王海峰，韓玉林，朱克超，易 亮，鄧希光，劉廣虎，任江波

1.國土資源部海底礦產(chǎn)資源重點實驗室/廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局，廣州 510075

2.中國科學(xué)院南海海洋研究所，廣州 510301

3.中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，北京 100029

0 引言

赤道東太平洋克拉里昂和克里帕頓斷裂帶之間（Clarion-Clipperton fracture zone，CC區(qū)）是著名的多金屬結(jié)核富集區(qū)。為了闡明該多金屬結(jié)核的物質(zhì)來源、生長過程、形成機制、內(nèi)部結(jié)構(gòu)與沉積環(huán)境，眾多研究者從沉積學(xué)、礦物學(xué)、地球化學(xué)、微生物學(xué)等不同角度對CC區(qū)硅質(zhì)沉積物進行了大量研究［1－7］，然而建立可靠的年代框架是上述研究的基礎(chǔ)。太平洋CC區(qū)大部分沉積物處于CCD（碳酸鹽補償深度）以下，鈣質(zhì)殼體多被嚴重溶解，碳、氧同位素定年方法難以解決年代問題。古地磁極性變化是一個全球一致的現(xiàn)象，可以作為全球?qū)Ρ鹊臉藴?，利用沉積物對地磁場極性倒轉(zhuǎn)事件的記錄建立地層等時格架，即磁性地層學(xué)（magnetostratigraphy）是解決這一問題的有效手段［8－10］。自20世紀70年代深海鉆探計劃（DSDP）在對深海沉積巖心進行古地磁等多學(xué)科分析時，發(fā)現(xiàn)磁性地層、生物地層、氣候地層在地質(zhì)時期存在著明顯的相關(guān)性［11］。有關(guān)CC區(qū)的磁性地層研究已有諸多成果［3－5，12］，但是取樣并不連續(xù)，多數(shù)樣品僅選擇數(shù)步進行退磁，忽視了磁偏角與天然剩磁的意義。筆者擬通過連續(xù)的古地磁取樣測試并結(jié)合微體古生物鑒定，對重力活塞柱樣 WPC1101進行精確的地層劃分，并對其記錄的沉積環(huán)境演化信息進行探討。

1 材料與方法

重力活塞柱樣WPC1101是2011年廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局“海洋六號”船在大洋23航次期間取得，位于CC區(qū)中國多金屬首采區(qū)西區(qū)（取樣位置見圖1），巖心總長6.32m，水深5 173m，已處于CCD界面以下。

WPC1101巖性特征描述：

0～3cm，浮泥，黃褐色，半流動狀，開口處見一結(jié)核，直徑約2cm。

3～340cm，棕褐色深海黏土，質(zhì)軟，無味，質(zhì)地均一，含生物擾動造成的環(huán)狀或團塊狀淺黃色脫色黏土團塊。

340～350cm，結(jié)核富集層位，含大量結(jié)核及結(jié)核碎屑。其中，一塊保存完好的結(jié)核直徑2cm，黑褐色，二連生體，S型。

350～632cm，棕褐色深海黏土，質(zhì)軟，無味，質(zhì)地均一，含生物擾動造成的環(huán)狀或團塊狀淺黃色脫色黏土團塊。

涂片鑒定顯示：該柱樣黏土體積分數(shù)為65%～79%，硅質(zhì)體積分數(shù)為21%～34%。除頂部0～10 cm及最底部620～632cm硅質(zhì)體積分數(shù)小于25%，定名為含硅質(zhì)的黏土外，其余部分均為硅質(zhì)黏土。此外還可見沸石、火山玻璃、魚牙骨及少量微結(jié)核（含量很少，尚不足1%），表明該巖心是在沉積速率十分緩慢的條件下形成的，伴隨有頻繁的火山熱液活動影響。

圖中的圖例為不同國家及國際組織向聯(lián)合國國際海底管理局申請的多金屬結(jié)核礦區(qū)，其中“海金聯(lián)”為國際海洋金屬聯(lián)合會的簡稱，“保留區(qū)”為國際海底管理局保留的多金屬結(jié)核礦區(qū)。小圖中的SITE69代表69號站位，其余類推。

該柱樣除中部340～350cm段多金屬結(jié)核層未取樣外，其余部分利用2cm×2cm×2cm的無磁塑料方盒連續(xù)取樣，共取樣品310個，冷藏以保存樣品水分供古地磁測量使用。

巖石磁學(xué)樣品在中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所古地磁與年代實驗室完成。選取6個典型樣品進行了等溫剩余磁化強度（IRM）測試及其獲得曲線、磁滯回線，并計算了磁矩差（ΔM）和磁矩差的一階導(dǎo)數(shù)（dΔM/dB）等巖石磁學(xué)參數(shù)。

利用振蕩樣品磁力儀（VSM）測量樣品的磁滯回線和反向場退磁曲線，得到飽和磁化強度（Ms）、飽和剩余磁化強度 （Mrs）、矯頑力（Bc）以及剩磁矯頑力（Bcr）。磁場強度區(qū)間為±1.5T。之后在1.5 T的脈沖磁場中進行磁化，本文將1.5T磁場下獲得的等溫剩磁定義為飽和等溫剩磁（SIRM）。

古地磁樣品在中國科學(xué)院南海海洋研究所古地磁實驗室完成測定。測量儀器為2G三軸低溫超導(dǎo)巖石磁力儀。所有樣品先進行天然剩余磁化強度（NRM）的測定，之后利用Model 600型交變退磁儀進行交變系統(tǒng)退磁，退磁強度從2mT開始逐步遞增，經(jīng)6、10、15、20、25、30、35、40、50、60、70、80mT，直至100mT為止。剩磁測試在2G三軸低溫超導(dǎo)磁力儀上進行。退磁數(shù)據(jù)通過主成分分析［13］求得每個樣品的特征剩磁分量，通過Fisher統(tǒng)計［14］最終獲得剩磁組分的平均方向。數(shù)據(jù)利用Enkin［15］開發(fā)的古地磁分析軟件Paleomagnetism Data Analysis Version 4.2進行處理。

另每10cm取一個樣品，進行微體古生物化石的鑒定，由廣州海洋資源環(huán)境監(jiān)測中心進行鑒定。硅藻鑒定處理方法：取干樣1g，加水浸泡，先后加入H2O2和HCl，純凈水沖洗至中性；晾干后用密度為2.4g/cm3的重液進行浮選，稀釋后，取1/n（n一般為2，4，8，16…，視樣品中化石數(shù)量而定）滴到蓋玻片上晾干，制成固定片；最后在Axio Imager.A1相差顯微鏡下進行鑒定。每個蓋玻片統(tǒng)計100個硅藻化石，如果1個蓋片上的硅藻化石不足100個，則看2～3個蓋片，經(jīng)換算得出每個樣品的豐度（個/g）。

放射蟲鑒定處理方法：取3～5g干樣，加水浸泡，先后加入H2O2和HCl，充分作用后稀釋。將樣品倒入0.05mm分析篩內(nèi)，用水沖洗，除去黏土。剩余樣品吸去水分，在電熱板上烘干，即得放射蟲殼體樣品。取1/n（n意義同上）制成固定片，置于ZEISS生物顯微鏡下鑒定，每個樣品統(tǒng)計放射蟲的個體總數(shù)不少于200個，若單個固定片上的放射蟲數(shù)不足200個則統(tǒng)計全片。計數(shù)固定片中每個屬種的個體數(shù)量m及所有屬種的個體總數(shù)量N。該樣品放射蟲的豐度即為nN/干樣質(zhì)量（3～5g），單位為個/g。

2 結(jié)果

2.1 微體古生物鑒定結(jié)果

由于取樣點位于CCD界面以下，鈣質(zhì)生物（有孔蟲與鈣質(zhì)超微化石）殼體幾乎溶解。準確的地層劃分參考硅質(zhì)生物化石。

2.1.1 硅藻化石

WPC1101柱狀樣共有39個樣品（0～390cm）見硅藻化石，24個樣品（390～633cm）未見硅藻化石。0～80cm層位硅藻化石保存較好，硅藻豐度較高，為3 150～36 050個/g，80～390cm層位保存中等，豐度為140～2 520個/g。

本柱狀樣共鑒定硅藻化石46種，優(yōu)勢屬種有Coscinodiscus nodulifer、Nitzschia marina、Hemidiscus cuneiformis、Thalassiosira oestrupii、Coscinodiscus marginatus、Actinocyclus ingens、Coscinodiscus oligocenicus。在50～60cm層位見有第四紀標準化石Pseudoenuotia doliolus以及第四紀常見硅藻化石組合Cosinodiscus nodulifer、Nitzchia marina、Thalassira oestrupii，可以確定60cm以上層位地層為第四系。初現(xiàn)界面在上新世晚期的硅藻化石Cosinodiscus nodulifer從柱樣頂部至340cm處均有發(fā)現(xiàn)，而在340～350cm結(jié)核層以下則并未發(fā)現(xiàn)，表明該層段沉積于上新世--第四紀時期。390cm以下未見硅藻生物化石，反映該段沉積環(huán)境發(fā)生重大變化，海水變深，南極底流更加活躍，溶蝕作用進一步增強，以致硅藻化石被全部溶解［3］。硅藻屬種絕大部分為熱性種，代表了熱帶氣候；其中含有大量的Coscinodiscu marginatus和Cestodiscus pulchellus硅藻化石，這些生活在亞南極區(qū)抗溶性冷水種的出現(xiàn)，表明該區(qū)域的沉積過程中持續(xù)受到了南極底流的影響。詳細的硅藻屬種含量見圖2。

2.1.2 放射蟲化石

WPC1101柱狀樣各個層位均不同程度見有放射蟲化石?；４鏍顟B(tài)中等，含少量硅質(zhì)碎片。各層位放射蟲豐度總體較高，呈波動變化，多數(shù)層位每克干樣含幾百個至兩千余個放射蟲個體不等。其中，490～500cm層段豐度最低，每克干樣含放射蟲個體430個，300～310cm層段豐度最高，每克干樣含放射蟲個體6 080個，該柱狀樣共鑒定放射蟲38個種，隸屬26個屬。

WPC1101柱狀樣的0～40cm層段均見有上新世晚期-第四紀的標準化石Spongaster tetras以及數(shù)量較多的始新世、漸新世的再沉積化石，如：Dendrospyris didiceros、Dictyoprora mongolferi、Dorcadospyrisateuchus、Dorcadospyris forcipata、Eusyringium lagena、Eusyringium fistuligerum、Lithochytris vespertilio、Lithocyclia ocellus、Lychnocanoma grande、Podocyrtispapalis、Thyrsocyrtis bromia、Thyrsocyrtis lochites、Thyrsocyrtis rhizodon、Thyrsocyrtis robusta等，因此推斷0～40cm層段地層年代為第四紀。柱狀樣的40～633cm層段放射蟲面貌相似，均為始新世、漸新世、中新世的化石，包括漸新世-早中新世化石Dorcadospyris ateuchus、中晚漸新世化石Dendrospyris didiceros、始新世化石Dictyoprora mongolferi、Lithochytris vespertilio、Lithocyclia ocellus、Phormocytris embolum、Sethochytris babylonis、Thyrsocyrtis rhizodon、Thyrsocyrtis robusta等，未見上新世、更新世及全新世標準化石，推斷40～633cm層段的沉積年代為晚漸新世--早中新世。詳細的放射蟲鑒定結(jié)果見圖3。

該種硅藻數(shù)量所占比率中，一刻度為5%。

2.2 巖石磁學(xué)測試結(jié)果

樣品中可能含有多種磁性礦物，其粒徑與成分也有較大差異。因此，利用重力分異法對樣品進行處理后進行磁性礦物成分的分析［16－18］，樣品的巖石磁學(xué)特征見圖4。IRM獲得曲線利用Matlab7.1進行分析。處理后的曲線圖用于解釋剩磁矯頑力分布特征。樣品曲線呈單峰狀分布，矯頑力為30～40 mT，說明磁鐵礦是沉積物中的主要磁性礦物。

磁滯回線、ΔM和dΔM/dB曲線可以更好地判斷磁性礦物的種類。樣品的磁滯回線均在300mT左右閉合，表現(xiàn)為明顯的亞鐵磁性礦物特征，表明低矯頑力的磁性礦物（主要為磁鐵礦）主導(dǎo)了磁滯行為。Day等［19］提出的判斷磁疇范圍的方法：單疇顆粒（SD）的Mrs/Ms＞0.5，Bcr/Bc＜1.5；多疇顆粒（MD）的Mrs/Ms＜0.05，Bcr/Bc＞5.0；準單疇顆粒（PSD）的Mrs/Ms和Bcr/Bc的大小則介于SD和MD之間。將樣品的磁滯參數(shù)投影到Day氏圖中（圖5），均落在了PSD區(qū)域內(nèi)，表明樣品中的亞鐵磁性礦物為粒度較細的準單疇顆粒。

ΔM和dΔM/dB曲線僅對剩磁的載體十分敏感［20－23］，能夠區(qū)分磁滯回線中不同范圍內(nèi)的剩磁矯頑力差異。樣品結(jié)果中有2類dΔM/dB曲線：第一類為單峰，其峰值位于10～20mT（樣品1、81、139、229、273，其峰值均為14.3mT），指示其中磁鐵礦的存在；另一類出現(xiàn)雙峰（樣品304），第一個峰值出現(xiàn)于14.3mT，次峰出現(xiàn)于105mT，表明其中磁鐵礦的存在，同時可能含有少量的赤鐵礦/針鐵礦。

2.3 古地磁測試結(jié)果

樣品天然剩磁的強度有一個數(shù)量級的變化，從1.9mA/m到12.3mA/m。從剩磁強度衰減曲線可知，大部分樣品的剩余磁化強度隨著交變磁場峰值的增強逐漸下降，退磁曲線較光滑，少有大幅度的跳躍，這些特征表明沉積物中的磁性物質(zhì)比較單一（圖6）。90%的樣品在交變磁場峰值為25mT時，剩磁強度衰減到天然剩磁強度的50%～70%；少數(shù)樣品如最底部10個樣品301 -310號樣品（埋深612～634cm），在交變磁場峰值為10mT時，剩磁強度就衰減到天然剩磁強度的50%。

放射蟲數(shù)量占全部放射蟲比率中，一刻度為5%。

圖4 WPC1101沉積柱樣典型樣品的巖石磁學(xué)特征Fig.4 Rock magnetic character of typical samples of core WPC1101

多數(shù)樣品在交變磁場峰值為25mT時候可以去除黏滯剩磁，25mT之后的剩磁方向基本穩(wěn)定，并成直線趨向原點，80～100mT時剩磁強度已經(jīng)下降到天然剩余磁化強度的5%以下，Zijderveld正交矢量投影圖上顯示80～100mT時的剩磁方向接近原點，表明樣品的退磁結(jié)果穩(wěn)定、可信。大部分樣品的系統(tǒng)交變退磁結(jié)果都顯示了穩(wěn)定趨向原點的特征剩磁組分，一般選擇25～100mT段的退磁數(shù)據(jù)來擬合樣品的特征剩磁方向（圖6）。特征剩磁方向通過主成分分析法并過原點線性擬合得到，主成分分析時選擇的退磁步驟至少為6步，通常為10步。

個別樣品在交變磁場峰值為6mT時，剩磁強度就已經(jīng)衰減為天然剩磁的10%，或者更小。由于剩磁強度太弱，接近超導(dǎo)磁力儀的噪音水平，剩磁方向不準確，無法分離出特征剩磁，這樣的樣品有編號147/292-294、154/306-308、169/336-338、261/530-532、295/598-600、296/600-602。個別樣品的退磁曲線顯示剩磁強度反復(fù)無常，Zijderveld投影圖上顯示剩磁方向不穩(wěn)定，也無法分離出特征剩磁方向。另外樣品23/44-46和65/128-130，雖然在交變磁場峰值為25mT時，剩磁強度衰減到天然剩磁的50%，而且退磁曲線光滑，但是在交變磁場峰值為100mT時，剩磁仍有天然剩磁的30%左右?？傆媽?10個樣品進行了交變退磁，其中可提供有效地磁場方向的樣品共計300個，舍棄了10個樣品，分別為：23/44-46、65/128-130、147/292-294、154/306-308、169/336-338、261/530-532 、262/532-534、263/534-536、295/598-600、296/600-602。

由于在取樣時鉆孔巖心沒有進行水平方向定位，特征剩磁的磁偏角雖無地質(zhì)意義，但仍具有相對意義。當正負極性發(fā)生轉(zhuǎn)變的時候，特征剩磁的磁偏角也隨之從一極偏向到另一極，相差約180°（位于最頂端處的9個反極性時樣品磁偏角除外）。但由于取樣時巖心被鋸成數(shù)段，每一段之間沒有做相對定向，所以不同段之間同一極性時期的偏角不一樣。以最初2m的偏角為標準，對2.0m以下樣品的偏角進行了校正（進行分段校正的樣品起始深度分別為2.0m、3.5m、5.5m），繪制出鉆孔的磁偏角（DEC）、磁傾角（INC）及天然剩磁（NRM）隨深度的變化曲線。詳細結(jié)果見圖7。

WPC1101柱樣樣品天然剩磁為1.9～12.5 mA/m。除柱樣最頂端2個反極性時樣品外，其余樣品NRM表現(xiàn)出一定的規(guī)律性：

1）正極性時內(nèi)樣品的天然剩磁較強，一般大于7.0mA/m（唯一的例外樣品為154/306-308，NRM＝2.7mA/m，其退磁曲線及Zijderveld投影圖見圖6）；而處于反極性時內(nèi)樣品的天然剩磁強度較弱，一般小于7mA/m（最頂端樣品1/0-2，NRM＝12.3 mA/m，其退磁曲線及Zijderveld投影圖見圖6）。

2）當?shù)卮艠O性反轉(zhuǎn)時（由負極性轉(zhuǎn)為正極性或由正極性轉(zhuǎn)為負極性），其NRM一般極弱，如樣品9/16-18、109/214-216、149/296-298、169/336-338、300/609-611，其NRM分別為2.46、2.78、3.25、2.13、4.01mA/m。

WPC1101柱樣古地磁極性依照樣品的地磁傾角測量結(jié)果穩(wěn)定、正負極性區(qū)分明顯，共可劃分為3個反極性期及3個正極性期。3個反極性期的深度依次為：0～18cm，216～298cm，336～612cm；3個正極性期的深度依次為18～216cm，298～336cm，612～632cm。其中，531～537cm處的3個樣品（261、262、263）盡管磁傾角為正，但是它們的磁偏角為270°～360°，并未出現(xiàn)180°的偏轉(zhuǎn)，且其NRM值分別為2.43、3.02、2.38mA/m，與上下地層反極性樣品的磁偏角和NRM基本一致。同時交變退磁曲線及Zijderveld投影圖（圖6）顯示出退磁曲線紊亂，不能提供可信的地磁極性方向，結(jié)果具有一定的不確定性，予以舍棄。

圖5 樣品的剩磁比和矯頑力比在Day氏圖上的投影Fig.5 Ratio values of Mrs/Ms and Bcr/Br in Day diagram for samples of core WPC1101

3 討論

3.1 WPC1101沉積柱樣中磁性礦物還原成巖作用

最近數(shù)十年來的研究表明，在海洋和湖泊環(huán)境中沉積的磁性礦物，普遍受到沉積后還原成巖作用的影響，從而導(dǎo)致沉積物原始磁學(xué)特征的改變［24－25］。早期成巖過程是指沉積物埋藏在沉積物表層固液界面附近所產(chǎn)生的各種化學(xué)反應(yīng)和遷移過程，在固液界面附近，沉積物的磁性受游離氧、有機質(zhì)、微生物活動、環(huán)境物質(zhì)組成及沉積速率等因素的影響。成巖作用對沉積物磁性記錄的改造，在深海沉積、近海陸架沉積、湖泊沉積等研究中都有所發(fā)現(xiàn)［26－28］。這些遭受過還原成巖作用的沉積物具有如下標志性的磁學(xué)特征：沉積物的天然剩磁、磁化率（χ）、非磁滯剩磁（ARM）、飽和等溫剩磁（SIRM）以及飽和磁化強度（Ms）從頂部（一般5～20cm）向下快速降低，在一定深度（如30～60cm）上基本達到穩(wěn)定，反映磁性礦物的含量從一定深度向下因還原溶解作用而顯著減少。但在同一沉積物內(nèi)，這些參數(shù)各自開始向下變小的位置（深度）有可能不一樣，且下降的幅度亦會有所差別，這歸因于磁性礦物的選擇性溶解作用和不同粒徑磁顆粒對不同磁學(xué)參數(shù)的貢獻程度有別［25］。沉積物中磁性礦物的還原成巖作用，無疑在一定程度上使沉積序列的磁學(xué)記錄“失真”，對古地磁和環(huán)境磁學(xué)的研究帶來一定的影響。成巖過程中磁性礦物的大量溶解，不僅使天然剩磁大幅度降低，而且可能會使古地磁方向的記錄變得不穩(wěn)定。

空心三角代表水平面投影圖；實心方框為垂直面投影圖。M/Mmax為磁矩/最大磁矩，表征剩磁衰減強度。1/0-2/12.3表示1號樣品，取樣深度為0～2cm，天然剩磁為12.3mA/m。具體的交變退磁場強度（單位為mT）標于1號樣品中，其中，樣品1、10、81、138、200、229、273、304可提供可信的地磁場方向，樣品154、261結(jié)果不可靠。

受到還原成巖作用影響的海洋沉積物處于還原環(huán)境，伴隨有鐵硫化物的生成。WPC1101柱樣巖心顏色為均一的棕褐色，巖石磁學(xué)性質(zhì)顯示樣品中的磁性礦物以磁鐵礦為主，僅底部極少數(shù)樣品含少量赤鐵礦/針鐵礦，天然剩磁強度的變化在一個數(shù)量級以內(nèi)，表明該沉積柱樣可能并未受到后期成巖作用的影響。這是由于CC區(qū)自晚漸新世以來受到富氧的南極底流的影響，長期處于氧化環(huán)境條件下所致。綜上所述，WPC1101沉積柱樣內(nèi)的磁性礦物并未發(fā)生后期還原成巖作用，其記錄的古地磁極性方向并未發(fā)生改變。

圖7 WPC1101孔巖心特征及磁偏角、磁傾角結(jié)果Fig.7 Lithologic character and declination，inclination results of core WPC1101

3.2 WPC1101柱樣地層劃分及其內(nèi)出現(xiàn)的沉積間斷

從柱樣不同的巖性特征（如多金屬結(jié)核的出現(xiàn)、鈣質(zhì)生物沉積缺失及大量沸石的出現(xiàn)），可認為該柱樣是在沉積速率十分緩慢的條件下形成的。沉積物巖心中層狀產(chǎn)出的結(jié)核，可能代表了古侵蝕面或無堆積面，即地質(zhì)時期內(nèi)的沉積間斷。WPC1101柱樣頂端及340～350cm處出現(xiàn)的多金屬結(jié)核富集層位，表明這兩處發(fā)生了沉積間斷。柱樣頂部60cm為第四紀常見的硅藻化石組合Coscinodiscus nodulifer、Nitzchia maria、Thalassira oestrupii；在50～60cm層位出現(xiàn)第四紀標準化石Pseudoenuotia doliolus；0～40cm處見上新世晚期－第四紀的標準放射蟲化石Spongaster tetras?？梢源_定，在60cm以上為第四紀地層。初現(xiàn)界面在上新世晚期的硅藻化石Cosinodiscus nodulifer從柱樣頂部至340cm處均有發(fā)現(xiàn)，而放射蟲化石多為始新世、漸新世的再沉積放射蟲化石。依據(jù)硅藻鑒定結(jié)果，可確定此段沉積物形成于上新世期間。380 cm以下未見硅藻化石，放射蟲鑒定結(jié)果顯示該層段均為始新世、漸新世、中新世的化石，推斷沉積年代為晚漸新世--早中新世。

WPC1101孔頂端18cm為反極性，缺失布容正向期的沉積；且頂端含有一多金屬結(jié)核。二者表明該柱樣頂端并未接受沉積（或接受沉積，但之后由于底流的增強，沖刷、溶蝕、再搬運已有的沉積物，造成沉積物的缺失，同時這也是硅藻、放射蟲鑒定時發(fā)現(xiàn)大量再沉積化石的原因）。該段反極性沉積物應(yīng)為1r反極性時下部的沉積物。20～60cm正極性期地層對應(yīng)于2正極性時，60～216cm處的正極性地層相當于2A正極性時。二者之間缺失了2r反極性期。216～298cm的反極性地層對應(yīng)于極性時2A期間內(nèi)的反向期。298～336cm正向期相當于亞極性時2A-3。340～350cm處出現(xiàn)的結(jié)核層位，表明該處存在沉積間斷，該間斷可能自晚漸新世一直持續(xù)到上新世。在340～632cm地層中，依據(jù)放射蟲化石地層，可確定該段沉積物形成于晚漸新世－早中新世，但已有諸多研究結(jié)果表明CC區(qū)下中新統(tǒng)出現(xiàn)了多期、大規(guī)模的沉積間斷，而保留下的中新統(tǒng)沉積柱樣多出現(xiàn)鈣質(zhì)沉積，如PC794、PC653、PCCC9、PC6113［3，5］、CC48［6］等，故筆者認為350cm以下沉積形成于晚漸新世，聯(lián)系附近沉積柱樣PC7055及PC7255的地層劃分，將350～612cm的反極性地層對應(yīng)于約25Ma晚漸新世的6Cr極性期（但仍具有一定的不確定性）。612～632cm對應(yīng)于7極性時的一部分。綜合鄰近海域其他柱樣的古地磁地層結(jié)果，劃分出了WPC1101附近海域的沉積地層，結(jié)果見圖8（其中DSDP69、163孔僅取頂部10m 地層）［5，12，29－32］。

ODP199航次1219、1220、1221、1222孔［31］（具體位置見圖1）所揭示的地層剖面位于本文地層剖面以東，該區(qū)基底為白堊紀玄武巖，缺失古新世--早始新世沉積物。中、晚始新世以生物軟泥為主，厚度小于90m。漸新世--中中新世沉積物主要以超微化石軟泥為主，沉積物較厚。中中新世沉積物以黏土、沸石黏土和硅質(zhì)軟泥為主。其中：1219孔頂部沉積物為硅質(zhì)軟泥或黏土質(zhì)硅質(zhì)軟泥，中中新統(tǒng)直接出露于海底；1220孔頂部巖性為黏土、沸石黏土，地層為早中新統(tǒng)；1221孔10m以淺以放射蟲軟泥為主，含少量超微化石軟泥，時代為早漸新世；1222孔頂部沉積物為沸石黏土，自晚漸新世--第四紀的沉積物混雜在一起。本文地層劃分結(jié)果（圖8）與ODP199航次頂部剖面的沉積物巖性、間斷類似：巖性上以深海黏土和硅質(zhì)沉積物為主，自晚漸新世至第四紀普遍發(fā)育沉積間斷。

圖8 WPC1101孔磁性地層劃分結(jié)果Fig.8 Magnetostratigraphy of core WPC1101

3.3 沉積速率

利用古地磁極性時的年代資料［32］及相應(yīng)柱狀樣的沉積厚度，分段計算了各層段的沉積速率。由于沉積間斷的存在，所計算的沉積速率可能偏小，結(jié)果見表1，圖9。

圖9 WPC1101孔沉積速率圖Fig.9 Age versus depth at core WPC1101

沉積物沉積速率主要受控于生物生產(chǎn)力、南極底流強度、火山作用、底層水化學(xué)性質(zhì)及碳酸鹽補償深度的變化。柱樣巖性以硅質(zhì)黏土為主，同時富含沸石和火山玻璃，表明海底火山活動對該區(qū)的沉積環(huán)境也有著顯著的影響。WPC1101柱樣沉積速率在0.18～4.40mm/ka之間波動，整體而言沉積速率較低。沉積速率的變化，很大程度上受控于古海洋環(huán)境的變化。晚漸新世的沉積速率最高，達4.40 mm/ka，這是由于此時期南極底流尚未入侵CC區(qū)、沉積物被侵蝕程度較低所致。柱樣最頂部0～18 cm反極性段沉積速率僅為0.18mm/ka，這可能是由于一部分1r反極性時內(nèi)的沉積物被南極底流剝蝕，亦或是由于南極底流的活躍導(dǎo)致之后并未接受沉積所致。

黃永樣等［4］統(tǒng)計了CC區(qū)沉積物的沉積速率，結(jié)果表明，在所有沉積類型中，硅質(zhì)軟泥沉積速率較小，平均為1.77mm/ka，沸石黏土沉積速率稍高，平均為2.00mm/ka。第四紀沉積物發(fā)育不全，難以計算其沉積速率；早中新世以前沉積速率較高，而上新世沉積速率則在2.7mm/ka左右變化。本文中所測算的沉積速率結(jié)果與之相符。

3.4 南極底流對CC區(qū)沉積間斷的控制作用

該樣品取自太平洋CC區(qū)西側(cè)，已有研究表明，該區(qū)域的沉積史比較復(fù)雜，由于南極底流的活躍所致；CCD深度的抬升，導(dǎo)致該區(qū)域出現(xiàn)了多期、大規(guī)模的沉積間斷。DSDP16航次在萊恩群島兩側(cè)的鉆孔資料揭示，該區(qū)域沉積間斷分布十分普遍，但在各海區(qū)的時空分布差異很大，從晚始新世至第四紀末期均有沉積間斷的發(fā)現(xiàn)。許多學(xué)者利用DSDP資料做過系統(tǒng)研究，并從太平洋晚漸新世至上新世沉積層中識別出了8個沉積間斷期，從上新世至第四紀沉積層中識別出了2個沉積間斷期，具體如下：①PH：23.0～22.5Ma；②NH1：20.8～18.0Ma（NH1a：20.0～19.0Ma；NH1b：19.0～18.0Ma）；③NH2：16.0～15.0Ma；④NH3：13.5～12.5Ma；⑤NH4：12.0～11.0Ma；⑥NH5：10.9～9.0Ma；⑦NH6：7.5～6.5Ma；⑧NH7：5.2～4.7Ma；⑨NH8：3.9～3.2Ma；⑩ NH9：2.5～1.0Ma［33－34］。WPC1101柱樣內(nèi)發(fā)育的沉積間斷與該海域沉積史大致吻合（表1，圖8）。

表1 WPC1101柱樣各層段沉積速率Table 1 Result of stepping computation on the sedimentation rate of core WPC1101

南極底流溫度低，溶解的O2和CO2含量高，具有強烈的溶蝕性和增強生物繁殖的雙重性能。由于生物的呼吸和死亡分解，又使得其中的CO2濃度不斷增加，導(dǎo)致南極底流對鈣質(zhì)生物碎屑的侵蝕性更強。此外，南極底流中的SiO2不飽和溶液，對硅質(zhì)生物碎屑亦具有強烈的侵蝕作用。同時，南極底流制約著CCD界面的變化，當?shù)琢髟鰪姇r，CCD界面抬升。這對以生物碎屑沉積為主的大洋沉積環(huán)境產(chǎn)生了重大影響。南極底層水的這種演化特征和太平洋中部沉積間斷事件發(fā)生頻率及強度密切相關(guān)：沉積間斷出現(xiàn)的頻率和強度，主要受南極底流活動強度的控制，即底流的活動強度愈大，沉積間斷出現(xiàn)的頻率和規(guī)模也愈大［4－5，35］。

晚漸新世末期CC區(qū)西部出現(xiàn)的沉積間斷不僅與南極底流的侵蝕有關(guān)，可能還與當時的區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造有關(guān)?？死令D斷裂為斷層面向北傾斜的正斷層，CC區(qū)西部座落于下降盤之上，當斷層產(chǎn)生不均勻的沉降時，西部下降，水體增深，有利于沉積間斷的形成［5］。

4 結(jié)論

1）巖石磁學(xué)特征顯示，樣品中的磁性礦物以磁鐵礦為主，在柱樣底部還含有少量的赤鐵礦/針鐵礦。

2）中太平洋重力沉積柱樣 WPC1101的古生物地層及磁性地層學(xué)劃分表明，在晚漸新世至上新世早期、上新世晚期到第四紀早期以及第四紀末期存在3處沉積間斷。

3）該柱樣內(nèi)沉積間斷的形成受控于南極底流：由于南極底流的增強，導(dǎo)致CCD界面抬升，對沉積物的沖刷、溶蝕作用加劇，造成了沉積間斷的出現(xiàn)。

廣州海洋地質(zhì)調(diào)查局“海洋六號”大洋23航次全體調(diào)查人員在野外工作期間給予了大力支持；分樣過程中得到了國家海洋局第一海洋研究所中國大洋樣品館內(nèi)工作人員的幫助；中國科學(xué)院南海海洋研究所古地磁實驗室的談曉冬研究員、吳翼在實驗過程中給予了指導(dǎo)與幫助。在此一并致謝。

（

）：

［1］許東禹，金慶煥，梁德華.太平洋中部結(jié)核及其形成環(huán)境［M］.北京：地質(zhì)出版社，1994：1-418.

Xu Dongyu，Jin Qinghuan，Liang Dehua.The Polymetallic Nodules and Its Formation Environment in the Central Pacific［M］.Beijing：Geological Publishing House，1994：1-418.

［2］尹延鴻，孫嘉詩，侯貴卿，等.東太平洋573孔始新世末漸新世初地層特征及稀土元素地球化學(xué)［J］.吉林大學(xué)學(xué)報：地球科學(xué)版，2002，32（1）：29-33.

Yin Yanhong，Sun Jiashi，Hou Guiqing，et al.The Characteristic and REEs Geochemistry in the Strata from Late Eocene to Early Oligocene in Site 573，the Eastern Pacific［J］.Journal of Jilin University：Earth Science Edition，2002，32（1）：29-33.

［3］陳圣源，楊勝雄，朱克超，等.東太平洋多金屬結(jié)核礦床地質(zhì)［M］.北京：地質(zhì)出版社，1997：1-201.

Chen Shengyuan，Yang Shengxiong，Zhu Kechao，et al.The Ore Geology of Polymetallic Nodules in the Eastern Pacific Ocean［M］.Beijing：Geological Publishing House，1997：1-201.

［4］黃永樣，楊慧寧，朱克超，等.海底沉積物類型及其地球化學(xué)環(huán)境對多金屬結(jié)核形成與分布的控制作用［M］.武漢：中國地質(zhì)大學(xué)出版社，1997：1-139.

Huang Yongyang，Yang Huining，Zhu Kechao，et al.Controlling of the Formation and Distribution for Polymetallic Nodules by the Seafloor Sediment Type and Its Geochemical Environment［M］.Wuhan：China University of Geosciences Press，1997：1-139.

［5］朱克超，李振韶，何高文，等.東太平洋多金屬結(jié)核礦產(chǎn)［M］.北京：地質(zhì)出版社，2001：1-206.

Zhu Kechao，Li Zhenshao，He Gaowen，et al.The Mineral Resources of Polymetallic Nodules in the Eastern Pacific Ocean［M］.Beijing：Geological Publishing House，2001：1-206.

［6］劉季花.東太平洋沉積物稀土元素和Nd同位素地球化學(xué)特征及其環(huán)境指示意義［D］.青島：中國科學(xué)院海洋研究所，2004：1-119.

Liu Jihua.The Geochemistry of REEs and Nd Isotope in Deep-Sea Sediments from the Eastern Pacific and Their Geological Implications［D］.Qingdao：Institute of Oceanology，Chinese Academy of Sciences，2004：1-119.

［7］呂文正，黃永樣，張國楨，等.太平洋多金屬結(jié)核中國開辟區(qū)礦床地質(zhì)［M］.北京：海洋出版社.2008：1-365.

LüWenzheng，Huang Yongyang，Zhang Guozhen，et al.Geology of the China Pioneer Area of Polymetallic Nodules Deposit in the Pacific Ocean［M］.Beijing：Ocean Press，2008：1-365.

［8］Foster J H，Opdyke N D.Upper Miocene to Recent Magnetic Stratigraphy in Deep-Sea Sediments［J］.Journal of Geophysical Research，1970，75（23）：4465-4473.

［9］Opdyke N D，Channell J E T.Magnetic Stratigraphy［M］.San Diego：Academic Press，1996：250-276.

［10］李朋武，張世紅，高銳，等.內(nèi)蒙古中部晚石炭世--早二疊世古地磁新數(shù)據(jù)及其地質(zhì)意義［J］.吉林大學(xué)學(xué)報：地球科學(xué)版，2012，42（增刊1）：423-440.

Li Pengwu，Zhang Shihong，Gao Rui，et al.New Upper Carboniferous-Lower Permian Paleomagnetic Results from the Central Inner Mongolia and Their Geological Implications［J］.Journal of Jilin University：Earth Science Edition，2012，42（Sup.1）：423-440.

［11］叢友滋.中太平洋西部C2032鉆孔巖心的古地磁測量分析及結(jié)果［J］.海洋學(xué)報，1983，5（4）：473-479.

Cong Youzi.The Paleomanetic Analyze and Results of the Core C2032in the Western Central Pacific［J］.Acta Oceanologica Sinica，1983，5（4）：473-479.

［12］湯賢贊，李粹中.中太平洋430短柱的古地磁和沉積間斷研究［J］.熱帶海洋，1992，11（3）：1-8.

Tang Xianzan，Li Cuizhong.A Study on Paleomagnetic Stratigraphy and Sedimentary Hiatuses of Core 430from the Central Pacific［J］.Tropic Oceanology，1992，11（3）：1-8.

［13］Kirschvink J L.The Least-Squares Line and Plane and Analysis of Paleomagnetic Data［J］.Geophys J R Astron Soc，1980，62：699-718.

［14］Fisher R A.Dispersion on a Sphere［J］.Proc R Soc London，1953，217：295-305.

［15］Enkin.Paleomagnetism Data Analysis Version 4.2［EB/OL］.［1994-10-01］（2013-05-22）http：//gsc.nrcan.gc.ca/sw/paleo＿e.php.

［16］Robertson D J，F(xiàn)rance D E.Discrimination of Remanence-Carrying Minerals in Mixtures，Using Isothermal Remanent Magnetisation Acquisition Curves［J］.Physics of the Earth and Planetary Interiors，1994，82（3/4）：223-234.

［17］Kruiver P P，Dekkers M J，Heslop D.Quantification of Magnetic Coercivity Components by the Analysis of Acquisition Curves of Isothermal Remanent Magnetisation［J］.Earth and Planetary Science Letters，2001，189（3/4）：269-276.

［18］Egli R.Analysis of the Field Dependence of Remanent Magnetization Curves［J］.Journal of Geophysical Research：Solid Earth，2003，108（2）：2081.

［19］Day R，F(xiàn)uller M，Schmidt V A.Hysteresis Propertites of Titanomagnetites：Grain Size and Composition Dependence［J］.Phys Earth Planet Inter，1977，13：260-267.

［20］Tauxe L，Mullender T A T，Pick T.Potbellies，Wasp－Waists，and Superparamagnetism in Magnetic Hysteresis［J］.Journal of Geophysical Research：Solid Earth，1996，101（1）：571-583.

［21］Jackson M，Worm H U，Banerjee S K.Fourier Analysis of Digital Hysteresis Data：Rock Magnetic Applications［J］.Physics of the Earth and Planetary Interiorsl，1990，65（1/2）：78-87.

［22］Tauxe L.Paleomagnetic Principles and Practice［M］.Netherlands：Kluwer Academy，1998：1-287.

［23］Tauxe L.Essentials of Paleomagnetism［M］.Berkeley：University of California Press，2010：1-489.

［24］Karlin R.Magnetite Diagenesis in Marine Sediments from the Oregon Continental Margin［J］.Journal of Geophysical Research，1990，95（4）：4405-4419.

［25］劉健.磁性礦物還原成巖作用述評［J］.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì)，2000，20（4）：103-107.

Liu Jian.Reductive Diagenesis of Magnetic Minerals：A Review ［J］. Marine Geology and Quaternary Geology，2000，20（4）：103-107.

［26］Hilton J，Lishman J P，Chapman J S，et al.Magnetic and Chemical Characterisation of a Diagenetic Magnetic Formed in the Sediments of Productive Lakes［J］.Chemical Geology，1986，56：325-335.

［27］Karlin R，Lyle M，Heath G R.Authigenic Magnetite Formation in Suboxic Marine Sediments［J］.Nature，1987，326：490-493.

［28］劉健，朱日祥，李紹全，等.南黃海東南部冰后期泥質(zhì)沉積物中磁性礦物的成巖變化及其對環(huán)境變化的響應(yīng)［J］.中國科學(xué)：D輯，2003，33（6）：583-592.

Liu Jian，Zhu Rixiang，Li Shaoquan，et al.Magnetic Mineral Diagenesis in the Post-Glacial Muddy Sediments from the Southeastern South Yellow Sea：Response to Marine Environmental Changes［J］.Science in China：Series D，2003，33（6）：583-592.

［29］Joshua I Tracer，George H Sutton，Nesteroff W D，et al.DSDP Volume 7，Shipboard Site Reports，Site 69［R］. Washington： US Government Printing Office，1971：61-134.

［30］Tjeerd H A，Heath G R，Bennett R H，et al.DSDP Volume 16，Shipboard Site Reports，Site 163［R］.Washington：US Government Printing Office，1971：411-471.

［31］Lyle M，Wilson P A，Janecek T R，et al.Proceedings of the Ocean Drilling Program，Initial Reports，Site 1219，1220，1221，1222［R］.Texas：College Station，TX（Ocean Drilling Program），2002：1-55.

［32］Felix G，James O，Alan S.A Geology Time Scale［M］.London：Cambridge University Press，2004：1-589.

［33］Barron J A，Keller G.Widespread Miocene Deep-Sea Hiatuses：Coincidence with Periods of Global Cooling［J］.Geology，1982，10：577-581.

［34］陳宗團，許東禹，劉季花，等.東北太平洋中新世古海洋環(huán)境與事件［J］.海洋學(xué)報，1994，16（6）：80-91.

Chen Zongtuan，Xu Dongyu，Liu Jihua，et al.The Miocene Paleaocean Envrionment and Events in the Northeastern Pacific［J］.Acta Oceanologica Sinica，1994，16（6）：80-91.

［35］張富元，章偉艷，朱克超，等.太平洋海山鈷結(jié)殼資源評價［M］.北京：海洋出版社，2011：1-187.

Zhang Fuyuan，Zhang Weiyan，Zhu Kechao，et al.Evaluation of Ferromanganese Crust Resources on Seamounts in the Pacific Ocean［M］.Beijing：Ocean Press，2011：1-187.