近1 Ma 以来帕里西维拉海盆沉积物物源和古气候:粒度和黏土矿物特征的指示

肖春晖，王永红，林间

1.海底科学与探测技术教育部重点实验室，中国海洋大学海洋地球科学学院，山东青岛 266100 2.美国伍兹霍尔海洋研究所，马萨诸塞 伍兹霍尔 02543 3.中国科学院南海海洋研究所，广州 510301

0 引言

西太平洋边缘海具有典型且复杂的沟—弧—盆地形体系，其独具特色的构造、地形和沉积作用及三者的关系日益受到关注[1-2]。帕里西维拉海盆地理位置特殊，它东临西马里亚纳海脊，南部是复杂的沟弧和断裂带系统，西连帕劳海脊，北接四国海盆，然而索夫干断裂基本阻挡了海盆的东部接受北部的沉积物源（图1），使之成为一个近乎封闭的海盆。海盆平均水深4 800 m 左右，普遍位于碳酸盐补偿深度之下[3]。由于复杂地形的影响，海盆内缺乏陆源物质，是边缘海陆源碎屑沉积物缺乏区域，因而研究该盆地的物质来源有助于认识西太平洋复杂地形控制下的深水沉积过程。

图1 研究区样品位置图Fig.1 Location of study area

另外，帕里西维拉海盆位于东亚冬季风的下风向，季风影响明显，海盆由于较少受到陆源碎屑物质的影响，同时由于海盆沉积速率较慢[2,4-5]，缺乏海底滑塌沉积或浊流沉积，较少受到周边海山或海脊物质稀释和底层洋流侵蚀作用的干扰，海盆深水区沉积物中风尘组分通量最能代表亚洲大陆风尘对研究区的实际贡献量[6]，因而研究区是研究风尘源区气候干湿程度以及东亚冬季风强度演变过程的理想场所。深海沉积物的粒度组成是追踪物源和古气候变化的重要依据。大陆风尘经过长距离搬运最后沉积于深海海盆，其粒度组成通常介于2~16 μm，尤其集中在2~4 μm，与远洋沉积物的粒度特征具有明显的差异，因此可以通过粒度参数来识别深海沉积中的风尘物质[7]。前人已经利用该指标成功在西太平洋[8-9]、北在太平洋中部[10]以及西北太平洋帕里西维拉海盆西部[11]等深海环境的沉积物中建立了晚新生代以来风尘组分粒度参数与亚洲内陆气候和东亚冬季风强度之间的关联。黏土矿物是海洋沉积物中的重要组成部分，它们主要由母岩在特定的古环境下风化而成，由于其具有颗粒细小、类质替换等特性，保存了各种地质信息，对物源判别具有重要指示意义[12-16]。

我国在菲律宾海以及帕里西维拉海盆的研究虽然起步较晚，但目前在物源、古气候、古海洋及构造方面的研究在国际上具有一定的优势[5-6,17-27]。目前结果表明，帕里西维拉海盆中沉积物的来源可分为盆内来源和盆外来源两部分，其中盆内的物源主要来自周围岛弧和海脊的火山物质，而盆外物源主要为海流输送的物质以及陆源风尘物质经过水柱沉降到达海底[11,28-32]。前人关于海洋沉积的研究多集中在帕里西维拉海盆西部[2,11,28-31,33]，鲜有学者涉及海盆东部地区。本文利用帕里西维拉海盆东部的新柱状样沉积记录，基于古地磁年代地层，以粒度和黏土矿物参数为替代性指标，研究了1 Ma 以来亚洲风尘物质输入量与东亚冬季风的阶段性演化特征，为研究更新世以来东亚大陆古气候演化提供更多证据，也为探讨深海的沉积过程提供了基础资料。

1 材料方法

本文研究的C-P19重力柱状样（12.81°N，140.83°E）由“实验3”考察船于2016 年冬季航次取得，水深4 171 m，位于西太平洋帕里西维拉海盆东南部（图1）。C-P19柱状样沉积物为黄褐色—褐色—棕褐色深海黏土，其颜色随深度增加而增加，上部沉积物含水量高，向下随着沉积物颜色加深，含水量也随之减少，沉积物压实至致密。柱状样总长度为378 cm，除去顶部缺失和底部扰动的样品，实际用于研究的样品长度为372 cm。将柱状样纵向对半剖开，然后用2 cm×2 cm×2 cm的塑料立方体小盒在岩心的新鲜面上进行连续定向取样，取样间隔为2 cm，共取得样品184个。

1.1 磁化率各向异性（AMS）测量

使用MFK1-FA Kappabridge 磁力仪测量了全部样品（N=184）的磁化率各向异性（AMS），并计算了磁各向异性度（P=K1/K3）、形状参数[T=（K2-K1-K3）∕（K1-K3）]、磁线理（L=K1/K2）和磁面理（F=K2/K3）等参数。其中，K1代表磁化率各向异性椭球的最大轴，K2是中间轴，K3为最小轴。AMS 测量在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成。

1.2 古地磁测量

古地磁测量在中国科学院地质与地球物理研究所古地磁与年代学实验室完成，测量仪器为2G-760 U-Channel 型低温超导磁力仪，仪器灵敏度为2×10-12Am2。为了排除地球磁场的干扰，保证数据的准确和可靠，所有实验均在最大磁场小于300 nT 的磁屏蔽屋内进行。

首先对所有样品进行天然剩磁（NRM）测量，然后对样品分15步进行逐步交变退磁（退磁步骤分为0、5、10、15、20、25、30、35、40、45、50、55、60、70和80 mT）和剩磁测量。古地磁数据处理使用PaleoMag 软件，选择标准为连续5 个退磁点，最大角偏差（Maximum Angular Deviation，MAD）小于10°时，共183个（99.5%）样品获得了稳定的特征剩磁。最大角偏差由磁偏角和磁倾角联合计算得出，MAD越小，说明拟合获得的沉积剩磁方向越稳定，为了确保数据准确可靠，本文已剔除了MAD＞15°的数据。

1.3 粒度分析

对帕里西维拉海盆C-P19 柱状样的184 个样品进行了粒度分析。为了尽可能提取陆源信息，避免钙质、硅质生物的干扰，样品上机测试前需要进行预处理，具体方法如下：取约0.3 g样品放入15 mL离心管中，依次加入超纯水、H2O2溶液（15%）、冰乙酸溶液（20%）和2.0 mol∕L 的Na2CO3溶液，分别去除沉积物中的海盐、有机质、碳酸盐和生物硅组分。最后，上机测试前加入5 mL 六偏磷酸钠（0.05 mol∕L）分散样品，防止发生絮凝。

粒度分析使用Mastersizer-2000型（英国）激光粒度仪，粒级间距为1∕4φ，重复测量的相对误差小于2%。本研究选择平均粒径（Mz）、分选系数（σ1）、偏度（Sk1）和峰度（KG）4个粒度参数，采用McManus 矩法[34]计算。所有样品的粒度测量工作在海底科学与探测技术教育部重点实验室完成。

1.4 黏土矿物分析

本文对184 个C-P19 柱状样沉积物样品进行黏土矿物提取，由于样品量少且沉积物中黏土组分含量较低，仅106 个样品成功地提取出了黏土矿物，其深度主要集中在0~300 cm，300 cm以下仅4个样品成功提取出黏土矿物。黏土矿物的提取和定向薄片的制作在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成，X射线衍射分析测试在中国科学院青岛生物能源与过程研究所公共实验室完成。黏土矿物的分离提取是依据文献[35]中的差速离心法，然后采用滴片法制成定向薄片，待其自然风干后置于含有乙二醇溶液的干燥器中，55 ℃饱和24 h 以后上机测试，测试仪器为D8 Advance型（德国）X射线衍射仪。

黏土矿物相对含量的半定量计算是利用jade6.5软件在乙二醇曲线上进行的。使用乙二醇曲线上蒙脱石（17 Å）,伊利石（10 Å）、绿泥石和高岭石（7 Å）的衍射峰峰面积与其强度因子相乘，其强度因子分别为1、4和2；再从绿泥石（3.54 Å）和高岭石（3.58 Å）的强度值求得绿泥石和高岭石的含量比例，根据其各自强度系数，将四种主要黏土矿物的特征峰峰面积之和校正为100%，来计算各自的相对含量。在乙二醇曲线上，伊利石的结晶度可以用伊利石（10 Å）衍射峰的半峰宽（FWHM）来表示，蒙脱石的结晶度则由蒙脱石（17 Å）衍射峰的半峰宽（PWHM）来表示。结晶度数值越低，说明结晶度越好；蒙脱石丰度（S∕I）为蒙脱石（17 Å）强度和伊利石（10 Å）强度的比值，可以反映二者的相对重要性。

2 实验结果

2.1 古地磁结果

2.1.1 AMS结果

AMS可以判断沉积物沉积后泥沙扰动存在的可能性[36]，为了建立准确可信的磁性地层年代，对所有样品的磁化率各向异性（N=184）进行了测量。C-P19柱状样的AMS结果如图2所示，最大轴（K1）倾角主要集中在0°~10°，平均为7.2°，沿水平面分布，最小轴（K3）倾角主要集中在70°~90°，平均74.6°，基本垂直于水平面（图2a）。磁线理（L）和磁面理（F）（图2b）以及形状参数（T）与各向异性度（P）（图2c）的关系图表明样品磁化率椭球以扁椭球为主。此外，C-P19柱状样顶、底部样品的K1轴和K3轴倾角分布范围集中，曲线整体呈平稳变化且无异常突变（图2d）。

图2 C-P19 低频磁化率各向异性结果（a）AMS数据的下半球等面积投影；（b）磁线理（L）和磁面理（F）的相关图；（c）形状参数（T）和磁各向异性度（P）的相关图；（d）最大轴（K1）和最小轴（K3）倾角分布图。粉色圆圈、绿色三角和蓝色正方形分别表示最大轴（K1）、中间轴（K2）和最小轴（K3）的磁化率方向。Fig.2 Anisotropy of low-frequency magnetic susceptibility (AMS) results from Core C-P19(a)lower hemisphere equal-area projections of AMS data;(b)plot of lineation(L)vs.foliation(F);(c)plot of shape parameter(T)versus anisotropy degree(P);and(d)plot of inclinations of the maximum (K1) and minimum (K3) axes. Pink circles, green triangles and blue squares represent directions of maximum (K1), intermediate (K2) and minimum(K3)susceptibility,respectively

上述AMS结果表明，C-P19柱状样沉积物大部分样品具有典型的未扰动原生沉积的组构特征[36-37]，因而据此柱状样古地磁结果建立的磁性地层年龄也是正确且可靠的。

2.1.2 交变退磁结果

交变退磁结果得到了所有样品的特征剩磁方向，不同深度的样品均可在10~60 mT 分离出稳定的特征剩磁。退磁投影图显示（图3）多数样品从10 mT开始，便可获得稳定的特征剩磁，且退磁曲线呈现出向原点拟合的线性变化趋势，随着退磁场强度递增，样品的剩余磁化强度逐渐下降，大部分样品在交变退磁场强度为60 mT时已经退去天然剩磁的80%，甚至更多，说明退磁结果理想且可靠。

图3 典型样品的交变退磁曲线Fig.3 Typical orthogonal component plots for the samples

2.1.3 C-P19柱状样古地磁年龄框架和沉积速率

选择183个样品用于建立C-P19柱状样极性柱，由于重力柱状样品在取样过程中，无法进行水平定向，只能对顶、底方向进行标识，所以样品的磁偏角不具有实际意义，故而本文仅用磁倾角来建立磁极性柱。C-P19柱状样的极性柱，共确定了2个正极性段（N1、N2）和1个负极性段（R1）。

前人研究表明[38-42]，自12 Ma 以来帕里西维拉海盆停止扩张且第四纪以来处于持续缓慢沉降中，沉积连续且相对稳定，不存在地层缺失的情况，因而极性柱也是完整的连续沉积[2,4]。在上述前提下，将本次研究获取的极性结果与标准地磁极性年表（Geomagnetic Polarity Time Scale,GPTS）[43]进行对比，结果表明，C-P19柱状样的两个正极性段（N1、N2）与GPTS的C1n、C1r.1n正极性组合之间吻合良好，负极性段R1与GPTS的C1r.1r段相对应。C-P19柱状样的底界位于C1r.1n内，其年龄应小于1.072 Ma[44]（图4）。

图4 C-P19 柱状样的磁性地层框架与GTS12[43-44]对比图N表示正常极性，R表示反转极性，L:Laschamp;Bl:Blake;I:Iceland Basin;P:Pringle Falls;Bi:Big Lost;St:Stage 17;K:Kamikatsura;S:Santa Rosa;J:Jaramillo。图中Kamikatsura和Santa Rosa极性事件的年龄据文献[44]绘制Fig.4 Magnetostratigraphy of core C-P19 correlated with GTS12[43-44]Normal polarity intervals labeled N;reverse polarity intervals labeled R.L=Laschamp;Bl=Blake;I=Iceland Basin;P=Pringle Falls;Bi=Big Lost;St=Stage 17;K=Kamikatsura;S=Santa Rosa;J=Jaramillo.Ages of Kamikatsura and Santa Rosa polar events from reference[44]

根据上述对比方案，C-P19 柱状样的B∕M 界限（0.78 Ma）位于282 cm处，0~282 cm段，为正极性，与布容极性时（Brunhes）相对应；282~374 cm 段，以负极性为主，与松山极性时（Matuyama）相对应，期间包含深度为366~374 cm 段的正极性时，属于贾拉米洛（Jaramillo）亚极性时[43]，柱状样底界也位于C1r.1n内，年龄小于1.072 Ma，为更新世以来的沉积。布容时期（A 段）的沉积厚度为2.82 m，沉积速率为3.6 mm∕ka，松山反极性时（B 段）内沉积厚度为0.92 m，沉积速率为4.0 mm∕ka，整根柱状样的平均沉积速率约3.7 mm∕ka。

2.2 C-P19柱状样粒度分析结果

根据Shepard 沉积物分类方案，C-P19 柱状样沉积物多属于粉砂和砂质粉砂，少部分样品属于黏土质粉砂，个别样品属于粉砂质砂（图5）。柱状样沉积物平均粒径整体波动较大，介于5.3~86.8 μm，平均值为20.0 μm；分选系数的变化范围介于1.1~2.9，平均值为1.6，分选较差；偏态的整体变化介于-0.5~0.1，平均值为-0.3，为负偏；峰态变化范围为0.7~1.4，平均1.1，峰态呈中等—窄（表1）。

图5 Shepard 沉积物分类三角投点图Fig.5 Shepard sediment classification triangle plot

根据沉积物各个粒度参数的垂向变化特征，C-P19柱状样可以被清晰的划分为A、B、C、D、E五段（图6、表1）。

图6 帕里西维拉海盆C-P19 柱状样的粒度参数垂向分布特征Fig.6 Vertical plot of grain size parameters for core C-P19, Parece Vela Basin

表1 帕里西维拉海盆C-P19柱状样粒度参数统计表Table 1 Grain size parameters of core C-P19 in the Parece Vela Basin

E 段（312~374 cm）：沉积物以砂质粉砂为主，含部分粉砂，该段粒度最粗，砂含量也最高，且波动范围较大，介于13.3~53.1%，平均31.0%，黏土含量始终处于较低水平，平均8.5%，无明显波动。沉积物的平均粒径介于21.9~86.8 μm，平均32.6 μm，分选系数波动较大，且分选差，偏度为负偏，峰态呈中等峰态。该段沉积物的粒度频率曲线呈多峰（图7i，j）。

图7 帕里西维拉海盆C-P19 柱状样样品粒径分布的体积百分比(a，b)为A段代表样品；(c，d)为B段代表样品；(e，f)为C段代表样品；(g，h)为D段代表样品；(i，j)为E段代表样品Fig.7 Percentage by volume of particle size, core C-P19, Parece Vela Basin, for representative samples from:(a, b) interval A; (c, d) interval B; (e, f) interval C; (g, h) interval D; and (i, j) interval E

D段（232~312 cm）：沉积物主要为砂质粉砂和粉砂，粒度较E 段略细，砂含量也明显减小，但波动范围仍较大，黏土含量与E段相近，仍稳定地处于较低水平，而粉砂含量明显增加，平均可达72.0%。该段沉积物的平均粒径介于20.1~41.1 μm，平均28.6 μm，分选差，偏度呈极负偏，峰态呈窄峰态。该段沉积物的粒度频率曲线与E 段相似，也呈多峰分布（图7g，h）。

C 段（160~232 cm）：沉积物以粉砂为主，偶见黏土质粉砂和砂质粉砂，该段沉积物的粒度明显较D、E 段细，平均砂含量降至9.9%，粉砂含量增加，高达79.1%，黏土含量略增，平均11.0%。沉积物平均粒径介于7.3~29.3 μm，平均19.4 μm，分选差，偏度呈极负偏，峰态呈窄峰态。该段沉积物的粒度频率曲线呈双峰（图7e）和多峰（图7f）分布。

B段（24~160 cm）：该段沉积物的粒度最细，以粉砂为主，含部分黏土质粉砂，砂含量最小，平均仅5.4%，粉砂平均含量可高达79.1%，黏土平均含量也增至15.5%。沉积物平均粒径介于5.3~31.0 μm，平均13.5 μm，分选差，偏度呈负偏，峰态呈中等峰态。该段沉积物的粒度频率曲线呈双峰（图7c）和多峰（图7d）分布。

A段（4~24 cm）：A段沉积物粒度再次变粗，以砂质粉砂为主，含部分黏土质粉砂，粉砂含量明显减少，平均为56.3%，而平均砂含量增至22.4%，该段的黏土含量最高，平均21.2%。沉积物的平均粒径介于10.6~27.7 μm，平均16.3 μm，该段分选最差，偏度呈负偏，峰态呈宽峰态。该段沉积物的粒度频率曲线呈多峰（图7a，b）分布，但与前四段相比，可见明显不同。

2.3 C-P19柱状样黏土矿物分析结果

帕里西维拉海盆C-P19 柱状样中黏土矿物含量主要以伊利石为主，整根柱样的平均值为59.1%，蒙脱石次之，为21.3%，二者含量随深度变化的垂向曲线呈镜像分布（图8），绿泥石和高岭石的平均含量均较低，分别为13.5%和6.1%。伊利石结晶度平均0.27，结晶度较高，说明其源区气候寒冷，且水解作用弱，一般指示陆地来源；伊利石风化指数的平均值为0.20，远小于0.5，指示其经历了较强的物理风化过程（表2）。分析C-P19柱状样沉积物各黏土矿物含量、结晶度及相关参数的垂向分布特征发现，C-P19柱状样沉积物的黏土矿物变化特征也可以划分为与之前粒度参数相吻合的五段（图8）。

图8 帕里西维拉海盆C-P19 柱状样沉积物的黏土矿物参数垂向分布特征Fig.8 Vertical distribution of clay mineral parameters, core C-P19 sediments, Parece Vela Basin

表2 C-P19柱状样黏土矿物含量及矿物学特征Table 2 Clay mineral content and mineralogical characteristics for core C-P19

E 段（312~374 cm）：由于该段粒度最粗，且黏土含量非常少，仅一个样品（342 cm 处）成功提取出了黏土矿物，其结果显示该段黏土矿物以蒙脱石和伊利石为主，其中蒙脱石含量较高，可达48.5%，伊利石含量略低于蒙脱石，为41.8%，而绿泥石和高岭石含量总和占比低于10%。

D 段（232~312 cm）：该段各曲线均呈现较大波动，蒙脱石含量呈明显递减趋势，伊利石变化与之相反，绿泥石含量明显增加，高岭石含量波动明显，较E段略增。伊利石结晶度波动较小，且结晶度好，伊利石化学指数和S∕I曲线波动频繁且振幅较大。

C 段（160~232 cm）：该段各曲线仍波动明显，但波动范围和幅度较D段有所减小。各黏土矿物曲线波动频繁，除蒙脱石含量减少外，其余三种黏土矿物的含量均略增。伊利石结晶度和化学指数波动幅度增加，但均值仍与D 段相近，S∕I 均值在该段最小，说明伊利石在C段所占比重最大。

B段（24~160 cm）：该段各曲线波动频繁，蒙脱石和伊利石周期性旋回明显，且二者互为镜像，绿泥石和高岭石含量相对稳定，无明显的大幅波动，伊利石结晶度和化学指数波动频繁，但振幅较小，均值与C段接近，S∕I逐渐增大，说明蒙脱石含量开始回增。

A段（4~24 cm）：该段曲线波动幅度较小，蒙脱石含量继续增加，伊利石和绿泥石含量略减，该段伊利石结晶度和化学指数明显增加，S∕I 变化趋势与蒙脱石曲线一致。

3 讨论

3.1 物源分析

3.1.1 粒度特征对帕里西维拉海盆物质来源的指示

粒度特征一般是多种沉积物来源、搬运介质以及沉积动力过程混合作用的结果，基于降低维度逻辑，从混合背景中提取出单组信息组分是用粒度特征来解读沉积物运移机制以及古环境演化的关键所在。

本文选用SPSS 软件，对全部粒径区间的粒度参数进行主成分分析，其主旨是利用降低维度的方法将联系密切的粒级成分组合成一个综合因子，然后再具体分析各个粒度因子对全部粒级的贡献大小，贡献较大的因子为主要因子，该因子所包含的粒级范围作为沉积环境最敏感的粒级组分，通常是众多粒级的综合[45]。因子分析可行性检验表明，C-P19柱状样沉积物的粒度参数适用于因子分析，其分析结果如表3所示。

表3 C-P19柱状样沉积物粒度因子结构分析Table 3 Grain-size factor analysis, core C-P19

由上表可知，C-P19柱状样提取出了两个粒度因子F1：1~9 μm 和F2：125~500 μm，其中F1 控制了48.6%的粒度变化特征，F2控制了28.8%的粒度变化特征，这两个主控粒度因子反映粒度总体变化规律的77.5%，其他3个因子贡献率相对较小，不予讨论。基于前人Rb-Sr 和Nd 同位素研究结果，帕里西维拉海盆沉积物是由同位素特征截然不同的两种来源物质的二端元混合物，其一为亚洲风尘，另一个则是新生岛弧来源的火山物质[11,28]。因此我们推测F2 因子（粒径范围在125~500 μm）主要代表了火山物质剥蚀后的粗粒岩屑和较大粒径的碎屑矿物颗粒经过上部水体悬浮过程然后沉降到盆地；而F1因子（粒径范围在1~9 μm）除了包括来源于亚洲大陆的风尘以外还可能包含部分细粒火山源蚀变或水解后的产物，前人研究表明，适合长距离经风输送的颗粒粒径一般小于16 μm[46]，特别集中在2~4 μm[7,11]，但F1 因子48.6%的贡献率中2~4 μm的亚洲风尘与其余细组分火山源蚀变物质之间所占贡献比尚无法明确。

综合前述黏土矿物分析结果可知，整根柱样的黏土含量平均值为12.1%，其中约60%为指示陆源的伊利石，F2因子中的大部分贡献源自火山物质，所以2~4 μm 的亚洲风尘组分对研究区的物质来源贡献较小。

3.1.2 黏土矿物特征对帕里西维拉海盆物质来源的指示

黏土矿物是海洋沉积物的重要组成部分，主要受控于它的物源区、源区气候和运移机制（风、洋流等）[47]，因而黏土矿物特征可以用来指示海洋沉积物的源区信息、气候变化和搬运途径。

（1）伊利石+绿泥石

伊利石和绿泥石均在碱性环境下形成，并且易于在寒冷且干旱的（如冰川、沙漠等地区）气候条件下保存[47]。前人研究显示，深海沉积物中的伊利石和绿泥石大多数是陆源碎屑成因，经由河流或风输运至海洋中沉积所致[48]。

本研究区内伊利石+绿泥石的平均含量可高达70%~80%，是本区黏土矿物组成中最重要的组分。由于海洋沉积物中的伊利石和绿泥石几乎都来自陆源碎屑物质[49]，所以我们对周边的可能源区做了进一步分析。菲律宾岛屿黏土矿物中的伊利石平均含量低于25%[25-27]，且黏土矿物从菲律宾岛屿向帕里西维拉海盆的运移会受到九州—帕劳海脊的阻隔，因而不会成为伊利石的源区。研究区样品与中国内陆黄土的伊利石+绿泥石含量吻合，且沿着“中国内陆黄土—冲绳海槽—四国海盆—帕里西维拉海盆”一线分布，由于中国内陆黄土可以通过风尘的形式经由东亚冬季风输送至研究区，所以我们认为伊利石+绿泥石很可能源自亚洲风尘。

（2）蒙脱石

蒙脱石广泛分布于大洋中，一般具有两种环境的指示意义，第一：反映了寒冷的气候特征；第二：受气候变化影响不大，主要与水解作用的强弱程度相关，只要水分充足，无论气候寒冷还是潮热，火山物质（比如海底玄武岩）都可以经过长期水解作用而蚀变为蒙脱石。

前人对北太平洋上空大气悬浮物质的矿物组成研究表明，伊利石为东亚冬季风从亚洲干旱地区携带的细粒风尘物质的重要组分[50]，而亚洲内陆干旱—半干旱地区的火山碎屑不易被风扬起输入到空气中[32]。徐兆凯等人基于稀土元素定量计算出帕里西维拉海盆西部表层沉积物平均56%来自于火山物质的风化蚀变，平均44 %来自于陆源风尘物质的贡献，且蒙脱石的含量与火山物质贡献比例呈明显正相关，伊利石含量与陆源风尘物质的贡献比例呈明显正相关[50]；柱状样黏土矿物分析结果显示，蒙脱石主要来自东部紧邻的马里亚纳海槽基性火山物质的蚀变，平均含量可达46%[30]。前人研究已经有很多证据表明帕里西维拉海盆内接受了大量周围海脊剥蚀下来的火山物质，并且图9显示我们的样品与帕里西维拉海盆、四国海盆以及冲绳海槽等周围地区样品吻合良好，说明C-P19 柱状样品中的蒙脱石也主要来自附近火山物质的蚀变。虽然与帕里西维拉海盆西部的前人研究结果相比，C-P19柱状样中的蒙脱石含量偏低，但结合之前的粒度分布结果，我们做如下推测：研究区沉积的火山源碎屑物质主要以粉砂或砂的形式存在于沉积物中，仅少部分火山物质经由水解作用转变为了蒙脱石，而研究区中黏土粒级的细粒组分主要以亚洲风尘带来的伊利石+绿泥石为主。

图9 帕里西维拉海盆C-P19 柱状样及其周边的黏土矿物特征三角图C-P19柱状样黏土数据来自本文，中国内陆黄土和西菲律宾海的数据来自文献[27]，台湾的数据来自文献[51]，冲绳海槽数据来自文献[52]，四国海盆数据来自文献[53]，吕宋岛数据来自文献[54]，帕里西维拉海盆表层样数据来自文献[55]，帕里西维拉海盆西部柱状样数据来自文献[2]，马里亚纳海槽数据来自文献[56]Fig.9 Triangle plot of clay minerals for core C-P19 samples and surrounding samples in the Parece Vela BasinData for core C-P19 samples from this study.Other data from:Chinese loess and West Philippine Sea[27];Taiwan[51];Okinawa Trough[52];Shikoku Basin[53];Luzon Island[54];Parece Vela Basin[55];core sediments,western Parece Vela Basin[2];Mariana Trough[56]

（3）高岭石

高岭石形成于温暖潮湿的气候环境下，是岩石在酸性介质中经过强烈淋滤而成，为硅酸盐矿物，特别是云母、长石和辉石等在各种不同的自然环境中分解的最终产物，也被称为“低纬度矿物”[47]。然而海洋环境呈碱性或者弱碱性，所以高岭石由于其自身的形成条件，在大洋中的分布和含量都很受限，推测其可能也来自于亚洲风尘。在本研究区黏土矿物中高岭石含量也偏低，平均值仅6.1%。

3.2 古气候意义

根据粒度参数的主成分分析及其对物源的指示结果，可以认为2~4 μm组分主要来源于亚洲大陆的风尘。根据黏土矿物对物源的反映，C-P19柱状样中的蒙脱石主要来源于帕里西维拉海盆周围海脊（例如：帕劳海脊、西马里亚纳海脊）基性火山物质的蚀变，而伊利石、绿泥石和高岭石则主要源自亚洲风尘的输入。可以利用C-P19沉积物中粒径2~4 μm组分颗粒的百分含量以及（伊利石+绿泥石+高岭石）∕蒙脱石的比值来追溯过去近1 Ma来帕里西维拉海盆亚洲风尘输入的变化特征[2]。

由图10 可知，C-P19 柱状样2~4 μm 组分百分含量和（伊利石+绿泥石+高岭石）∕蒙脱石的比值变化规律一致，在近1 Ma以来整体呈现逐渐增加的趋势，且与黄土高原的黄土堆积速率、北太平洋风尘通量、西赤道太平洋风尘4He 通量的变化趋势相吻合[57-59]。作为风尘的源产地，黄土高原的黄土堆积速率记录了东亚冬季风强度变化以及亚洲干旱程度的变化[57,60]。当东亚冬季风增强或者黄土高原气候变干冷时，黄土高原的黄土堆积速率曲线出现峰值；相反地，当东亚冬季风减弱或者黄土高原气候向温暖潮湿转变时，曲线出现谷值。

图10 东亚冬季风替代指标变化对比图对比的指标有帕里西维拉海盆C-P19柱状样（本文）粒径2~4 μm组分颗粒百分含量和（伊利石+绿泥石+高岭石）∕蒙脱石，中国黄土高原的黄土堆积速率[57]，北太平洋V21-146柱状样风尘通量[58]以及西赤道太平洋ODP站位806风尘4He通量[59]，蓝色虚线箭头代表曲线的总体变化趋势Fig.10 Comparison of East Asian winter monsoon substitution indices Comparative indicators are percentage content of particles ofsize between 2~4 μm. Ratio of (illite+chlorite+kaolinite)∕montmorillonite in core C-P19 samples, Parece Vela Basin (this paper).Mass accumulation rate (MAR) in the Chinese Loess Plateau[57]. Eolian flux for Core V21-146, N. Pacific[58]. Eolian4He flux at ODPsite 806, W. Equatorial Pacific[59]. Blue dashed arrows represent overall trend of curves

基于上述风尘输入的替代性指标，我们可进一步对东亚冬季风和源区气候变化的情况进行分析，若将研究区视为匀速沉积，则其变化趋势可划分成五个阶段（表4、图10）。

表4 C-P19柱状样各层位年龄控制点Table 4 Age control points of each layer in core C-P19 sediment

E 段（约1 013~856 ka）：由于该阶段黏土矿物仅成功提取出了一个样品，代表性差，故而以粒度指标的变化趋势为准。图10显示该阶段粒度指标的数值较低，未见明显增大的趋势，与黄土高原的黄土堆积速率和西赤道太平洋风尘4He通量曲线吻合度差，说明该阶段研究区风尘输入较少，东亚冬季风作用弱。

D段（约856~643 ka）：该阶段刚开始时粒度指标和黏土矿物指标的数值均较低，且无明显规律性波动，约660 ka之后，粒度和黏土矿物指标的数值呈增加趋势，且与黄土高原的黄土堆积速率和西赤道太平洋风尘4He 通量曲线趋势一致，说明660 ka 以来，东亚冬季风作用开始增强，研究区沉积的亚洲风尘物质开始增加。

C 段（约643~443 ka）：从D∕C 段交界处至600 ka左右，粒度和黏土矿物指数均较高，且与黄土高原的黄土堆积速率和西赤道太平洋风尘4He 通量曲线峰值吻合，说明该阶段东亚冬季风作用仍较强；600 ka之后粒度和黏土矿物指标的波动较大，但未表现出明显增加或减小趋势，且与各参比指标曲线吻合度差，说明该阶段东亚冬季风有所减弱。

B 段（约443~66 ka）：中更新世全球气候发生重组，气候波动的主导周期增大为100 ka，波动幅度明显增大[61]。大约443 ka 前后，C-P19 柱状样的粒度指标参数曲线发生明显变化，且旋回周期增大至100 ka（图10），推测该变化可能与中更新世全球气候转型有关。该阶段粒度指标和黏土指标的数值均呈明显增加趋势，与各参比指标曲线吻合度良好，且黄土高原的黄土堆积速率结果也表明该阶段东亚冬季风持续增强，亚洲大陆气候也开始向寒冷干燥转变，随着亚洲内陆干旱化程度进一步加剧，研究区沉积的亚洲风尘物质也逐渐增多。

A段（约66 ka~至今）：该阶段粒度指标的数值仍处在较高水平，但有减小的趋势，黏土指标继承了B段后期的变化趋势，整体较稳定。各参比指标的曲线在大约20~30 ka 出现明显峰值后均呈递减趋势，说明该时期虽然仍有亚洲风尘的输入但东亚冬季风强度自20 ka后有所减弱，亚洲内陆黄土区的气候也开始由寒冷干燥向温暖潮湿转变。

前人研究表明，西北太平洋风尘石英的含量和沉积速率在2.5 Ma时开始明显增加[62]，帕里西维拉海盆沉积物放射性Sr、Nd 同位素结果指示1.2 Ma 以来风尘质量积累速率开始明显增加[28]，粒度[11]和黏土矿物[2]参数分析表明近2 Ma 以来亚洲大陆干旱化程度和东亚大气环流系统增强。本文利用粒度和黏土矿物参数作为指标建立的研究区亚洲风尘输入量和东亚冬季风的阶段性演化与前人采用风尘石英的理化特征、沉积物放射性Sr、Nd 同位素特征、黏土矿物比值等指标得出的结果整体一致，且进一步做了更细致的阶段性划分：1 013~660 ka 东亚冬季风作用较弱；660~66 ka 东亚冬季风明显强劲，且亚洲内陆黄土区干旱化程度加剧，研究区沉积的亚洲风尘物质增加；20 ka 以来，东亚冬季风强度开始减弱，研究区沉积的亚洲风尘物质也随之减少，亚洲内陆黄土区的气候也开始向温暖潮湿转变。

4 结论

本文根据古地磁结果建立了西太平洋帕里西维拉海盆C-P19柱状样的年龄框架，并分析了其粒度和黏土矿物特征，研究结果表明：

（1）C-P19 柱状样样品具有未扰动的原生沉积组构特征，经逐步交变退磁后，几乎所有样品均获得了稳定的特征剩磁，且磁倾角记录了B∕M极性倒转，4~282 cm 为布容正极性期，沉积速率为3.6 mm∕ka；282~374 cm 对应于松山负极性时，其中包含深度为366~374 cm 段的正极性时，属于贾拉米洛正极性亚时，沉积速率为4.0 mm∕ka。柱状样的底界位于C1r.1n内，年龄小于1.072 Ma，为更新世沉积，整根柱状样的平均沉积速率为3.7 mm∕ka。

（2）粒度和黏土矿物分析结果表明，研究区的沉积物类型以粉砂和砂质粉砂为主，含少量黏土质粉砂，沉积物中黏土含量平均仅占12.06%，黏土矿物组成中伊利石+绿泥石的平均含量高达70%，是研究区黏土矿物最重要的组分。SPSS对粒度参数的主成分分析结果表明，沉积物来源主要为来自帕里西维拉海盆内或周围海脊的粗颗粒火山岛弧碎屑物质以及细颗粒组分的亚洲大陆风尘，其中火山物质对物源的贡献比亚洲风尘大。

（3）C-P19 柱状样沉积物2~4 μm 组分百分含量和（伊利石+绿泥石+高岭石）∕蒙脱石的比值反映了研究区亚洲风尘物质贡献比例的波动，进而可以作为替代指标揭示风尘源区气候干湿程度以及东亚冬季风强度的演变过程。其结果表明，1 013~660 ka东亚冬季风作用较弱，660 ka 以来东亚冬季风明显强劲，且亚洲内陆黄土区干旱化程度加剧，20 ka以来东亚冬季风强度逐渐减弱，亚洲内陆黄土区的气候也向温暖潮湿转变。

致谢 本文样品由中国科学院南海海洋研究所2016年“马沟计划”首个调查航次取得，调查队成员及“实验3 号”的全体船员为此付出了巨大的努力；中科院南海海洋研究所的徐维海副研究员和田雨杭博士在分样工作中给予了指导和帮助；中科院地质与地球物理研究所的周灿芬老师、段宗奇博士和沈中山博士在古地磁测年过程中给予了极大的帮助；感谢几位审稿专家提供的宝贵意见和建议。