东太平洋克拉里昂－克里帕顿断裂带WPC1101沉积柱样磁性地层及沉积环境

王海峰，韩玉林，朱克超，易 亮，邓希光，刘广虎，任江波

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

2.中国科学院南海海洋研究所，广州 510301

3.中国科学院地质与地球物理研究所，北京 100029

0 引言

赤道东太平洋克拉里昂和克里帕顿断裂带之间（Clarion-Clipperton fracture zone，CC区）是著名的多金属结核富集区。为了阐明该多金属结核的物质来源、生长过程、形成机制、内部结构与沉积环境，众多研究者从沉积学、矿物学、地球化学、微生物学等不同角度对CC区硅质沉积物进行了大量研究［1－7］，然而建立可靠的年代框架是上述研究的基础。太平洋CC区大部分沉积物处于CCD（碳酸盐补偿深度）以下，钙质壳体多被严重溶解，碳、氧同位素定年方法难以解决年代问题。古地磁极性变化是一个全球一致的现象，可以作为全球对比的标准，利用沉积物对地磁场极性倒转事件的记录建立地层等时格架，即磁性地层学（magnetostratigraphy）是解决这一问题的有效手段［8－10］。自20世纪70年代深海钻探计划（DSDP）在对深海沉积岩心进行古地磁等多学科分析时，发现磁性地层、生物地层、气候地层在地质时期存在着明显的相关性［11］。有关CC区的磁性地层研究已有诸多成果［3－5，12］，但是取样并不连续，多数样品仅选择数步进行退磁，忽视了磁偏角与天然剩磁的意义。笔者拟通过连续的古地磁取样测试并结合微体古生物鉴定，对重力活塞柱样 WPC1101进行精确的地层划分，并对其记录的沉积环境演化信息进行探讨。

1 材料与方法

重力活塞柱样WPC1101是2011年广州海洋地质调查局“海洋六号”船在大洋23航次期间取得，位于CC区中国多金属首采区西区（取样位置见图1），岩心总长6.32m，水深5 173m，已处于CCD界面以下。

WPC1101岩性特征描述：

0～3cm，浮泥，黄褐色，半流动状，开口处见一结核，直径约2cm。

3～340cm，棕褐色深海黏土，质软，无味，质地均一，含生物扰动造成的环状或团块状浅黄色脱色黏土团块。

340～350cm，结核富集层位，含大量结核及结核碎屑。其中，一块保存完好的结核直径2cm，黑褐色，二连生体，S型。

350～632cm，棕褐色深海黏土，质软，无味，质地均一，含生物扰动造成的环状或团块状浅黄色脱色黏土团块。

涂片鉴定显示：该柱样黏土体积分数为65%～79%，硅质体积分数为21%～34%。除顶部0～10 cm及最底部620～632cm硅质体积分数小于25%，定名为含硅质的黏土外，其余部分均为硅质黏土。此外还可见沸石、火山玻璃、鱼牙骨及少量微结核（含量很少，尚不足1%），表明该岩心是在沉积速率十分缓慢的条件下形成的，伴随有频繁的火山热液活动影响。

图中的图例为不同国家及国际组织向联合国国际海底管理局申请的多金属结核矿区，其中“海金联”为国际海洋金属联合会的简称，“保留区”为国际海底管理局保留的多金属结核矿区。小图中的SITE69代表69号站位，其余类推。

该柱样除中部340～350cm段多金属结核层未取样外，其余部分利用2cm×2cm×2cm的无磁塑料方盒连续取样，共取样品310个，冷藏以保存样品水分供古地磁测量使用。

岩石磁学样品在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代实验室完成。选取6个典型样品进行了等温剩余磁化强度（IRM）测试及其获得曲线、磁滞回线，并计算了磁矩差（ΔM）和磁矩差的一阶导数（dΔM/dB）等岩石磁学参数。

利用振荡样品磁力仪（VSM）测量样品的磁滞回线和反向场退磁曲线，得到饱和磁化强度（Ms）、饱和剩余磁化强度 （Mrs）、矫顽力（Bc）以及剩磁矫顽力（Bcr）。磁场强度区间为±1.5T。之后在1.5 T的脉冲磁场中进行磁化，本文将1.5T磁场下获得的等温剩磁定义为饱和等温剩磁（SIRM）。

古地磁样品在中国科学院南海海洋研究所古地磁实验室完成测定。测量仪器为2G三轴低温超导岩石磁力仪。所有样品先进行天然剩余磁化强度（NRM）的测定，之后利用Model 600型交变退磁仪进行交变系统退磁，退磁强度从2mT开始逐步递增，经6、10、15、20、25、30、35、40、50、60、70、80mT，直至100mT为止。剩磁测试在2G三轴低温超导磁力仪上进行。退磁数据通过主成分分析［13］求得每个样品的特征剩磁分量，通过Fisher统计［14］最终获得剩磁组分的平均方向。数据利用Enkin［15］开发的古地磁分析软件Paleomagnetism Data Analysis Version 4.2进行处理。

另每10cm取一个样品，进行微体古生物化石的鉴定，由广州海洋资源环境监测中心进行鉴定。硅藻鉴定处理方法：取干样1g，加水浸泡，先后加入H2O2和HCl，纯净水冲洗至中性；晾干后用密度为2.4g/cm3的重液进行浮选，稀释后，取1/n（n一般为2，4，8，16…，视样品中化石数量而定）滴到盖玻片上晾干，制成固定片；最后在Axio Imager.A1相差显微镜下进行鉴定。每个盖玻片统计100个硅藻化石，如果1个盖片上的硅藻化石不足100个，则看2～3个盖片，经换算得出每个样品的丰度（个/g）。

放射虫鉴定处理方法：取3～5g干样，加水浸泡，先后加入H2O2和HCl，充分作用后稀释。将样品倒入0.05mm分析筛内，用水冲洗，除去黏土。剩余样品吸去水分，在电热板上烘干，即得放射虫壳体样品。取1/n（n意义同上）制成固定片，置于ZEISS生物显微镜下鉴定，每个样品统计放射虫的个体总数不少于200个，若单个固定片上的放射虫数不足200个则统计全片。计数固定片中每个属种的个体数量m及所有属种的个体总数量N。该样品放射虫的丰度即为nN/干样质量（3～5g），单位为个/g。

2 结果

2.1 微体古生物鉴定结果

由于取样点位于CCD界面以下，钙质生物（有孔虫与钙质超微化石）壳体几乎溶解。准确的地层划分参考硅质生物化石。

2.1.1 硅藻化石

WPC1101柱状样共有39个样品（0～390cm）见硅藻化石，24个样品（390～633cm）未见硅藻化石。0～80cm层位硅藻化石保存较好，硅藻丰度较高，为3 150～36 050个/g，80～390cm层位保存中等，丰度为140～2 520个/g。

本柱状样共鉴定硅藻化石46种，优势属种有Coscinodiscus nodulifer、Nitzschia marina、Hemidiscus cuneiformis、Thalassiosira oestrupii、Coscinodiscus marginatus、Actinocyclus ingens、Coscinodiscus oligocenicus。在50～60cm层位见有第四纪标准化石Pseudoenuotia doliolus以及第四纪常见硅藻化石组合Cosinodiscus nodulifer、Nitzchia marina、Thalassira oestrupii，可以确定60cm以上层位地层为第四系。初现界面在上新世晚期的硅藻化石Cosinodiscus nodulifer从柱样顶部至340cm处均有发现，而在340～350cm结核层以下则并未发现，表明该层段沉积于上新世--第四纪时期。390cm以下未见硅藻生物化石，反映该段沉积环境发生重大变化，海水变深，南极底流更加活跃，溶蚀作用进一步增强，以致硅藻化石被全部溶解［3］。硅藻属种绝大部分为热性种，代表了热带气候；其中含有大量的Coscinodiscu marginatus和Cestodiscus pulchellus硅藻化石，这些生活在亚南极区抗溶性冷水种的出现，表明该区域的沉积过程中持续受到了南极底流的影响。详细的硅藻属种含量见图2。

2.1.2 放射虫化石

WPC1101柱状样各个层位均不同程度见有放射虫化石。化石保存状态中等，含少量硅质碎片。各层位放射虫丰度总体较高，呈波动变化，多数层位每克干样含几百个至两千余个放射虫个体不等。其中，490～500cm层段丰度最低，每克干样含放射虫个体430个，300～310cm层段丰度最高，每克干样含放射虫个体6 080个，该柱状样共鉴定放射虫38个种，隶属26个属。

WPC1101柱状样的0～40cm层段均见有上新世晚期-第四纪的标准化石Spongaster tetras以及数量较多的始新世、渐新世的再沉积化石，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，因此推断0～40cm层段地层年代为第四纪。柱状样的40～633cm层段放射虫面貌相似，均为始新世、渐新世、中新世的化石，包括渐新世-早中新世化石Dorcadospyris ateuchus、中晚渐新世化石Dendrospyris didiceros、始新世化石Dictyoprora mongolferi、Lithochytris vespertilio、Lithocyclia ocellus、Phormocytris embolum、Sethochytris babylonis、Thyrsocyrtis rhizodon、Thyrsocyrtis robusta等，未见上新世、更新世及全新世标准化石，推断40～633cm层段的沉积年代为晚渐新世--早中新世。详细的放射虫鉴定结果见图3。

该种硅藻数量所占比率中，一刻度为5%。

2.2 岩石磁学测试结果

样品中可能含有多种磁性矿物，其粒径与成分也有较大差异。因此，利用重力分异法对样品进行处理后进行磁性矿物成分的分析［16－18］，样品的岩石磁学特征见图4。IRM获得曲线利用Matlab7.1进行分析。处理后的曲线图用于解释剩磁矫顽力分布特征。样品曲线呈单峰状分布，矫顽力为30～40 mT，说明磁铁矿是沉积物中的主要磁性矿物。

磁滞回线、ΔM和dΔM/dB曲线可以更好地判断磁性矿物的种类。样品的磁滞回线均在300mT左右闭合，表现为明显的亚铁磁性矿物特征，表明低矫顽力的磁性矿物（主要为磁铁矿）主导了磁滞行为。Day等［19］提出的判断磁畴范围的方法：单畴颗粒（SD）的Mrs/Ms＞0.5，Bcr/Bc＜1.5；多畴颗粒（MD）的Mrs/Ms＜0.05，Bcr/Bc＞5.0；准单畴颗粒（PSD）的Mrs/Ms和Bcr/Bc的大小则介于SD和MD之间。将样品的磁滞参数投影到Day氏图中（图5），均落在了PSD区域内，表明样品中的亚铁磁性矿物为粒度较细的准单畴颗粒。

ΔM和dΔM/dB曲线仅对剩磁的载体十分敏感［20－23］，能够区分磁滞回线中不同范围内的剩磁矫顽力差异。样品结果中有2类dΔM/dB曲线：第一类为单峰，其峰值位于10～20mT（样品1、81、139、229、273，其峰值均为14.3mT），指示其中磁铁矿的存在；另一类出现双峰（样品304），第一个峰值出现于14.3mT，次峰出现于105mT，表明其中磁铁矿的存在，同时可能含有少量的赤铁矿/针铁矿。

2.3 古地磁测试结果

样品天然剩磁的强度有一个数量级的变化，从1.9mA/m到12.3mA/m。从剩磁强度衰减曲线可知，大部分样品的剩余磁化强度随着交变磁场峰值的增强逐渐下降，退磁曲线较光滑，少有大幅度的跳跃，这些特征表明沉积物中的磁性物质比较单一（图6）。90%的样品在交变磁场峰值为25mT时，剩磁强度衰减到天然剩磁强度的50%～70%；少数样品如最底部10个样品301 -310号样品（埋深612～634cm），在交变磁场峰值为10mT时，剩磁强度就衰减到天然剩磁强度的50%。

放射虫数量占全部放射虫比率中，一刻度为5%。

图4 WPC1101沉积柱样典型样品的岩石磁学特征Fig.4 Rock magnetic character of typical samples of core WPC1101

多数样品在交变磁场峰值为25mT时候可以去除黏滞剩磁，25mT之后的剩磁方向基本稳定，并成直线趋向原点，80～100mT时剩磁强度已经下降到天然剩余磁化强度的5%以下，Zijderveld正交矢量投影图上显示80～100mT时的剩磁方向接近原点，表明样品的退磁结果稳定、可信。大部分样品的系统交变退磁结果都显示了稳定趋向原点的特征剩磁组分，一般选择25～100mT段的退磁数据来拟合样品的特征剩磁方向（图6）。特征剩磁方向通过主成分分析法并过原点线性拟合得到，主成分分析时选择的退磁步骤至少为6步，通常为10步。

个别样品在交变磁场峰值为6mT时，剩磁强度就已经衰减为天然剩磁的10%，或者更小。由于剩磁强度太弱，接近超导磁力仪的噪音水平，剩磁方向不准确，无法分离出特征剩磁，这样的样品有编号147/292-294、154/306-308、169/336-338、261/530-532、295/598-600、296/600-602。个别样品的退磁曲线显示剩磁强度反复无常，Zijderveld投影图上显示剩磁方向不稳定，也无法分离出特征剩磁方向。另外样品23/44-46和65/128-130，虽然在交变磁场峰值为25mT时，剩磁强度衰减到天然剩磁的50%，而且退磁曲线光滑，但是在交变磁场峰值为100mT时，剩磁仍有天然剩磁的30%左右。总计对310个样品进行了交变退磁，其中可提供有效地磁场方向的样品共计300个，舍弃了10个样品，分别为：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。

由于在取样时钻孔岩心没有进行水平方向定位，特征剩磁的磁偏角虽无地质意义，但仍具有相对意义。当正负极性发生转变的时候，特征剩磁的磁偏角也随之从一极偏向到另一极，相差约180°（位于最顶端处的9个反极性时样品磁偏角除外）。但由于取样时岩心被锯成数段，每一段之间没有做相对定向，所以不同段之间同一极性时期的偏角不一样。以最初2m的偏角为标准，对2.0m以下样品的偏角进行了校正（进行分段校正的样品起始深度分别为2.0m、3.5m、5.5m），绘制出钻孔的磁偏角（DEC）、磁倾角（INC）及天然剩磁（NRM）随深度的变化曲线。详细结果见图7。

WPC1101柱样样品天然剩磁为1.9～12.5 mA/m。除柱样最顶端2个反极性时样品外，其余样品NRM表现出一定的规律性：

1）正极性时内样品的天然剩磁较强，一般大于7.0mA/m（唯一的例外样品为154/306-308，NRM＝2.7mA/m，其退磁曲线及Zijderveld投影图见图6）；而处于反极性时内样品的天然剩磁强度较弱，一般小于7mA/m（最顶端样品1/0-2，NRM＝12.3 mA/m，其退磁曲线及Zijderveld投影图见图6）。

2）当地磁极性反转时（由负极性转为正极性或由正极性转为负极性），其NRM一般极弱，如样品9/16-18、109/214-216、149/296-298、169/336-338、300/609-611，其NRM分别为2.46、2.78、3.25、2.13、4.01mA/m。

WPC1101柱样古地磁极性依照样品的地磁倾角测量结果稳定、正负极性区分明显，共可划分为3个反极性期及3个正极性期。3个反极性期的深度依次为：0～18cm，216～298cm，336～612cm；3个正极性期的深度依次为18～216cm，298～336cm，612～632cm。其中，531～537cm处的3个样品（261、262、263）尽管磁倾角为正，但是它们的磁偏角为270°～360°，并未出现180°的偏转，且其NRM值分别为2.43、3.02、2.38mA/m，与上下地层反极性样品的磁偏角和NRM基本一致。同时交变退磁曲线及Zijderveld投影图（图6）显示出退磁曲线紊乱，不能提供可信的地磁极性方向，结果具有一定的不确定性，予以舍弃。

图5 样品的剩磁比和矫顽力比在Day氏图上的投影Fig.5 Ratio values of Mrs/Ms and Bcr/Br in Day diagram for samples of core WPC1101

3 讨论

3.1 WPC1101沉积柱样中磁性矿物还原成岩作用

最近数十年来的研究表明，在海洋和湖泊环境中沉积的磁性矿物，普遍受到沉积后还原成岩作用的影响，从而导致沉积物原始磁学特征的改变［24－25］。早期成岩过程是指沉积物埋藏在沉积物表层固液界面附近所产生的各种化学反应和迁移过程，在固液界面附近，沉积物的磁性受游离氧、有机质、微生物活动、环境物质组成及沉积速率等因素的影响。成岩作用对沉积物磁性记录的改造，在深海沉积、近海陆架沉积、湖泊沉积等研究中都有所发现［26－28］。这些遭受过还原成岩作用的沉积物具有如下标志性的磁学特征：沉积物的天然剩磁、磁化率（χ）、非磁滞剩磁（ARM）、饱和等温剩磁（SIRM）以及饱和磁化强度（Ms）从顶部（一般5～20cm）向下快速降低，在一定深度（如30～60cm）上基本达到稳定，反映磁性矿物的含量从一定深度向下因还原溶解作用而显著减少。但在同一沉积物内，这些参数各自开始向下变小的位置（深度）有可能不一样，且下降的幅度亦会有所差别，这归因于磁性矿物的选择性溶解作用和不同粒径磁颗粒对不同磁学参数的贡献程度有别［25］。沉积物中磁性矿物的还原成岩作用，无疑在一定程度上使沉积序列的磁学记录“失真”，对古地磁和环境磁学的研究带来一定的影响。成岩过程中磁性矿物的大量溶解，不仅使天然剩磁大幅度降低，而且可能会使古地磁方向的记录变得不稳定。

空心三角代表水平面投影图；实心方框为垂直面投影图。M/Mmax为磁矩/最大磁矩，表征剩磁衰减强度。1/0-2/12.3表示1号样品，取样深度为0～2cm，天然剩磁为12.3mA/m。具体的交变退磁场强度（单位为mT）标于1号样品中，其中，样品1、10、81、138、200、229、273、304可提供可信的地磁场方向，样品154、261结果不可靠。

受到还原成岩作用影响的海洋沉积物处于还原环境，伴随有铁硫化物的生成。WPC1101柱样岩心颜色为均一的棕褐色，岩石磁学性质显示样品中的磁性矿物以磁铁矿为主，仅底部极少数样品含少量赤铁矿/针铁矿，天然剩磁强度的变化在一个数量级以内，表明该沉积柱样可能并未受到后期成岩作用的影响。这是由于CC区自晚渐新世以来受到富氧的南极底流的影响，长期处于氧化环境条件下所致。综上所述，WPC1101沉积柱样内的磁性矿物并未发生后期还原成岩作用，其记录的古地磁极性方向并未发生改变。

图7 WPC1101孔岩心特征及磁偏角、磁倾角结果Fig.7 Lithologic character and declination，inclination results of core WPC1101

3.2 WPC1101柱样地层划分及其内出现的沉积间断

从柱样不同的岩性特征（如多金属结核的出现、钙质生物沉积缺失及大量沸石的出现），可认为该柱样是在沉积速率十分缓慢的条件下形成的。沉积物岩心中层状产出的结核，可能代表了古侵蚀面或无堆积面，即地质时期内的沉积间断。WPC1101柱样顶端及340～350cm处出现的多金属结核富集层位，表明这两处发生了沉积间断。柱样顶部60cm为第四纪常见的硅藻化石组合Coscinodiscus nodulifer、Nitzchia maria、Thalassira oestrupii；在50～60cm层位出现第四纪标准化石Pseudoenuotia doliolus；0～40cm处见上新世晚期－第四纪的标准放射虫化石Spongaster tetras。可以确定，在60cm以上为第四纪地层。初现界面在上新世晚期的硅藻化石Cosinodiscus nodulifer从柱样顶部至340cm处均有发现，而放射虫化石多为始新世、渐新世的再沉积放射虫化石。依据硅藻鉴定结果，可确定此段沉积物形成于上新世期间。380 cm以下未见硅藻化石，放射虫鉴定结果显示该层段均为始新世、渐新世、中新世的化石，推断沉积年代为晚渐新世--早中新世。

WPC1101孔顶端18cm为反极性，缺失布容正向期的沉积；且顶端含有一多金属结核。二者表明该柱样顶端并未接受沉积（或接受沉积，但之后由于底流的增强，冲刷、溶蚀、再搬运已有的沉积物，造成沉积物的缺失，同时这也是硅藻、放射虫鉴定时发现大量再沉积化石的原因）。该段反极性沉积物应为1r反极性时下部的沉积物。20～60cm正极性期地层对应于2正极性时，60～216cm处的正极性地层相当于2A正极性时。二者之间缺失了2r反极性期。216～298cm的反极性地层对应于极性时2A期间内的反向期。298～336cm正向期相当于亚极性时2A-3。340～350cm处出现的结核层位，表明该处存在沉积间断，该间断可能自晚渐新世一直持续到上新世。在340～632cm地层中，依据放射虫化石地层，可确定该段沉积物形成于晚渐新世－早中新世，但已有诸多研究结果表明CC区下中新统出现了多期、大规模的沉积间断，而保留下的中新统沉积柱样多出现钙质沉积，如PC794、PC653、PCCC9、PC6113［3，5］、CC48［6］等，故笔者认为350cm以下沉积形成于晚渐新世，联系附近沉积柱样PC7055及PC7255的地层划分，将350～612cm的反极性地层对应于约25Ma晚渐新世的6Cr极性期（但仍具有一定的不确定性）。612～632cm对应于7极性时的一部分。综合邻近海域其他柱样的古地磁地层结果，划分出了WPC1101附近海域的沉积地层，结果见图8（其中DSDP69、163孔仅取顶部10m 地层）［5，12，29－32］。

ODP199航次1219、1220、1221、1222孔［31］（具体位置见图1）所揭示的地层剖面位于本文地层剖面以东，该区基底为白垩纪玄武岩，缺失古新世--早始新世沉积物。中、晚始新世以生物软泥为主，厚度小于90m。渐新世--中中新世沉积物主要以超微化石软泥为主，沉积物较厚。中中新世沉积物以黏土、沸石黏土和硅质软泥为主。其中：1219孔顶部沉积物为硅质软泥或黏土质硅质软泥，中中新统直接出露于海底；1220孔顶部岩性为黏土、沸石黏土，地层为早中新统；1221孔10m以浅以放射虫软泥为主，含少量超微化石软泥，时代为早渐新世；1222孔顶部沉积物为沸石黏土，自晚渐新世--第四纪的沉积物混杂在一起。本文地层划分结果（图8）与ODP199航次顶部剖面的沉积物岩性、间断类似：岩性上以深海黏土和硅质沉积物为主，自晚渐新世至第四纪普遍发育沉积间断。

图8 WPC1101孔磁性地层划分结果Fig.8 Magnetostratigraphy of core WPC1101

3.3 沉积速率

利用古地磁极性时的年代资料［32］及相应柱状样的沉积厚度，分段计算了各层段的沉积速率。由于沉积间断的存在，所计算的沉积速率可能偏小，结果见表1，图9。

图9 WPC1101孔沉积速率图Fig.9 Age versus depth at core WPC1101

沉积物沉积速率主要受控于生物生产力、南极底流强度、火山作用、底层水化学性质及碳酸盐补偿深度的变化。柱样岩性以硅质黏土为主，同时富含沸石和火山玻璃，表明海底火山活动对该区的沉积环境也有着显著的影响。WPC1101柱样沉积速率在0.18～4.40mm/ka之间波动，整体而言沉积速率较低。沉积速率的变化，很大程度上受控于古海洋环境的变化。晚渐新世的沉积速率最高，达4.40 mm/ka，这是由于此时期南极底流尚未入侵CC区、沉积物被侵蚀程度较低所致。柱样最顶部0～18 cm反极性段沉积速率仅为0.18mm/ka，这可能是由于一部分1r反极性时内的沉积物被南极底流剥蚀，亦或是由于南极底流的活跃导致之后并未接受沉积所致。

黄永样等［4］统计了CC区沉积物的沉积速率，结果表明，在所有沉积类型中，硅质软泥沉积速率较小，平均为1.77mm/ka，沸石黏土沉积速率稍高，平均为2.00mm/ka。第四纪沉积物发育不全，难以计算其沉积速率；早中新世以前沉积速率较高，而上新世沉积速率则在2.7mm/ka左右变化。本文中所测算的沉积速率结果与之相符。

3.4 南极底流对CC区沉积间断的控制作用

该样品取自太平洋CC区西侧，已有研究表明，该区域的沉积史比较复杂，由于南极底流的活跃所致；CCD深度的抬升，导致该区域出现了多期、大规模的沉积间断。DSDP16航次在莱恩群岛两侧的钻孔资料揭示，该区域沉积间断分布十分普遍，但在各海区的时空分布差异很大，从晚始新世至第四纪末期均有沉积间断的发现。许多学者利用DSDP资料做过系统研究，并从太平洋晚渐新世至上新世沉积层中识别出了8个沉积间断期，从上新世至第四纪沉积层中识别出了2个沉积间断期，具体如下：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柱样内发育的沉积间断与该海域沉积史大致吻合（表1，图8）。

表1 WPC1101柱样各层段沉积速率Table 1 Result of stepping computation on the sedimentation rate of core WPC1101

南极底流温度低，溶解的O2和CO2含量高，具有强烈的溶蚀性和增强生物繁殖的双重性能。由于生物的呼吸和死亡分解，又使得其中的CO2浓度不断增加，导致南极底流对钙质生物碎屑的侵蚀性更强。此外，南极底流中的SiO2不饱和溶液，对硅质生物碎屑亦具有强烈的侵蚀作用。同时，南极底流制约着CCD界面的变化，当底流增强时，CCD界面抬升。这对以生物碎屑沉积为主的大洋沉积环境产生了重大影响。南极底层水的这种演化特征和太平洋中部沉积间断事件发生频率及强度密切相关：沉积间断出现的频率和强度，主要受南极底流活动强度的控制，即底流的活动强度愈大，沉积间断出现的频率和规模也愈大［4－5，35］。

晚渐新世末期CC区西部出现的沉积间断不仅与南极底流的侵蚀有关，可能还与当时的区域地质构造有关。克利帕顿断裂为断层面向北倾斜的正断层，CC区西部座落于下降盘之上，当断层产生不均匀的沉降时，西部下降，水体增深，有利于沉积间断的形成［5］。

4 结论

1）岩石磁学特征显示，样品中的磁性矿物以磁铁矿为主，在柱样底部还含有少量的赤铁矿/针铁矿。

2）中太平洋重力沉积柱样 WPC1101的古生物地层及磁性地层学划分表明，在晚渐新世至上新世早期、上新世晚期到第四纪早期以及第四纪末期存在3处沉积间断。

3）该柱样内沉积间断的形成受控于南极底流：由于南极底流的增强，导致CCD界面抬升，对沉积物的冲刷、溶蚀作用加剧，造成了沉积间断的出现。

广州海洋地质调查局“海洋六号”大洋23航次全体调查人员在野外工作期间给予了大力支持；分样过程中得到了国家海洋局第一海洋研究所中国大洋样品馆内工作人员的帮助；中国科学院南海海洋研究所古地磁实验室的谈晓冬研究员、吴翼在实验过程中给予了指导与帮助。在此一并致谢。

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