西北太平洋采薇海山富钴结壳矿物学和地球化学特征

王琳璋, 曾志刚

王琳璋，曾志刚. 西北太平洋采薇海山富钴结壳矿物学和地球化学特征[J]. 海洋地质与第四纪地质，2023，43(5)： 36-49. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2022091901
引用本文: 王琳璋，曾志刚. 西北太平洋采薇海山富钴结壳矿物学和地球化学特征[J]. 海洋地质与第四纪地质，2023，43(5)： 36-49. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2022091901
shu
WANG Linzhang，ZENG Zhigang. Mineralogical and geochemical features of Co-rich crust on Caiwei Guyot, Northwest Pacific Ocean[J]. Marine Geology & Quaternary Geology，2023，43(5)：36-49. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2022091901
Citation: WANG Linzhang，ZENG Zhigang. Mineralogical and geochemical features of Co-rich crust on Caiwei Guyot, Northwest Pacific Ocean[J]. Marine Geology & Quaternary Geology，2023，43(5)：36-49. DOI: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2022091901
shu

西北太平洋采薇海山富钴结壳矿物学和地球化学特征

  • 1.

    中国科学院海洋研究所，青岛 266071

  • 2.

    中国科学院海洋地质与环境重点实验室，青岛 266071

  • 3.

    中国科学院大学，北京 100049

  • 4.

    崂山实验室海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室，青岛 266237

基金项目: 国家自然科学基金项目“深海界面过程和化能生态系统”（42221005），“西太平洋俯冲体系中岩浆活动及其对热液物质供给的制约”（91958213）；中国科学院战略性先导科技专项“热液/冷泉区岩浆物质贡献与流体化学过程”（XDB42020402）；泰山学者工程专项（ts201511061）
详细信息
    作者简介:

    王琳璋（1995—），男，博士研究生，主要从事海洋资源矿产的研究，E-mail：wanglinzhang@ qdio.ac.cn

    通讯作者:

    曾志刚（1968—），男，研究员，主要从事海底热液活动研究，E-mail：zgzeng@qdio.ac.cn

  • 中图分类号: P736.4

Mineralogical and geochemical features of Co-rich crust on Caiwei Guyot, Northwest Pacific Ocean

  • 1.

    Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China

  • 2.

    CAS Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Qingdao 266071, China

  • 3.

    University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China

  • 4.

    Laboratory for Marine Mineral Resources, Laboratory of Laoshan, Qingdao 266237, China

摘要

    摘要
  • 摘要: 富钴结壳是一种富含Mn、Co、Ni和稀土元素（镧系元素加钇，简称REY）等元素的海底矿产资源。本文研究的富钴结壳样品是“科学”号在2018年HOBAB5航次于西北太平洋采薇海山的山顶边缘上通过电视抓斗获得的。利用扫描电镜、X射线衍射仪（XRD）、电感耦合等离子体发射光谱仪（ICP-OES）和电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）分析了富钴结壳的显微构造、矿物学特征和地球化学特征，并探讨了其成因类型和形成机制。富钴结壳的结构从内到外可分为土黄色的疏松层（C8-5）、黑色铁锰致密层（C8-2、C8-3和C8-4）和发育葡萄状球体的粗糙表面（C8-1）。土黄色疏松层孔隙度较高，主要组成矿物为水羟锰矿、石英、钙长石、钠长石、钙十字沸石和钡镁锰矿，Mn的含量较低，Al的含量较高。黑色的铁锰致密层孔隙度较低，呈柱状构造，主要组成矿物为水羟锰矿、石英、钙长石和钠长石，Al含量有所下降，Mn含量升高, 说明陆源物质的供应逐渐变少。在富钴结壳的生长后期，其主要显微构造由柱状构造向斑杂构造转变，二者的过渡区域为铁锰氧化物与富Si碎屑物质组成的层状构造。富钴结壳各层位的Mn/Fe比值为1.16～1.85，且各层位Ce呈正异常，Y呈负异常，以上特征表明富钴结壳为水成成因型，其金属元素来源于氧化性海水，未受到热液活动的影响。依据富钴结壳的年代学数据，可知从渐新世末期到上新世中期，富钴结壳的生长过程一直受控于太平洋深层水。Co/(Fe+Mn)和Co/(Ni+Cu)的不断升高表明富钴结壳一直在氧化性较高的海水环境中生长。相较于其他大洋和海区，采薇海山富钴结壳具有高含量的Co、Ni和REY，具有极高的经济价值和开采价值。
    Abstract: Co-rich crusts are a kind of marine mineral resources rich in Mn, Co, Ni and rare earth elements (lanthanide and yttrium, abbreviated as REY). The Co-rich crust sample studied in this paper was collected on the mountaintop edge of Caiwei Guyot in the Northwest Pacific Ocean onboard research vessel “Kexue” (Science) with a TV grab during the HOBAB5 cruise expedition in 2018. The microstructure, mineralogy, and geochemistry of the Co-rich crust were analyzed by scanning electron microscope, X-ray diffraction (XRD), inductively coupled plasma atomic emission spectrometer (ICP-OES), and inductively coupled plasma mass spectrometry (ICP-MS), and its genetic type and formation mechanism were discussed. The textures of the Co-rich crust could be divided into yellowish loose layer (C8-5), black dense ferromanganese layers (C8-2, C8-3 and C8-4), and rough surface in black botryoidal shape (C8-1) from inside to outside. The yellowish loose layer is composed of Fe-vernadite, quartz, albite, anorthite, todorokite, and phillipsite. It has high porosity with a high content of Al and low content of Mn. The black dense ferromanganese layers have low porosity and are mainly columnar in structure, and the main component minerals are Fe-vernadite, quartz, albite, and anorthite. Compared with C8-5, the content of Al decreases but the content of Mn increases, indicating that the supply of terrigenous materials gradually decreased. In the later growth process of the Co-rich crust, its microstructure changed mostly from columnar structure to mottled structure, and the transition area is in layered structure and composed of ferromanganese oxides and Si-rich clastic materials. The Mn/Fe ratios of layers of the Co-rich crust range from 1.16 to 1.85, and each layer shows positive Ce anomaly and negative Y anomaly. The above characteristics indicate that the Co-rich crust in the study area shows its hydrogenetic origin and is not affected by hydrothermal activities, whose metal elements are derived from oxidizing seawater. According to the chronological data, we conclude that the growth process of the Co-rich crust was controlled by Pacific Deep Water from the late Oligocene to the middle Pliocene. The continuous increases of Co/(Fe+Mn) and Co/(Ni+Cu) indicate that the Co-rich crust has been growing in a highly oxidizing marine environment. Compared with other oceans and seas, the Co-rich crust on Caiwei Guyot is enriched in Co, Ni and REY, and shall has very high economic value and mining prosperity.
    • HTML全文

  • 菲律宾海板块地处欧亚板块、太平洋板块和印度-澳大利亚板块的交汇处，四周几乎全部被俯冲带所包围，在西太平洋板块构造格局中占据特殊地位。受板块俯冲、海底扩张以及地幔柱活动等多重因素的影响，菲律宾海板块的形成演化过程表现为多阶段性，形成了现今复杂的构造格局，是开展西太平洋板块重建的关键区域菲律宾海蕴含丰富的前沿地球科学问题，是构造地质学、沉积学、古海洋学以及全球变化研究的热点地区。自1969年以来，DSDP-ODP-IODP在菲律宾海及邻区共完成了25个航次的钻探工作。钻探为“弧前增生楔结构和孕震机理”、“菲律宾海板块的形成演化”、“岛弧岩浆作用和大陆边缘陆壳增生机制”以及“西太平洋古气候和古海洋环境演变”等重大科学问题的研究提供了基础。然而，绝大部分钻探航次和站位位于俯冲带发育的主动大陆边缘，集中于日本南海海槽、伊豆-小笠原-马里亚纳沟-弧-盆系统等区域，少量钻孔分布在板块内部的海底高原和海脊地区，深海盆区仅有零星钻孔分布，制约了诸如花东海盆基底属性、俯冲起始过程与岛弧演化等关键科学问题的研究。针对前期大洋钻探工作的局限，预研未来该海域钻探选址与井位建议，不仅可揭示制约菲律宾海构造演化与沉积效应认知的关键地球科学问题，而且对未来我国自有大洋钻探船钻探井位储备具有重要意义。

    1.   区域地质背景

    菲律宾海板块呈南北向狭长的菱形走向，东部边界为伊豆-小笠原-马里亚纳海沟、雅浦海沟、帕劳海沟和阿玉海槽，西部边界为南海海槽、琉球海沟、马尼拉海沟和菲律宾海沟（图1）。以中央南北走向的九州-帕劳海脊将菲律宾海盆分为东、西两个大型的海盆：西菲律宾海盆和四国-帕里西维拉海盆。总体来说，基于磁异常与钻探数据，西菲律宾主海盆形成时间约为61～33/30 Ma[1]，四国海盆形成时间约为25～15 Ma[2]， 帕里西维拉海盆形成时间约为30～17 Ma[3]，马里亚纳海槽初始扩张时间约为6.5 Ma且尚处扩张时期[4]。

    图  1  西太平洋海底地形和构造单元简图
    红线代表实测多道地震测线。
    Figure  1.  Sketch map of topography and tectonic units in the Western Pacific
    The red lines represent new acquired multichannel seismic profiles.
    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    菲律宾海范围较大，南北跨越0°～35°N，东西横跨124°～147°E，面积达5.4×106 km2（图1）。海底地形十分复杂，发育有海沟、岛弧、海脊、海山、海盆、裂谷等地形，是一个海岭与海盆并列、具有洋壳基底的大型边缘海，全区水深3 000～6 000 m，平均水深约为4 500 m，总体表现为“西部深、东部浅”的特点（图1）。海盆整体位于菲律宾海板块之上，周边环绕岛弧与深海沟俯冲带，中部九州-帕劳海脊呈反转“S”形南北延伸，长约2 750 km，宽约50～90 km，海脊中段为一系列断续分布的链状海岭，海山与凹地相间分布，两侧呈明显不对称，东侧陡、西侧缓[5]。

    西菲律宾海盆和帕里西维拉海盆地区，沉积基底面与海底地形起伏基本平行，其上主要是覆盖了一层第四纪沉积物，平均厚度约500 m，基本为等厚度分布，沉积速率非常低，沉积物来源具有空间差异性，基本以远洋自生沉积[6]、火山成因[4,7]和内陆风成沉积物质为主[8-10]，沉积物直接覆盖在海底玄武岩层之上。

    2.   数据来源与研究方法

    本文所用多道地震资料取自2020年9月执行的“深海科学钻探井位选址调查”项目菲律宾海调查航次，测量船舶为青岛海洋地质研究所“海洋地质九号”，在菲律宾海九州帕劳海脊和中央海盆断裂带东端共完成二维多道地震和同步多波束测量552.4 km（图1）。

    多道地震数据采集系统采用SERCEL公司Sercel Seal 428系统，配以Sercel SSRD固体电缆，数据记录系统采用Seal 428 version1.1，震源系统采用SERCEL公司GII型气枪，空压机系统采用LMF 51S型空压机，拖缆控制系统采用ION公司PCS version 8.30，本次多道地震主要采集参数为接收360道，道间距12.5 m，炮间距37.5 m，震源容量为6 000 立方英寸，记录长度12 s，具体参数见表1。

    表  1  地震数据采集系统参数
    Table  1.  Parameters of seismic data acquisition system
    采集参数采集参数
    接收道数360道工作压力2 000 psi
    电缆长度/m4 500震源沉放深度/m7
    道间距/m12.5电缆沉放深度/m10（试验后确定）
    覆盖次数60最小偏移距/m170
    炮间距/m37.5低截频3Hz@6dB/oct （模拟）
    采样率/ms2高截频400Hz@370dB/oct （线性）
    记录长度/ms12 030记录格式SEG-D 8058
    震源容量/cu.in6 000记录介质IBM359盒式磁带
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格

    3.   菲律宾海已有钻探科学目标实现与重要科学问题进展

    迄今为止，DSDP-ODP-IODP在菲律宾海及邻区共完成了25个航次的钻探工作，在98个站位共完成钻孔218口，绝大部分钻探航次和站位集中于日本南海海槽、伊豆-小笠原-马里亚纳沟-弧-盆系统，少量钻孔分布在板块内部的海底高原和海脊地区（图2）。钻探主要以“弧前增生楔结构和孕震机理”、“菲律宾海板块的形成演化”、“岛弧岩浆作用和大陆边缘陆壳增生机制”以及“西太平洋古气候和古海洋环境演变”等为科学主题。

    图  2  菲律宾海及邻区DSDP-ODP-IODP钻探站位分布图
    Figure  2.  Distribution of DSDP-ODP-IODP drilling holes in the Philippine Sea and adjacent areas
    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    3.1   菲律宾海已有钻探航次目标和基本认识

    3.1.1   深海钻探计划（DSDP）阶段

    为了查明整体上菲律宾海盆的形成时代和盆地演化的历史，科学家们在西太平洋和菲律宾海实施了DSDP- Leg6、31航次的钻探工作，航次成果首次揭示了菲律宾海盆东部的年龄为古近纪或新近纪，证明菲律宾海板块是独立于太平洋板块之外的新生板块[11]；确定了菲律宾海板块形成和演化的年代学框架、古海洋环境变迁和古板块位置，拉开了菲律宾海形成演化过程重建的序幕[12]。为了详细探究不同具体位置的演化信息，科学家开展了DSDP-Leg 58航次，探究的是四国海盆的扩张作用和大东岭海盆起源的工作，四国海盆是由海底扩张作用形成的，而且可能存在单向扩张，大东盆岭区的岩石组成具有很大的非均一性，包括变质岩、火山岩和沉积岩[13]。随后科学家开展了DSDP-Leg 59、60的工作，确定基底年龄和盆地形成的机制，弧后盆地的扩张速率和火山弧的起源与性质[7]。确定了九州-帕劳海脊处的TTR型三联点，推测马里亚纳海沟的俯冲是一个平稳的过程，几乎不涉及来自太平洋板块的物质[14]。

    3.1.2   大洋钻探计划（ODP）阶段

    1990年前后在伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧实施了ODP-Leg125、126航次的钻探工作，目的是为了探究岛弧地区的成因和演化问题。主要的科学成就是：揭示了弧前台地上更年轻的岩浆活动；弧前盆地中心以下火成岩基底为高镁系列安山岩以及低镁系列熔岩；从晚中新世到全新世和始新世—渐新世为火山活动的高峰[15-16]。后期为了探究日本南海海槽与伊豆-马里亚纳岛弧的关系，相继开展了ODP-Leg131[17]、190[18]、195[19]、196[20]航次的工作，对比发现两地区均有流体流动的过程和地震活动的特征。伊豆-马里亚纳岛弧有来自中央火山带的蛇纹岩浆，而日本南海海槽形成了大型逆冲推覆带，表现为粗粒物质从岛弧向海沟运移转变为横向运移，运移系统的转变使得沉积物从日本东部区域沿海沟轴线向下运移，为横断面的沉积物提供了来源。

    3.1.3   综合大洋钻探计划（IODP）阶段

    该阶段主要研究区域是日本南海海槽，分为多阶段的南海海槽孕震带试验（NanTroSEIZE），第一阶段实施了IODP314航次的工作，运用了最先进的随钻测井（LWD）技术，得到了天然气水合物赋存状态的重要信息；第一阶段后续的IODP315、316航次是在314航次4个站位的基础上增加了新的钻孔工作。主要研究的目标是斜俯冲中增生棱柱体与弧前盆地应变分量的构造研究，根据地层记录重建棱柱体和弧前盆地演化以及阐明巨型帚状断层系统浅部的特征、行为和演化信息[21]。IODP319、322作为第二个阶段，技术更加先进，主要科学目标包括在可能安装观测装置的深度或附近采集岩芯并进行井下试验，推断出四国海盆的粗粒火山沉积物可能是从位于东侧的火山链通过海底等途径运过来的，并成功地采集了构成基底的枕状玄武岩样品。2010年实施了第二阶段的IODP332、333的工作，在原有钻孔的基础上安装了井眼观测台，主要成果有完成了对四国海盆半远洋沉积物上层沉积物理性质转换带的取芯，对沉积物/玄武岩界面下方100 m范围内的玄武岩进行取芯等。南海海槽第三阶段钻探计划主要为IODP326、338和348航次，主要针对深部板块边界及断裂带进行隔水管大口径钻探，获取大型地震发育机理。

    3.1.4   大洋发现计划（IODP）阶段

    2014年国际大洋发现计划实施了350—352航次的科学钻探工作。IODP350航次是在伊豆弧后钻探的第一航次，以前IODP站位都位于伊豆-小笠原岛弧或弧前地区，导致对伊豆弧岩浆作用的认知并不完整。因此，IODP350航次的主要目的是揭示俯冲工厂“失踪的那一半”的演化历史[22]。第二航次，即IODO351航次将聚焦于九州-帕劳海脊西侧，本区被认为记录了IBM弧早期的基础、起源和演化过程[23]。第三航次，即IODP352航次将通过钻探IBM岛弧外侧的弧前地区，来研究俯冲起始过程[24]。这3个航次重点研究了地球化学不对称的岛弧地壳的起源、弧后岩浆活动、原始地壳与地幔性质、岛弧在古近纪的成分演化、俯冲开始后的地幔熔融演化过程、俯冲开始与初始岛弧地壳形成过程等科学问题。

    综上所述，DSDP阶段的航次解决了菲律宾海盆的地质形成年代和演化历史的问题，对四国海盆和大东岭海盆的扩张起源问题有了初步的认识，确定了九州-帕劳海脊火山活动的时间和性质，提出了TTR型三联点：ODP阶段探究了伊豆-小笠原-马里亚纳岛弧的起源和演化问题，并与南海海槽做了对比，发现均有物质的迁移和地震带活动的特征；IODP阶段分为多阶段的南海海槽孕震带试验，探明了天然气水合物和增生棱柱体的信息，推测四国海盆沉积物的来源以及深部取芯；IODP阶段重点研究了地球化学不对称的岛弧地壳的起源、弧后岩浆活动以及俯冲开始与初始岛弧地壳形成过程等科学问题。但同时，仍有一些关键的科学问题制约着对菲律宾海及邻域构造沉积过程的全面认识。

    3.2   菲律宾海前沿地球科学问题

    3.2.1   花东海盆的年代和构造属性

    花东海盆位于台湾岛东侧，是西太平洋地球系统中一个重要的盆地，位于菲律宾海板块与欧亚板块的交汇处及构造运动的转折点，构造位置极为重要[25]，是研究西太平洋板块从白垩纪到新生代构造演化与动力学机制的关键区域[26]（图3）。目前，对花东海盆的年龄和构造属性存在较大的争议，是西太平洋板块重建的关键。

    图  3  琉球俯冲板片结构和花东海盆的构造属性[31]
    a. 琉球俯冲板片的重建结果，b. 俯冲之前的菲律宾海板块结构，c. 琉球俯冲板片三维结构。
    Figure  3.  The structure of the Ryukyu subduction plate and the tectonic nature of the Huatung basin[31]
    a. The floated slab mesh connected at the Ryukyu Trench to the Philippine Sea Plate. b. Structure of the Philippine Sea Plate prior to subduction. c. 3D structure of the Ryukyu subducted slab.
    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    在新生代时期，菲律宾海板块侵位于欧亚板块与西太平洋板块之间，古地磁数据显示，在白垩纪时期花东海盆和菲律宾海板块位于赤道附近[27-28]，随后相对于欧亚板块沿着巨型剪切带一起向北移动，大位移地（近2 200 km）运行到现今的位置[27]，而花东海盆的洋盆性质最初是基于在海盆中识别出4个E-W向磁异常条带[11]，推断盆地的年龄有：41～36 Ma[1]、15～30 Ma[29]、52～43 Ma[30]等，据此认为它是菲律宾海板块的一部分，是菲律宾海板块楔入体的前锋[31]。后来拖网采得辉长岩样品[32]，单矿物40Ar/39Ar 测年为131～119 Ma，据此推断花东海盆年龄为早白垩世，是板块构造运动遗留给人类的、在菲律宾海盆与欧亚大陆之间唯一的中生代白垩纪洋盆[33]。因此，花东海盆形成时代和构造属性、与菲律宾板海板块的相关作用关系是重建中生代时期太平洋板块与欧亚板块之间的运动学和动力学关系一个非常关键的问题。

    3.2.2   俯冲启动和岛弧形成过程

    没有俯冲带就没有板块构造，俯冲带成因是理解板块构造的关键，然而长期以来俯冲带的起始俯冲机制一直是板块构造理论中最为薄弱的部分，西太平洋边缘海存在多个初始扩张中心和可能的初始俯冲带[34]，是研究初始俯冲的优良靶区。与被动大陆边缘的初始扩张相比，起始俯冲以及由此产生的洋内弧的研究才刚刚起步[35]。

    菲律宾海四周几乎全被俯冲带包围，其东侧伊豆-小笠原-马里亚纳（IBM）俯冲带是由古老的西太平洋板块俯冲到菲律宾海板块与马里亚纳微板块之下而形成的，造就了典型的沟-弧-盆体系[36]。以往该地区的大洋钻探对IBM 50 Ma演化过程中近25 Ma的历史，通过火山灰和火山碎屑研究已取得显著进展。然而，对于IBM形成演化的前半段历史，尤其是岛弧形成的起始过程，却知之甚少。九州-帕劳海脊曾经与现代IBM岛弧连为一体，在约30 Ma的海底扩张形成四国海盆和帕里西维拉盆地之前一起组成了古IBM岛弧，大洋钻探发现计划连续三个航次在IBM展开[22-24]，但九州-帕劳海脊作为俯冲起始和岛弧形成演化的重要起源区[37]，开展的钻探工作明显不足，制约了对上述科学问题的认识。因此，以九州-帕劳海脊区为目标，对俯冲起始机制进行研究，依旧是板块构造学理论体系中的一个重点和难点。

    同时，加瓜海脊介于西菲律宾海盆和花东海盆之间，构成了两个结构、性质、形成时代截然不同的海盆的边界。最新的多道地震和OBS探测结果表明[38]，加瓜海脊之下的地壳厚度相对于两侧海盆显著增厚，海脊地壳的增厚是非对称的，可能代表了中新世期间形成的一条夭折俯冲带，俯冲启动之后短时间内终止，俯冲带结构被“定格”在了加瓜海脊之下。因此，加瓜海脊可能也是研究俯冲启动过程的理想场所[34]。

    3.2.3   菲律宾海板块的形成演化和板块重建

    菲律宾海是东亚三大板块包围而成的最大边缘海。三大主要板块的运动符合基于海底扩张和热点参照系确定的全球板块运动模型[39]。然而菲律宾海板块自早始新世形成以来的运动轨迹，一直是不确定和有争议的。

    多年来，不同学者提出了许多截然不同的菲律宾海板块重建方案[39-45]。现今菲律宾板块与太平洋板块均以WNW方向高速移动，需要其与太平洋板块之间存在较强的耦合才能实现。根据菲律宾海板块磁条带确定的海底年龄和扩张模式，为在一定误差范围内部分重建过去的板块几何结构提供了可能[1, 32, 46]，对于渐新世末到现在的菲律宾海扩张过程，已发表的菲律宾海年龄模型之间的差异相对较小。菲律宾海板块过去的运动状态与现今的运动状态截然不同，古地磁倾角数据表明菲律宾海板块晚中生代以来板块漂移中发生了110°的顺时针旋转[43]，但是却很难区分古地磁数据代表的是全板块旋转还是局部块体旋转。Lee和Hilde[40]的年龄模式被广泛用于菲律宾海板块的重建，认为西菲律宾海盆的扩张始于59～56 Ma。相反，基于最新放射性测年结果识别出的冲大东热点遗迹建立的新模型则认为西菲律宾海盆的扩张始于更晚的54～50 Ma[32, 47]。这种年龄与转向差异的不同直接影响了菲律宾海板块形成与演化重建的结果。

    同时，西菲律宾海作为规模较大的不活动弧后盆地，其扩张作用终止的动力过程仍不明确。西菲律宾海盆残留的中央扩张中心呈NW-SE向，发育显著的中央裂谷，被近N-S向的古转换断层切割，扩张作用终止的动力学机制被认为是“失去动力”的主动停止过程，但消亡扩张中心在岩石圈结构、扩张末期熔体作用过程和物质组成等方面的差异，是进一步揭示海底扩张作用终止过程和机制的基础。

    3.2.4   海洋风成沉积及其古环境记录

    海洋风尘沉积是指陆源沉积物通过大气环流传输并在特定的海区沉降而形成的沉积物。每年大约有2 000亿t风尘进入大气层，其中25%落在海洋使得风尘沉积成为许多深海沉积物的重要组成部分[48]，而且亚洲是世界上最大的风尘源区之一，观测结果表明，亚洲风尘对海洋沉积物组成和全球气候变化具有重要的影响[49]。风尘通量和粒度变化是海洋风尘沉积研究中常用的古气候代用指标。ODP885/886孔的风尘粒度记录了11.8 Ma以来西风环流强度的演化历史，风尘粒径在4.6 Ma时增加，反映了晚中新世由于气候变冷所引起的西风加强[50]。风尘通量的显著增加反映了亚洲内陆干旱化程度的加剧[51]，而且干旱程度变化也会在石英通量上有所体现[52-53]，风尘通量的变化表现为明显的冰期-间冰期旋回特征，冰期的高风尘输入可能与亚洲内陆干旱化程度和东亚冬季风强度增强有关[54]。但是，西菲律宾海风尘沉积物的不同源区物质输入通量还无法定量划分，风尘沉积物在海流与西风环流的耦合搬运机制仍不清晰，同时亚洲风尘与大陆沉积尚缺少更长时间尺度和更高分辨率的比对记录，未来在菲律宾海盆钻取关键站位形成南北和东西断面对比，有望揭示新生代亚洲内陆干旱程度历史-西风强弱过程和东亚冬季风演化耦合过程及风尘沉积过程与机制。

    4.   科学目标实现与站位选择

    针对菲律宾海板块及周边地区的前沿地球科学问题，结合DSDP-ODP-IODP工作程度、实测多道地震数据以及菲律宾海板块调查研究工作进展，并综合考虑通过深海钻探解决科学问题的可行性和难易程度，聚焦3个科学目标，确定了未来可能的钻探井位，主要包括：①俯冲启动和岛弧早期演化；②三联点岩浆作用过程；③西菲律宾海盆年代和古地磁。

    4.1   科学目标1—俯冲启动和岛弧早期演化

    了解俯冲带的肇始机制，以及洋-洋俯冲产生的洋内火山岛弧的形成和演变过程，是板块构造理论最核心的问题之一。九州-帕劳海脊和加瓜海脊是不同类型俯冲启动的产物，是研究俯冲启动和岛弧早期形成演化的理想场所。在此开展钻探，不仅获取俯冲启动和岛弧演化早期的岩浆活动和沉积记录，甚至钻获夭折俯冲带之下的俯冲洋壳，能够为破解俯冲启动和岛弧形成演化过程提供可能。

    九州-帕劳海脊曾经与现代IBM岛弧连为一体，在约30 Ma的海底扩张形成四国海盆和帕里西维拉盆地之前一起组成了古IBM岛弧，是古太平洋板块向菲律宾海板块俯冲的产物，视为古IBM的残留弧。九州-帕劳海脊及周缘原始洋壳基底之上与岛弧侵位同时期的火山碎屑沉积层，记录了俯冲板块对俯冲起始响应过程的证据，是了解板块如何起始俯冲的关键场所。

    PSP-1站位的位置由2020年采集的MCS-2多道地震剖面控制，位于九州-帕劳海脊西侧，距离海脊顶部边缘约20 km，站位水深约5 460 m。PSP-1井以钻穿沉积层并揭露九州-帕劳海脊西侧的玄武岩洋底为目标，计划完钻深度6450 m，其中水深约5 460 m，沉积层和基底硬岩钻进990 m。预计将在海底之下790 m，即6250 m深度钻遇玄武岩基底。推测5 460～6 250 m深度的沉积层以深远海沉积物为主，岩性为深海软泥、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，夹少量陆源碎屑和火山碎屑。6 250～6 450 m为九州-帕劳海脊演化早期形成的中-酸性熔岩和火山碎屑岩，该层之下局部可能发育枕状玄武岩和辉长岩岩脉（图4）。

    图  4  菲律宾海深海科学钻井预测图
    Figure  4.  Diagram of sequence and lithology of the proposed drilling holes
    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    PSP-2站位的位置由2020年采集的MCS-2多道地震剖面控制，位于九州-帕劳海脊顶部，站位水深约3 380 m。PSP-4井以钻穿沉积层并揭露九州-帕劳海脊顶部的岛弧基底为目标，计划完钻深度4 200 m，其中水深约3 380 m，沉积层和基底硬岩钻进820 m。预计将在海底之下540 m，即3 920 m深度钻遇岛弧基底。推测

    3 380～3 920 m深度的沉积层以深远海沉积物为主，岩性为深海软泥、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，夹少量陆源碎屑和火山碎屑。3 920～4 200 m为九州-帕劳海脊演化早期形成的中-酸性熔岩和火山碎屑岩（图4）。

    4.2   科学目标2——板块演化与三联点岩浆作用过程

    西菲律宾海盆中央断裂带东端与九州-帕劳海脊交汇处存在已经消亡的三联点。中央断裂带是西菲律宾海盆最后一期海底扩张的中心，而九州帕劳海脊代表太平洋板块向西菲律宾海盆之下俯冲形成的洋内弧。由于中央断裂带的形成时代早于俯冲作用且与俯冲带高角度相交，先存洋壳破裂带的存在势必会对俯冲作用引起的熔体作用过程产生显著影响，而俯冲作用也可能导致彼时已经停止活动或即将停止活动的扩张中心再次活化。二者之间的复杂相互作用过程，可能导致不同来源的深部熔体发生大规模的相互作用，并在海底岩石类型和同位素组成上留下显著的痕迹。

    位于西菲律宾海盆中央裂谷北侧隆起的PSP-3站位由2020年采集的MCS-1多道地震剖面控制，距离中央裂谷轴部约30 km，站位水深约4 460 m。该井以钻穿沉积层并揭露西菲律宾海盆中央裂谷与九州-帕劳海脊三联点岩石组成为目标，计划完钻深度4 850 m，其中水深约4 460 m，沉积层和基底硬岩钻进390 m。预计将在海底之下220 m，即4 680 m深度钻遇基底(图4)。

    位于西菲律宾海盆中央裂谷南侧的PSP-4站位由2020年采集的MCS-1多道地震剖面控制，位于中央裂谷东端南侧隆起之外的一个小型海底火山型凸起之上，距离中央裂谷轴部约80 km，站位水深约4 900 m。该井科学目标与PSP-3井相同，利于裂谷两侧对比，计划完钻深度5 180 m，其中水深约4 900 m，沉积层和基底硬岩钻进280 m。预计将在海底之下180 m，即5 080 m深度钻遇基底，该井层序地层格架与岩性与PSP-3井基本相同（图4）。

    4.3   科学目标3—西菲律宾海盆年代和古地磁

    古老的西菲律宾海盆年龄和运动轨迹解释存在的显著差异，制约了菲律宾海构造演化与板块重建研究。菲律宾海板块的构造发展史在很大程度上依赖于古地磁研究，然而，迄今为止用于菲律宾海板块古地磁测量的样品几乎全部来自易受局部块体旋转影响的板块边界附近，难以区分古地磁数据代表的是全板块旋转还是局部块体旋转。因此，通过钻探，在板块内部稳定区域尽可能多地采集样品，开展古地磁和放射性测年的研究，是准确开展菲律宾海板块重建的基础。

    位于西菲律宾海盆的PSP-5站位由2020年采集的MCS-1和MCS-2多道地震剖面控制，位于MCS-1和MCS-2测线交点附近，距离九州-帕劳海脊约60 km，站位水深约5 550 m。PSP-5井以钻穿沉积层并揭露西菲律宾海盆中央裂谷东端北侧的海盆基底岩石组成为目标，计划完钻深度6 250 m，其中水深约5 550 m，沉积层和基底硬岩钻进700 m。预计将在海底之下550 m，即6 100 m深度钻遇基底。推测5 550～6 100 m深度的沉积层以深远海沉积物为主，岩性为深海软泥、泥质粉砂岩和粉砂质泥岩，夹少量陆源碎屑和火山碎屑。6 100 m之下以西菲律宾海盆海底扩张形成的枕状玄武岩为主，局部可能受九州-帕劳海脊演化早期形成的中-酸性熔岩和火山碎屑岩影响（图4）。

    4.4   菲律宾海钻探井位汇总

    本文根据目前的调查研究程度与研究进展，选择西菲律宾海盆中央断裂带与九州-帕劳海脊交汇处的三联点关键区域，选取钻探站位5个（表2、图5）。其中， PSP-1、PSP-2站位在九州-帕劳海脊探索可能的俯冲启动过程；PSP-3和PSP-4站位主要针对三联点岩浆作用；PSP-5站位目的在于获得额外的古地磁和年代学样品，为西菲律宾海盆的形成演化提供约束。

    表  2  菲律宾海科学钻探建议井位位置
    Table  2.  Proposed well locations of Philippine Sea Scientific Drilling
    序号站位编号站位水深/ m地球物理测线控制科学目标
    1PSP-15 460MCS-2多道地震剖面板块俯冲启动与岛弧演化
    2PSP-23 380MCS-2多道地震剖面板块俯冲启动与岛弧演化
    3PSP-34 460MCS-1多道地震剖面板块演化与三联点岩浆作用过程
    4PSP-44 900MCS-1多道地震剖面板块演化与三联点岩浆作用过程
    5PSP-55 550MCS-1和MCS-2多道地震剖面海盆年龄与古地磁
    下载: 导出CSV 
    | 显示表格
    图  5  菲律宾海深海科学钻探选址关键区域及井位分布图
    Figure  5.  Distribution of the proposed wells in the Philippine Sea
    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    PSP-1孔设计终孔深度6 450 m，沉积层厚度约790 m，基底硬岩钻进200 m，采用全取芯钻探；PSP-2孔设计终孔深度4 200 m，沉积层厚度约540 m，基底硬岩钻进280 m，采用全取芯钻探；PSP-3孔设计终孔深度4 850 m，沉积层厚度约220 m，基底硬岩钻进170 m，采用全取芯钻探；PSP-4孔设计终孔深度5 180 m，沉积层厚度约180 m，基底硬岩钻进100 m，采用全取芯钻探；PSP-5孔设计终孔深度6 250 m，沉积层厚度约550 m，基底硬岩钻进150 m，采用全取芯钻探。

    5.   结论

    （1）系统分析了在菲律宾海及邻区已完成的DSDP-ODP-IODP的25个钻探航次进展与问题，发现绝大部分钻探航次和站位集中于日本南海海槽、伊豆-小笠原-马里亚纳沟-弧-盆系统，少量钻孔分布在板块内部的海底高原和海脊地区，深海盆区仅有零星钻孔分布。钻探目标以弧前增生楔结构和孕震机理、岛弧岩浆作用和大陆边缘陆壳增生机制等为科学主题。

    （2）菲律宾海蕴含的花东海盆年龄与构造属性、板块俯冲起始与弧后盆地扩张停止机制、菲律宾海盆年代等科学问题等是制约菲律宾海板块构造演化、板块重建和古气候环境重建的关键。

    （3）根据已有研究进展与实测资料，在国际大洋钻探稀少或空白区，在九州-帕劳海脊附近选定区域，聚焦不同科学目标实现甄选了未来深海钻探站位5个PSP1-5。

    （4）根据地震资料和前期研究成果，对目标层位的深度和岩性特征进行了初步预测，钻探实施预计将推进以下科学目标的实现：① 进一步揭示俯冲启动机制和岛弧早期演化过程；② 进一步揭示三联点岩浆作用过程；③ 获取更多的西菲律宾海盆年代和古地磁数据，为菲律宾海及邻区的板块重建提供证据。

    致谢：在论文评审过程中，审稿专家提出了专业细致的评审意见，使得文稿质量大幅提升；在此表示感谢，一并感谢2020年“海洋地质九号”西太航次调查全体船员及工作人员。

  • 图  1   研究区位置以及现代大洋环流体系

    a： 采薇海山群地理位置（数据来源于http://www.gebco.net）；b： 太平洋环流体系（据文献[22-23]），黄色星星代表采薇海山群的位置；c： 采薇海山地形图（数据来源于http://www.gebco.net）和富钴结壳位置图，黄色星星代表样品的位置。

    Figure  1.   Location of the study area and modern ocean circulation systems

    a: geographic location of Caiwei Seamounts (Data are quoted from http://www.gebco.net); b: Pacific circulation system (modified after [22-23]), and the yellow star represents the position of Caiwei Seamounts; c: topographic map of Caiwei Guyot (Data are quoted from http://www.gebco.net.) and the location map of the Co-rich crust, and the yellow star represents the sample position.

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  2   采薇海山富钴结壳样品手标本照片

    a： 样品生长剖面照片，从内到外分别是土黄色的疏松层（C8-5）、黑色的致密层（C8-2、C8-3和C8-4）和粗糙的表面（C8-1）；b： 样品表面照片。

    Figure  2.   Hand specimens of the Co-rich crust on Caiwei Guyot

    a: Photographs of growth profile of the sample, and the layers from inside to outside are: yellowish loose layer (C8-5), black dense layers (C8-2, C8-3 and C8-4), and rough surface (C8-1); b: photographs of the sample surface.

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  3   采薇海山富钴结壳显微构造

    a、b： 来自于致密层（C8-3和C8-2）中的柱状构造，柱体的间隙由碎屑物质充填；c： 来自于致密层（C8-2）中的层状构造和斑杂构造；d： 来自于致密层（C8-2）中的斑杂构造，圆形斑块间的空隙被碎屑物质所填充。

    Figure  3.   Microstructure of the Co-rich crust on Caiwei Guyot

    a-b: Columnar structures derived from dense layers (C8-3 and C8-2), and the gaps between columns are filled with clastic materials; c: layered structures and mottled structures derived from the dense layer (C8-2); d: mottled structures derived from the dense layer (C8-2), and the gaps between circular patches are filled with clastic materials.

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  4   采薇海山富钴结壳各层位XRD图谱

    层位的划分如图2a所示。Ver：水羟锰矿，Tod：钡镁锰矿，Qz：石英，Ab：钠长石，An：钙长石，Phi：钙十字沸石。

    Figure  4.   The XRD patterns of each layer of the Co-rich crust on Caiwei Guyot

    The layer division is shown in Fig. 2a. Ver: Fe-vernadite, Tod: todorokite, Qz: Quartz, Ab: albite,An: anorthite, Phi: phillipsite.

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  5   采薇海山富钴结壳生长剖面的元素含量和比值图

    Figure  5.   Profiles of element contents and ratios of the Co-rich crust growth on Caiwei Guyot

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  6   采薇海山富钴结壳后太古宙澳大利亚页岩标准化稀土元素配分图

    PAAS数据来源于文献[39]，海水数据来源于文献[44]，热液型结壳数据来源于文献[45]，成岩型结壳数据来源于文献[46]。

    Figure  6.   PAAS-normalized rare earth elements patterns of the Co-rich crust on Caiwei Guyot

    PAAS data are from [39], seawater data are from [44], data of hydrothermal ferromanganese crusts are from [45], and data of diagenetic ferromanganese crusts are from [46].

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  7   富钴结壳各层位成因类型判别三元图

    a. Mn-(Cu + Co + Ni)-Fe三元成因判别图[47]，b. (Fe + Mn)/4-100×(Zr + Y + Ce)-10×(Cu + Ni + Co) 三元成因判别图[48]。

    Figure  7.   Ternary discrimination in genetic classification of the Co-rich crust layers

    a: Mn - (Cu+Co+Ni) - Fe ternary genetic discrimination [47].b: (Fe+Mn)/4-100 × (Zr + Y + Ce)-10 ×(Cu+Ni+Co) ternary genetic discrimination [48].

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  8   富钴结壳各层位成因类型稀土元素判别图

    a. CeSN/CeSN-Nd成因判别图[49]，b. CeSN/CeSN-YSN/HoSN成因判别图[49]。

    Figure  8.   REY discrimination of the Co-rich crust layers

    a:CeSN/CeSN-Nd genetic discrimination [49], b: CeSN/CeSN-YSN/HoSN genetic discrimination [49].

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    图  9   本文富钴结壳与其他海区富钴结壳关于有经济价值的元素对比图

    大西洋富钴结壳数据来源于文献[28]，前人采薇海山富钴结壳数据来源于文献[37]，加瓜海脊富钴结壳数据来源于文献[53]，北冰洋富钴结壳数据来源于文献[54]，沙茨基海隆富钴结壳数据来源于文献[55]，加利福尼亚大陆边缘富钴结壳数据来源于文献[69]，印度洋富钴结壳数据来源于文献[61]，太平洋富钴结壳数据来源于文献[70]。

    Figure  9.   Comparison of elements of economic value between the Co-rich crust in this study and those in other areas

    The data of Co-rich crusts sources: the Atlantic Ocean [28], previous data of Caiwei Guyot [37], Gagua Ridge [53], the Arctic Ocean [54], Shatsky Rise [55], California Continental Margin [69], the Indian Ocean [61], and the Pacific Ocean [70].

    下载: 全尺寸图片 幻灯片

    表  1   采薇海山富钴结壳各层位地球化学数据

    Table  1   Geochemical data of the layers of the Co-rich crust on Caiwei Guyot

    C8-1C8-2C8-3C8-4C8-5
    常量元素/%Mn13.513.318.516.815.0
    Fe11.69.2410.011.112.6
    Al2.101.670.641.602.68
    Mn/Fe1.161.441.851.521.19
    Na1.621.461.881.711.73
    K0.610.410.360.480.60
    Ca1.761.612.001.971.90
    Mg1.210.941.111.191.43
    Ti1.110.760.961.161.20
    P0.720.620.630.630.80
    微量元素/10−6As204171189169152
    B189158178163191
    Ba10931096136013121307
    Be4.764.154.754.775.61
    Bi18.119.322.219.415.2
    Cd6.125.516.585.634.31
    Co48054396531138582534
    Cr10.29.5511.912.413.7
    Cs0.470.320.390.501.04
    Cu4796158288441080
    Ga6.035.516.716.497.35
    Hf6.746.897.828.9312.5
    Li6.322.913.074.0810.2
    Mo554559583449389
    Nb43.944.955.855.858.5
    Ni30123411422437403454
    Pb19971747171215601321
    Rb7.086.056.947.5210.7
    Sc7.616.066.557.0110.9
    Sr13621215141112841159
    Ta0.500.500.570.580.58
    Th16.210.89.469.078.74
    Tl71.466.365.653.959.9
    U13.311.912.310.89.04
    V620537592528487
    W84.683.693.67660.3
    Zn466514587559597
    Zr537501615633761
    稀土元素/10−6La233197210203200
    Ce605590740757580
    Pr41.533.736.935.934.6
    Nd183148159155149
    Sm37.930.332.232.030.6
    Eu9.537.688.007.987.63
    Gd46.938.940.340.137.9
    Tb7.145.845.925.805.56
    Dy40.533.733.631.930.9
    Y179147155139158
    Ho10.08.478.337.887.64
    Er26.022.322.020.619.9
    Tm4.123.623.593.323.23
    Yb25.522.122.220.319.9
    Lu4.183.633.643.333.34
    ΣLREE11101007118611911001
    ΣHREE164139139133128
    LREE/HREE6.767.278.518.947.80
    ΣREY14541293148014631288
    Co/(Fe+Mn)19119518613891.8
    Co/(Cu+Ni)1.381.091.050.840.56
    生长速率（mm/Ma）1.462.101.761.370.65
    下载: 导出CSV

    表  2   富钴结壳元素之间相关系数矩阵

    Table  2   Element Correlation matrix of the Co-rich crust

    MnFeAlMn/FeKCaMgTiLiBeCoNiZrBaGr
    Mn1
    Fe−0.0931
    Al−0.6780.7411
    Mn/Fe0.808−0.659−0.950*1
    K−0.5350.8760.892*−0.923*1
    Ca0.894*0.356−0.3100.460−0.1051
    Mg0.0900.970**0.637−0.4980.7440.5041
    Ti0.1940.922*0.493−0.4100.7100.6110.908*1
    Li−0.2780.921*0.849−0.7380.8470.1240.912*0.7091
    Be0.1970.898*0.547−0.3680.6100.5590.977**0.8250.887*1
    Co0.219−0.674−0.7950.568−0.567−0.086−0.699−0.534−0.775−0.6991
    Ni0.928*−0.373−0.7740.925*−0.7730.691−0.163−0.139−0.444−0.0080.2581
    Cu0.5060.4420.1770.1280.0290.6440.6260.4610.4840.744−0.6940.487
    Zn0.7090.172−0.1540.444−0.2850.7100.3960.2490.2070.556−0.4280.742
    Zr0.3980.7250.378−0.1200.3440.6720.8620.7170.7200.931*−0.7440.2651
    Ba0.900*0.226−0.3170.547−0.2690.932*0.4270.4290.1050.543−0.2200.8130.7491
    Gr−0.044−0.956*−0.6960.528−0.738−0.456−0.987**−0.884*−0.920*−0.965**0.8040.180−0.886*−0.4191
    下载: 导出CSV

    表  3   富钴结壳元素因子分析

    Table  3   Element factor analysis of the Co-rich crust

    因子1因子2因子3
    Mn−0.180−0.2310.956
    Fe0.1590.9590.166
    Al−0.0490.849−0.513
    Na0.0560.1480.974
    K0.3450.868−0.284
    Ca−0.0860.1940.967
    Mg0.0240.9440.328
    Ti0.1640.7910.428
    P0.1060.959−0.091
    Li0.0070.990−0.050
    Be−0.0930.9010.406
    B0.5000.7450.226
    Sc−0.1490.9720.072
    V0.887−0.4400.103
    Cr−0.4110.6430.646
    Co0.569−0.7980.142
    Ni−0.393−0.4300.792
    Cu−0.6750.5040.524
    Zn−0.6740.2160.666
    Ga−0.2420.6810.673
    As0.904−0.4220.060
    Rb−0.2930.9220.222
    Sr0.697−0.5010.513
    Zr−0.4080.7470.520
    Nb−0.5310.3720.761
    Mo0.505−0.797−0.096
    Cd0.589−0.7440.316
    Cs−0.2960.9400.113
    Ba−0.4050.1510.901
    Hf−0.5290.7990.275
    Ta−0.4920.3210.806
    W0.472−0.8530.147
    Tl0.706−0.216−0.383
    Pb0.803−0.521−0.290
    Bi0.134−0.8980.417
    Th0.895−0.003−0.442
    U0.761−0.635−0.121
    La0.9950.0660.018
    Ce−0.064−0.4580.787
    Pr0.9800.0850.104
    Nd0.9890.056−0.009
    Sm0.9750.085−0.040
    Eu0.9700.072−0.122
    Gd0.971−0.016−0.125
    Tb0.963−0.029−0.238
    Dy0.945−0.114−0.307
    Y0.8440.387−0.173
    Ho0.923−0.149−0.355
    Er0.913−0.212−0.347
    Tm0.902−0.260−0.332
    Yb0.917−0.231−0.302
    Lu0.921−0.165−0.314
    方差贡献41.1%34.8%20.7%
    下载: 导出CSV
    • 参考文献(70)
  • [1]

    Hein J R, Koschinsky A, Bau M, et al. Cobalt-rich ferromanganese crusts in the Pacific[M]//Cronan D S. Handbook of Marine Mineral Deposits. Boca Raton: CRC Press, 2000: 239-279.
    [2]

    Bau M, Koschinsky A. Oxidative scavenging of cerium on hydrous Fe oxide: evidence from the distribution of rare earth elements and yttrium between Fe oxides and Mn oxides in hydrogenetic ferromanganese crusts [J]. Geochemical Journal, 2009, 43(1): 37-47. doi: 10.2343/geochemj.1.0005
    [3]

    Heller C, Kuhn T, Versteegh G J M, et al. The geochemical behavior of metals during early diagenetic alteration of buried manganese nodules [J]. Deep Sea Research Part I:Oceanographic Research Papers, 2018, 142: 16-33. doi: 10.1016/j.dsr.2018.09.008
    [4]

    Fitzgerald C E, Gillis K M. Hydrothermal manganese oxide deposits from Baby Bare seamount in the Northeast Pacific Ocean [J]. Marine Geology, 2006, 225(1-4): 145-156. doi: 10.1016/j.margeo.2005.09.005
    [5]

    Pelleter E, Fouquet Y, Etoubleau J, et al. Ni-Cu-Co-rich hydrothermal manganese mineralization in the Wallis and Futuna back-arc environment (SW Pacific) [J]. Ore Geology Reviews, 2017, 87: 126-146. doi: 10.1016/j.oregeorev.2016.09.014
    [6]

    Halbach P. Processes controlling the heavy metal distribution in Pacific ferromanganese nodules and crusts [J]. Geologische Rundschau, 1986, 75(1): 235-247. doi: 10.1007/BF01770191
    [7]

    Hein J R, Schwab W C, Davis A. Cobalt- and platinum-rich ferromanganese crusts and associated substrate rocks from the Marshall Islands [J]. Marine Geology, 1988, 78(3-4): 255-283. doi: 10.1016/0025-3227(88)90113-2
    [8]

    Koschinsky A, Halbach P. Sequential leaching of marine ferromanganese precipitates: genetic implications [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995, 59(24): 5113-5132. doi: 10.1016/0016-7037(95)00358-4
    [9]

    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. doi: 10.1016/0012-821X(94)90209-7
    [10]

    Jiang X D, Sun X M, Guan Y, et al. Biomineralisation of the ferromanganese crusts in the Western Pacific Ocean [J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2017, 136: 58-67. doi: 10.1016/j.jseaes.2017.01.025
    [11]

    Sujith P P, Gonsalves M J B D. Ferromanganese oxide deposits: geochemical and microbiological perspectives of interactions of cobalt and nickel [J]. Ore Geology Reviews, 2021, 139: 104458. doi: 10.1016/j.oregeorev.2021.104458
    [12]

    Guo B B, Wang W Q, Shu Y Q, et al. Observed deep anticyclonic cap over Caiwei Guyot [J]. Journal of Geophysical Research:Oceans, 2020, 125(10): e2020JC016254.
    [13] 杨永, 何高文, 杨胜雄, 等. 采薇平顶海山群底质类型分布研究[J]. 矿物学报, 2015, 35(S1):801-802

    YANG Yong, HE Gaowen, YANG Shengxiong, et al. Study on the distribution of sediment types of Caiwei Seamount Group [J]. Acta Mineralogica Sinica, 2015, 35(S1): 801-802.
    [14] 高晶晶, 刘季花, 张辉, 等. 西太平洋采薇海山和徐福海山富钴结壳稀土元素地球化学特征及来源[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2022, 42(3):87-99 doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2021071302

    GAO Jingjing, LIU Jihua, ZHANG Hui, et al. Geochemistry and sources of rare earth elements in cobalt-rich crusts from the Caiwei and Xufu seamounts, West Pacific Ocean [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2022, 42(3): 87-99. doi: 10.16562/j.cnki.0256-1492.2021071302
    [15] 韦振权, 何高文, 邓希光, 等. 大洋富钴结壳资源调查与研究进展[J]. 中国地质, 2017, 44(3):460-472

    WEI Zhenquan, HE Gaowen, DENG Xiguang, et al. The progress in the study and survey of oceanic cobalt-rich crust resources [J]. Geology in China, 2017, 44(3): 460-472.
    [16] 王彦美, 张伙带, 刘季花, 等. 麦哲伦海山区采薇海山富钴结壳伴生有用元素含量变化及空间分布特征[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2016, 36(2):65-74

    WANG Yanmei, ZHANG Huodai, LIU Jihua, et al. Abundances and spatial distributions of associated useful elements in Co-rich crusts from Caiwei Seamount in Magellan Seamounts [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2016, 36(2): 65-74.
    [17] 中国大洋矿产资源研究开发协会办公室. 中国大洋海底地理实体名录(2016)[M]. 北京: 海洋出版社, 2016: 30-57

    Chinese Ocean Mineral Resources Research and Development Association Office. Chinese Gazetteer of Undersea Features on the International Seabed (2016)[M]. Beijing: China Ocean Press, 2016: 30-57.
    [18]

    Epp D. Possible perturbations to hotspot traces and implications for the origin and structure of the Line Islands [J]. Journal of Geophysical Research:Solid Earth, 1984, 89(B13): 11273-11286. doi: 10.1029/JB089iB13p11273
    [19]

    Lonsdale P. Geography and history of the Louisville Hotspot Chain in the southwest Pacific [J]. Journal of Geophysical Research, 1988, 93(B4): 3078-3104. doi: 10.1029/JB093iB04p03078
    [20]

    Wessel P, Kroenke L. A geometric technique for relocating hotspots and refining absolute plate motions [J]. Nature, 1997, 387(6631): 365-369. doi: 10.1038/387365a0
    [21]

    Koppers A A P, Staudigel H, Pringle M S, et al. Short-lived and discontinuous intraplate volcanism in the South Pacific: hot spots or extensional volcanism? [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2003, 4(10): 1089.
    [22]

    Kawabe M, Fujio S. Pacific ocean circulation based on observation [J]. Journal of Oceanography, 2010, 66(3): 389-403. doi: 10.1007/s10872-010-0034-8
    [23]

    Gordon A L, Visbeck M, Huber B. Export of Weddell Sea deep and bottom water [J]. Journal of Geophysical Research:Oceans, 2001, 106(C5): 9005-9017. doi: 10.1029/2000JC000281
    [24] 张亚南, 仲义, 陈艇, 等. 北太平洋大洋钻探研究进展: 古海洋与古气候[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2022, 42(5):16-32

    ZHANG Yanan, ZHONG Yi, CHEN Ting, et al. Research progress of ocean drilling in the North Pacific Ocean: paleoceanography and paleoclimate [J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2022, 42(5): 16-32.
    [25] 任向文. 西太平洋富钴结壳成矿系统[D]. 中国科学院海洋研究所博士学位论文, 2005

    REN Xiangwen. The Metallogenic system of co-rich manganese crusts in western pacific[D]. Doctor Dissertation of The Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, 2005.
    [26]

    Yeo I A, Dobson K, Josso P, et al. Assessment of the mineral resource potential of Atlantic ferromanganese crusts based on their growth history, microstructure, and texture [J]. Minerals, 2018, 8(8): 327. doi: 10.3390/min8080327
    [27] 张振国, 杜远生, 吴长航, 等. 南海西北陆缘大型多金属结核的生长过程及其对晚新生代古海洋环境变化的响应[J]. 中国科学:地球科学, 2013, 56(3):453-463 doi: 10.1007/s11430-012-4535-8

    ZHANG Z G, DU Y S, WU C H, et al. Growth of a polymetallic nodule from the Northwestern continental margin of the South China Sea and its response to changes in the paleoceanographical environment of the late Cenozoic [J]. Science China Earth Sciences, 2013, 56(3): 453-463. doi: 10.1007/s11430-012-4535-8
    [28]

    Josso P, Rushton J, Lusty P, et al. Late cretaceous and Cenozoic paleoceanography from North-East Atlantic ferromanganese crust microstratigraphy [J]. Marine Geology, 2020, 422: 106122. doi: 10.1016/j.margeo.2020.106122
    [29]

    Giovanoli R. Vernadite is random-stacked birnessite: a discussion of the paper by F. V. Chukhrov et al. : "Contributions to the mineralogy of authigenic manganese phases from marine manganese deposits" [Mineralium Deposita 14, 249–261 (1979)] [J]. Mineralium Deposita, 1980, 15(2): 251-253.
    [30]

    Villalobos M, Lanson B, Manceau A, et al. Structural model for the biogenic Mn oxide produced by Pseudomonas putida [J]. American Mineralogist, 2006, 91(4): 489-502. doi: 10.2138/am.2006.1925
    [31]

    Grangeon S, Lanson B, Lanson M, et al. Crystal structure of Ni-sorbed synthetic vernadite: a powder X-ray diffraction study [J]. Mineralogical Magazine, 2008, 72(6): 1279-1291. doi: 10.1180/minmag.2008.072.6.1279
    [32]

    Halbach P E, Jahn A, Cherkashov G. Marine Co-rich ferromanganese crust deposits: description and formation, occurrences and distribution, estimated world-wide resources[M]//Sharma R. Deep-Sea Mining: Resource Potential, Technical and Environmental Considerations. Cham: Springer, 2017: 65-141.
    [33]

    Zhong Y, Liu Q S, Chen Z, et al. Tectonic and paleoceanographic conditions during the formation of ferromanganese nodules from the northern South China Sea based on the high-resolution geochemistry, mineralogy and isotopes [J]. Marine Geology, 2019, 410: 146-163. doi: 10.1016/j.margeo.2018.12.006
    [34]

    Post J E, Heaney P J, Hanson J. Synchrotron X-ray diffraction study of the structure and dehydration behavior of todorokite [J]. American Mineralogist, 2003, 88(1): 142-150. doi: 10.2138/am-2003-0117
    [35]

    Feng X H, Tan W F, Liu F, et al. Synthesis of todorokite at atmospheric pressure [J]. Chemistry of Materials, 2004, 16(22): 4330-4336. doi: 10.1021/cm0499545
    [36]

    Selley R C, Cocks L R M, Plimer I R. Encyclopedia of Geology[M]. Boston: Academic Press, 2005: 591-600.
    [37]

    Wang L Z, Zeng Z G. The geochemical features and genesis of ferromanganese deposits from Caiwei Guyot, Northwestern Pacific Ocean [J]. Journal of Marine Science and Engineering, 2022, 10(9): 1275. doi: 10.3390/jmse10091275
    [38]

    Taylor S R, McLennan S M. The Continental Crust: its Composition and Evolution[M]. Oxford: Blackwell Scientific Publication, 1985: 312.
    [39]

    McLennan S M. Rare earth elements in sedimentary rocks: influence of provenance and sedimentary processes [J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 1989, 21(1): 169-200.
    [40]

    Addy S K. Rare earth element patterns in manganese nodules and micronodules from northwest Atlantic [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1979, 43(7): 1105-1115. doi: 10.1016/0016-7037(79)90097-8
    [41]

    Piper D Z. Rare earth elements in ferromanganese nodules and other marine phases [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1974, 38(7): 1007-1022. doi: 10.1016/0016-7037(74)90002-7
    [42]

    Amakawa H, Ingri J, Masuda A, et al. Isotopic compositions of Ce, Nd and Sr in ferromanganese nodules from the Pacific and Atlantic Oceans, the Baltic and Barents Seas, and the Gulf of Bothnia [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1991, 105(4): 554-565. doi: 10.1016/0012-821X(91)90192-K
    [43] 韩吟文, 马振东. 地球化学[M]. 北京: 地质出版社, 2003: 190-193

    HAN Yinwen, MA Zhendong. Geochemistry[M]. Beijing: Geology Press, 2003: 190-193.
    [44]

    Li Y H. Distribution patterns of the elements in the ocean: a synthesis [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1991, 55(11): 3223-3240. doi: 10.1016/0016-7037(91)90485-N
    [45]

    Knaack D R, Sullivan K, Brown D J, et al. Geochemical and mineralogical composition of ferromanganese precipitates from the southern Mariana arc: evaluation, formation, and implications [J]. Chemical Geology, 2021, 568: 120132. doi: 10.1016/j.chemgeo.2021.120132
    [46]

    Marino E, González F J, Kuhn T, et al. Hydrogenetic, diagenetic and hydrothermal processes forming ferromanganese crusts in the Canary Island Seamounts and their influence in the metal recovery rate with hydrometallurgical methods [J]. Minerals, 2019, 9(7): 439. doi: 10.3390/min9070439
    [47]

    Halbach P, Hebisch U, Scherhag C. Geochemical variations of ferromanganese nodules and crusts from different provinces of the Pacific Ocean and their genetic control [J]. Chemical Geology, 1981, 34(1-2): 3-17. doi: 10.1016/0009-2541(81)90067-X
    [48]

    Josso P, Pelleter E, Pourret O, et al. A new discrimination scheme for oceanic ferromanganese deposits using high field strength and rare earth elements [J]. Ore Geology Reviews, 2017, 87: 3-15. doi: 10.1016/j.oregeorev.2016.09.003
    [49]

    Bau M, Schmidt K, Koschinsky A, et al. Discriminating between different genetic types of marine ferro-manganese crusts and nodules based on rare earth elements and yttrium [J]. Chemical Geology, 2014, 381: 1-9. doi: 10.1016/j.chemgeo.2014.05.004
    [50]

    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. doi: 10.1038/304716a0
    [51]

    Segl M, Mangini A, Bonani 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. doi: 10.1038/309540a0
    [52]

    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. doi: 10.1038/335059a0
    [53]

    Chen S, Yin X B, Wang X Y, et al. The geochemistry and formation of ferromanganese oxides on the eastern flank of the Gagua Ridge [J]. Ore Geology Reviews, 2018, 95: 118-130. doi: 10.1016/j.oregeorev.2018.02.026
    [54]

    Hein J R, Konstantinova N, Mikesell M, et al. Arctic deep water ferromanganese-oxide deposits reflect the unique characteristics of the Arctic Ocean [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2017, 18(11): 3771-3800. doi: 10.1002/2017GC007186
    [55]

    Hein J R, Conrad T A, Frank M, et al. Copper-nickel-rich, amalgamated ferromanganese crust-nodule deposits from Shatsky Rise, NW Pacific [J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2012, 13(10): Q10022.
    [56]

    Zachos J, Pagani M, Sloan L, et al. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present [J]. Science, 2001, 292(5517): 686-693. doi: 10.1126/science.1059412
    [57]

    Wu G H, Zhou H Y, Zhang H S, et al. New index of ferromanganese crusts reflecting oceanic environmental oxidation [J]. Science in China Series D:Earth Sciences, 2007, 50(3): 371-384. doi: 10.1007/s11430-007-2011-7
    [58]

    Aplin A, Michard A, Albarède F. 143Nd/144Nd in Pacific ferromanganese encrustations and nodules [J]. Earth and Planetary Science Letters, 1986, 81(1): 7-14. doi: 10.1016/0012-821X(86)90096-8
    [59]

    Banakar V K, Borole D V. Depth profiles of 230Thexcess, transition metals and mineralogy of ferromanganese crusts of the Central Indian Basin and implications for palaeoceanographic influence on crust genesis [J]. Chemical Geology, 1991, 94(1): 33-44. doi: 10.1016/S0009-2541(10)80015-4
    [60]

    Liu Q, Huo Y Y, Wu Y H, et al. Bacterial community on a Guyot in the northwest Pacific Ocean influenced by physical dynamics and environmental variables [J]. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 2019, 124(9): 2883-2897. doi: 10.1029/2019JG005066
    [61]

    Hein J R, Conrad T, Mizell K, et al. Controls on ferromanganese crust composition and reconnaissance resource potential, Ninetyeast Ridge, Indian Ocean [J]. Deep Sea Research Part I:Oceanographic Research Papers, 2016, 110: 1-19. doi: 10.1016/j.dsr.2015.11.006
    [62]

    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. doi: 10.1016/0012-821X(84)90141-9
    [63]

    Yeo I A, Howarth S A, Spearman J, et al. Distribution of and hydrographic controls on ferromanganese crusts: tropic Seamount, Atlantic [J]. Ore Geology Reviews, 2019, 114: 103131. doi: 10.1016/j.oregeorev.2019.103131
    [64]

    Takahashi Y, Manceau A, Geoffroy N, et al. Chemical and structural control of the partitioning of Co, Ce, and Pb in marine ferromanganese oxides [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2007, 71(4): 984-1008. doi: 10.1016/j.gca.2006.11.016
    [65]

    Schnitker D. North Atlantic oceanography as possible cause of Antarctic glaciation and eutrophication [J]. Nature, 1980, 284(5757): 615-616. doi: 10.1038/284615a0
    [66]

    Donnelly T W. Worldwide continental denudation and climatic deterioration during the late Tertiary: evidence from deep-sea sediments [J]. Geology, 1982, 10(9): 451-454. doi: 10.1130/0091-7613(1982)10<451:WCDACD>2.0.CO;2
    [67]

    Kennett J P. Paleo-oceanography: global ocean evolution [J]. Reviews of Geophysics, 1983, 21(5): 1258-1274. doi: 10.1029/RG021i005p01258
    [68]

    Hein J R, Mizell K, Koschinsky A, et al. Deep-ocean mineral deposits as a source of critical metals for high- and green-technology applications: comparison with land-based resources [J]. Ore Geology Reviews, 2013, 51: 1-14.
    [69]

    Conrad T, Hein J R, Paytan A, et al. Formation of Fe-Mn crusts within a continental margin environment [J]. Ore Geology Reviews, 2017, 87: 25-40. doi: 10.1016/j.oregeorev.2016.09.010
    [70]

    Usui A, Nishi K, Sato H, et al. Continuous growth of hydrogenetic ferromanganese crusts since 17 Myr ago on Takuyo-Daigo Seamount, NW Pacific, at water depths of 800-5500m [J]. Ore Geology Reviews, 2017, 87: 71-87. doi: 10.1016/j.oregeorev.2016.09.032
    • 相关文章
    • 施引文献(1)

  • 期刊类型引用(1)

    1. 徐欢，邓帅涛，唐玲，潘婷婷，马志军，高子靖，薛程. 基于卫星追踪技术分析崇明东滩越冬小天鹅迁徙路线及特征. 生态学杂志. 2025(01): 344-352 . 百度学术

    其他类型引用(0)

    • 资源附件(0)
图(9)  /  表(3)
计量
  • 文章访问数:  173
  • HTML全文浏览量:  29
  • PDF下载量:  28
  • 被引次数: 1
出版历程
  • 收稿日期:  2022-09-18
  • 修回日期:  2022-12-07
  • 网络出版日期:  2023-10-29
  • 刊出日期:  2023-10-27

目录

摘要
HTML全文

  • 1.   区域地质背景

  • 2.   数据来源与研究方法

  • 3.   菲律宾海已有钻探科学目标实现与重要科学问题进展

  • 3.1   菲律宾海已有钻探航次目标和基本认识

  • 3.1.1   深海钻探计划（DSDP）阶段
  • 3.1.2   大洋钻探计划（ODP）阶段
  • 3.1.3   综合大洋钻探计划（IODP）阶段
  • 3.1.4   大洋发现计划（IODP）阶段

  • 3.2   菲律宾海前沿地球科学问题

  • 3.2.1   花东海盆的年代和构造属性
  • 3.2.2   俯冲启动和岛弧形成过程
  • 3.2.3   菲律宾海板块的形成演化和板块重建
  • 3.2.4   海洋风成沉积及其古环境记录

  • 4.   科学目标实现与站位选择

  • 4.1   科学目标1—俯冲启动和岛弧早期演化

  • 4.2   科学目标2——板块演化与三联点岩浆作用过程

  • 4.3   科学目标3—西菲律宾海盆年代和古地磁

  • 4.4   菲律宾海钻探井位汇总

  • 5.   结论

参考文献(70)
相关文章
施引文献(1)
资源附件(0)

/

返回文章
返回
微信公众号 微信公众号
订购码 订购码

版权所有 © 《海洋地质与第四纪地质》编辑部    备案号：鲁ICP备15036216号-7

地址：山东省青岛市即墨区观山路596号    邮编：266237    联系电话：0532-85755823    E-mail：hydzdsjdz@163.com

本系统由北京仁和汇智信息技术有限公司开发 技术支持： info@rhhz.net 百度统计