中、西太平洋多金屬結殼生長速率變化與制約因素

王洋，方念喬

中國地質大學，北京 100083

多金屬結殼以極慢的生長速率（mm/Ma級）在洋底成層生長[1-2]，十余厘米厚度的樣品生長年齡即可達數十萬年[3-4]，使之成為研究構造尺度古海洋學環(huán)境演化的良好載體[5]。

諸多因素可能影響了多金屬結殼的生長速率，其中包括結殼受成巖作用影響程度、結構構造差異和古海洋環(huán)境要素演化等。一般而言，水成型結殼的生長速率遠小于成巖型結核，前者一般為2～4 mm/Ma，而后者可達10 mm/Ma以上[6]，受到成巖作用影響較大或者混合成因結殼的生長速率可能偏大一些[7]。不少學者還將不同的構造特征與結殼的生長速率大小聯系起來，認為含有沉積物雜質較多的疏松層具有偏高的生長速率，因其生長期間水動力較強，有利于水成型礦物的發(fā)育[8]，但實際情況更為復雜。很多學者估算了多金屬結殼分層生長速率變化規(guī)律，發(fā)現結殼表層的生長速率低于底層[9-10]，但有些研究得到的結果恰恰相反[11]。到目前為止，生長速率與結構構造層之間的關系尚沒有統(tǒng)一認識。古海洋學環(huán)境方面也有過不少討論。已有研究指出，第四紀氣候波動[9,12]、深層水循環(huán)[9,13-14]、地球軌道強迫[5]、古最低含氧帶和CCD深度變化[15-16]、陸源風化物侵蝕事件[17]可能對結殼的生長造成影響。

現有多種方法可以估算多金屬結殼的生長速率，對于采自太平洋內部的樣品，各種方法得到的結果雖處同一數量級，但也存在顯著差距。其中，超微化石年代學法得到的生長速率范圍從0.1 mm/Ma[1]到5 mm/Ma以上[18]不等；Be同位素法的結果范圍為2.56～14.2 mm/Ma[19]；Co經驗公式法得到的生長速率則為0.8 mm/Ma[20]至11.64 mm/Ma之間[21]。部分方法得到的結殼生長速率過大，這可能與未識別的生長間斷、過低的定年精度以及方法的適用性不佳有關?？梢姡嘟饘俳Y殼生長速率的測算受制于研究方法的局限性和準確性。

由于多金屬結殼生長速率估算方法的局限性和生長間斷的普遍性，目前報道的生長速率數據具有較大不確定性，影響因素也不甚明確。在長達幾十萬年的生長過程中，多金屬結殼的生長速率變化幅度很大，同一樣品不同層位生長率差別可達幾倍之多[11,20]，且普遍存在多個生長間斷期?；诔傻V理論[16]，結殼生長速率較低的階段其生長環(huán)境應較為惡劣，容易發(fā)生生長間斷，而生長速率較高的階段生長環(huán)境應該較為有利，結殼連續(xù)生長且結構構造規(guī)則，而實際情況有待考證。對于結殼生長間斷與生長速率變化的關系，目前尚無相關研究。

本研究采用區(qū)域性適用的Co經驗公式法估算了中、西太平洋6塊多金屬結殼的生長速率，同時通過比對海水Os同位素曲線對Co法結果進行限定，研究不同區(qū)域、不同層位和不同年代的生長速率的變化情況及其與生長間斷的關系，從而論證多金屬結殼生長的有利/不利條件，為厘定多金屬結殼的生長間斷期年代提供幫助，具有重要的古海洋學和年代學意義。

1 材料與方法

1.1 樣品信息

本研究選擇采自中、西太平洋4個海山區(qū)的6塊結殼樣品（樣品信息和取樣點位如表1和圖1所示）。利用小型手鉆（選用直徑1.00 mm的合金鉆頭）逐層鉆取結殼粉末樣品，研磨過篩。每層取樣厚度平均為3 mm，重約2 g。麥哲倫海山區(qū)樣品結核狀結殼MS1由外層向內層取樣16個點，可細分為5個構造層，結構皆較致密，最內層與鄰層存在較為明顯的不整合。馬紹爾海山樣品MHD79為上較致密層—中疏松層—下致密層典型3層結構結殼，由頂到底取樣20個點。馬爾庫斯威克海山區(qū)樣品CLD34-2為一單層結殼，僅存較致密層，取樣14個點（對應定年點位7個）。該海山區(qū)另一樣品CLD50為一不規(guī)則3層結構結殼，殼層環(huán)繞基巖生長，大致也可分為較致密—疏松—致密3層結構，共取樣20層（對應定年點位9個）。采自萊恩海山區(qū)的兩塊結殼樣品MP3D10和MP3D22皆為典型3層結構結殼，由頂至底分別取樣17層和22層。樣品MHD79的X衍射結果顯示，結殼主要結晶礦物為水羥錳礦，同時具有磷酸鹽化礦物碳氟磷灰石（CFA）以及方解石等次要礦物[22]。

1.2 Co經驗公式法

結殼Co的含量（即質量百分數wt%，下文簡寫為[Co]）與生長速率之間具一定的反相關關系，即生長速率越快，[Co]越低[6]，據此很多學者提出了若干經驗公式[20,23-25]。在測得結殼[Co]的情況下，可依據經驗公式估算其生長速率，再根據其生長厚度（單層取樣厚度）推算年齡。經過對不同Co經驗公式應用的結果比對，選擇區(qū)域性適用的方法對樣品的生長速率進行了估算。該生長速率是多金屬結殼在每個生長期內連續(xù)生長時的生長速率。其中，麥哲倫海山區(qū)樣品選用Manheim和L-Bostwick[23]的公式（公式1），馬爾庫斯威克和萊恩海山區(qū)樣品選用McMurtry等[24]的公式（公式2）。對受磷酸鹽化作用影響較大的殼層進行校正，方法如Puteanus和Halbach[20]所述。

式中，Growth Rate為結殼生長速率，[Co]為樣品分層鈷質量百分含量（wt%）。

表1 結殼取樣信息和結構構造簡述Table 1 Sampling information and structural description

圖1 殼層劃分與取樣點位示意圖Fig.1 Division of crust layer and sampling points

1.3 Co-Os法定年體系

將經驗公式法估算的不考慮生長間斷的最小年齡（Co法年齡）數據與測定的結殼分層Os同位素組成數據結合，繪制Co-Os曲線，將其與80 Ma以來海水Os同位素曲線[3]比對，根據形態(tài)和取值的貼合程度劃分結殼的生長—間斷區(qū)間，厘定其年代框架。其中，結殼的宏觀生長期受控于測定的Os同位素曲線的趨勢和取值，而Co法則可以估算宏觀框架下更為精細的年代間隔，從而提高年代框架的分辨率。

1.4 測試方法

Co等元素百分含量的測定分別由中國地質大學（北京）地學實驗中心、國家地質測試中心和核工業(yè)北京地質研究院分析測試研究所完成，采用儀器包括Platform電感耦合等離子質譜儀、PE8300等離子質譜儀和JXA8100電子探針儀。Os同位素測定由國家地質測試中心完成，采用儀器包括MAT262負離子熱表面電離質譜儀、Triton-plus熱表面電離質譜儀等，測試過程和參數詳見Du等[26]，測試結果的平均不確定度為0.003 7。

2 結果與討論

2.1 生長速率的區(qū)域性特征

經驗公式法估算得到的生長速率結果如表2所示。其中，麥哲倫海山區(qū)結殼樣品MS1生長速率范圍為1.08～3.82 mm/Ma，平均為2.15 mm/Ma。該生長速率與馬紹爾海山區(qū)樣品MHD79類似，后者生長速率為1.55～3.32 mm/Ma，平均為2.25 mm/Ma。采自偏西部的這兩個海山區(qū)的結殼的平均生長速率為2.2 mm/Ma。相比之下，采自馬爾庫斯威克海山樣品雖然現存構造層差異很大，但都具有較低的平均生長速率，CLD34-2為1.85 mm/Ma（范圍為1.67～2.17 mm/Ma），CLD50 為 1.95 mm/Ma（范圍為1.47～2.29 mm/Ma），二者平均為 1.9 mm/Ma。然而，采自萊恩海山區(qū)的多金屬結殼卻存在普遍較大的生長速率，平均為3.1 mm/Ma。MP3D10的生長速率平均為2.75 mm/Ma，范圍為 2.11～3.39 mm/Ma，而MP3D22的平均生長速率可達3.38 mm/Ma，范圍為2.46～3.95 mm/Ma。由此可見，中、西太平洋地區(qū)結殼的生長速率存在一定的區(qū)域性特征，偏東部的萊恩海山區(qū)的樣品較大，偏北部的馬爾庫斯威克海山區(qū)的較小，而偏西部的麥哲倫和馬紹爾海山區(qū)的處于二者之間。目前，尚無明確的生長速率區(qū)域性分布特征的報道。在已有研究中，符亞洲[27]報道的萊恩海山區(qū)結殼MP5D17的生長速率范圍為2.1～3.7 mm/Ma，與本研究得到的結果較為接近。

2.2 生長速率的剖面變化規(guī)律

如圖2所示，生長速率在剖面上具有一定幅度的變化。具有典型3層結構且生長年代跨域較長的樣品由底至頂，生長速率整體上逐漸降低，如馬紹爾海山區(qū)樣品MHD79、萊恩海山區(qū)樣品MP3D10和MP3D22。這種情況與Jeong[28]的報道相似，他發(fā)現馬爾庫斯威克海山區(qū)結殼老殼層的生長速率平均為3 mm/Ma，相對新殼層的2 mm/Ma較高。同樣地，Halbach和Puteanus[29]的研究顯示，殼層越年輕，[Co]越高，從而具有較低的生長速率。本研究中，馬爾庫斯威克海山區(qū)的兩塊樣品年代跨域較短，沒能顯示出明顯的剖面特征。而采自麥哲倫海山區(qū)的樣品MS則顯得比較特殊，雖然中下部的生長速率也是逐漸降低的，但在最外層卻具有較高的生長速率。這可能是因為該樣品表層結殼生長環(huán)境較好（接收到持續(xù)增加的陸源剝蝕物供應），且相對于萊恩海山區(qū)樣品保留比較完整，取樣較密集。馬紹爾海山區(qū)樣品MHD79和馬爾庫斯威克海山區(qū)樣品CLD34-2、CLD50也存在類似特征。

2.3 生長速率變化與結構構造的關系

以肉眼觀察為主，輔以顯微結構照片（如圖3A所示的結構構造突變界面和圖3B所示的不整合面）和年代框架數據（圖4），來對多金屬結殼進行宏觀分層（圖1）。分別整理了6塊樣品較致密上層、疏松中層和致密下層的生長速率，結果如表2和圖2所示。麥哲倫海山區(qū)樣品MS1較薄的致密下層生長速率為1.54 mm/Ma，較致密層的平均生長速率為2.19 mm/Ma。馬紹爾海山區(qū)樣品MHD79的致密下層平均生長速率為2.39 mm/Ma，疏松中層為2.69 mm/Ma，較致密上層為1.91 mm/Ma。馬爾庫斯威克海山區(qū)單較致密層樣品CLD34-2的平均生長速率為1.85 mm/Ma，另一樣品CLD50的致密層，疏松層，較致密層的平均生長速率分別為2.15，1.93和1.83 mm/Ma。萊恩海山的兩塊樣品MP3D10和MP3D22致密層，疏松層和較致密層的平均生長速率分別為 2.83，2.56，2.11 mm/Ma和 3.46，2.66，2.46 mm/Ma?？梢?，除MS1外，中、西太平洋多金屬結殼生長速率與結構構造分層存在一定關系，致密層最高，平均為2.71 mm/Ma，疏松層略低為2.46 mm/Ma，較致密層最低為2.03 mm/Ma，這在一定程度上解釋了生長速率在剖面上的變化規(guī)律，但接受大量雜質混染的疏松層并不具有明顯偏高的生長速率[18,27]，而是低于致密層。

表2 中、西太平洋多金屬結殼分層生長速率Table 2 Growth rate changes within the crust layers in Western-Central Pacific

續(xù)表2

續(xù)表2

圖2 多金屬結殼的生長速率年代剖面圖實心點位為結殼的分層生長速率，縱坐標為Co-Os法年齡，空心箭頭為生長間斷（小寫序號表示）起止的生長速率高低變化指示（a.由低變高，b.由高轉低，c.低值區(qū)間），實心箭頭指示生長速率的剖面變化規(guī)律。Fig.2 Comparison of age profiles of polymetallic crusts The solid points are the layered growth rate of the crust,the ordinate is the age by Co-Os method,the hollow arrows indicate the change of the growth rate （a.low to high,b.high to low,c.low value interval） from begining to the end of a hiatus （lower case number）,and the solid arrows indicating the profile change.

圖3 多金屬結殼生長間斷的顯微證據A.MHD79的結構構造突變界限[30]，B.MS1掃描電鏡下的生長不整合[31]。Fig.3 Microscopic records of growth discontinuity of polymetallic crusts A.The sharp structural boundary of MHD79[30],B.Growth disconformity under SEM of MS1[31].

2.4 生長速率的時代性特征

根據1.2、1.3所述的Co-Os法定年體系，得到的中、西太平洋6塊多金屬結殼年代框架如圖4所示。普遍的生長期包括晚白堊世的一期（約80～75 Ma）、70～65、60～50、42～40、35～28、15～10、8～0 Ma。整理概括了6塊樣品在每個生長期內的生長速率，以分析其與生長年代的關系（表3）。結果顯示，結殼生長速率的變化與結殼生長年代存在一定關系。新生代以來，具有較高生長速率的年代區(qū)間，包括60～50、42～32 和 15～0 Ma，而在 32～28 Ma的生長期內，存在一極低生長速率期（圖2）。雖然Segl等[9]和Ling等[10]在研究中也指出結殼的老殼層相對新殼層具有較高的生長速率，但他們并未對應殼層生長年代區(qū)間且未分析結殼中下部層位的情況。

2.5 生長速率與古海洋環(huán)境演化的關系

多金屬結殼的主要成礦元素是Fe和Mn，充足的成礦物質供應固然有利于結殼生長[32]。在海水中，Fe的來源是多樣的，包括風塵、沉積物（及其再懸?。┮约盁嵋旱萚33]，并隨洋流輸運到大洋內部[34]。各種來源的Fe被固結在浮游生物骨骼中[6]，隨著生物碎屑的降落而溶解進入海水，并在一定深度內再懸浮混合，從而控制了海洋初級生產力[35]。而Mn則主要固結于埋藏于海底的有機相中[36]，其溶解相通過再懸浮作用輸入到中層水中，并大量賦存于最低含氧帶（OMZ）[37]。鐵錳的主要沉降物質是還原相的，需要被氧化成礦[38]。含氧量較低的OMZ不利于此過程的發(fā)生，結殼位于其間時生長速率相對偏低[39]。而當結殼處于OMZ其上或其下時，往往具有較高的生長速率[37]。在這個深度范圍，富Mn的OMZ水團與氧化性較強的水體充分混合，從而造就了有利的成礦條件。在本研究中，萊恩海山區(qū)的兩塊樣品都采自相對較深的位置（表1），其長時間處于OMZ深度以下，而不像其他樣品在較早生長期內大多處于OMZ之中，這可能是導致其生長速率相對較高的原因之一。然而，隨著兩塊樣品的進一步下降，與OMZ距離逐漸增大，可能接收Mn的供給逐漸不足，導致表層的生長速率有所衰減。另一方面，碳酸鈣的溶解為海水供應了大量的Fe，為結殼成礦提供原料，有利于結殼的生長[16]。據許東禹[40]和Siesser[41]的報道，太平洋碳酸鈣溶解率在漸新世普遍較低，這可能對應著結殼32～28 Ma的低生長速率區(qū)間。多金屬結殼MS1、MHD79和MP3D22的Fe含量在該時代都處于較低水平（圖5）。

適當的底流條件總體上有利于結殼的發(fā)育（如海山頂部的水流較強從而發(fā)育最厚的結殼[42]），因為其攜帶了富氧的水團，同時也可以防止沉積物對結殼的覆蓋和混染[43]，但其可導致OMZ縮減從而影響Mn元素的溶解。萊恩海山區(qū)獨特的地理優(yōu)勢可能是該地區(qū)結殼生長速率較高的原因之一。西太平洋地區(qū)的多金屬結殼由于被馬里亞納海溝和火山島鏈阻隔，洋流很難深入其間，而萊恩海山區(qū)則可以從東面直接接收洋流的滋養(yǎng)，從而存在相對有利的水成和氧化環(huán)境。

圖4 多金屬結殼的Co-Os年代框架曲線框體是Klemm等[3]報道的海水Os同位素曲線，橫坐標的黑色實線是劃分的生長期（大寫序號對應生長期，小寫序號對應間斷期），實心圓為樣品187Os/188Os測定值。Fig.4 Co-Os age patterns of polymetallic crusts The curvilinear frames are the seawater curve from Klemm et al.[3],and the black solid lines of abscissa are the divided growing periods（capital serial number corresponds to growth periods,while small serial number corresponds to hiatus）.The solid circles are the measured value of the crusts.

表3 結殼在不同生長期內的生長速率（單位：mm/Ma）Table 3 Growth rate of crusts during different growing periods（unit:mm/Ma）

多數報道顯示，陸源物質的供應整體上有利于結殼的生長。以采自南海和波羅的海的樣品為例，距離大陸較近的地區(qū)可在短時間內發(fā)育厚度極大的結核、結殼樣品[44-45]。萊恩海山在隨太平洋板塊運移的過程中距離美洲大陸相對較近，可能接受了大量源自該地區(qū)的風運和水運而來陸源物質，從而結殼的生長速率較高。MP3D10的疏松層斑雜狀雜質層的碎屑物質相對MHD79更多（圖6），MP3D22的K和Al含量相對MS1較高（圖5）（與佟景貴[46]的結果相似）可以作為證據。另外，萊恩海山區(qū)和麥哲倫海山區(qū)結殼生長速率剖面變化分別與美洲風塵和亞洲風塵的演化模型[47]對應良好，前者在33 Ma以前的生長速率由于美洲季風的衰落而逐漸降低，而后者在15 Ma以來的生長速率隨著東亞季風的加劇而逐漸上升（圖2），這種變化與陸源風塵指示元素 K，Si，Al的剖面特征也可對比（圖5），這一定程度上解釋了結殼生長速率在剖面上的變化特征（如在32～28 Ma的低值區(qū)間）。

圖5 結殼樣品Fe、K、Si、Al元素年代剖面A.麥哲倫海山區(qū)樣品MS1， B.萊恩海山區(qū)樣品MP3D22。Fig.5 Age profiles of Fe,K,Si and Al in crust samples A.MS1 from Magellan Seamounts,B.MP3D22 from Line Seamounts.

圖6 結殼樣品斑雜狀構造顯微照片[22]A.馬紹爾海山區(qū)樣品MHD79，B.萊恩海山區(qū)樣品MP3D10。Fig.6 Micrograph of variegated texture of a crust sample[22]A.MHD79 from Marshall Seamounts,B.MP3D10 from Line Seamounts.

結殼生長速率的高低與結構構造特征和所處時代的冷暖并無明顯聯系，而真正造成影響的是其背后所代表的具體古海洋學環(huán)境因素。結殼處于疏松層的點位并不對應大幅偏高的生長速率值，個別點位的高值可能對應了短時大量的一次雜質混染事件，而處于致密層的點位也可以對應很高的生長速率值。另外，漸新世以來總體上是一個逐漸變冷的過程，而晚白堊世至新生代早期氣候則相對較暖，結殼的生長速率并未展現出在冰期或間冰期內普遍較高的特征。在冰期，生物生產力總體較高，Fe、Mn固結相供應充足，底層流的發(fā)育帶來了有利的氧化環(huán)境和水動力條件，但同時也伴隨著Fe、Mn的固結率上升、OMZ的縮減和沉積物沉積速率的上升等不利條件。在間冰期，化學風化的加強導致海水酸化，有利于Fe的溶解和OMZ的擴展，但卻因水動力不足導致海水氧化程度不高和磷酸鹽化作用的發(fā)生。國內外學者對于冰期/間冰期環(huán)境對結殼的影響的認識也并不統(tǒng)一，Eisenhauer等[12]發(fā)現結殼高生長速率期對應間冰期，而李江山等[30]發(fā)現結殼的生長期大多對應于冰期。丁旋等[48]充分論證了冰期和間冰期的古海洋學環(huán)境特征，指出其對結殼生長的影響是各種有利、不利因素的疊加耦合的結果，并不是簡單的對應關系，這與本研究的認識較為一致。

2.6 生長速率與生長間斷的關系

如2.2所述，結殼不同層位的生長速率變化存在一定規(guī)律，整體表現為由底至頂逐漸下降。由于古海洋環(huán)境決定了結殼發(fā)育的優(yōu)劣，這種變化規(guī)律與結殼生長年代區(qū)間的關系相對結構構造更大，從而生長速率的變化與結殼發(fā)生間斷的時間可能存在一定對應關系。通過綜合對比6塊結殼生長間斷發(fā)生前后生長速率的變化情況（圖2），得到如下規(guī)律：①多金屬結殼在生長速率由低變高的過程中易發(fā)生間斷（情形a），如MS1的間斷期i、MHD79的間斷期 i、ii、MP3D10 的 i和 MP3D22 的 i、ii、iii，在發(fā)生的全部21次間斷中占33.3%（7次）。②在生長速率由高轉低的過程中容易發(fā)生間斷（情形b），如MHD79的間斷期iii、iv和MP3D10的間斷期ii、iii，這種情況占到了總間斷次數的19%。③在生長速率持續(xù)較低的區(qū)間內容易發(fā)生間斷（情形c），如MS1的間斷期 ii，iii和iv、MHD79的v、CLD50的i和ii、MP3D10的iv和 v、MP3D22的 iv和 v，在發(fā)生的間斷中占47.7%。通過對上述規(guī)律的整合，我們發(fā)現中、西太平洋多金屬結殼普遍存在的間斷期分別可以對應上述生長速率變化情形：間斷期65～60 Ma對應“情形a”，早古新世暖期較溫和的水動力條件以及較低的生產力可能造成了此期間斷。間斷期51～42 Ma對應“情形b”，與早始新世氣候最佳期（EECO）對應，這同樣也是一個暖期。此兩次間斷期之間的生長期（60～50 Ma）具有較高生長速率，對應以強化學風化作用著稱的古新世碳同位素最高期（PETM），此時海水被酸化，CaCO3大量溶解供應了大量的溶解Fe，結殼成礦物質充足。間斷期40～35 Ma對應“情形b”，可能反映了美洲風塵和亞洲風塵通量同時較低的時期，同時隨著CaCO3溶解率的逐漸降低，結殼復生長時也具有不高的生長速率。間斷期28～18 Ma則對應“情形c”，可能由于海洋中CaCO3溶解率的長期不足導致，表現為與此間斷期相鄰的生長期持續(xù)較低的生長速率。此后，在15～0 Ma，偏西部的海山區(qū)結殼生長速率較高持續(xù)上升，主要是由于該區(qū)域開始不斷接受歐亞大陸的風化剝蝕物。Segl等[49]嘗試將結殼的生長速率突變點作為生長間斷的時代標志（time marker），為結殼定年提供年代控制點。該思路與本文不謀而合，但其研究的局限性是只考慮了生長速率突變的情況而忽視了在持續(xù)較低的生長速率區(qū)間，多金屬結殼也很有可能發(fā)生間斷。

3 結論

（1）中、西太平洋多金屬結殼生長速率變化規(guī)律存在區(qū)域性和剖面特征。偏東部的萊恩海山區(qū)結殼具有相對較高的生長速率（平均3.1 mm/Ma），而偏北部的馬爾庫斯威克海山區(qū)相對較低（平均1.9 mm/Ma），偏西部的麥哲倫海山區(qū)和馬紹爾海山區(qū)結殼的生長速率（平均2.2 mm/Ma）處于二者之間。萊恩海山區(qū)多金屬結殼較高的生長速率與其所處適當的成礦深度、較強的氧化性水流條件和可接受相對豐富的陸源物質供應有關。6塊樣品的生長速率在剖面上自底至頂（由老至新）總體表現為由高至低的變化，部分樣品在中中新世以來生長速率又有所回升。其中，60～50、42～32和15～0 Ma的年代區(qū)為結殼生長速率高值期，而在32～28 Ma區(qū)間內生長速率較低。生長速率在剖面上的變化可能與美洲、亞洲風塵輸運強度和海水碳酸鈣溶解率的演化有關。

（2）中、西太平洋多金屬結殼普遍存在的間斷期分別可以對應以下3種生長速率變化情形：間斷期65～60 Ma對應“生長速率由低升高（情形a）”，可能與早古新世暖期較溫和的水動力條件以及較低的生產力有關。間斷期51～42和40～35 Ma對應“生長速率由高轉低（情形b）”，可能與氣候回暖以及風塵通量供應較低有關。間斷期28～18 Ma則對應“生長速率持續(xù)偏低（情形c）”，可能是由海洋中CaCO3溶解率的長期不足導致的。

致謝：中國大洋協(xié)會和廣州海洋地質調查局為本研究提供項目和樣品支持。同時對國家地質測試中心杜安道、屈文俊、李超研究員和其他測試人員對本研究提供的高水平測試數據表示感謝！感謝丁旋、李江山、張振國、高蓮鳳、吳長航、張艷、張志超、周濤和黃和浪對本研究和前期研究的貢獻！

參考文獻(References)

[1]Cowen J P,De Carlo E H,McGee D L.Calcareous nannofossil biostratigraphic dating of a ferromanganese crust from Schumann Seamount [J].Marine Geology,1993,115(3-4): 289-306.

[2]Chabaux F,Unions R K,Cohen A S,et al.238U-234U-230Th disequilibrium in hydrogenous oceanic Fe-Mn crusts:Palaeoceanographic record or diagenetic alteration? [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1997,61(17): 3619-3632.

[3]Klemm V,Levasseur S,Frank M,et al.Osmium isotope stratigraphy of a marine ferromanganese crust [J].Earth and Planetary Science Letters,2005,238(1-2): 42-48.

[4]李江山,方念喬,屈文俊,等.中太平洋富鈷結殼的Os同位素定年與結殼生長間斷[J].中國科學D輯: 地球科學,2008,51(10)：1452-1459.[LI Jiangshan,FANG Nianqiao,QU Wenjun,et al.Os Isotope dating and growth hiatuses of Co-rich crust from central Pacific [J].Science in China Series D: Earth Sciences,2008,51(10): 1452-1459.]

[5]Hein J R,Bohrson W A,Schulz M S,et al.Variations in the fine-scale composition of a central Pacific ferromanganese crust:Paleoceanographic implications [J].Paleoceanography,1992,7(1):63-77.

[6]Halbach P,Segl M,Puteanus D,et al.Co-fluxes and growth rates in ferromanganese deposits from Central Pacific Seamount areas [J].Nature,1983,304(5928): 716-719.

[7]欒錫武.大洋富鈷結殼成因機制的探討——水成因證據[J].海洋學研究,2006,24(2)：8-19.[LUAN Xiwu.Cobalt-rich ferromanganese crusts formation—Evidences of hydrogenous origin [J].Journal of Marine Sciences,2006,24(2): 8-19.]

[8]朱克超,趙祖斌,李揚.麥哲倫海山區(qū)MD、ME、MF海山富鈷結殼特征[J].海洋地質與第四紀地質,2001,21(1)：33-38.[ZHU Kechao,ZHAO Zubin,LI Yang.Cobalt-rich ferromanganese crusts from the MA,ME,and MF seamounts of the Magellan seamounts [J].Marine Geology & Quaternary Geology,2001,21(1): 33-38.]

[9]Segl M,Mangini A,Banani G,et al.10Be-dating of a manganese crust from Central North Pacific and implications for ocean palaeocirculation [J].Nature,1984,309(5968): 540-543.

[10]Ling H F,Burton K W,O'Nions R K,et al.Evolution of Nd and Pb isotopes in Central Pacific Seawater from ferromanganese crusts [J].Earth and Planetary Science Letters,1997,146(1-2): 1-12.

[11]潘家華,DeCarlo E,劉淑琴,等.西太平洋富鈷結殼生長與富集特征[J].地質學報,2005,79(1)：124-132.[PAN Jiahua,DeCarlo E,LIU Shuqin,et al.Growth and enrichment characteristics of Co-rich crusts in the Western Pacific [J].Acta Geologica Sinica,2005,79(1): 124-132.]

[12]Eisenhauer A,G?gen K,Pernicka E,et al.Climatic influences on the growth rates of Mn crusts during the Late Quaternary [J].Earth and Planetary Science Letters,1992,109(1-2): 25-36.

[13]Mangini A,Segl M,Glasby G P,et al.Element accumulation rates in and growth histories of manganese nodules from the southwestern Pacific basin [J].Marine Geology,1990,94(1-2): 97-107.

[14]Von Blanckenburg F,O’Nions R K,Hein J R.Distribution and sources of pre-anthropogenic lead isotopes in deep ocean water from Fe-Mn crusts [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1996,60(24): 4957-4963.

[15]Banakar V K,Pattan J N,Mudholkar A V.Palaeoceanographic conditions during the formation of a ferromanganese crust from the Afanasiy-Nikitin seamount,North Central Indian Ocean: geochemical evidence [J].Marine Geology,1997,136(3-4): 299-315.

[16]Banakar V K,Hein J R.Growth response of a deep-water ferromanganese crust to evolution of the Neogene Indian Ocean [J].Marine Geology,2000,162(2-4): 529-540.

[17]Frank M,O’Nions R K.Sources of Pb for Indian Ocean ferromanganese crusts: a record of Himalayan erosion? [J].Earth and Planetary Science Letters,1998,158(3-4): 121-130.

[18]潘家華,張靜,劉淑琴,等.西北太平洋富鈷結殼的鈣質超微化石地層學研究及意義[J].地球學報,2007,28(5)：411-417.[PAN Jiahua,ZHANG Jing,LIU Shuqin,et al.Calcareous nannofossil biostratigraphy of Co-rich crusts from Northwestern Pacific and its significance [J].Acta Geoscientica Sinica,2007,28(5): 411-417.]

[19]Noguchi A,Yamamoto Y,Nishi K,et al.Paleomagnetic study of ferromanganese crusts recovered from the northwest Pacific- testing the applicability of the magnetostratigraphic method to estimate growth rate [J].Ore Geology Reviews,2017,87: 16-24.

[20]Puteanus D,Halbach P.Correlation of Co concentration and growth rate-A method for age determination of ferromanganese crusts [J].Chemical Geology,1988,69(1-2): 73-85.

[21]初鳳友,胡大千,姚杰.中太平洋YJC海山富鈷結殼礦物組成與元素地球化學[J].世界地質,2006,25(3)：245-253.[CHU Fengyou,HU Daqian,YAO Jie.Mineral composition and element geochemistry of Co-rich crust from the YJC sea mount in the Central Pacific Ocean [J].Global Geology,2006,25(3): 245-253.]

[22]李江山,方念喬,丁旋,等.富鈷結殼顯微構造與元素含量: 基于中太平洋MHD79樣品的研究[J].現代地質,2007,21(3)：518-523.[LI Jiangshan,FANG Nianqiao,DING Xuan,et al.Microstructure and element abundance of Co-rich crust: Evidences from the layered sample MHD79 collected from the Central Pacific [J].Geoscience,2007,21(3): 518-523.]

[23]Manheim F T,Lane-Bostwick C M.Cobalt in ferromanganese crusts as a monitor of hydrothermal discharge on the Pacific sea floor [J].Nature,1988,335(6185): 59-62.

[24]McMurtry G M,VonderHaar D L,Eisenhauer A,et al.Cenozoic accumulation history of a Pacific ferromanganese crust [J].Earth and Planetary Science Letters,1994,125(1-4): 105-118.

[25]Frank M,O’Nions R K,Hein J R,et al.60 Myr records of major elements and Pb-Nd isotopes from hydrogenous ferromanganese crusts: Reconstruction of seawater paleochemistry [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1999,63(11-12): 1689-1708.

[26]Du A D,Wu S Q,Sun D Z,et al.Preparation and certification of Re-Os dating reference materials: Molybdenites HLP and JDC [J].Geostandards and Geoanalytical Research,2004,28(1): 41-52.

[27]符亞洲.中太平洋萊恩海山富鈷結殼的地球化學及Os同位素地層年代學研究[D].中國科學院地球化學研究所博士學位論文,2006: 89-92.[FU Yazhou.Geochemistry and Os isotopic geochronology of cobalt rich crusts in the Line seamount,Central Pacific Ocean[D].Doctor Dissertation of Institute of geochemistry,Chinese Academy of Sciences,2006: 89-92.]

[28]Jeong K S,Jung H S,Kang J K,et al.Formation of ferromanganese crusts on northwest intertropical Pacific seamounts: electron photomicrography and microprobe chemistry [J].Marine Geology,2000,162(2-4): 541-559.

[29]Halbach P,Puteanus D.The influence of the carbonate dissolution rate on the growth and composition of Co-rich ferromanganese crusts from Central Pacific seamount areas [J].Earth and Planetary Science Letters,1984,68(1): 73-87.

[30]李江山.中、西太平洋富鈷結殼地球化學及古海洋環(huán)境[D].中國地質大學,2007: 20-28.[LI Jiangshan.Geochemistry and paleoceanic environment of cobalt rich crusts in the central and western Pacific[D].China University of Geosciences,2007: 20-28.]

[31]張志超.中西太平洋富鈷結殼Os同位素年代學研究及古海洋學意義[D].中國地質大學碩士學位論文,2014: 11-13.[ZHANG Zhichao.Geochronology of cobalt rich crusts in the central and western Pacific and its paleoceanographic significance[D].Master Dissertation of China University of Geosciences,2014: 11-13.]

[32]Halbach P,Giovanoli R,von Borstel D.Geochemical processes controlling the relationship between Co,Mn,and Fe in early diagenetic deep-sea nodules [J].Earth and Planetary Science Letters,1982,60(2): 226-236.

[33]Boyd P W,Ellwood M J.The biogeochemical cycle of iron in the ocean [J].Nature Geoscience,2010,3(10): 675-682.

[34]Resing J A,Sedwick P N,German C R,et al.Basin-scale transport of hydrothermal dissolved metals across the South Pacific Ocean [J].Nature,2015,523(7559): 200-203.

[35]Bressac M,Guieu C,Ellwood M J,et al.Resupply of mesopelagic dissolved iron controlled by particulate iron composition [J].Nature Geoscience,2019,12(12): 995-1000.

[36]Ostrander C M,Nielsen S G,Owens J D,et al.Fully oxygenated water columns over continental shelves before the Great Oxidation Event [J].Nature Geoscience,2019,12(3): 186-191.

[37]Aplin A C,Cronan D S.Ferromanganese oxide deposits from the central Pacific Ocean.I.Encrustations from the Line Islands Archipelago [J].Geochimica et Cosmochimica Acta,1985,49(2):427-436.

[38]Robbins L J,Funk S P,Flynn S L,et al.Hydrogeological constraints on the formation of Palaeoproterozoic banded iron formations [J].Nature Geoscience,2019,12(7): 558-563.

[39]De Carlo E H.Paleoceanographic implications of rare earth element variability within a Fe-Mn crust from the central Pacific Ocean [J].Marine Geology,1991,98(2-4): 449-467.

[40]許東禹.太平洋古海洋事件和成礦作用[C]//第30屆國際地質大會論文集,第13卷,海洋地質學,古海洋學.北京: 地質出版社,1999:101-113.[XU Dongyu.Paleooceanic events and mineralization in the Pacific Ocean[C]//Proceedings of the 30th International Geological Congress,Volume 13,Marine Geology and Paleoceanography.Beijing: Geological Publishing House,1999: 101-113.]

[41]Siesser W G.Paleoproductivity of the Indian Ocean during the Tertiary period [J].Global and Planetary Change,1995,11(1-2): 71-88.

[42]Roden G I.Effects of the Fieberling seamount group upon flow and thermohaline structure in the spring of 1991 [J].Journal of Geophysical Research,1994,99(C5): 9941-9961.

[43]Pautot G,Melguen M.Deep bottom currents,sedimentary hiatuses and polymetallic nodules [J].Technical Bulletin,1976,2: 54-61.

[44]張振國.南海北部陸緣多金屬結核地球化學特征及成礦意義[D].中國地質大學博士學位論文,2007: 98-102.[ZHANG Zhenguo.Approach to geochemical characteristics and minerogenetic environment of polymetallic nodules from the northern continental margin of the South China Sea[D].Doctor Dissertation of China University of Geosciences,2007: 98-102.]

[45]吳長航.南海北部陸緣大型多金屬結核的生長及元素地球化學特征研究[D].中國地質大學博士學位論文,2009: 63-117.[WU Changhang.Research on the growth and elemental geochemical characteristics of large-scale polymetallic nodules from the Northern continental margin of the South China Sea[D].Doctor Dissertation of China University of Geosciences,2009: 63-117.]

[46]佟景貴.太平洋富鈷結殼礦物地球化學及古海洋與古環(huán)境重建[D].中國地質大學博士學位論文,2007: 6-13.[TONG Jingguo.Geochemical and mineralogical study on the Co-rich ferromanganese crust from the Pacific ocean and the palaeoocean and palaeoenvironment reconstruction[D].Doctor Dissertation of China University of Geosciences,2007: 6-13.]

[47]Leinen M,Heath G R.Sedimentary indicators of atmospheric activity in the northern hemisphere during the Cenozoic [J].Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,1981,36(1-2): 1-21.

[48]丁旋,高蓮鳳,方念喬,等.太平洋海山富鈷結殼生長過程與新生代海洋演化關系[J].中國科學D輯: 地球科學,2009,52(8)：1091-1103.[DING Xuan,GAO Lianfeng,FANG Nianqiao,et al.The relationship between the growth process of the ferromanganese crusts in the Pacific seamount and Cenozoic ocean evolvement [J].Science in China Series D: Earth Sciences,2009,52(8): 1091-1103.]

[49]Segl M,Mangini A,Beer J,et al.Growth rate variations of manganese nodules and crusts induced by paleoceanographic events [J].Paleoceanography,1989,4(5): 511-530.