青岛湾潮间带活体底栖有孔虫Ammonia aomoriensis(Asano, 1951)壳体δ18O值的季节变化

俞宙菲, 类彦立, 李铁刚, 3, 4



青岛湾潮间带活体底栖有孔虫Ammonia aomoriensis(Asano, 1951)壳体18O值的季节变化

俞宙菲1, 2, 类彦立1, 李铁刚1, 3, 4

(1. 中国科学院海洋研究所, 山东青岛266071; 2. 中国科学院大学, 北京100049; 3. 国家海洋局第一海洋研究所, 海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室, 山东青岛266061; 4. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室, 山东青岛266061)

近岸浅水底栖有孔虫是陆架海区古环境重建的重要手段, 但是至今对其活体的研究非常缺乏。2014年6月至2015年5月对青岛湾潮间带活体底栖有孔虫进行了连续12个月的采样, 用虎红染色以确认活体。对壳径范围在200 ~ 550 μm的活体壳体, 以每增加50 μm壳径为一组, 进行18O测试。结果显示,壳体18O的月平均值的季节变化趋势与温度和盐度一致, 与温度反相关, 与盐度正相关, 即青岛湾壳体18O值受温度和海水18O的影响, 其壳体18O值表现出了很好的季节性波动。但是壳体18O的变化滞后于所测温度和盐度约2个月, 其记录的是虫体在生长周期内在真实钙化温度下分馏所得的18O值。

潮间带;; 壳体氧同位素; 季节变化

温度控制无机碳酸钙沉降时的氧同位素分馏[1-4]。McCrea通过在4~80℃环境下文石和文石-碳酸钙混合物的沉降实验, 证实了温度对无机碳酸钙沉降同位素组成的控制作用[5]。随后, Epstein等[6]用生长在7~30℃环境的生物碳酸钙进行校正, 显示出温度与生物壳体18O之间负相关的关系。20世纪80年代, 这种控制作用进一步通过野外和培养实验在浮游有孔虫得到了证实[7-9]。通过对深海钻孔顶部样品中底栖有孔虫壳体18O的测试, 建立了诸多底栖有孔虫壳体18O与水温的关系式, 包括[10-11],和[11-12]。利用深海底栖有孔虫壳体18O来反映深海底层水温度和全球冰量的变化, 在古海洋环境重建中已得到广泛的应用[13-17]。

但是, 由于对浅水底栖有孔虫的野外调查研究甚少, 底栖有孔虫活体18O对时间序列(季节)响应的记录十分缺乏。Fontanier等对采自法国比斯开湾的活体底栖有孔虫和等进行了两年的调查, 没有观察到壳体18O的季节变化[18]。Filipsson等对Havstens湾20 m水深和Gullmar湾119 m水深的有孔虫进行了16个月的调查, 也没有发现温度和盐度的季节变化与壳体18O的关联[19]。但Wefer 和Berger[20]的研究发现热带浅水大型底栖有孔虫和的壳体18O表现出明显的季节变化。

主要分布在北海和日本沿海的潮间带、湿地和咸水湖环境[21-22]; 是波罗的海泥质沉积物里的常见种[23]; 在中国黄海广泛分布, 是青岛湾的优势种之一[24]。分子和生态调查研究显示, 在中国陆架海域为客观存在的种类, 其形态变化与温度无相关性, 但微球型初房比率与海水盐度显著正相关[25]。在世界上关于的研究较少, 很可能是因为这个种常被误鉴定为[26]或[22, 24, 27]。

青岛湾潮间带环境的季节性变化很明显, 鉴于浅水底栖有孔虫野外调查数据的匮乏, 本文对青岛湾活体有孔虫的优势种进行了连续12个月的壳体18O采样测试, 探讨了其壳体18O值对潮间带环境季节变化的响应。

1 材料与方法

1.1 样品的采集和处理

沉积物样品采自青岛湾泥砂质潮间带(图1a, b), 从2014年6月至2015年5月每月中旬采样一次, 共12个月。退潮时采取表层1cm沉积物, 保存于采样瓶中, 并加入适量海水。采样时用水银温度计测量气温、水温和泥温, 用手持式盐度计测量海水盐度。样品带回实验室后, 去掉海水, 立即加入虎红和酒精的混合溶液对活体进行染色。放置48 h后, 将沉积物用300目(约48 μm)的筛绢过水冲洗, 粗粒部分放置于50℃烘箱中烘干。从烘干的样品中挑出被虎红染色的活体(图1d)用于进一步分析。

a.青岛湾采样点; b. 潮间带现场照片; c. 活体(见黄色原生质); d. 经虎红染色后用于测试壳体18O的。图中标尺为200 μm

a. Sampling site in Qingdao Bay, Yellow Sea, China; b. Photograph of the intertidal flats; c. Livingwith yellow protoplasm; d. Individuals stained for stable oxygen isotope measurement. The scale bar is 200 μm

1.2 壳体18O测试

有孔虫按壳径每增加50 μm间隔被划分成7个组: 200~250 μm, 250~300 μm, 300~350 μm, 350~400 μm, 400~450 μm, 450~500 μm和500~550 μm进行18O测试。壳径测量由实体显微镜LEICA S8AP0利用cellSens Standard软件完成。从各个壳径范围分别挑取4~32枚。将每份样品放入0.3 mL的玻璃小管内, 用解剖针扎破壳体。先加入适量3%的次氯酸钠溶液, 用于除去被虎红染色的原生质。两小时后吸掉废液, 用去离子水清洗3次。再加入适量5%的H2O2溶液浸泡壳体约2 h, 期间可轻轻敲打玻璃小管管壁使H2O2溶液和壳体充分反应, 去除有机杂质。再加入丙酮溶液洗去壳体表面粘附的油脂, 超声30 s后用针管吸去浊液, 加水再洗3次, 放入50℃的烘箱中干燥之后待测试。氧同位素测试在中国科学院海洋研究所海洋地质与环境重点实验室GV IsoPrime质谱仪上进行, 通过NBS18标准校正为PDB标准, 本文数据测试标准误差是0.07‰。

2 实验结果

表1显示了2014年6月至2015年5月不同壳径范围的活体的壳体18O值和月平均值, 以及测量的气温、水温、泥温和盐度值。野外测量的气温、水温和泥温的变化基本一致(图2), 表现为夏季温度高(8月最高), 冬天温度低(2月最低)。测量气温的年变化范围为4.2~32.5℃, 水温的年变化范围为5.8~33℃, 泥温的年变化范围为3.8~30℃。海水盐度的季节变化范围相对温度的变化要窄很多, 为29~31, 体现为夏季月份最低, 而冬季月份最高, 全年的海水盐度波动为2个盐度单位。

表1 青岛湾潮间带2014年6月至2015年5月各月活体A. aomoriensis的壳体δ18O值, 以及测量的环境因子

“/”表示没有数据

壳体的月平均18O表现出在9月和10月最轻, 在3月和4月最重的特点。全年变化范围为–0.75‰到0.72‰, 变化幅度为1.47‰。从图2可以看到,壳体18O的季节变化模式与温度和盐度的变化模式相同, 但是其变化要滞后于环境变化约2个月。

3 讨论

3.1 温度对壳体18O的影响

Wefer和Berger对采自于1 ~ 3 m水深(年最低温度26℃在2月, 年最高温度30℃在7月)的热带大型底栖有孔虫和10 m水深(年最低温度16℃在2月, 年最高温度29.5℃在8月)的进行了壳体同位素分析, 结果显示其壳体18O具有很好的季节变化[20]。放置于Cariaco海盆3 a的沉积物捕获器显示,(pink)的壳体18O基本精确地记录了该海区表层水温度的季节变化[28]。对加利福尼亚湾7 a的沉积物捕获器研究也显示的壳体18O精确地记录了表层水温度的季节变化[29]。但是由于自然环境的复杂性, 有孔虫壳体18O对温度的响应可能会受到干扰。Fontanier等[18]对法国Biscay湾约550 m水深的和等活体底栖有孔虫进行研究, 没有观察到壳体18O的季节变化。Filipsson等[19]对Havstens湾20 m水深和Gullmar湾119 m水深的进行了16个月调查, 结果表明温度和盐度的季节变化与壳体18O没有显著关系, 认为海水18O对温度的作用有一定的抵消。另外, 相对于野外调查, 能更好地控制变量的培养实验也证实了温度对有孔虫壳体18O的控制作用。例如将和分别放置于4℃, 7℃, 14℃和21℃下培养, 实验表明其壳体18O随温度升高而变轻[30]。另一组在4~19℃的培养实验表明, 在控制壳径的前提下, 温度对壳体18O的控制作用为–0.22‰/℃[31]。将浅水底栖有孔虫在10~27℃, 盐度18~33范围内培养, 观察到壳体18O随温度升高而线性变轻[32]。

近岸浅水环境的季节性波动比深海大, 如本研究的采样点青岛湾潮间带季节温差变化非常明显, 冬夏差异高达约27℃(表1)。壳体18O值在变化模式上与温度和盐度的年际周期性变化一致, 显示对温度和盐度变化响应显著。但是, 其最轻值出现在2014年9~10月, 而最重值出现在2015年3~4月, 比温、盐的变化滞后了约2个月。

根据Shackleton[10], Lynch-Stieglitz等[12]和Toyofuku等[32]所得的有孔虫壳体18O的分馏平衡方程, 假设海水18O不变且分馏平衡, 温度升高1℃, 壳体18O将偏轻0.21‰~0.25‰, 青岛湾潮间带冬季和夏季泥温的最大差值约为26℃, 则壳体18O的年变化幅度应该有5.46‰~6.5‰, 而实际的变化幅度只有1.47‰。其可能是因为真实的钙化温度差没有测量的那么大, 夏季的丰度非常低, 可能高温不适合这个种的生长, 因此它们在温度较低的时间内钙化。另外, 也有可能是受到了生命效应的影响。

3.2 盐度对壳体18O的影响

有孔虫壳体18O除了受温度的控制以外, 海水18O也会对其产生影响[33-34]。海水18O值与水循环中的分馏密切相关, 主要受蒸发、大气水汽交换、降雨以及淡水输入(降雨、河流和冰盖融化)的影响[35-36]。由于这些过程最终可以在盐度上体现出来, 因此海水18O与盐度之间存在很好的线性正相关关系[37], 但是18O-盐度关系式存在海区差异[12, 38]。另外, 海水18O的变化比盐度更复杂, 显著的季节和年际变化可能给海水18O或海水18O-盐度的关系带来偏差, 其原因有大气中的附加分馏或海冰的形成[38]。

在中国边缘海, 吴世迎[39]首先建立了黄河三角洲海区海水18O与盐度的关系:18Ow= 0.25– 8.39。随后, Kim等[40-41]将对马暖流的数据与前人在长江口、黄河口和黑潮区的数据相结合, 得到18Ow= 0.24– 8.13[42]。杜金秋等于夏季对黄、东海8个断面57个站位的海水18O值进行了测定, 得到关系式:18Ow= 0.29– 9.85(2= 0.67)[43]。Ye等[36]在夏季和冬季对黄、东海的表层海水18O做了调查, 海水18O值与盐度呈正相关但存在季节差异:18Ow= 0.27– 10.68(2= 0.68,<0.001, 夏季);18Ow= 0.24– 8.66(2= 0.89,<0.001, 冬季), 大气强迫的季节差异(潮湿温和的夏季风和强劲干燥的冬季风)和区域降水会给海水18O带来季节和空间上的差异。

在本研究中, 青岛湾的季节性非常明显,壳体18O的变化与盐度的变化呈正相关, 由上述公式推算, 青岛湾全年的盐度变化为2, 相应的海水18O的变化幅度为0.48‰~0.58‰, 可能会对壳体18O的变化带来一定的影响。

3.3壳体18O季节变化的滞后

根据有孔虫壳体的生长特征, 出现滞后的原因可能来自于以下几个方面。首先, 在野外采得的有孔虫壳体记录的信息是它在生长期间的信息, 而我们现场测得的环境因子数据只是一瞬间的[44]。属的实验室培养结果显示, 有孔虫个体从繁殖幼体到成体, 大概需要几个月的时间。在10~27℃、盐度18~33的培养条件下在2个月内才长到300 μm以上[32];在20℃, 盐度32的条件下, 2个月最大长到700 μm[45];sp.在26℃下2~3个月内只长到247~288 μm[46];在25℃条件下1个月生长了10~21个房室[47];在18℃中6周最多只生长了100 μm[27];而在1个月(25℃, 盐度32)的时间内只生长了不到200 μm[26]。目前唯一关于浅水底栖有孔虫壳体18O的季节变化的报道来自于热带大型底栖有孔虫和, 它们分别采自于1 ~ 3 m水深和10 m水深, 由于个体较大, 可用解剖针进行分房室测试, 每份样品1~10个房室, 从而避免与早期房室的混合, 精确地恢复了壳体18O变化时间序列, 没有出现滞后现象[20]。本文用来测试的壳径范围为200~550 μm, 由此推测, 实验得到的壳体18O月平均值可能记录了若干个月的环境信息, 而且不同季节有孔虫壳体的生长速度差异较大。的个体相对于大型有孔虫要小, 为了满足上机要求的样品用量, 不可能对壳体进行分房室测试, 从而无法剔除不同时间段、不同温度条件下生长的壳室的影响。

其次, 有孔虫的生长情况非常复杂。有孔虫早期的房室小且生长快, 后期房室大且生长慢[34, 48-50]。的生长速率从最开始的一天一个房室降低到一周一个房室[47]。Bradshaw[48]在实验室观察了var.的生长情况, 发现其成体在1个月内只生长了5~8个房室(10~35℃)。另外, 有孔虫壳体的形成可能是集中在某个时间段(几小时)完成的[46]。利用微计算机断层扫描技术(显微CT)对野外共生大型有孔虫进行房室体积扫描, 发现其生长出现潮汐周期(约14.8 d)和月相周期(约29.5 d), 可能是因为潮汐所产生的强烈的潮流影响到了半附着的底栖有孔虫[51-52], 细粒沉积物被悬浮而减弱了光的强度, 但增加了无机营养物质, 从而影响了内共生体, 且内共生的微藻在满月的时候光合作用速率更高[53]。月光的增强和潮汐浊流引起的水体中光的减弱这两个因素之间的相互作用, 导致时而相互助益时而相互削弱[54]。这种潮汐和月亮周期在浮游有孔虫[55-59]和其它大型底栖有孔虫也有观察到。

4 结论

本文对青岛湾潮间带浅水底栖有孔虫进行了连续12个月的活体采样, 现场测量气温, 水温, 泥温和盐度, 对虎红染色的活体进行分壳径(200~550 μm, 50 μm间隔)壳体18O测试。研究显示, 青岛湾壳体18O值受温度与海水18O的影响, 其壳体18O值表现出了很好的季节性波动。但是,壳体18O滞后于温度和盐度的变化约2个月, 有孔虫壳体记录的是其在生长期间, 在真实钙化温度下, 分馏所得的18O值。

[1] Urey H C. The thermodynamic properties of isotopic substances[J]Journal of the Chemical Society , 1947, 0: 562-581.

[2] Kim S T, O’ Neil J R. Equilibrium and nonequilibrium oxygen isotope effects in synthetic carbonates[J]Geochimica et Cosmochimica Acta, 1997, 61(16): 3461- 3475.

[3] Tarutani T, Clayton R N, Mayeda T K. The effect of polymorphism and magnesium substitution on oxygen isotope fractionation between calcium carbonate and water[J]Geochimica et Cosmochimica Acta, 1969, 33(8): 987-996.

[4] O’Neil J R, Clayton R N, Mayeda T K. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates[J]The Journal of Chemical Physics, 1969, 51(12): 5547-5558.

[5] McCrea J M. On the isotopic chemistry of carbonates and a paleotemperature scale[J]. The Journal of Chemical Physics, 1950, 18(6): 849-857.

[6] Epstein S, Buchsbaum R, Lowenstam H A, et al. Revised carbonate-water isotopic temperature scale[J]. Geological Society of America Bulletin, 1953, 64(11): 1315-1326.

[7] Erez J, Luz B. Experimental paleotemperature equation for planktonic foraminifera[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1983, 47(6): 1025-1031.

[8] Bouvier-Soumagnac Y, Duplessy J C. Carbon and oxygen isotopic composition of planktonic foraminifera from laboratory culture, plankton tows and recent sediment: Implications for the reconstruction of paleoclimatic conditions and of the global carbon cycle [J]The Journal of Foraminiferal Research, 1985, 15(4): 302-320.

[9] Bouvier-Soumagnac Y Y, Duplessy J C, Bé A W H. Isotopic composition of a laboratory cultured planktonic foraminifer, implications for paleoclimatic reconstructions[J]Oceanologica Acta, 1986, 9: 519-522.

[10] Shackleton N J. Attainment of isotopic equilibrium between ocean water and the benthonic foraminifera genus: Isotopic changes in the ocean during the last glacial[J]. Colloques Internationaux du Centre National de la Recherche Scientifique, 1974, No. 219: 203-209.

[11] Marchitto T M, Curry W B, Lynch-Stieglitz J, et al. Improved oxygen isotope temperature calibrations for cosmopolitan benthic foraminifera[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2014, 130(0): 1-11.

[12] Lynch-Stieglitz J, Curry W B, Slowey N. A geostrophic transport estimate for the Florida Current from the oxygen isotope composition of benthic foraminifera[J]Paleoceanography, 1999, 14(3): 360-373.

[13] Dunbar R B, Wefer G. Stable isotope fractionation in benthic foraminifera from the Peruvian continental margin[J]Marine Geology, 1984, 59(1-4): 215-225.

[14] Labeyrie L D, Duplessy J C, Blanc P L. Variations in mode of formation and temperature of oceanic deep waters over the past 125000 years[J]Nature, 1987, 327(6122): 477-482.

[15] Zachos J C, Quinn T M, Salamy K A. High-resolution (104 years) deep-sea foraminiferal stable isotope records of the Eocene-Oligocene climate transition[J]Paleoceanography, 1996, 11(3): 251-266.

[16] Shakun J D, Lea D W, Lisiecki L E, et al. An 800-kyr record of global surface ocean and implications for ice volume-temperature coupling[J]Earth and Planetary Science Letters, 2015, 426: 58-68.

[17] Elderfield H, Ferretti P, Greaves M, et al. Evolution of ocean temperature and ice volume through the mid-pleistocene climate transition[J]Science, 2012, 337(6095): 704-709.

[18] Fontanier C, Mackensen A, Jorissen F J, et al. Stable oxygen and carbon isotopes of live benthic foraminifera from the Bay of Biscay: Microhabitat impact and seasonal variability[J]Marine Micropaleontology, 2006, 58(3): 159-183.

[19] Filipsson H L, Nordberg K, Gustafsson M. Seasonal study of18O and13C in living (stained) benthic foraminifera from two Swedish fjords[J]Marine Micropaleontology, 2004, 53(1-2): 159-172.

[20] Wefer G, Berger W H. Stable isotopes in benthic foraminifera: Seasonal variation in large tropical species[J]Science, 1980, 209(4458): 803-805.

[21] Makoto S T, Hiroshi K, Masashi T. Phylogenetic relationships among genus(Foraminifera) based on ribosomal DNA sequences, which are distributed in the vicinity of the Japanese Islands[J]Frontier Research on Earth Evolution, 2005, 2: 1-10.

[22] Hayward B W, Holzmann M, Grenfell H R, et al. Morphological distinction of molecular types in- towards a taxonomic revision of the world’s most commonly misidentified foraminifera[J]Marine Micropaleontology, 2004, 50(3-4): 237-271.

[23] Haynert K, Schönfeld J, Polovodova A I, et al. The benthic foraminiferal community in a naturally CO2- rich coastal habitat of the southwestern Baltic Sea[J]Biogeosciences, 2012, 9(11): 4421-4440.

[24] 类彦立, 李铁刚. 奥茅卷转虫(Asano, 1951)与毕克卷转虫(Linnaeus, 1758)(有孔虫)的分类学以及在黄东海分布的温盐深特征比较研究[J]微体古生物学报, 2015, 32(1): 1-19. Lei Yanli, Li Tiegang.(Asano, 1951) and(Linnaeus, 1758) (foraminifera): Comparisons on their taxonomy and ecological distributions correlated to temperature, salinity and depth[J]. Acta Micropalaeontologica Sinica, 2015, 32(1): 1-19.

[25] Lei Y, Li T, Nigam R, et al. Environmental significance of morphological variations in the foraminifer(Asano, 1951) and its molecular identification: A study from the Yellow Sea and East China Sea, PR China[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2016, Dio: 10.1016/j.palaeo.2016.05.010.

[26] Mewes A, Langer G, de Nooijer L J, et al. Effect of different seawater Mg2+concentrations on calcification in two benthic foraminifers[J]Marine Micropaleontology, 2014, 113: 56-64.

[27] Haynert K, Schönfeld J. Impact of changing carbonate chemistry, temperature, and salinity on growth and test degradation of the benthic foraminifera[J]The Journal of Foraminiferal Research, 2014, 44(2): 76-89.

[28] Tedesco K, Thunell R, Astor Y, et al. The oxygen isotope composition of planktonic foraminifera from the Cariaco Basin, Venezuela: Seasonal and interannual variations[J]Marine Micropaleontology, 2007, 62(3): 180-193.

[29] Wejnert K E, Pride C J, Thunell R C. The oxygen isotope composition of planktonic foraminifera from the Guaymas Basin, Gulf of California: Seasonal, annual, and interspecies variability[J]Marine Micropaleontology, 2010, 74(1-2): 29-37.

[30] Filipsson H L, Bernhard J M, Lincoln S A, et al. A culture-based calibration of benthic foraminiferal paleotemperature proxies:18O and Mg/Ca results[J]Biogeosciences, 2010, 7(4): 1335-1347.

[31] Barras C, Duplessy J C, Geslin E, et al. Calibration of18O of cultured benthic foraminiferal calcite as a function of temperature[J]Biogeosciences, 2010, 7(4): 1349-1356.

[32] Toyofuku T, Suzuki M, Suga H, et al. Mg/Ca and18O in the brackish shallow-water benthic foraminifer‘’[J]Marine Micropaleontology, 2011, 78(3-4): 113-120.

[33] Vincent E, Killingley J S, Berger W H. Stable isotope composition of benthic foraminifera from the equatorial Pacific[J]Nature, 1981, 289(5799): 639-643.

[34] McCorkle D C, Bernhard J M, Hintz C J, et al. The carbon and oxygen stable isotopic composition of cultured benthic foraminifera[J]Geological Society, London, Special Publications, 2008, 303(1): 135-154.

[35] Rohling E J. paleoceanography, physical and chemical proxies-Oxygen Isotope Composition of Seawater[C]// Scott A E, Cary J M. Encyclopedia of Quaternary Science (Second Edition). Amsterdam: Elsevier, 2013: 915-922.

[36] Ye F, Deng W, Xie L, et al. Surface water18O in the marginal China seas and its hydrological implicationsEstuarine[J]. Coastal and Shelf Science, 2014, 147: 25-31.

[37] Epstein S, Buchsbaum R, Lowenstam H A, et al. Carbonate-water isotopic temperature scale[J]Geological Society of America Bulletin, 1951, 62(4): 417-426.

[38] LeGrande A N, Schmidt G A. Global gridded data set of the oxygen isotopic composition in seawater[J]Geophysical Research Letters, 2006, 33(12): L12604.

[39] 吴世迎. 渤、黄海海水的氧同位素组成研究[J]中国科学(B辑), 1990, 7: 756-763. Wu Shiying. Oxygen isotope composition of seawaters in the Huanghai (Yellow) Sea and Bohai Sea[J]. Science in China (Series B), 1990, 7: 756-763.

[40] Kang D J, Chung C S, Kim S H, et al. Oxygen isotope characteristics of seawaters in the Yellow Sea[J]Oceanographic Literature Review, 1995, 42(11): 279-284.

[41] Zhang J, Letolle R, Martin J M, et al. Stable oxygen isotope distribution in the Huanghe (Yellow River) and the Changjiang (Yangtze River) estuarine systems[J]Continental Shelf Research, 1990, 10(4): 369-384.

[42] Kim K R, Cho Y K, Kang D J, et al. The origin of the Tsushima Current based on oxygen isotope measurement[J]Geophysical Research Letters, 2005, 32(3): L03602.

[43] 杜金秋, 陈敏, 曹建平, 等. 南黄海和东海海水18O的组成及其意义[J]海洋与湖沼, 2012, 43(6): 1057- 1066. Du Jinqiu, Chen Min, Cao Jianping, et al. Oxygen isotope in seawater and its hydrological implication in the southern Yellow Sea and the East China Sea[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica, 2012, 43(6): 1057- 1066.

[44] Wollenburg J E, Raitzsch M, Tiedemann R. Novel high-pressure culture experiments on deep-sea benthic foraminifera — Evidence for methane seepage-related13C of[J]Marine Micropaleontology, 2015, 117: 47-64.

[45] Diz P, Barras C, Geslin E, et al. Incorporation of Mg and Sr and oxygen and carbon stable isotope fractionation in cultured[J]Marine Micropaleontology, 2012, 92-93(0): 16-28.

[46] Keul N, Langer G, de Nooijer L J, et al. Effect of ocean acidification on the benthic foraminiferasp. is caused by a decrease in carbonate ion concentration[J]Biogeosciences, 2013, 10(10): 6185-6198.

[47] de Nooijer L J, Hathorne E C, Reichart G J, et al. Variability in calcitic Mg/Ca and Sr/Ca ratios in clones of the benthic foraminifer[J]Marine Micropaleontology, 2014, 107(0): 32-43.

[48] Bradshaw J S. Laboratory studies on the rate of growth of the foraminifer, “(Linné) var.(Cushman)”[J]Journal of Paleontology, 1957, 31(6): 1138-1147.

[49] Stouff V, Lesourd M, Debenay J P. Laboratory observations on asexual reproduction (schizogony) and ontogeny ofwith comments on the life cycle[J]The Journal of Foraminiferal Research, 1999, 29(1): 75-84.

[50] Barras C, Geslin E, Duplessy J C, et al. Reproduction and growth of the deep-sea benthic foraminiferunder different laboratory conditions[J]The Journal of Foraminiferal Research, 2009, 39(3): 155-165.

[51] Hohenegger J, Yordanova E, Nakano Y, et al. Habitats of larger foraminifera on the upper reef slope of Sesoko Island, Okinawa, Japan[J]Marine Micropaleontology, 1999, 36(2-3): 109-168.

[52] Zuo S H, Zhang N C, Li B, et al. Numerical simulation of tidal current and erosion and sedimentation in the Yangshan deep-water harbor of Shanghai[J]International Journal of Sediment Research, 2009, 24(3): 287-298.

[53] Eder W, Briguglio A, Hohenegger J. Growth ofunder natural and laboratory conditions[J]Marine Micropaleontology, 2016, 122: 27- 43.

[54] Hohenegger J, Briguglio A. Methods for estimating individual growth of foraminifera based on chamber volumes[C]// Kitazato H, Bernhard J M. Approaches to Study Living Foraminifera: Collection, Maintenance and Experimentation. Japan, Tokyo: Springer, 2014: 29-54.

[55] Bijma J, Erez J, Hemleben C. Lunar and semi-lunar reproductive cycles in some spinose planktonic foraminifers[J]Journal of foraminiferal research, 1990, 20(2): 117-127.

[56] Bijma J, Hemleben C, Wellnitz K. Lunar-influenced carbonate flux of the planktic foraminifer(Brady) from the central Red Sea[J]Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 1994, 41(3): 511-530.

[57] Erez J, Almogi-Labin A, Avraham S. On the life history of planktonic foraminifera: Lunar reproduction cycle in(Brady)[J]Paleoceanography, 1991, 6(3): 295-306.

[58] Jonkers L, Reynolds C E, Richey J, et al. Lunar periodicity in the shell flux of planktonic foraminifera in the Gulf of Mexico[J]Biogeosciences, 2015, 12(10): 3061-3070.

[59] Lončarić N, Brummer G-J A, Kroon D. Lunar cycles and seasonal variations in deposition fluxes of planktic foraminiferal shell carbonate to the deep South Atlantic (central Walvis Ridge)[J]Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 2005, 52(7): 1178- 1188.

Seasonal oxygen isotope variation of a living benthic foraminifera(Asano, 1951) in the intertidal area of Qingdao Bay, Yellow Sea, China

YU Zhou-fei1, 2, LEI Yan-li1, LI Tie-gang1, 3, 4

(1. Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Key Laboratory of Marine Sedimentology and Environmental Geology, First Institute of Oceanography, State Oceanic Administration People’s Republic of China, Qingdao 266061, China; 4. Function Laboratory of Marine Geology and Environment, National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, China)Received：Mar. 23, 2016

intertidal flats;; stable oxygen isotope; seasonal variation

A successive 12-month study (June 2014 to May 2015) was conducted on the oxygen isotope composition (18O) of living benthic foraminifera, from the intertidal flats of Qingdao Bay, Yellow Sea, China.18O values were measured in different diameter test groups, ranging from 200 μm to 550 μm, at 50 μm intervals, from Rose Bengal stained specimens. The results showed that the fluctuant pattern of18O was remarkably similar to the temperature and salinity changes, negative and positive, respectively. The variation in18O in livingwas influenced by temperature and seawater18O, and exhibited a seasonal pattern which showed a time-lag of about two months. This result implies that the large shell ofreflects the environmental18O conditions during the months when the chambers form, and probably record the oxygen isotopes, obtained by fractionation under actual calcification temperatures, over the whole life cycle.

P67

A

1000-3096(2016)07-0132-08

10.11759/hykx20160323001

2016-03-23;

2016-05-26

国家自然科学基金(41476043, 41230959, 41176132); 中国科学院战略性先导科技专项(A类)(XDA11030104); 大陆架科学钻探项目(GZH201100202); 海洋生物群落结构对气候变化的响应(GASI-03- 01-03-01; DOMEP(MEA)-01-01-E; No. 201303; MGK1210)

[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No. 41476043, No. 41230959, No. 41176132; Strategic Priority Research Program of the Chinese Academy of Sciences, No. XDA11030104; Continental Shelf Drilling Program of China, No. GZH201100202; Response of marine biotic community structure to climate change, National Program on Global Change and Air-Sea Interaction, GASI-03-01-03-01; DOMEP (MEA)-01-01-E; No. 201303; MGK1210]

俞宙菲(1987-), 女, 江苏常州人, 博士研究生, 研究方向: 海洋地质学, E-mail: yuzhoufei5@126.com;李铁刚，通信作者，E-mail: tgli@fio.org.cn;

(本文编辑: 刘珊珊)