组地层的上部。
除了在最上部之外,在该组地层的上部,该三冬期化石组合广泛发育。
为局部地层对比提供实际生物化石带的生物标准层含有大量的Gaudryceras.SPP化石(在这里称为Gaudryceras.SPP顶峰带)(图2)。
上覆Krasnoyarka组的底部砂质泥岩富含广泛发育于北海道的下坎帕阶地层中的Eupachydiscusharadai生物化石。
上部的层状砂岩大量富存下坎帕阶的标准化石——SphenoceramusSchmidti。
在Krasnoyarka组底部大量出现的Canadoceraskossmai化石也证明其为早坎帕期的晚期。
晚坎帕期的化石组合以广泛发育Canadocerasmulticostatum、PachydiscusSoyaensis和相关化石组合为特征。
麦斯里希特菊石组合主要为Pachydiscussubcompressus、Anagaudryceras,而ZelanditesVaruna主要发育在Krasnoyarka组的中部粉沙岩段中(图2)。
因此,坎帕阶到麦斯里希特阶之间的边界,很可能刚好位于该泥岩段之下的地层单元中。
最晚出现的菊石位于中部泥岩段的最上部。
该单元之上的地层既没有发现菊石类也没有发现双壳类。
在本研究进行时,由Kodama等(2000,2002)使用相同的剖面建立了上Bykov和Knasnoyarka组的磁性地层单位。
他们认为在这套地层中可以划分九个时带,即C34n到C30n。
它们的年代被赋予Bykov组上部C33r底部的三冬——坎帕期边界。
该套地层在生物地层方面被确定为GaudrycerasSPP顶峰带(图2)。
坎帕阶到麦斯里希特阶的边界被定位在Krasnoyarka组的中部(根据C32n亚时带)。
根据磁性地层学所测定的年代地层框架与软体动物生物地层的结论相一致。
4、方法和资料
图3:
Shadrinka、Krasnoyarka、Seim和Kemo河地层剖面陆源有机质(TOM)δ13C折线图和综合柱状图。
两个生物地层标志和三个岩性地层标志用于对比以构建综合剖面。
在Naiba地区,沿Shadrinka、Naiba、Krasnoyarka、Kemo和Seim河沿岸出露的天然露头采集样品(图1),(表1——4)。
用于同位素分析的所有样品在泥岩地层中采集,采样间隔为50米,在连续露头中采样的间隔为50米以内。
沿Krasnoyarka河出露的剖面覆盖中赛诺面阶到麦斯里希特阶之间的地层,为本研究提供了主剖面。
因为某些地层段没有出露或遭受强烈的风化作用,所以使用了三个补充剖面以进行综合对比。
剖面在岩性和生物地层方面与综合剖面的建造具有很好的一致性(图3)。
对于Shadrinka、Kemo和Krasnoyarka河剖面之间的地层对比结果,发现了两个明显的岩性地层单元并首次确定InoceramusHobesensis的存在。
生物地层单元界限几乎与岩性地层边界一致,该岩性地层边界划分下覆层状粘土质粉砂岩和上部的粉砂岩。
在Seim和Krasnoyarka剖面之间的地层对比中,应用了Bykov组和Krasnoyar组之间的地层边界和GaudrycerasSPP生物地层顶峰带。
粉末状的泥岩样品用5N浓度的盐酸处理12小时以分解碳酸盐岩矿物。
在用去离子水反复清理以滤除氯离子之后,每块特制的样品被干燥并被封闭到含氧化铜的真空管内,然后在850°C的烘箱内烘培8小时以转化有机碳为二氧化碳气体。
在清洁了低温真空管上的CO2气体之后,在印度大学的生物地球化学实验室,使用芬尼根MATδEinass光谱仪分析碳同位素的值。
此处列出的结果,采用NBS标准校正的参考CO2获得,所有的同位素值都用标准δ符号表示,该标准以PDB标准为基础,此处,δ13C={(13C/12C)样品号/(13C/12C)标准-1}×1000。
同位素的值由很好表征同位素特点的实验室标准检测。
多次的实验室标准分析表明碳同位素值存在±0.2‰的测量重复性。
全岩总有机碳含量根据CO2气体的体积定义,该体积由Baratron压力转换器测定。
为碳同位素分析所收集的泥岩样品的有机质成分是通过干酪根的镜下鉴定分析的。
根据标准的准备过程,泥岩样品被磨成光滑的块。
光滑的小球使用MPV-2显微镜进行鉴定以识别有机颗粒。
5、
有机质的性质
所选样品的干酪根是应用光学显微镜,在反射光和荧光模式下鉴定。
镜下鉴定分析43块样品(表1——4),包含整个研究剖面所有主要的同位素事件。
全部所选样品的干酪根主要为镜质体、惰质体(丝质体或半丝质体),同种性质的小颗粒为碎屑镜质体和碎屑惰质体。
这种类型的干酪根并非来源于陆源维管植物的细胞木质素。
半丝质体中细胞结构的保存表明它的成因是木制植物形成的原始物质。
除了陆源木制植物之外的其他有机质(例如藻类体和壳质煤质素)在镜下鉴定中极少发现(<<1%)。
孢粉、树脂和沥青仅构成样品中的荧光组分。
这种有限的荧光性质可以通过缺少海相有机质来很好地解释。
某些非氧化的镜质体在成岩作用的早期,因压实作用而混合了海相有机质成分。
但是在这种情况下,海相的藻类体和/或壳质煤质素,在显微镜下应该是更明显的组分。
干酪根的这种镜下鉴定结果,明显地表明没有海相有机质混入到干酪根中。
研究成果的一部分已经发表并且在以前的文章中做过讨论。
Naiba地区中塞诺曼——麦斯里希特阶沉积物中的有机碳特征与日本北海道的Oyubari和Kotanbetsu地区的塞诺曼——土伦阶剖面的有机碳特征几乎相同。
6、上白垩统δ13C和Corg含量的随时间变化
Shadrinka河、Krasaoyarka河、Kemo河和Seim河处出露的地层剖面中δ13C的含量变化表示在图3中。
根据图3所表现出的相互关系,同位素数据被重新标绘到综合剖面中(参见后面图4的Naibe剖面),Naibe剖面的中塞诺曼到麦斯里希特阶的陆相有机碳的同位素比率的变化,表现出有规律的波动,可划分为十三个段。
NB0地层段由Shadrinka沿河剖面的四个样品点确定,在中塞诺曼的中部显示为适度的正向偏移,而在塞诺曼宏观化石群的上部,表现出负的偏移(——-24.2‰)。
塞诺曼——土伦阶(C——T)分界的碳同位素全球性标识峰,在Shadrinka及Kemo沿河剖面(NB1)中都可观察到,其峰值为
-22.7‰。
在C——T峰的正上方,划分NB1和NB2分界的位置显示为尖峰状(——-24‰)。
NB2地层段是顶部为弱峰态的相对稳定的同位素特征,其上为负偏移的地层段(NB3)。
在NB3的顶部有一个正向的突出点(——0.5‰)。
NB2由Shadrinka沿河剖面的样品定义,而NB3由Shadrinka、Kemo、Krasnoyarka沿河剖面的样品所定义。
NB1到NB3之间的地层间隔几乎于“非宏观化石带”相一致。
在整个中土伦阶(NB4)表现出相对
稳定的同位素值(——-24.7‰),随后,在科尼亚斯阶有一个宽缓的同位素正偏移(NB5:
——-23.9‰),在靠近土伦——科尼亚斯阶边界有一个明显的负峰值(一点)。
该段地层内夹有Inoceramusuwajimensis生物化石带。
在NB5地层段之上,同位素值正向移动到——-23.5‰(NB6),该值为中土伦阶的最大值。
NB6的最大值位于三冬阶——坎帕阶边界的正上方,与c33r的底部相符合。
NB6地层几乎于三冬阶的Inoceramusamakusensis生物化石带属同一时代。
NB4——NB7由Krasnoyarka沿河剖面的样品定义。
在三冬——坎帕阶地层边界之上,碳同位素曲线表现出一个简单的凹
槽形(NB7),在下坎帕阶底部的c33r和c33n处,有最小值为——-24.3‰。
NB7是由Seim沿河剖面确定的,有机碳的时间——地层图中,可见中塞诺曼——下坎帕阶的Bykov组之间,有机碳(Corg)从——0.3‰到——0.8‰的平稳增长(图4)。
在下坎帕阶Bykov组和Krasnoyarka组之间的边界,Krasnoyarka和Seim沿河剖面所采集的样品分析结果,δ13C值有明显的负偏移(NB8)。
有机碳Corg的最初负偏移与明显的岩性变化相一致,展现出明显的Corg曲线波动(图4)。
在NB8偏移的上方,δ13C值变得不稳定,并在-24.8‰和-25.6‰之间波动,直到下坎帕阶Krasnoyarka组底部的NB9.相似的波动特征在Corg变化图中更为明显。
在Bykov到Krasnoyarka组分界附近,Corg的主要变化特征如下:
从以小的增量增加趋势(一般为0.3‰)到上部以较大的增量(0.03——0.8‰)波动的趋势。
从下坎帕阶的上部、上坎帕阶到麦斯里希特阶的底部,δ13C值表现出负偏移。
在c33r层段,麦斯里希特阶的底部,δ13C值为-25.8‰,是Naiba剖面中最低的同位素值。
该负值所代表的层段与本剖面宏观化石带的顶界相一致。
在本剖面的较上部,δ13C值波动,而在c31r上部,30n和30r地层段,存在尖峰状的正向偏移,在靠近c30r的顶部达到——-24.2‰.从c30n到Naiba剖面的顶部(NB12),δ13C值是稳定的,从NB9到NB12这套同位素地层仅在Krasnoyar沿河剖面可见。
图4:
Naiba综合地层剖面陆源有机质(TOM)的碳同位素地层和有机碳(Corg)变化曲线,图中也标定了由Kodama等(2000)划分的磁性地层单位。
δ13C剖面可以划分为十三个段(NB0——NB12)。
在靠近C/T(三冬阶/土伦阶)分界处显示δ13C的正向偏移(最大值)。
而在靠近麦斯里希特阶的底部,c33r层段(NB0)的顶部有最小的负偏移。
在Bykov和Krasnoyarka组之间的岩性边界,δ13C值显示出明显的负偏移。
在该岩性边界,Corg也显示出反转状态。
见图2或图3中的图例。
7、陆源有机质(TOM)和碳酸盐岩δ13C曲线的关系
来自于Naiba剖面赛诺曼阶和土伦阶的TOM中,碳同位素曲线可以很好地与日本(图5)的Oyubari(长谷川,1997)剖面和Tappu(长谷川和Saito,1993;长谷川,1994)剖面进行对比。
长谷川和Hatsugai(2000)研究了陆源有机质(TOM)中δ13C值的特征,如全球中赛诺曼的正向偏移和其上部的上赛诺曼的负向偏移,可以在Kotanbetsu和Oyubari剖面之间进行对比。
在Naiba剖面,这些同位素事件不能被清楚地识别出来,这是因为该时间段的地层分辨率较低。
但是,在NB0的中部显示δ13C的正向偏移,随后的负向偏移则出现在NB1的正上方(图5)。
在Oyubari(图5)和Kotanbetsu剖面,可观察到NB1——NB4地层段。
NB1——NB3地层段也可以在Tappu剖面中识别出来(图5)。
除了NB1之外,在每个同位素地层段中观察到的δ13C量级和具体的δ13C值,与日本剖面相关层段是相似的。
Naiba剖面NB1段的同位素峰值量级>0.6‰,比日本剖面的量级小。
其原因可能是Naiba剖面赛诺曼——土伦边界缺少露头而且采样较少的结果。
NB1和NB2之间的负偏移(仅一个采样点)可以与Tappu和Oyubari剖面进行对比。
图5:
碳酸盐岩和陆源有机质碳同位素描述的比较。
相关联的δ13C事件用虚线连接。
表示Naiba剖面的陆源有机质和南英格兰剖面的碳酸盐岩之间,在上赛诺曼到下坎帕阶的底部,有相似振幅的近于平行的波动。
δ13Ccarb:
碳酸盐岩的碳同位素比率;δ13CTOM:
陆源有机质的碳同位素比率;δ13Cforam:
有孔虫的碳同位素比率。
在欧洲、北美上白垩统海相碳酸盐岩的碳同位素地层学领域,得到了广泛的研究。
对坎帕阶和麦斯里希特阶来说,根据海上钻井平台(ODP)钻探的、位于南大西洋的690C井的详细资料解释出该区的碳同位素地层学结果,它的年代地层单位是由磁条图确定的,在可应用δ13C图精细划分年代单元的这个时间段,表现出南大西洋、北大西洋、印度洋和热带太平洋海域一般情况下具有相似的δ13C同位素曲线变化。
碳酸盐岩和陆源有机质(TOM)的δ13C曲线之间的对比关系显示在图5中。
图中的一般规律是海相碳酸盐岩和TOM之间可很好地进行对比。
与NB1——NB6相对应的同位素地层段和NB7地层段的下半部可清楚地识别于西部内陆剖面,南英格兰剖面δ13C曲线特征与其相似。
在NB3地层段(土伦阶)的顶部出现的小峰值可以与南英格兰剖面相对比。
该小峰值所代表的地层段,在中、西欧地区应用了高分辨率化学地层方法。
尽管整体上的量值表现出降低的特征,但是根据推测,因成岩作用的影响,在意大利的BottaccioneGorge剖面(图5)表现出与Naiba剖面相似的δ13C同位素曲线特征。
Jenkyns等(1994)和Schrag(2000)根据该剖面的资料和意大利Gubbio的相关剖面资料,分析认为它们的δ13C同位素特征是相似的。
同位素地层段NB7(上半部)、NB10、NB11、NB12也可以根据ODP690C获取的浮游植物和深海有孔虫化石所测得的δ13C曲线进行准确的划分(图5)。
ODP690C与Naiba剖面同样由磁性地层学方法进行年代控制。
Naiba剖面NB10顶部的最低负异常所代表的地层可以与BottaccioneGorge剖面的同麦斯里希特凹槽所代表的地层进行对比并可达Norfolk剖面顶部之上的一段地层(图5)。
Norfolk剖面上坎帕阶显示的负异常在Naiba剖面中没能识别出来,推测其原
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