東太平洋阿塔卡馬海溝沉積物礦物學(xué)和地球化學(xué)特征及其物源指示

陳逸倫, 羅 敏, 2*, 陳多福

東太平洋阿塔卡馬海溝沉積物礦物學(xué)和地球化學(xué)特征及其物源指示

陳逸倫1, 羅 敏1, 2*, 陳多福1

(1. 上海海洋大學(xué) 海洋科學(xué)學(xué)院 深淵科學(xué)技術(shù)研究中心, 上海 201306; 2. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室 海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266061)

深淵海溝是全球海洋中最深的區(qū)域, 在全球物質(zhì)循環(huán)體系中占有重要的地位。為進(jìn)一步了解深淵海溝沉積物的組成與來(lái)源, 分析了東太平洋阿塔卡馬海溝沉積物的全巖主量、微量元素和稀土元素、礦物組成、黏土礦物組成與碎屑組分Sr-Nd同位素組成等礦物學(xué)和地球化學(xué)特征, 進(jìn)而揭示海溝沉積物的物源。研究發(fā)現(xiàn), 阿塔卡馬海溝沉積物主要來(lái)源于其緊鄰的阿塔卡馬沙漠地區(qū), 以北部火山物質(zhì)為主, 并且可能記錄了安第斯山脈中北部火山鏈發(fā)生過地殼同化的特征, 同時(shí)陸源碎屑物質(zhì)對(duì)其也有一定貢獻(xiàn)。不僅如此, 海溝軸部站位沉積物從北至南還明顯反映了物源區(qū)降雨量逐漸減小的這一氣候特征。因此, 深淵海溝盡管水深巨大、遠(yuǎn)離陸地, 海溝軸部仍可能是陸地母巖風(fēng)化產(chǎn)物的最終歸宿, 并記錄了臨近陸地氣候信息。

深淵海溝; 地球化學(xué)特征; 物源示蹤; 降雨量; 阿塔卡馬海溝

0 引 言

深淵區(qū)是海洋中最深的區(qū)域, 水深大于6000 m, 主要由海溝和海槽組成(Wolff, 1959; Jamieson et al., 2010)。深淵區(qū)域的面積雖然只占全球海底面積的1%～2%, 但其垂直深度卻占據(jù)了全球海洋深度范圍的45%, 因而在全球海洋體系中占有重要地位(Jamieson et al., 2015; Liu et al., 2018)。長(zhǎng)期以來(lái), 由于水深大、采樣困難等原因, 對(duì)深淵區(qū)生物學(xué)、生態(tài)學(xué)和地球化學(xué)的認(rèn)識(shí)都十分匱乏, 甚至一度認(rèn)為其是“生態(tài)荒漠”(林剛, 2019)。然而隨著近些年來(lái)不斷發(fā)展的深海技術(shù), 對(duì)深淵區(qū)域的探測(cè)和研究逐漸增加, 人們逐漸發(fā)現(xiàn), 深淵區(qū)有著較高的底棲生物量以及獨(dú)特的深淵生物, 且海溝漏斗狀地形地貌有利于沉積物向海溝軸線水平遷移和積累。此外, 位于俯沖帶的海溝易受到多發(fā)地震和火山爆發(fā)的影響, 加之這一區(qū)域濁流較多, 也有助于沉積物質(zhì)快速進(jìn)入海溝(肖春暉等, 2017)。但是我們對(duì)海溝沉積物的成分和來(lái)源的了解仍然十分有限。

當(dāng)前對(duì)于深淵海溝沉積特征的研究較多集中于太平洋地區(qū), 通過沉積物主量、微量元素和礦物成分以及Sr-Nd同位素分析發(fā)現(xiàn)馬里亞納海溝南部的沉積物碎屑組分主要來(lái)源為火山物質(zhì)并明顯受風(fēng)塵輸入的影響(朱坤杰等, 2015; Luo et al., 2018)。粒度和礦物學(xué)研究顯示爪哇海溝的沉積物主要來(lái)源于周邊的造山帶和火山活動(dòng)區(qū), 而且大部分來(lái)自于喜馬拉雅抬升基底(Mallik, 1978)。此外, 沉積物稀土元素、黏土礦物組成表明新不列顛海溝表層沉積物主要來(lái)自周圍島嶼火山物質(zhì)和陸源河流沉積, 但整體上主要來(lái)源于中性火山物質(zhì)(林剛, 2019)。另外, 對(duì)大西洋波多黎各海溝的研究發(fā)現(xiàn), 其沉積物主要來(lái)源于與其相鄰的奧里諾科河三角洲和伊斯帕尼奧拉島(肖春暉等, 2017)。本研究通過對(duì)世界上最長(zhǎng)海溝——阿塔卡馬海溝沉積物的主量、微量元素和稀土元素、全巖礦物和黏土礦物組成以及碎屑組分Sr-Nd同位素組成特征的研究, 分析其來(lái)源及對(duì)鄰近地區(qū)的氣候響應(yīng), 揭示深淵海溝物質(zhì)的源匯過程。

1 區(qū)域環(huán)境背景

阿塔卡馬海溝, 又稱秘魯–智利海溝, 位于東太平洋秘魯智利以西附近的海域, 距離秘魯及智利海岸約160 km。整體為一個(gè)“S”型狹長(zhǎng)海溝, 走向貼合海岸線, 南起智利中部康賽普西翁附近海域, 北至秘魯北部皮烏拉附近海域, 由南向北延伸, 全長(zhǎng)約5900 km, 是世界上最長(zhǎng)的海溝, 主要由南極洲板塊向美洲板塊俯沖形成。位于20°S～30°S的區(qū)域是阿塔卡馬海溝最深的部分之一, 最大深度超過8000 m(Angel, 1982; Thornburg and Kulm, 1987)。海溝南部緊鄰智利海嶺, 東部為高聳的安第斯山脈, 中部緊鄰阿塔卡馬沙漠。在安托法加斯塔地區(qū)(25°S), 阿塔卡馬海溝最深處與其相鄰的尤耶亞科火山頂存在著14800 m的高差, 這也是目前地球上已知的相鄰地區(qū)的最大高差(Taussi et al., 2019)。

阿塔卡馬海溝位于納斯卡板塊和南美板塊的交界處, 周圍海底地形較為復(fù)雜。南美洲板塊在侏羅紀(jì)隨著東面大西洋展開向西漂移, 納斯卡大洋板塊的東緣受到南美洲大陸板塊西緣的擠壓, 發(fā)生潛沒和隆起。伴隨著來(lái)自地幔的大量巖漿侵入, 同時(shí)形成了南美洲大陸板塊西部邊緣的火山弧。這種活動(dòng)強(qiáng)度在新生代期間進(jìn)一步加強(qiáng), 最終形成了阿塔卡馬海溝及其臨近的安第斯山脈。作為環(huán)太平洋火山帶的一部分, 該區(qū)域至今很多火山仍非?；钴S(Ziegler et al., 1981; Breitkreuz and Werner, 1994; Bernard et al., 2010)。

阿塔卡馬海溝所在海域及其周邊地區(qū), 全年盛行離岸南風(fēng)或東南風(fēng), 使得表層海水向西偏離海岸, 產(chǎn)生了一個(gè)重要的上升流——秘魯寒流。寒流流經(jīng)區(qū)域海水上涌帶來(lái)了大量的硝酸鹽、磷酸鹽等營(yíng)養(yǎng)物質(zhì), 使得表層海水具有非常高的初級(jí)生產(chǎn)力, 因此孕育了大量的海洋生物, 形成了世界著名漁場(chǎng)之一的秘魯漁場(chǎng)。同時(shí)沙漠邊緣盛行的離岸風(fēng)也帶來(lái)了大量的風(fēng)塵(Croce et al., 1997; Sabbatini et al., 2002)。

2 樣品和方法

2.1 樣品采集

本次沉積物樣品來(lái)源于2018年3月2日至4月2日進(jìn)行的RV SONNE SO261航次, 航次中共計(jì)在9個(gè)站位進(jìn)行柱狀沉積物采樣, 其中6個(gè)站位位于水深7700 m以上的海溝軸部, 另有2個(gè)站位位于大陸邊緣, 1個(gè)站位位于深海平原作為參考, 具體采樣位置信息見圖1和表1。淺層沉積物由多管采樣器采集, 柱樣長(zhǎng)度約為30～35 cm。沉積柱采樣后, 0～10 cm部分按照1 cm間隔進(jìn)行現(xiàn)場(chǎng)分樣, 10～20 cm部分按照2.5 cm間隔進(jìn)行分樣, 20 cm以下部分按照5 cm間隔進(jìn)行分樣, 樣品于?20℃保存(Wenzh?fer, 2019)。

圖1 阿塔卡馬海溝積物站位位置及其附近區(qū)域環(huán)境背景

表1 阿塔卡馬海溝沉積物站位信息

2.2 樣品分析方法

2.2.1 主量、微量元素和稀土元素

樣品分析在中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所礦床地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。樣品研磨至粉末后, 放入特氟龍杯中, 先后加入HNO3、HCl和HF并加熱至180 ℃, 12 h后在電熱板上蒸酸至近干。添加1 mL內(nèi)標(biāo)濃度為0.5 μg/g的Rh、2mL的HNO3與3 mL的去離子水到特氟龍杯中, 密封后加熱至140 ℃并溶解5 h以上。主量元素測(cè)試添加1 mL濃度為0.6 μg/g的內(nèi)標(biāo)Cd, 稀釋后用電感耦合等離子體發(fā)射光譜儀(ICP-OES, Varian Vista Pro)測(cè)試。微量元素測(cè)試則直接取溶解后的溶液稀釋后用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS, Perkin-Elmer ELAN 6000)測(cè)試。主量元素含量的相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差控制在<3%, 微量元素含量的相對(duì)標(biāo)準(zhǔn)偏差控制在<10%。

2.2.2 礦物成分

沉積物全巖礦物成分分析在中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所礦物學(xué)與成礦學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行。將樣品研磨后使用德國(guó)BRUKER D8 ADVANCE型X射線衍射儀(XRD)進(jìn)行衍射分析, 掃描范圍2=3°～85°, 狹縫1 mm, 掃描速度4 °/min。黏土礦物組成分析在華東師范大學(xué)完成。稱取適量全巖樣品與10% H2O2溶液和10%醋酸溶液反應(yīng)24 h, 然后離心清洗3次以去除有機(jī)質(zhì)和碳酸鹽。按Stokes沉降經(jīng)驗(yàn)公式確定沉降時(shí)間, 將懸浮物(<2 μm)的上層濁液吸出, 上層濁液以4800轉(zhuǎn)/min的速度離心10 min, 采用涂片法將離心后的樣品制成自然片(N片), 自然片在60 ℃環(huán)境中經(jīng)乙二醇蒸汽處理12 h后制成乙二醇飽和片(EG片), 然后使用荷蘭的PANalytical-X Pert. Pro MPD型XRD進(jìn)行分析, 掃描范圍2=3°～35°, 狹縫1 mm, 掃描速度: 2 °/min。礦物組成使用Jade6軟件分析圖譜, 計(jì)算各衍射峰強(qiáng)度與峰面積。采用Biscaye (1965)方法計(jì)算4種主要黏土礦物(蒙脫石、高嶺石、伊利石和綠泥石)的相對(duì)百分含量, 4種黏土礦物的總含量校正為100%。礦物成分半定量分析誤差為5%～10%。此外, 伊利石結(jié)晶度可由乙二醇飽和曲線上伊利石衍射峰的半峰寬表示, 數(shù)值越低表示伊利石礦物晶格有序度越高, 指示源區(qū)水解作用較弱, 氣候寒冷、干燥。伊利石化學(xué)指數(shù)的計(jì)算是在乙二醇飽和曲線上根據(jù)5 ?/10 ?峰面積比確定, 比值小于0.5為富Fe-Mg伊利石, 為物理風(fēng)化結(jié)果; 比值大于0.5為富Al伊利石, 代表經(jīng)歷過強(qiáng)烈的水解作用。

采用大區(qū)對(duì)比不設(shè)重復(fù)，各處理設(shè)在單獨(dú)的水稻池塊中。每處理1500平方米，4月8日播種，5月13日插秧，秧齡3.5葉。各處理均采用日本井關(guān)高速插秧機(jī)插秧、攜帶側(cè)深施肥器施肥，栽培密度保持在30穴/m2左右，單穴保苗6-9株；即井關(guān)高插機(jī)設(shè)置為最小株距、最大取秧量。側(cè)深施肥器的施肥量調(diào)到20公斤每畝。共設(shè)6個(gè)試驗(yàn)處理：

2.2.3 Sr-Nd同位素

樣品分析在南京大學(xué)內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。稱取適量?jī)龈沙练e物研磨后添加10% HCl和10% H2O2去除鈣質(zhì)及有機(jī)質(zhì), 洗至中性再添加 0.3 mol檸檬酸鈉和1 mol碳酸氫鈉, 充分溶解共振后加入少量硫代硫酸以去除鐵錳自生礦物。最后加入2 mol飽和碳酸鈉溶液, 85 ℃水浴5 h以去除生物硅(Rea and Janecek, 1981; Clemens and Prell, 1990)。將前處理后的殘?jiān)湃胩胤埍? 加入HNO3、HCl和HF后加熱至180 ℃, 12 h后在電熱板上蒸酸至近干。接著加入0.5 mL HCl, 電熱板上蒸干, 再添加5 mL 6% HCl, 密封加熱至120 ℃, 5 h后取出, 再加入0.3 mL 10%抗壞血酸, 過離子交換柱分離Sr和 Nd, 轉(zhuǎn)移到離心管中后上機(jī)測(cè)試。測(cè)試過程中, 采用86Sr/88Sr=0.1194內(nèi)部校正儀器質(zhì)量分餾, Sr同位素國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)NIST SRM 987作為外標(biāo)校正儀器漂移; 采用146Nd/144Nd=0.7219內(nèi)部校正儀器質(zhì)量分餾, Nd同位素國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)物質(zhì)JNdi-1作為外標(biāo)校正儀器漂移。Sr同位素組成通常表示為87Sr/86Sr, Nd同位素組成則通常表示為Nd=[(143Nd/144Nd)sample/ (143Nd/144Nd)CHUR?1]×10000, 其中(143Nd/144Nd)CHUR為球粒隕石的比值(0.512638, Depaolo and Wasserburg, 1976)。

2.2.4 化學(xué)風(fēng)化指數(shù)計(jì)算

化學(xué)風(fēng)化指數(shù)(chemical index of alteration, CIA)最早由Nesbitt and Young(1982)在研究加拿大古元古代的碎屑巖時(shí)首次提出, 至今被作為一個(gè)判斷源區(qū)化學(xué)風(fēng)化程度的化學(xué)指標(biāo)而被廣泛應(yīng)用。其計(jì)算公式為: CIA=(Al2O3/(Al2O3+CaO*)+Na2O+K2O)×100,其中氧化物為摩爾質(zhì)量百分比, CaO*指硅酸鹽中的CaO。CIA值越高指示硅酸鹽礦物中Na、K和Ca礦物從母巖中淋失越多, 化學(xué)風(fēng)化作用越強(qiáng)(邵菁清和楊守業(yè), 2012)。本研究計(jì)算CIA所用的各組分含量均為主量元素分析時(shí)所測(cè)得, 硅酸鹽中的CaO含量由全巖中的CaO含量減去碳酸鹽中的CaO含量得到。沉積物中碳酸鈣含量的測(cè)試通過沉積物總碳(TC)和總有機(jī)碳(TOC)的差值計(jì)算得到: CaCO3=(TC?TOC)×8.83。

3 結(jié) 果

3.1 主量、微量元素和稀土元素

阿塔卡馬海溝每個(gè)站位淺層沉積物的主量元素平均含量與上地殼(UCC)進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化, 發(fā)現(xiàn)所有站位中MgO、P2O5和Fe2O3均為富集, Na2O和K2O均為虧損, TiO2則接近于UCC值(表2; 圖2a)。CaO在海溝軸部樣品中均為虧損, 但在大陸邊緣站位樣品中相對(duì)富集, MnO在海溝軸部站位樣品中強(qiáng)烈富集, 但在大陸邊緣站位樣品中則接近于UCC值, 而Al2O3在海溝軸部樣品中接近于UCC值, 但在大陸邊緣參照站位樣品略微虧損?？梢园l(fā)現(xiàn)阿塔卡馬海溝淺層沉積物與其周邊的北部火山物質(zhì)及沙漠土壤的主量元素分布比較接近(Taylor and Mclennan, 1985, 1995; Gerlach et al., 1988; Matthews et al., 1994; Michalski et al., 2004; Kramer et al., 2005; Oerter et al., 2016; Pourkhorsandi et al., 2017; Robidoux et al., 2020)(圖2b)。

阿塔卡馬海溝每個(gè)站位淺層沉積物微量元素的平均含量大部分高于洋中脊玄武巖(MORB)(Pearceand Parkinson, 2000; 表3; 圖3)。其中大離子親石元素相對(duì)于MORB有明顯的富集, 只有Sr相對(duì)MORB略微富集。高場(chǎng)強(qiáng)元素的富集情況則各有不同, Th、U和Pb相對(duì)MORB較明顯富集, Ta、Nb、Zr和Hf略微富集, 而Y相對(duì)MORB則基本持平或略微虧損。此外, 大陸邊緣站位相比海溝軸部站位, Ba和U的富集程度較大, 其他基本持平。深海平原站位相比海溝軸部站位則只有Ba的富集程度較大, 其他基本持平?？傮w而言, 阿塔卡馬海溝軸部?jī)?nèi)不同站位沉積物的微量元素特征基本相似, 而深海平原及大陸邊緣站位沉積物中的微量元素特征則個(gè)別不同。

表2 阿塔卡馬海溝淺層沉積物主量元素平均含量(%)

圖2 阿塔卡馬海溝沉積物及周圍可能物源的常量元素分布圖(上地殼數(shù)值據(jù)Taylor and Mclennan, 1985, 1995)

表3 阿塔卡馬海溝沉積物微量元素值(μg/g)

阿塔卡馬海溝每個(gè)站位淺層沉積物平均稀土元素總量(∑REE)較低(表4), 在115～144 μg/g之間, 平均為127 μg/g, 輕、重稀土元素比值(LREE/HREE)為5.19～7.35(平均6.37), δCe*值為0.82～1.04(平均0.93), δEu*值為0.75～0.86(平均0.8)。整體而言, 阿塔卡馬海溝中不同站位的沉積物稀土元素配分模式基本一致, 有著明顯的輕稀土富集, 重稀土分異度低這一特征, 說明其源地比較接近。有微弱的Ce和Eu負(fù)異常(表4)。

圖3 阿塔卡馬海溝沉積物微量元素分布圖(MORB數(shù)值據(jù)Pearce and Parkinson, 1993)

3.2 全巖礦物

3.3 黏土礦物

阿塔卡馬海溝的沉積物中, 黏土礦物成分主要為伊利石(26.21%～58.47%), 其次為蒙脫石(13.62%～43.93%)、綠泥石(9.37%～26.99%)和高嶺石(3.88%～20.40%)(表5)。伊利石(0.16°～0.38°)和蒙脫石(0.22°～0.90°)的結(jié)晶度較高, 說明伊利石(<0.4°)和蒙脫石(<1.5°)的結(jié)晶程度均極好(Ehrmann, 1998)。此外, 沉積物中伊利石的化學(xué)指數(shù)較低(0.14～0.62)。

表4 阿塔卡馬海溝沉積物稀土元素平均值(μg/g)及相關(guān)參數(shù)

3.4 Sr-Nd同位素

阿塔卡馬海溝不同站位沉積物的Sr-Nd同位素值如表6所示。87Sr/86Sr值在0.7059～0.7112之間, 平均值為 0.7076;Nd值在?6.90 ～ ?1.61之間, 平均值為?4.22。Nd值的變化相對(duì)明顯, AT-S2站位樣品不同層位間的87Sr/86Sr值變化最大, AT-S4站位樣品不同層位間的Nd值變化最大。

3.5 化學(xué)風(fēng)化指數(shù)

阿塔卡馬海溝沉積物的CIA值整體較低且隨深度變化不明顯, 每個(gè)站位平均值如表7所示。其中海溝軸部各站位CIA值變化較小, 說明其源地比較接近, 深海平原AT-S7站位的CIA值略高于軸部站位, 而大陸邊緣站位AT-S1的CIA值明顯低于海溝軸部及深海平原站位, 說明其源區(qū)母巖受到的化學(xué)風(fēng)化程度最低。

圖4 阿塔卡馬海溝沉積物全巖礦物組成

4 討 論

4.1 沉積物的物源示蹤與安第斯山脈北部火山的地殼同化

海洋沉積物中高場(chǎng)強(qiáng)元素與稀土元素較不活潑, 基本可以反映源區(qū)母巖特征(Rollinson, 2001), 但也有研究發(fā)現(xiàn)這些不活潑元素可能會(huì)受到化學(xué)風(fēng)化影響, 進(jìn)而改變母巖信息(Sharma and Rajamani, 2000)。Ti在風(fēng)化過程中常被認(rèn)為是惰性元素, 通過Ti標(biāo)準(zhǔn)化可以推測(cè)化學(xué)風(fēng)化和搬運(yùn)過程中元素的丟失或富集程度, 以及海洋自身組分對(duì)元素的稀釋強(qiáng)度。本研究中阿塔卡馬海溝沉積物的Th/Ti、Hf/Ti和∑REE/Ti值與水深沒有明顯的相關(guān)性(圖5), 說明這些元素在搬運(yùn)過中丟失較少且受海洋自身組分的影響較小。另外, 沉積物CIA值總體相對(duì)較低(表7)。因此, 推測(cè)本研究的阿塔卡馬海溝沉積物中高場(chǎng)強(qiáng)元素與稀土元素特征基本可以反映母巖信息(古森昌等, 1989; Shotyk et al., 2001)。

表5 阿塔卡馬海溝沉積物黏土礦物組成(%)及相關(guān)參數(shù)

續(xù)表5:

注: 樣品編號(hào)括號(hào)內(nèi)表示柱狀沉積物采樣位置, 單位為cm。

表6 阿塔卡馬海溝沉積物Sr-Nd同位素豐度

續(xù)表6:

注: 樣品編號(hào)括號(hào)內(nèi)表示柱狀沉積物采樣位置, 單位為cm。

表7 阿塔卡馬海溝沉積物不同站位平均CIA值

阿塔卡馬海溝沉積物的稀土元素球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式呈現(xiàn)出輕稀土富集, 重稀土相對(duì)虧損這一特征(圖6), 其配分模式與UCC的非常相似。同時(shí)與周圍的北部火山物質(zhì)及沙漠土壤的配分模式也比較接近。這表明海溝沉積物可能受到周圍的火山物質(zhì)和陸源物質(zhì)的混合影響。此外, 由于元素分異作用使Eu在上地殼缺失, 下地殼富集, 所以來(lái)自上地殼或酸性巖的沉積物中會(huì)呈現(xiàn)Eu負(fù)異常, 而來(lái)自下地殼基性巖的沉積物會(huì)呈現(xiàn)Eu正異常, 來(lái)自中性巖的沉積物則沒有Eu異常的特性(林剛, 2019)。阿塔卡馬海溝沉積物的稀土元素配分模式顯示有較弱的Eu負(fù)異常, 這表明阿塔卡海溝的沉積物可能來(lái)源于上地殼和酸性巖, 與其周圍多為中–酸性噴出巖和第四紀(jì)沉積的地質(zhì)背景比較符合(Matthews et al., 1994, 1996; Michalski et al., 2004; Kramer et al., 2005; Wang et al., 2014; Holbik, 2014; Pourkhorsandi et al., 2017)。

Sr-Nd同位素同樣也是一個(gè)良好的物源示蹤指標(biāo)。根據(jù)不同端元的混合線, 可估算不同端元組分貢獻(xiàn)的相對(duì)比例。如圖7所示, 安第斯山脈南北部火山鏈的Sr-Nd值有著較大的差異, 南部火山物質(zhì)的87Sr/86Sr值相對(duì)較低,Nd值相對(duì)較高, 呈現(xiàn)典型火山物質(zhì)端元的Sr-Nd同位素特征(James, 1982)。而北部火山物質(zhì)的87Sr/86Sr值相對(duì)較高,Nd值顯著低于南部火山物質(zhì), 顯示地殼物質(zhì)混入的特征。事實(shí)上, 臨近阿塔卡馬海溝的安第斯山脈北部具有很強(qiáng)的地殼同化特征(James, 1982)。形成這一特征的主要原因是安第斯山脈中北部范圍內(nèi)的地殼有明顯增厚, 這部分增厚的地殼與巖漿混合并發(fā)生熔融形成獨(dú)特的大陸弧火山巖。熔融的上地殼基底對(duì)弧前火山作用造成了巨大的影響, 使北部火山鏈噴發(fā)的熔巖在淺層受到地殼物質(zhì)的同化, 呈現(xiàn)出類似于地殼的地球化學(xué)成分特征, 這也解釋了北部火山物質(zhì)的稀土元素配分模式與上地殼比較接近的原因(Siegers et al., 1969; Godoy et al., 2017)(圖6)。而相鄰緯度的南美洲黃土與北部火山物質(zhì)的Sr-Nd同位素比較接近。由于阿塔卡馬沙漠的Sr-Nd同位素組成未見報(bào)道, 故本研究中選取與其氣候背景接近的塔克拉瑪干沙漠中第四紀(jì)沉積物作為陸源物質(zhì)端元(Rogers and Hawkesworth, 1989; Grousset et al., 1992; Taylor and Mclennan, 1995; Blas et al., 1999; Hattori et al., 2003; Smith et al., 2003; Holbik, 2014; Godoy et al., 2017)。

圖5 阿塔卡馬海溝沉積物元素比值與深度關(guān)系圖

圖6 阿塔卡馬海溝沉積物球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化稀土元素配分模式及其潛在物質(zhì)來(lái)源(球粒隕石數(shù)據(jù)值據(jù)Sun andMcdonough, 1989)

圖7 阿塔卡馬海溝沉積物Sr-Nd同位素組成分布圖

Rollinson (1993)對(duì)南美洲阿根廷黃土的相關(guān)研究顯示, 其含有高含量的火山物質(zhì), 且主要來(lái)自相鄰的安第斯山脈, 通過西風(fēng)或河流等方式輸送至黃土區(qū)。黃土的Sr-Nd值顯示出與安第斯火山巖相似的隨緯度變化的規(guī)律, 且數(shù)值也高度貼合。而位于安第斯山脈西側(cè)的阿塔卡馬沙漠, 在氣候及地形上與東側(cè)黃土區(qū)比較相似, 可以推測(cè)安第斯山脈的火山碎屑同樣會(huì)通過地勢(shì)及風(fēng)力輸送到阿塔卡馬沙漠及盆地地區(qū), 這也較好解釋了阿塔卡馬沙漠土壤稀土元素配分模式與附近火山物質(zhì)比較接近這一特征。輸送到沙漠中的火山物質(zhì)由于受到沙漠邊緣盛行離岸風(fēng)的影響, 最終以風(fēng)塵的形式輸入太平洋。Stuut et al. (2007)對(duì)智利大陸架沉積物的研究顯示,來(lái)自阿塔卡馬沙漠通過風(fēng)塵輸送的火山物質(zhì)是沉積物的重要組成部分。

分析沉積物及其可能源區(qū)的87Sr/86Sr和Nd值發(fā)現(xiàn), 盡管阿塔卡馬海溝部分沉積物樣品落在南部和北部火山物質(zhì)的混合線附近, 但是考慮到南部火山物質(zhì)源區(qū)離我們采樣站位較遠(yuǎn)(圖1), 故南部火山物質(zhì)對(duì)阿塔卡馬海溝沉積物貢獻(xiàn)可忽略不計(jì)。因此, 我們認(rèn)為阿塔卡馬海溝沉積物主要受到來(lái)自北部火山物質(zhì)及上地殼陸源物質(zhì)的貢獻(xiàn), 但海溝軸部不同站位的特征也有明顯區(qū)別。AT-S2站位的Sr-Nd值有最明顯的陸源物質(zhì)特征, 結(jié)合地理位置分析, 在AT-S2站位相同緯度有一條持續(xù)性河流Loa River輸入太平洋, 該站位較明顯的陸源物質(zhì)輸入可能與該河流帶來(lái)的陸源物質(zhì)有關(guān)。另外, 盡管安第斯山脈北部具有明顯的地殼同化特征, 但也有報(bào)道在北部火山鏈仍存在著受上地殼同化影響較小的火山, 其仍然顯示出典型火山物質(zhì)的低87Sr/86Sr和高Nd值特征, 數(shù)值上大體與南部火山相近。因此, AT-S3、AT-S4和AT-S9站位顯示出除受到北部火山物質(zhì)及陸源物質(zhì)的影響外, 還可能受到這部分地殼同化較弱的北部火山物質(zhì)影響的特征。由于蒙脫石通常來(lái)源于出露的火山物質(zhì)的化學(xué)風(fēng)化和海底火山物質(zhì)的蝕變, 海溝沉積物黏土礦物中AT-S3和AT-S9站位較高的蒙脫石含量(表5), 同樣說明其受到了部分地殼同化較弱的火山物質(zhì)的貢獻(xiàn)。由于北部火山物質(zhì)和陸源物質(zhì)的Nd值的變化范圍較相似, 不易進(jìn)行區(qū)分, 但北部火山物質(zhì)的87Sr/86Sr值明顯比陸源物質(zhì)的值低。整體上, 在混合的物質(zhì)來(lái)源中, 火山端元的貢獻(xiàn)度約為70%, 陸源河流沉積物質(zhì)的貢獻(xiàn)度則約為30%。結(jié)合其他主要風(fēng)沙源區(qū)的87Sr/86Sr值分析發(fā)現(xiàn), 雖然有相關(guān)研究顯示澳洲沙漠風(fēng)塵可以穿越太平洋, 并沉積在智利海隆中(Mcgowan and Clark, 2008; Albani et al., 2012), 但其對(duì)20°S～25°S的阿塔卡馬海溝, 幾乎沒有影響(圖7)。

4.2 沉積物的氣候指示意義

黏土礦物主要在地表風(fēng)化作用中形成, 在沉積作用和埋藏過程中可發(fā)生轉(zhuǎn)變。它的形成和轉(zhuǎn)化除了與母巖類型有關(guān), 還與其所處的環(huán)境關(guān)系密切?？刂起ね恋V物形成和轉(zhuǎn)化的因素可能有多種, 但最重要的是氣候條件和物源特征, 溫度和濕度的差異導(dǎo)致黏土礦物組合及其結(jié)構(gòu)特點(diǎn)也有明顯差異(陳濤等, 2003)。阿塔卡馬海溝沉積物黏土礦物以伊利石為主, 而且結(jié)晶度高, 化學(xué)指數(shù)較低, 說明其富含F(xiàn)e、Mg, 產(chǎn)于盛行物理風(fēng)化作用的干旱環(huán)境, 這與其臨近的智利干旱地區(qū)的氣候條件相符, 整個(gè)阿塔卡馬地區(qū)屬于沙漠氣候, 降水稀少。黏土礦物組成整體上與其臨近河流沉積物比較接近(Scheidegger and Krissek, 1982; Basu et al., 1990)(圖8)。

已有研究顯示, 由于智利狹長(zhǎng)的地形跨越緯度很大, 氣候類型多變, 自北向南, 氣候由濕潤(rùn)逐漸變?yōu)楦珊? 氣候的變化將影響沉積物的組成和變化(Lamy et al., 1998)。與海溝臨近的阿塔卡馬沙漠地區(qū)通常被認(rèn)為全年干旱, 但通過阿塔卡馬沙漠地區(qū)年降水量圖可以發(fā)現(xiàn), 雖然阿塔卡馬沙漠地區(qū)整體屬于沙漠氣候, 但其降水量的南北差異巨大(圖9)。在18°S～22°S的沙漠區(qū)域中, 年降水量可以達(dá)到200～400 mm, 且多為高原降水, 因?yàn)榻邓S富, 還形成了多條持續(xù)性河流, 并最終輸入太平洋。自北向南降水量不斷遞減, 在23°S附近位置發(fā)生急劇下降, 23°S以南沙漠地區(qū)下降到幾乎為零。這一氣候變化特征也反映在阿塔卡馬海溝軸部沉積物中。高嶺石一般認(rèn)為是在潮濕氣候、酸性介質(zhì)中由長(zhǎng)石、云母和輝石經(jīng)強(qiáng)烈淋濾形成, 因此氣候溫暖潮濕有利于高嶺石的形成和保存(湯艷杰等, 2002)。阿塔卡馬海溝沉積物中的高嶺石含量較低, 符合其源區(qū)較為干旱的特征, 但海溝軸部不同站位的高嶺石含量有著較大的差別。如圖9所示, 由北向南高嶺石含量顯著減小, 這顯示出不同站位樣品的源地氣候存在一定差異。同時(shí), 伊利石的結(jié)晶度也有一定的氣候指示意義, 一般情況下結(jié)晶度越高則說明其源地的氣候較為潮濕(Ducloux et al., 1976; 桑原, 2006)。結(jié)合這兩項(xiàng)指標(biāo)我們可以推測(cè), 研究區(qū)阿塔卡馬海溝南部的樣品源地相較北部站位更為干旱, 與當(dāng)?shù)貧夂蛱卣骰疽恢?Tapia et al., 2018)。

圖8 阿塔卡馬海溝沉積物黏土礦物組成特征

考慮到阿塔卡馬沙漠緊鄰安第斯山脈, 地形狹長(zhǎng)且窄, 海拔落差極大, 且北部受到高原降雨的沖刷作用, 通過河流將碎屑物質(zhì)快速搬運(yùn)至深海中, 南部地區(qū)則由于缺少降水沒有河流, 基本只通過風(fēng)塵和洋流將碎屑物質(zhì)輸送至海溝軸部(Nozaki and Ohta., 1993; Glud et al., 2013)。盡管海溝海底水深大, 但是臨近大陸的火山和陸源物質(zhì)仍然是海溝沉積物的重要組成部分, 這些碎屑物質(zhì)通過河流、海流和風(fēng)塵等搬運(yùn)途徑, 最終沉積到海溝海底, 并記錄了相鄰緯度陸地的氣候特征。

5 結(jié) 論

(1) 阿塔卡馬海溝中的沉積物主要來(lái)源于其緊鄰的阿塔卡馬沙漠地區(qū), 其中以北部火山物質(zhì)為主, 并主要記錄了安第斯山脈中北部火山鏈存在著地殼同化的特征; 同時(shí)還有一定量的和上地殼特征接近的陸源碎屑物質(zhì)的貢獻(xiàn)。

圖9 阿塔卡馬沙漠地區(qū)年降水量與海溝軸部站位沉積物氣候指示特征

(2) 盡管阿塔卡馬沙漠整體氣候極度干旱, 但其北部在高原降雨的支持下形成多條持續(xù)性河流, 對(duì)深海沉積物的搬運(yùn)有重要影響, 體現(xiàn)在相鄰緯度的海溝軸部站位有陸源物質(zhì)信號(hào)的Sr-Nd指標(biāo)明顯增強(qiáng)的特征。不僅如此, 海溝軸部站位沉積物從北至南還反應(yīng)了降雨量逐漸減小的特征。

(3) 由于安第斯山脈區(qū)域巨大的海拔落差, 以及海溝的漏斗狀地形, 即使海溝水深巨大, 陸地上的陸源物質(zhì)及火山物質(zhì)最終仍可以沉積到相鄰海溝中, 并記錄物源區(qū)物質(zhì)的地球化學(xué)特征和氣候信息。

致謝:感謝南丹麥大學(xué)Ronnie N. Glud教授為本研究提供的樣品。同時(shí)感謝中國(guó)科學(xué)院地球化學(xué)研究所漆亮研究員、日本東京海洋大學(xué)山中壽朗教授在測(cè)試分析及論文撰寫等方面的幫助, 感謝中國(guó)科學(xué)院海洋研究所常鳳鳴研究員和另一位匿名評(píng)審專家為本文所提供的建設(shè)性修改意見。

陳濤, 王歡, 張祖青. 2003. 黏土礦物對(duì)古氣候指示作用淺析. 巖石礦物學(xué)雜志, 22(4): 416–420.

古森昌, 陳紹謀, 吳必豪, 李松筠, 陳永志. 1989. 南海表層沉積物稀土元素的地球化學(xué). 熱帶海洋學(xué)報(bào), 8(2): 93–101.

林剛. 2019. 西太平洋新不列顛海溝沉積特征與源–匯過程及其時(shí)空變化. 上海: 上海海洋大學(xué)碩士學(xué)位論文: 69–70.

桑原義博. 2006. 黏土鉱物から古気候変動(dòng)を探る(黏土基礎(chǔ)講座Iワーキンググループ連載解説). 黏土科學(xué), 45: 211–219.

邵菁清, 楊守業(yè). 2012. 化學(xué)蝕變指數(shù)(CIA)反映長(zhǎng)江流域的硅酸鹽巖化學(xué)風(fēng)化與季風(fēng)氣候? 科學(xué)通報(bào), 57(11): 933–942.

湯艷杰, 賈建業(yè), 謝先德. 2002. 黏土礦物的環(huán)境意義. 地學(xué)前緣, 9(2): 337–344.

肖春暉, 王永紅, 林間. 2017. 海溝沉積物研究進(jìn)展. 熱帶海洋學(xué)報(bào), 36(6): 27–38.

朱坤杰, 何樹平, 陳芳, 廖志良, 王金蓮, 鄧希光. 2015. 馬里亞納海溝南部海域沉積物的工程地質(zhì)特性及其成因. 地質(zhì)學(xué)刊, 39(2): 251–257.

Albani S, Mahowald N M, Delmonte B, Maggi V, Winckler G. 2012. Comparing modeled and observed changes in mineral dust transport and deposition to Antarctica between the Last Glacial Maximum and current climates., 38(9–10): 1731–1755.

Angel M V. 1982. Ocean trench conservation., 2(1): 1–17.

Basu A R, Mukul S, DeCelles P G. 1990. Nd, Sr-isotopic provenance and trace element geochemistry of Amazonian foreland basin fluvial sands, Bolivia and Peru: Implications for ensialic Andean orogeny., 100(1–3): 1–17.

Bernard D, Figueroa A O, Mdina E, Viramonte J G, Maragano C. 2010. Petrology of pumices of April 1993 eruption of Lascar (Atacama, Chile)., 8(2): 191–199.

Biscaye P E. 1965. Mineralogy and sedimentation of recent deep-sea clay in the Atlantic Ocean and adjacent seas and oceans., 76(7): 803–832.

Blas L, Valero-Garcés, Grosjean M, Kelts K. 1999. Holocene lacustrine deposition in the Atacama Altiplano: Facies models, climate and tectonic forcing.,,, 151(1–3): 101–125.

Breitkreuz C, Werner Z. 1994. The Late Carboniferous to Triassic volcanic belt in northern Chile // Tectonics of thesouthern Central Andes. Heidelberg: Springer: 277–292.

Clemens S C, Prell W L. 1990. Late Pleistocene variability of Arabian Sea summer monsoon winds and continental aridity: Eolian records from the lithogenic component of deep-sea sediments., 5(2): 109–145.

Croce N D, Danovaro R, Petrillo M. 1997. Atacama trench international expedition., 21(1): 31–32.

Depaolo D J, Wasserburg G J. 1976. Nd isotope variations and petrogenetic model., 3(5): 249–252.

Ducloux J, Meunier A, Velde B. 1976. Smectite, chlorite and a regular interlayered chlorite-vermiculite in soils developed on a small serpentinite body, Massif Central, France., 11(2): 121–135.

Ehrmann W. 1998. Implications of late Eocene to early Miocene clay mineral assemblages in McMurdo Sound (Ross Sea, Antarctica) on paleoclimate and ice dynamics.,,, 139(3): 213–231.

Gerlach D C, Frey F A, Hugo M R, Leopoldo L E. 1988. Recent volcanism in the Puyehue-Cordon Caulle Region, Southern Andes, Chile (40.5°S): Petrogenesis of evolved lavas., 29(2): 333–382.

Glud R N, Wenzh?fer F, Middelboe M, Oguri K, TurnewitschR, Canfield D E, Kitazato H. 2013. High rates of microbial carbon turnover in sediments in the deepest oceanic trench on Earth., 6(4): 284–288.

Godoy B, W?rner G, Le Roux P, de Silva S, Parada M á, Kojima S, González-Maurel O, Morata D, Polanco E, Martínez P. 2017. Sr- and Nd-isotope variations along the Pleistocene San Pedro-Linzor volcanic chain, N. Chile: Tracking the influence of the upper crustal Altiplano-Puna Magma Body., 341: 172–186.

Grousset F E, Biscaye P E, Revel M, Petit J R, Pye K, Joussaume S, Jouzel J. 1992. Antarctic (Dome C) ice-core dust at 18 ky BP: Isotopic constraints on origins., 111(1): 175–182.

Hattori Y, Suzuki K, Honda M, Shimizu H. 2003. Re-Os isotope systematics of the Taklimakan Desert sands, moraines and river sediments around the taklimakan desert, and of Tibetan soils., 67(6): 1203–1213.

Holbik S P. 2014. Arc crust-magma interaction in the Andean Southern volcanic zone from thermobarometry, mineral composition, radiogenic isotope and rare earth element systematics of the Azufre-Planchon-Peteroa volcanic complex, Chile. Florida: Florida International University Ph.D: 201–223.

James D E. 1982. A combined O, Sr, Nd, and Pb isotopic and trace element study of crustal contamination in central Andean lavas, I. Local geochemical variations., 57(1): 47–62.

Jamieson A J. 2015. The Hadal Zone: Life in the Deepest Oceans. Cambridge: Cambridge University Press: 1–388.

Jamieson A J, Fujii T, Mayor D J, Solan M, Priede I G. 2010. Hadal trenches: The ecology of the deepest places on Earth., 25(3): 190–197.

Kramer W, Siebel W, Romer R L, Haase G, Zimmer M, Ehrlichmann R. 2005. Geochemical and isotopic characteristics and evolution of the Jurassic volcanic arc between Arica (18°30′S) and Tocopilla (22°S), NorthChilean Coastal Cordillera., 65(1): 47–78.

Lamy F, Hebbeln D, Wefer G. 2018. Terrigenous sediment supply along the Chilean continental margin: Modern regional patterns of texture and composition., 87(3): 477–494.

Liu R L, Wang L, Wei Y L, Fang J S. 2018. The Hadal biosphere: Recent insights and new directions., 155: 11–18.

Luo M, Algeo T J, Tong H P, Gieskes J, Chen L Y, Shi X F, Chen D F. 2018. More reducing bottom-water redox conditions during the Last Glacial Maximum in the southern Challenger Deep (Mariana Trench, western Pacific) driven by enhanced productivity., 155: 70–82.

Mallik T K. 1978. Mineralogy of deep-sea sands of the Indian Ocean., 27(1–2): 161–176.

Matthews S J, Jones A P, Gardeweg M C. 1994. Lascar Volcano, Northern Chile; Evidence for steady-State Disequilibrium., 35(2): 401–432.

Matthews S J, Marquillas R A, Kemp A J, Grange F K, Gardeweg M C. 1996. Active skarn formation beneath Lascar Volcano, northern Chile: A petrographic and geochemical study of xenoliths in eruption products., 14(4): 509–530.

Mcgowan H, Clark A. 2008. Identification of dust transport pathways from Lake Eyre, Australia using Hysplit., 42(29): 6915–6925.

Michalski G B, H?hlke J K, Thiemens M. 2004. Long term atmospheric deposition as the source of nitrate and other salts in the Atacama Desert, Chile: New evidence from mass-independent oxygen isotopic compositions., 68(20): 4023–4038.

Nesbitt H W, Young G M. 1982. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites., 299(5885): 715–717.

Nozaki Y, Ohta Y. 1993. Rapid and frequent turbidite accumulation in the bottom of Izu-Ogasawara Trench: Chemical and radiochemical evidence., 120(3–4): 345–360.

Oerter E J, Amundson R, Heimsath A M, Jungers M, Chong G B, Renne P. 2016. Early to Middle Miocene climate inthe Atacama Desert of Northern Chile.,,, 441: 890–900.

Pearce J A, Parkinson I J. 1993. Trace element models for mantle melting: Application to volcanic arc petrogenesis.,,, 76(1): 373–403.

Pourkhorsandi H, D’Orazio M, Rochette P, Valenzuela M, Gattacceca J, Mirnejad H, Aboulahris M. 2017. Modification of REE distribution of ordinary chondritesfrom Atacama (Chile) and Lut (Iran) hot deserts: Insightsinto the chemical weathering of meteorites., 52(9): 1843–1858.

Rea D K, Janecek T R. 1981. Mass-accumulation rates of the non-authigenic inorganic crystalline (eolian) component of deep-sea sediments from the western mid-Pacific mountains, Deep Sea Drilling Project Site 463. Initial Report of Deep Sea Drill Project, 62: 653–659.

Robidoux P, Rizzo A L, Aguilera F, Aiuppa A, Artale M, Liuzzo M, Nazzari M, Zummo F. 2020. Petrological and noble gas features of Lascar and Lastarria volcanoes (Chile): Inferences on plumbing systems and mantle characteristics., 370, 105615.

Rogers G, Hawkesworth C J. 1989. A geochemical traverse across the North Chilean Andes: Evidence for crust generation from the mantle wedge., 91(3–4): 271–285.

Rollinson H R. 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation Interpretation. London: Longman Scientific Technical: 352.

Sabbatini A, Morigi C, Negri A, Gooday A. 2002. Soft-shelled benthic foraminifera from a hadal site (7800 m water depth) in the Atacama Trench (SE Pacific): Preliminary observations., 21(2): 131–135.

Scheidegger K F, Krissek L A. 1982. Dispersal and depositionof eolian and fluvial sediments off Peru and northern Chile., 93(2): 150–162.

Siegers A, Pichler H, Zeil W. 1969. Trace element abundancesin the “Andesite” formation of northern Chile., 33(7): 882–887.

Sharma A, Rajamani V. 2000. Major element, REE and other trace element behavior in amphibolite weathering under semiarid conditions in southern India., 108(4): 487–496.

Shotyk W, Weiss D, Kramers J D, Frei R, Cheburkin A K, Gloor M, Reese S. 2001. Geochemistry of the peat bog at Etang de la Gruère, Jura Mountains, Switzerland, and its record of atmospheric Pb and lithogenic trace metals (Sc, Ti, Y, Zr, and REE) since 12, 37014C yr BP., 65(14): 2337–2360.

Smith J, Vance D, Kemp R A, Archer C, Toms P, King M, Zárate M. 2003. Isotopic constraints on the source of Argentinian loess-with implications for atmospheric circulation and the provenance of Antarctic dust during recent glacial maxima., 212(1–2): 181–196.

Stuut J B W, Kasten S, Lamy F, Hebbeln D. 2007. Sources and modes of terrigenous sediment input to the Chilean continental slope., 161(1): 67–76.

Sun S S, Mcdonough W F. 1989. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes., 42: 313–345.

Tapia J, González R, Townley B, Oliveros V, álvarez F, Aguilar G, Menzies A, Calderón M. 2018. Geology and geochemistry of the Atacama Desert., 111(8): 1273–1291.

Taussi M, Godoy B, Piscaglia F, Morata D, Agostini S, Roux P L, Gonzalez-Maurel O, Gallmeyer G, Menzies A, Renzulli A. 2019. The upper crustal magma plumbing system of the Pleistocene Apacheta-Aguilucho Volcanic Complex area (Altiplano-Puna, northern Chile) as inferred from the erupted lavas and their enclaves., 373(15): 179– 198.

Taylor S R, Mclennan S M. 1985. The continental crust: Its composition and evolution., 94(4): 57–72.

Taylor S R, Mclennan S M. 1995. The geochemical evolution of the continental crust., 33(2): 241–265.

Thornburg T M, Kulm L D. 1987. Sedimentation in the Chile Trench: Depositional morphologies, lithofacies, and stratigraphy., 98(1): 533–552.

Wang F, Michalski G, Seo J H, Ge W. 2014. Geochemical, isotopic, and mineralogical constraints on atmospheric deposition in the hyper-arid Atacama Desert, Chile., 135: 29–48.

Wolff T. 1959. The Hadal community, an introduction., 6: 95–124.

Wenzh?fer F. 2019. The Expedition SO261 of the Research Vessel SONNE to the Atacama Trench in the Pacific Ocean in 2018.Reports on polar and marine research, Alfred Wegener Institute: 729.

Ziegler A M, Barrett S F, Scotese C R. 1981. Palaeoclimate, sedimentation and continental accretion., 301(1461): 253–263.

Geochemical and mineralogical characteristics of sediments in the Atacama Trench: Insights into the provenance of sediments

CHEN Yilun1, LUO Min1, 2*, CHEN Duofu1

(1. Hadal Science and Technology Research Center, College of Marine Sciences, Shanghai Ocean University, Shanghai 201306, China; 2. Laboratory for Marine Geology and Environment, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology (Qingdao), Qingdao 266061, Shangdong, China)

Thehadal trench is the deepest region amongst all oceans globally and plays an important role in the global ocean system. In order to understand the source and composition of the sediment of the hadal trench, the Atacama Trench in the eastern Pacific Ocean was selected for this research paper. Analyses of the major, trace, and rare earth elements, clay mineralogy of bulk sediment, as well as strontium and neodymium isotope of detrital fraction, were conducted to reveal the sources of the detrital sediment. The results showed that the sediment of the Atacama Trench were mainly derived from the adjacent Atacama desert area and the northern Andes volcanics. Features of significant crustal assimilation in the northern Andes volcanic chain were also reflected in the trench sediment. In addition, the sediment along the axis of the trench from the north to south also reflected the climate characteristics on the adjacent south American continent, which exhibited a significant north-south decrease in rainfall. Although the hadal trench is overlain by a large depth of water and usually remote from the land, the trench bottom may be the final trap for the weathering products of the parent rock on land, thereby recording the important climate information and sink processes of marine sediments.

hadal trench; geochemical characteristics; sediment provenances; rainfall; Atacama Trench

P581; P597

A

0379-1726(2022)05-0570-15

10.19700/j.0379-1726.2022.05.006

2020-11-02;

2021-02-28

國(guó)家自然科學(xué)基金青年基金項(xiàng)目(41703077)和青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室開放基金(QNLM2016ORP0208)聯(lián)合資助。

陳逸倫(1996–), 男, 碩士研究生, 海洋沉積地球化學(xué)研究方向。E-mail: 940551253@qq.com

羅敏(1987–), 男, 副研究員, 主要從事極端環(huán)境海底元素循環(huán)的研究。E-mail: mluo@shou.edu.cn