劉家岐，蘭曉東

中國地質(zhì)大學（北京）海洋學院，北京 100083

富鈷結殼因富含鈷元素而得名，中太平洋海區(qū)是富鈷結殼的優(yōu)質(zhì)產(chǎn)地，鈷含量可達1.2%[1-2]，同時結殼中的稀土元素含量遠高于一般的深海沉積物中相應的含量，一般為1500～2000 μg/g[3-4]，金、銀和鉑族元素等貴金屬含量也不低，均具有較高的經(jīng)濟價值。富鈷結殼生長緩慢，能夠記錄生長間斷對應的地質(zhì)事件和古海洋環(huán)境演化信息[5]，具有極大的海洋科學及地球科學研究價值。目前研究集中在通過地球化學組成、成因、物質(zhì)來源、磷酸鹽化等分析，總結結殼生長及其古海洋與古環(huán)境記錄[1-18]。中太平洋海區(qū)富鈷結殼中的成礦元素直接來自海水[6-7]，而南極底層水為萊恩海山區(qū)富鈷結殼的形成提供了水動力條件、氧化環(huán)境和部分成礦元素，是富鈷結殼生長的重要因素[8-10]；中太平洋經(jīng)歷2次主期和3次次期磷酸鹽化事件，磷酸鹽化事件對稀土含量影響很大，稀土元素是由鐵錳氧化物和碳氟磷灰石等吸附而進入結殼，因此，磷酸鹽化富鈷結殼的稀土豐度要高于未發(fā)生磷酸鹽化的富鈷結殼稀土豐度[11-14]。結殼各分層的元素特征與對應的微觀構造及古環(huán)境具有良好的對應關系，前人分析了結殼分層元素的變化規(guī)律，發(fā)現(xiàn)富鈷結殼多為水成成因，受到熱液作用、成巖作用干擾很小，認識到古環(huán)境變化會對富鈷結殼內(nèi)元素的富集產(chǎn)生很大影響，特別是當海水溫度急速變化、陸源物質(zhì)大量輸送、洋底構造導致的水道開閉等大型古環(huán)境事件發(fā)生時[15-18]；同時，前人還利用He、Ar、Os同位素獲取了相對準確的富鈷結殼分層年齡[19-20]。前人針對萊恩海山富鈷結殼化學元素、物質(zhì)來源、成因機制、分層年代等方面開展了基礎研究，然而沒有將富鈷結殼生長周期和間斷進行剖面識別，也缺乏富鈷結殼生長形成過程的整體分析。本文通過富鈷結殼宏微觀構造結合元素地球化學所反映的氧化性強弱情況，分析了水動力條件與氧化性強弱的相關性；利用電子探針沿樣品生長方向進行線掃描，識別元素剖面中記錄的地質(zhì)事件；利用Co年代學計算了每層的生長速度和生長時間，結合前人的測年數(shù)據(jù)反演了萊恩海山富鈷結殼樣品的生長過程，進而分析萊恩海山富鈷結殼的成因機制和生長過程。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

萊恩海山及群島位于中太平洋海盆東部的萊恩海底高原上（圖1），北邊為夏威夷海嶺與中太平洋海山群，西邊為中太平洋海盆。萊恩海山形成于晚白堊紀，可能與熱點作用有關[21]，也可能形成于大洋地殼軟弱帶拉伸造成的軟流圈地幔減壓熔融作用[22]。在整個太平洋板塊向西北運動的背景下[23]，經(jīng)歷了晚白堊紀以及始新世末期三期火山作用[19]。現(xiàn)今，萊恩群島平頂海山與尖頂海山共同發(fā)育，尖頂海山多靠近東太平洋海隆，而平頂海山多分布于西太平洋邊緣，有研究表明尖頂海山上的板狀結殼比平頂海山的更厚，而平頂海山的礫狀結殼資源則要更豐富[24-25]。研究區(qū)位于萊恩海山鏈的北部，受到南極底流的影響，南極底層水（AABW）是維持海山斜坡強氧化環(huán)境的主要因素[9]，該底層流分為上層繞極底流（UCDW）和下層繞極底流（LCDW），其中對中太平洋海盆影響最大的是LCDW，它沿湯加-克馬德克海嶺東側流入太平洋，再經(jīng)薩摩亞通道進入中太平洋，再經(jīng)夏威夷群島和菜恩群島之間的水道進入東太平洋海盆，直接影響本文所研究的區(qū)域，而UCDW不經(jīng)過研究區(qū)，途經(jīng)中太平洋海盆北部，由西向東運移；其次南極中層水（AAIW）也形成了流經(jīng)研究區(qū)域的中層水團[26]。圖1b為4000 m等深線圍限的海山，2000 m以淺的山頂發(fā)育成了平頂[27]。由于遠離陸地缺乏陸源物質(zhì)的輸入，萊恩海山沉積緩慢，主要沉積物有褐黏土、鈣質(zhì)生物沉積、硅質(zhì)生物沉積和火山沉積等[15]。萊恩海山區(qū)的最小含氧帶（OMZ）水深為400～800 m，中西部為800～1000 m，富鈷結殼大多生長在海山和海脊之上，坡度小于15°，分布水深主要為1500～2500 m[28]。

圖1 中太平洋位置圖a. 萊恩海山地理位置圖，b. 洋流運移示意圖。Fig.1 Location map of Line Seamount in the Central Pacifica. Geographical location map of Line Seamount, b. schematic diagram of ocean current migration.

2 樣品與方法

樣品取自萊恩海山鏈北部，取樣水深約2400 m。富鈷結殼表面形態(tài)有許多種類型，常見的有光滑表面、瘤狀突起、葡萄狀突起、蠕蟲狀突起和不規(guī)則型等[2]，本次富鈷結殼樣品表面為比較明顯的葡萄狀突起。樣品厚約4.2 cm，未見底層基巖，據(jù)前人對此區(qū)域富鈷結殼基巖的調(diào)查，多為玄武巖或火山碎屑[11]，在對切開后手標本的宏觀觀察中可以明顯地發(fā)現(xiàn)層狀構造（圖2），是典型的板狀結殼。同時，結殼生長是不連續(xù)的，發(fā)生過數(shù)次生長間斷，根據(jù)其致密程度可以分為3個特征層，這與中西太平洋海山具有明顯的分層相一致[11]，頂部較致密層1.1 cm，中部疏松層1.9 cm，下部致密層1.2 cm。根據(jù)宏觀顏色結合顯微內(nèi)部構造，結殼樣品可細分為5小層，從上到下分別為較致密Ⅰ層、較致密Ⅱ層、疏松Ⅲ層、疏松Ⅳ層和致密Ⅴ層。

本次研究針對富鈷結殼5小層開展鏡下顯微觀察及地球化學測試實驗。首先，在中國地質(zhì)大學（北京）地質(zhì)過程與礦產(chǎn)資源國家重點實驗室將富鈷結殼沿其生長方向切割成片狀，如圖2中橙色虛線所示，注膠磨制光片，制得的光片為樣品的縱向剖面，在中國地質(zhì)大學（北京）海洋學院利用Leica DM4 P型半自動正置偏光顯微鏡觀察結殼各層的顯微構造，判斷水動力強弱對其內(nèi)部微小構造的影響；其次，用鋼鋸將Ⅰ—Ⅴ層分離，并利用球磨儀將每一層磨成粉末狀，樣品標記為Q1至Q5用于分析測試，在北京核工業(yè)地質(zhì)研究所利用Nu Plasma II型多接收電感耦合等離子體質(zhì)譜儀進行ICPMS實驗微量元素測試，利用JXA-8100型電子探針分析儀對制得的光片進行電子探針掃描，最后根據(jù)元素含量變化探究結殼成礦過程中元素的變化趨勢和富集規(guī)律，探尋富鈷結殼的元素富集機制和古海洋環(huán)境。

圖2 萊恩海山富鈷結殼手標本及分層Fig.2 Hand specimens of the Line Seamount and stratification of cobalt rich crusts

3 結果與分析

3.1 內(nèi)部構造與海水動力

富鈷結殼類似濃縮的沉積地層，內(nèi)部存在很多微觀的同沉積發(fā)育的生長構造。萊恩海山富鈷結殼分為新老兩個殼層，上部新殼層（Ⅰ—Ⅳ層）較純凈且雜質(zhì)少，富有光澤，普遍發(fā)育“褐紅色碎屑物質(zhì)”——海洋中自生的Fe-Si-Al膠體沉積[27]；下部殼層（Ⅴ層）為典型的磷酸鹽層（表1，D1—D3），說明研究區(qū)海山經(jīng)歷了廣泛磷酸鹽化，可能與赤道上升流活動相關[29]。從形態(tài)上，結殼樣品微觀構造大體可分為柱狀構造、斑雜狀構造、緩波紋層構造和致密塊狀構造等基本類型（圖3）。Ⅰ層表面比較光滑，顏色為黑褐色，雜質(zhì)較少，比較致密，硬度較大，鏡下為雪松狀構造，分布寬緩有序，向四周發(fā)散；Ⅱ層與Ⅰ層外部特征類似，鏡下為胡蘿卜狀構造，橫切面柱體呈同心圓狀，在縱切面上柱體呈柱形，形態(tài)上分為長和短兩種類型；Ⅲ層和Ⅳ層為黃褐色，內(nèi)部混亂無序，由眾多團塊組成，單個大小200 μm左右，發(fā)育不規(guī)則，無規(guī)律分布，含沉積物雜質(zhì)，孔隙也很發(fā)育，多見斑雜狀構造；Ⅴ層為亮黑色，具有瀝青光澤，亮煤狀，均勻塊狀構造，雜質(zhì)較少且組成較為純凈，斷口呈貝殼狀，硬度大且質(zhì)脆，具有微小的紋層，呈短波浪狀，在內(nèi)部可見有孔蟲生物沉積構造（圖3i）。

圖3 萊恩海山結殼樣品顯微照片及背散射照片a、b. 雪松狀構造，Ⅰ層；c、d. 胡蘿卜狀構造，Ⅱ層；e. 斑雜狀構造，Ⅲ層；f. 斑雜狀構造，Ⅳ層；g. 均勻狀，緩波狀構造，Ⅴ層；h-l分別為Ⅴ-Ⅰ層的背散射照片，h中可見有孔蟲生物沉積。Fig.3 Micrographs and backscatter photographs of the crust from the Line Seamounta&b. Cedar structure, first layer; c&d. carrot structure, second layer; e. speckle structure, third layer; f. speckle structure, fourth layer;g. homogeneous structure, fifth layer; h-l are the backscattering images of layer Ⅴ-Ⅰ, respectively. Foraminiferal biodeposition can be seen in h foraminiferal biodeposition.

富鈷結殼的微觀構造可以歸類為微小疊層石構造，按照類似疊層石生長規(guī)則發(fā)育，可以反映結殼生長時的水動力強弱和沉積環(huán)境的不同[30]。根據(jù)疊層石的規(guī)模和紋層彎曲程度，可分為均勻狀、斑雜狀、雪松狀和胡蘿卜狀等，水動力依次增強。Ⅴ層均勻塊狀構造，水動力最弱；Ⅲ層和Ⅳ層為斑雜狀，水動力有所加強，在偏光顯微鏡下可以觀察到很多較暗部分，為泥質(zhì)和磷酸鹽沉積物，因此水動力不會很強；Ⅱ層中以胡蘿卜狀疊層石最為發(fā)育，水動力最強；Ⅰ層雪松狀構造，整體構造顯得寬緩，表明水動力較Ⅱ層有所減弱，水動力次強；總體來說，由下至上，Ⅴ層至Ⅱ層的水動力逐漸增大到最強，至Ⅰ層的水動力又稍有減弱變?yōu)榇螐姟?/p>

3.2 氧化還原環(huán)境

根據(jù)電子探針線掃描結果，Mn、Fe的含量在結殼5個層中都比較高，含量變化也很小。結殼Fe平均含量值為138.25 mg/g，Mn平均含量為216.38 mg/g，Mn/Fe比值平均值為1.57，表明在富鈷結殼中Mn比Fe更加富集。而結殼中Mn、Fe含量的變化與海水的pH值和含氧量變化密切相關，由于Fe的親氧性比Mn強，結殼中Fe幾乎全部是以三價鐵的形式存在的，Mn含量較高反映海水pH及含氧量較高[19]，在樣品剖面上的Mn含量大多高于Fe的含量，可以初步說明結殼的生長環(huán)境應該是長期處于氧化環(huán)境。

Co被視為最具有水成特征的元素，在結殼各層中含量都比較高（表2），但分布不均勻。在結殼形成過程中，大部分Co是以離子態(tài)被吸附而進入結殼，也有一部分Co可能是通過置換而加入，強氧化環(huán)境下，Co2+在MnO2表面被氧化為Co3+，Co3+的離子半徑與Mn4+的離子半徑接近，因此，可以置換Mn4+而進入結殼，結殼中很高的Co含量應該歸結于形成環(huán)境中的高氧化條件。Co含量的變化范圍為6673～10444 μg/g，平均值為9555 μg/g。除第Ⅴ層外，從下向上Co有略微增高的趨勢，其中Ⅳ層的Co含量最低，說明磷酸鹽化抑制了富鈷結殼對Co元素的富集；而Co由Ⅳ層至Ⅰ層的含量逐漸增多，初步判斷其氧化性逐漸增強。

Ce的氧化物或氫氧化物的溶解度很小，在氧化條件下，Ce3+易氧化成Ce4+，由于Ce4+水溶性高，易于被膠體吸附發(fā)生沉淀，使得Ce在海水里滯留時間比其他稀土元素更短，因此海水中的Ce是處于明顯虧損狀態(tài)的[19]。δCe值的大小可以反映富鈷結殼形成過程中（表3），稀土元素離子在海水和結殼間交換的程度，以及其生長海域的海水的氧化還原特征，一般δCe值越大海水的氧化性越強。在結殼樣品中δCe值為1.46～2.39，平均為1.84，是明顯的正異常，Ⅰ層δCe略低于Ⅱ層，Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ層中高δCe值會受到孔隙中黏土礦物和磷酸鹽吸附作用的影響而偏高[16]。綜合Co的氧化性變化趨勢，萊恩海山富鈷結殼Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ層的氧化性較上面兩層弱，由Ⅴ層至Ⅱ層逐漸增強，至Ⅰ層有所減弱。

表3 萊恩海山富鈷結殼樣品稀土元素Table 3 Analysis table of rare earth elements of cobalt rich crust samples from the Line Seamount

3.3 富集特征與成因機制

分配系數(shù)（Kd）是某種元素在富鈷結殼中的平均含量與該元素在海水中的平均含量之比，用公式Kd=Ci/Csw（Ci為樣品中各元素的濃度，Csw為對應的海水中元素的濃度[32]）計算，分配系數(shù)與滯留時間可以說明富鈷結殼中元素的富集特征。根據(jù)前人得到的部分元素在海水中的滯留時間[33]，結合本文數(shù)據(jù)計算并繪制了萊恩海山富鈷結殼樣品中元素分配系數(shù)與其滯留時間的關系（圖4）。元素的分配系數(shù)與元素在海水中滯留時間存在一定的線性關系，而且滯留時間短的元素具有更高的分配系數(shù)，在富鈷結殼中更為富集。同時收集了深海黏土中的元素的平均含量[34]，并計算了萊恩海山結殼和太平洋深海黏土中部分元素的分配系數(shù)（圖5），發(fā)現(xiàn)深海黏土-海水與富鈷結殼-海水的分配系數(shù)具有親密的關系，說明富鈷結殼與深海黏土吸附這些元素的機制相似，富鈷結殼中的元素是從海水中直接富集的。

圖4 萊恩海山富鈷結殼部分元素分配系數(shù)與其滯留時間的關系Fig.4 Relationship between partial element partition coefficients and residence time of cobalt rich crusts on the Line Seamount

經(jīng)過元素含量標準化處理，稀土元素可以反映富鈷結殼元素的富集特征。由于海水中重稀土元素比輕稀土元素更易形成穩(wěn)定的絡合物，使得HREE相對于LREE更難固定在結殼的礦物相中[19]，因此，水成成因的富鈷結殼的特征之一是LREE的富集水平很高，HREE相對虧損。從表3數(shù)據(jù)可以看出，結殼樣品中La/Yb的比值為7.57～9.10，LREE/HREE為7.38～9.36，都印證了萊恩海山富鈷結殼輕稀土元素較為富集而重稀土元素較為虧損，具有輕稀土型特征。（La/Sm）N反映了輕稀土元素之間的分餾程度，值越大輕稀土越富集；而（Gd/Yb）N反映了重稀土元素之間的分餾程度，值越小重稀土富集程度越高。萊恩海山結殼樣品（La/Sm）N值均大于1，（Gd/Yb）N為0.74～0.94，表明萊恩海山富鈷結殼為輕稀土富集型。

水成成因的結殼的稀土元素配分模式的特點是具有明顯的Ce正異常，略有Gd和Ho的正異常，以及明顯的Y負異常[35]。富鈷結殼的稀土配分模式（圖6）基本符合典型的水成成因的富鈷結殼特點，從整體上看，稀土配分曲線整體上較為平坦且輕稀土元素富集，結殼的稀土元素配分曲線與海水呈鏡像關系，側面反應了其主要來源不是大陸地殼，稀土元素的主要來源為海水。同時，富鈷結殼δCe為1.46～2.39，具有明顯的正異常特征，且Mn/Fe值平均為1.57，也符合水成成因的化學特征。本文數(shù)據(jù)（圖6a）與萊恩海山鏈的MP2海山相比較為接近，只是Ce的正異常和Y的負異常沒有后者明顯；與西太平洋麥哲倫海山相比可以發(fā)現(xiàn)，本文的稀土配分模式與圖6d更為接近，應該屬于未磷酸鹽化的富鈷結殼，但是Y 異常比較特殊，在未磷酸鹽化富鈷結殼中主要為負 Y 異常，而在磷酸鹽化富鈷結殼中則表現(xiàn)為正負兩重性[11],所以關于是否磷酸鹽化應結合Ca和P來討論。

富鈷結殼的水成成因是現(xiàn)在的主流觀點[7]，F(xiàn)e、Mn和（Co+Cu+Ni）×10組成的三角圖可以有效判別富鈷結殼（核）的成因類型[36]，根據(jù)Fe、Mn、Co、Cu和Ni的數(shù)據(jù)投點（圖7），萊恩海山結殼Ⅰ-Ⅳ層所有測點均落在水成成因的區(qū)域內(nèi)。

圖7 萊恩海山富鈷結殼的三角成因判別圖[30]Fig.7 Trigonometric genetic discriminant map of cobalt-rich crust in the Line Seamount [30]

Zn和Cu含量高指示了較高的生物生產(chǎn)力[26]，萊恩海山結殼中Cu、Zn和Ni從Ⅴ層至Ⅰ層變化趨勢相同，元素含量逐漸降低，Ⅰ—Ⅳ層總體穩(wěn)定，在Ⅴ層中均處于最高值，說明在Ⅴ層磷酸鹽沉積時生物活動十分活躍。同時，結殼中Sr含量較高，含量為1432～1662 μg/g，平均值為1568 μg/g，在結殼剖面中從Ⅴ層至Ⅲ層含量逐漸降低，至Ⅱ層有所升高，至Ⅰ層又開始下降；Ba的含量也比較高，為1012～1723 μg/g，平均值為1273 μg/g，由Ⅴ至Ⅰ層逐漸降低。海相沉積物中Ba、Sr一般與生物殘骸有關，而Ⅴ層的Ba和Sr含量最高，說明Ⅴ層沉積期海洋生物活動很活躍。由下層至上層，Ce含量呈遞減趨勢，而Ce含量與古生物生產(chǎn)力呈正相關關系[18]，說明在老殼層生長時期的生物活動強烈。P和Ca元素是生命必不可少的元素，深海可通過磷酸鹽化作用、生物碎屑和化石進入富鈷結殼，萊恩海山結殼老殼層中P和Ca明顯富集，含量遠遠高于上部4層（圖8），結合有孔蟲生物沉積化石（圖3i），說明老殼層Ⅴ層為生物成因的磷酸鹽層。

4 討論

結合Co經(jīng)驗公式（1）[39-40]和（2）[41]計算得到結殼5個層從上層至下層的生長速率分別為1.6、1.6、1.8、2.0、1.6 mm/Ma，用每層的厚度除以每層的生長速率即為該層的生長時間，這部分結殼總共生長約24 Ma，從生長開始至停止生長的43 Ma期間，有大約19 Ma的時間都在停止生長，這部分時間大多集中在不同層的交接處，隨著海山頂部深度的不斷變化，結殼進入最小含氧帶內(nèi)，從而停止生長。

磷酸鹽化作用是富鈷結殼生長期間重要的成巖事件之一，在萊恩海山結殼生長期間內(nèi)，電子探針先掃描的元素剖面共記錄了3次磷酸鹽化事件（圖8）。Halbach和Koschinsky將最小含氧帶（OMZ）的擴張期與富鈷結殼中磷酸鹽形成時期聯(lián)系起來[29,42]，在太平洋赤道區(qū)域發(fā)生了兩次主期（時間分別為39～34和27～21 Ma）和3次次期磷酸鹽化事件（時間分別為71、31和15 Ma）[12-14]。綜合Klemm[37]、符亞洲[19]和丁旋[16]中同位素測年數(shù)據(jù)，對比結殼的分層，大致恢復了萊恩海山富鈷結殼的生長過程。萊恩海山富鈷結殼生長時間開始于第一次的次期磷酸巖化事件，約為71 Ma[19]，71～64 Ma沉積了海洋生命活動旺盛的致密層（V層），此時萊恩海山正處于第二期白堊紀晚期的火山作用，隨著板塊移動，萊恩海山處于古赤道位置，受赤道上升流影響，底流和水團運動將富含P的底層水運送進入上層海水，使得上層水團的生物生產(chǎn)力提高，富含P的最低含氧帶下降至富鈷結殼生長的海山，促使了磷酸鹽化作用的發(fā)生，使得P大量進入并改變著結殼。而樣品Ⅴ層中的Co含量并未受到磷酸鹽化作用的過多影響，相比上層仍然較高，說明磷酸鹽化作用不是造成結殼Co含量虧損的唯一原因[43]。64～59 Ma左右富鈷結殼沉積間斷并轉為疏松層生長，對應的事件是古新世流星撞擊及古海洋環(huán)境的變化，這可能是有孔蟲滅絕的原因之一；59～54 Ma疏松層（Ⅳ層）的生長速度加快，結殼中的Co元素含量減少，與該時期氣候溫暖潮濕，陸地化學風化作用強烈，陸源營養(yǎng)物質(zhì)供應豐富有關，54 Ma的晚古新世極熱事件導致兩極溫暖，緯向溫度梯度小，風驅海洋循環(huán)及上升流活動微弱，陸地風化作用亦減弱，開放大洋的生物生產(chǎn)力下降，富鈷結殼再次出現(xiàn)生長間斷；44 Ma氣候進一步變冷，富鈷結殼恢復疏松層（Ⅲ層）沉積；39～34 Ma的大規(guī)模磷酸鹽化事件導致沉積間斷，并對結殼的Ⅲ和Ⅳ層進行了磷酸鹽化改造；在E-O始新世末急速變冷期結殼恢復沉積，較致密層（Ⅱ層）開始生長，31 Ma的小規(guī)模磷酸鹽化事件作為Ⅰ層和Ⅱ層的分界線，此次事件導致結殼中的Ca和P再次出現(xiàn)異常高值；早漸新世28 Ma富鈷結殼較致密層（Ⅰ層）停止生長，原因可能為海山隨板塊運移，深度變小進入最小含氧帶內(nèi)，從而停止沉積。

5 結論

（1）富鈷結殼微小構造可以判斷各層生長時的水動力情況，Ⅴ層的水動力最弱，向上逐漸加強，至Ⅱ層以胡蘿卜狀構造所反映的水動力情況最強，Ⅰ層稍有減弱變?yōu)榇螐姡桓烩捊Y殼成礦的海水環(huán)境長期處于氧化條件下，稀土配分模式中Ce為明顯的正異常，在剖面上Mn/Fe平均值也較高，再結合Co元素的變化，氧化性的變化趨勢為由Ⅴ至Ⅱ層氧化性逐漸增強，Ⅰ層有所減弱，變?yōu)榇螐?。在Ⅰ至Ⅴ層水動力情況和氧化還原環(huán)境兩者的變化趨勢一致。

（2）萊恩海山富鈷結殼稀土配分模式表現(xiàn)為輕稀土富集型，具有明顯的Ce正異常，Gd、Ho輕微的正異常和明顯的Y負異常等特點，符合水成結殼的特點，三角成因判別圖亦顯示其水成特點。

（3）Ⅴ層為生物成因的磷酸鹽巖層，P、Ca、Cu、Zn、Ba、Sr的含量遠遠高于上層，且在此層中發(fā)現(xiàn)了有孔蟲生物沉積構造，但是在Ⅴ層中的Co含量相比上層較高，可能存在Co含量更高的原生富鈷殼層，磷酸鹽化作用對Ⅴ層的改造和影響有限，在對P元素線掃描剖面上觀察到了3次磷酸鹽化事件。

致謝：感謝中國地質(zhì)大學（北京）海洋學院方念喬教授提供的寶貴樣品。