周 宇 , 蔣富清 , 徐兆凱 , 方海超 , 張 晉 李安春

(1. 中國科學院海洋研究所, 山東 青島 266071； 2. 中國科學院 海洋地質與環(huán)境重點實驗室, 山東 青島 266071；3. 中國科學院大學, 北京 100049； 4. 海洋國家實驗室海洋地質過程與環(huán)境功能實驗室, 山東 青島 266061)

深海沉積物中的風成沉積敏感地記錄了地質歷史時期大氣環(huán)流和風塵源區(qū)的古氣候狀況, 提供了風塵源區(qū)古氣候變化的重要線索[1-4]。帕里西-維拉海盆處在盛行西風帶的下風向, 并受東亞季風的影響[5],對亞洲大陸古氣候變化極其敏感, 其風成沉積為研究亞洲大陸的古氣候變化提供了良好載體。

放射性成因的 Sr、Nd同位素[6-7]研究結果表明帕里西-維拉海盆及北部的四國海盆中沉積物主要是亞洲大陸風塵物質以及周圍海脊和島弧的火山物質；沉積物黏土礦物證據[8-9]表明研究區(qū)沉積物中伊利石主要來源于亞洲風塵, 蒙皂石則源于火山物質的蝕變； 深海黏土粒度和稀土元素的綜合研究[10]證明研究區(qū)沉積物受風塵輸入陸源物質的影響； 海盆內的鐵錳結殼[11]和層狀硅藻席[12]也記錄了風塵的輸入。以上研究均表明帕里西-維拉海盆存在著風塵沉積,但是對于沉積物中風塵組分的粒度組成和分布特征,風塵組分的含量, 及其所蘊含的古氣候意義等, 目前仍缺乏系統(tǒng)研究。

由于沉積物的粒度對大氣環(huán)流系統(tǒng)的變化比較敏感, 因此常被用于重建第四紀以來季風和西風環(huán)流系統(tǒng)的強度和演化過程[1-2,13-17]。海洋沉積物往往是多種物源或動力過程混合的產物, 它的粒度頻率分布曲線表現(xiàn)為多峰、連續(xù)光滑的特征, 其分布函數(shù)可以表示為各組分原型函數(shù)與其百分比乘積的和函數(shù)[13-14,18]。西北太平洋的風塵沉積一般都經歷了長距離的搬運, 具有相似的粒度分布特征[2], 據此可定性識別出風塵組分。選擇合適的原型函數(shù)來擬合粒度頻率分布函數(shù)可以定量獲取單一粒度組分(如風塵)的信息[13-16]。Weibull分布函數(shù)由于自由度較大且可塑性較強, 可作為沉積物粒度分布的原型函數(shù),從而獲得不同端元的粒度組分的特征(如眾數(shù)值、分布范圍和含量等)[13-16], 進而用于探討各端元組分的沉積學意義。這一方法已被成功地應用于中國黃土中不同成因組分的分離和判別[13-16], 獲得了亞洲大陸古氣候變化的信息[15-16]。

迄今對帕里西-維拉海盆沉積物粒度的研究工作較少, 徐兆凱等[10]利用近代深海黏土粒度作為輔助手段探討了海盆沉積物特征和物質來源； 明潔[9]運用粒徑-標準偏差法分離出的敏感粒級組分研究了海盆內底流的活動； 孟慶勇[19]闡述了帕里西-維拉海盆全樣沉積物的粒度分布特征。但是, 對于研究區(qū)沉積物中不同粒級組分代表的物源信息, 以及它們在古氣候研究中的意義缺乏系統(tǒng)研究。

本文對西北太平洋帕里西-維拉海盆近 2 Ma以來的一個沉積剖面中碎屑組份的粒度進行了分析,通過Weibull分布函數(shù)進行了不同端元的分離, 探討了端元組分的物質來源及其貢獻, 進而通過不同粒級和端元組分的含量變化, 探討了其古氣候意義。

1 區(qū)域地質背景

帕里西-維拉海盆是西北太平洋的一個弧后盆地(圖 1), 東鄰西馬里亞納海脊, 北接四國海盆, 西部是九州-帕勞海脊, 南部是復雜的島弧、海溝和斷裂帶系統(tǒng)[8-9,19]。以中部的帕里西-維拉裂谷為界, 海盆東部地形平緩, 西部則很不平坦。海盆的擴張于12 Ma前停止[20], 第四紀以來處在緩慢的沉降中[21]。

海底沉積物主要為黃褐色、紅褐色或褐色遠洋黏土[8-9,19]。由于海盆普遍位于CCD以下, 所以不含鈣質組分, 部分站位含較豐富的硅藻、放射蟲及硅質海綿骨針[8-9,12,19]。海盆內普遍存在火山成因物質和鐵錳結殼(核)[8-9,11,19]。

圖1 采樣點地理位置圖Fig.1 Geological map of the study area and the sampling site

帕里西-維拉海盆最主要的表層洋流——北赤道流, 是低緯度地區(qū)長期盛行的東北信風所產生的風海流, 受地轉偏向力的影響, 在 10°～20°N 之間自東向西流動[22]。在四國海盆和帕里西-維拉海盆里呈逆時針流向的南極底層水[23]是海盆內最主要的底層流。

2 材料和方法

本文的研究樣品(PV090102孔)取自西北太平洋帕里西-維拉海盆西部。由中國科學院海洋研究所的“科學一號”考察船于2003年用重力取樣器采集(圖 1)。柱狀樣總長度為388 cm, 取樣水深4 350 m。沉積物主要由黃褐色黏土組成, 并含紅褐色與褐色黏土夾層。沉積物涂片分析表明, 長英質礦物含量普遍在80%以上[8-9,19], 其次為自生礦物和火山玻璃, 含少量硅藻和放射蟲。

柱狀樣年代學框架采用孟慶勇古地磁分析結果[19],其它層位年代學數(shù)據利用線性內插與外推計算獲得。古地磁分析結果表明該孔記錄了帕里西-維拉海盆近2 Ma的沉積歷史[19]。由于底部樣品取樣時擾動較大, 因此僅對上部378 cm的樣品進行了研究。每隔 4 cm取樣, 共計取樣 108個(其中 13個重復樣),用于粒度分析。

為了獲得沉積物中的碎屑組分, 通過順序淋濾方法, 依次去除海鹽, Fe-Mn氧化物和氫氧化物[11]、生物硅[12]和有機質。具體方法為[24]： (1)稱取全樣約200 mg, 用超純水洗鹽兩次； (2)加入0.25 mol/L 鹽酸羥胺10 mL, 室溫下在搖床上震蕩(速度為125 r/min)反應12 h, 然后離心, 倒去上清液, 用超純水反復清洗3次； (3)加入1 mol/L NaOH 10 mL, 室溫下在搖床上震蕩(速度為125 r/min)反應12 h, 離心后倒去上清液, 用超純水反復清洗3次； (4)加5% H2O210 mL,室溫下在搖床上震蕩(速度為125 r/min)反應12 h, 離心后倒去上清液, 用超純水反復清洗3次, 最終獲得碎屑組分。最后加六偏磷酸鈉(0.05 mol/L)2.5 mL分散樣品, 以用于上機測試碎屑組分的粒度組成。

粒度分析是在中國科學院海洋研究所海洋地質與環(huán)境重點實驗室使用 Cilas-940L型激光粒度儀完成。該粒度儀的測試范圍為0.3～2 000 μm, 粒度間距Φ為1/4, 重復測量的相對誤差小于2%。沉積物粒度參數(shù)采用McManus矩法公式[25]計算得出。

粒度組分分離使用Sediment Component Analysis 2.0軟件完成[13-16]。其原理是利用Weibull分布函數(shù)對實測粒度數(shù)據進行擬合, 以擬合殘差最小為目標, 從數(shù)學上分離出不同的粒級組分[13-16]。本文所有數(shù)據擬合殘差在0.7～1.65之間, 平均為1.12。

3 結果

PV090102孔沉積物中碎屑組分的粒度分析結果如圖2所示, 其中粗、細組分眾數(shù)粒徑和百分含量由Weibull分布函數(shù)擬合所得。碎屑組分主要由黏土組成, 其次為粉砂； 粒度總體較細, 平均粒徑變化范圍為3～3.4 μm, 平均為3.2 μm。近2 Ma以來, 碎屑組分的粒度參數(shù)隨深度增加呈現(xiàn)出規(guī)律性變化, 2～0.5 Ma(約116 cm 處), 碎屑組分的平均粒徑逐漸減小,黏土的含量逐漸增加, 粉砂的含量逐漸減少； 0.5 Ma以來的變化則相反, 平均粒徑逐漸增加, 黏土的含量逐漸減少, 而粉砂的含量逐漸增加。

圖2 PV090102孔碎屑組分粒度組成和分布Fig.2 Grain size composition and distribution of detrital sediment for core PV090102

PV090102孔碎屑組分的粒度頻率曲線如圖3所示(典型樣品： 124～126 cm, 圖中還分別給出了碎屑組分的Weibull擬合曲線和組成它的兩個組分的分布曲線)。近2 Ma以來, 幾乎所有樣品中碎屑組分的粒度頻率分布都具有雙峰(雙眾數(shù))特征, 呈負偏態(tài)。粒徑總體分布范圍為0.5～32 μm。

圖3還示出利用 Weibull分布函數(shù)對實測粒度數(shù)據擬合后的結果。從圖3中可以看出, PV090102孔碎屑組分雙峰態(tài)的粒度分布曲線可以分解為兩條不同曲線。其中細粒組分粒度分布在0.5～16 μm之間, 它的平均粒徑和與之相近的眾數(shù)粒徑范圍約為1.7～2.4 μm(平均約為2 μm), 在碎屑組分中的含量一般在60%～90%(圖2), 這一組分的基本特征是粒度細、粒度分布范圍較窄, 且含量較高(圖3)。粗粒組分的粒度大致分布在1.6～32 μm之間, 其平均粒徑和與之相近的眾數(shù)粒徑范圍約為8.2～13.7 μm(平均在10 μm 左右), 其含量占碎屑組分的10%～40%(圖2), 粗粒組分的基本特征是粒度粗、峰較扁平、分布峰度低且有著更寬的分布范圍(圖3)。

圖3 PV090102孔一個典型樣品的粒度頻率曲線Fig.3 Frequency curve of one typical sample from core PV090102

4 討論

4.1 物源分析

對于一個沉積體系, 雙峰態(tài)的粒度分布可能是由兩種原因造成的, 一是兩種不同來源物質的混合,二是同一物源但不同動力條件作用的結果[26]。基于Rb-Sr和Nd同位素研究結果, 帕里西-維拉海盆[6]及其西部的西菲律賓海盆[24]和北部的四國海盆[7]沉積物是由同位素特征截然不同的兩種來源物質的二端元混合物, 一是古老的亞洲大陸來源的風塵, 另一個是新生島弧來源的火山物質。因此我們推測PV090102孔沉積物中碎屑組分的粒度雙峰是由于亞洲大陸風塵物質和周圍海脊及島弧的火山物質這兩種不同的物質來源的混合造成的, 而并非同一物源在不同動力條件下作用的結果, 兩個峰分別代表了這兩個不同來源的端元組分。

我們利用Weibull 分布函數(shù)獲得的PV090102孔碎屑組分細粒端元的組分粒度分布范圍在 0.5～16 μm,眾數(shù)為2 μm左右, 這與北太平洋風塵沉積的粒度組成和分布特征非常類似[2](圖4, PV090102樣品： 312～314 cm, 北太平洋風塵樣品： ODP885/886孔[2], 圖例中的數(shù)據為各組分眾數(shù)粒徑, 圖中還分別給出了碎屑組分的Weibull擬合曲線和組成它的兩個組分的分布曲線)。孫東懷等[14]通過 Weibull分布函數(shù)對中國黃土雙峰態(tài)的粒度分布進行了定量分離, 認為中國黃土中粗粒組分是短距離懸移組分, 通常搬運距離不超過1 000 km, 主要是由低空環(huán)流系統(tǒng)——東亞季風搬運的, 而細粒組分是長距離懸移的產物, 是由高空環(huán)流系統(tǒng)——西風帶搬運的, 其分布特征與日本海、北太平洋風塵的粒度分布類似。盡管北太平洋中部遠離亞洲大陸, 但其中的陸源組分被認為主要來源于亞洲大陸的風成沉積, 通過西風急流被搬運至北太平洋, 由于是長距離搬運的產物, 其粒度組成很少大于 16 μm[2]。帕里西-維拉海盆距離亞洲大陸粉塵源區(qū)超過 3 000 km, 缺少河流來源的沉積物[27], 細粒端元的粒度組成與北太平洋中部沉積物相似, 說明PV090102孔沉積物中的細粒組分主要是亞洲大陸風塵物質。研究區(qū)內黏土礦物分析結果也表明, 黏土粒級組分主要是由亞洲風塵來源的伊利石組成[8-9], 這有力地證明細粒端元主要來源于亞洲風塵。此外, Weibull函數(shù)分離結果表明, 細粒端元組分在碎屑中的百分含量在 60%～90%, 說明碎屑組分中大部分物質來源于亞洲大陸風塵, 這與本孔黏土礦物的半定量分析結果一致[8]。

由于依據放射性成因的 Rb-Sr同位素的證據已經證明該海區(qū)的碎屑組分除了亞洲大陸風塵外, 還有一個火山物質端元[6], 因此我們判斷, 經過Weibull分布函數(shù)擬合后分離出的粗粒端元主要代表了來自周圍島弧和海脊的火山物質。研究區(qū)內沉積物涂片鑒定結果也顯示, 除風塵組分的細粒長英質礦物外, 碎屑組分中還普遍含有部分粗?；鹕讲Ａ8-9,19],這進一步證明粗粒端元主要來自于火山物質。

圖4 PV090102孔碎屑組分和北太平洋風塵粒度分布特征對比Fig.4 Comparison of grain-size distribution characteristics between PV090102 detrital sediment and Aeolian dust from the northern Pacific Ocean

4.2 古氣候意義

根據物源分析和 Weibull分布函數(shù)的擬合結果(圖4), 可以判斷＜2 μm組分主要來源于亞洲大陸的風塵, ＞10 μm 組分主要來源于火山島弧和海脊。PV090102孔＜2 μm組分百分含量在2～0.5 Ma呈逐漸增加的趨勢, 而＞10 μm火山組分百分含量的變化則與其相反, 呈逐漸減少的趨勢, 表明此階段東亞大陸風塵物質對碎屑組分的貢獻逐漸增強, 而火山物質的貢獻則相對減弱。沉積物中反映低矯頑力磁性礦物(如磁鐵礦)和高矯頑力磁性礦物(如赤鐵礦)含量相對比例的參數(shù) S300[19](圖 5)和黏土礦物伊利石[8-9]的證據表明, 近 2 Ma以來帕里西-維拉海盆沉積物中源于亞洲大陸的風塵物質輸入逐漸增加。這與中國靈臺黃土粉塵堆積速率[28]和北太平洋中部風塵通量[3]以及黃土石英粒徑(相對于趙家川黃土剖面進行標準化)[17]的變化趨勢一致(圖5)。近2 Ma來黃土粉塵堆積速率及北太平洋風塵通量的增加反映了亞洲內陸干旱化趨勢的增加[3,28], 而黃土高原石英平均粒徑的增大表明東亞大氣環(huán)流系統(tǒng)的強度逐漸增強[17]。通過以上對比分析, 我們認為PV090102孔粒度組分中＜2 μm 粒級含量的變化對這一時期東亞氣候變化具有明顯的響應, 很好的指示了源區(qū)干旱化強弱以及東亞大氣環(huán)流系統(tǒng)強度的變化, 因此可以作為亞洲大陸古氣候狀況的一個示蹤指標。

圖5 PV090102孔各粒級組分百分含量和S300比值, 黃土石英平均粒徑, 黃土堆積速率和北太平洋ODP885/886孔風塵通量對比Fig.5 Comparison between grain-size populations and S300 of core PV090102, mean grain-size of loess quartz, mass accumulation rate of Chinese loess and eolian dust flux of core ODP 885/886 in the North Pacific

黃土石英粒徑[17]變化曲線顯示最近0.5 Ma東亞大氣環(huán)流系統(tǒng)的強度明顯增強(圖 5)。黃土高原的粉塵堆積速率[5,16,28]和北太平洋風塵通量[1,3-4]等結果表明最近0.5 Ma亞洲內陸干旱化程度進一步加劇(圖5), 這一演化趨勢在黃土高原孢粉的演化中也存在記錄[29]。此外, 前人對PV090102孔S300比值[19]以及帕里西-維拉海盆西部本哈姆隆起風塵通量[30]的研究結果也證實了0.5 Ma以來亞洲大陸風塵物質輸入的增加以及東亞大氣環(huán)流強度的增強。與之矛盾的是0.5 Ma以來PV090102孔碎屑組分中＜2 μm的風塵組分逐漸減少, 而＞10 μm的火山組分逐漸增加(圖 5), 這表明本階段內亞洲大陸風塵對碎屑組分的相對貢獻逐漸減少, 而火山物質的貢獻卻逐漸增加,與 Asahara等[6]利用 Sr同位素比值計算出的西北太平洋風塵物質的相對百分含量變化趨勢一致。我們認為產生這一現(xiàn)象可能有兩個原因, 其一： 仔細對比 PV090102孔細粒組分的眾數(shù)粒徑, 可以發(fā)現(xiàn) 0.5 Ma來以來細粒組分的眾數(shù)粒徑(平均 2.18 μm)較2～0.5 Ma(平均 2.09 μm)有增大的趨勢(圖 2), 這與黃土石英粒徑的變化一致, 很可能說明由于0.5 Ma來東亞大氣環(huán)流強度的進一步增強, 導致了風塵組分粒度增加, 從而使＜2 μm 粒級組分含量降低。然而,由于帕里西-維拉海盆遠離風塵源區(qū), 這種由于風力增強而導致的沉積物粒度增加十分有限。其二： 這可能與這一時期西太平洋火山活動的增強有關。構造學和巖石學證據[31]表明位于帕里西-維拉海盆北部四國海盆以東的伊豆-小笠原海脊在本階段存在明顯的火山活動。中更新世以來, 全球氣候變冷, 活動性逐步增強南極底層水[9,32]不僅能攜帶更多物質進入研究區(qū), 還可以加強對周圍海脊的剝蝕, 使得輸入帕里西-維拉海盆的火山物質增加, 導致了碎屑組分中粗粒組分(＞10 μm)的含量增加, 從而使得＜2 μm的風塵組分的相對含量降低。此外, 由于 PV090102孔中的風塵組分的分布范圍是0.5～16 μm, 因此＜2 μm的風塵組分并不代表從亞洲大陸輸入到研究區(qū)的所有風塵組分, ＜2 μm 風塵組分相對含量的減少,并不意味著亞洲風塵輸入的減弱； 相反, 正如上文所述0.5 Ma以來細粒組分(＜2 μm)的減少恰是對亞洲大氣環(huán)流增強, 從而帶來更多粗粒風塵物質的一種響應。

因此, PV090102孔中的不同粒度組分近2 Ma以來的變化規(guī)律, 不僅記錄了大氣環(huán)流狀況及亞洲大陸干旱歷史, 同時還指示了西太平洋火山活動的強弱和火山物質的輸入歷史。

5 結論

本文分析了 PV090102孔沉積物中碎屑組分的粒度特征, 得出了如下結論。

1) 近2 Ma以來PV090102孔沉積物的粒度頻率分布呈雙峰負偏態(tài)分布特征, 兩個峰分別代表不同的物源。利用Weibull分布函數(shù)對實測粒度數(shù)據進行擬合, 分離出粗、細兩個不同的端元組分, 其中細粒端元的眾數(shù)約為2 μm, 代表來自亞洲大陸的風塵組分, 它的碎屑組分中的含量在 60%～90%, 是碎屑組分的主要物質來源； 而粗端元的眾數(shù)在 10 μm 左右,主要是來自于周圍海脊和島弧的火山物質。

2) PV090102孔中不同粒度組分不僅記錄了近2 Ma以來亞洲大陸干旱化程度和東亞大氣環(huán)流系統(tǒng)增強的趨勢, 還指示了0.5 Ma以來更多火山物質的輸入,為研究第四紀以來東亞大氣環(huán)流系統(tǒng)的強弱和路徑、亞洲大陸干旱歷史以及西北太平洋火山活動歷史提供了長時間序列的示蹤指標。

致謝：本文粒度數(shù)據的Weibull分布函數(shù)擬合是蘭州大學西部環(huán)境教育部重點實驗室孫東懷教授幫助分析的, 在此深表感謝?！翱茖W一號”科考船上的全體科學家和船員在樣品采集過程中付出了辛勤勞動； 中國科學院海洋研究所王紅莉實驗師在粒度分析中給予了大力支持和幫助, 在此一并致謝。

[1] Rea D K. The paleoclimatic record provided by eolian deposition in the deep sea： The geologic history of wind [J]. Reviews of Geophysics, 1994, 32(2)：159-195.

[2] Rea D K, Hovan S A. Grain size distribution and depositional processes of the mineral component of abyssal sediments： Lessons from the North Pacific [J].Paleoceanography, 1995, 10(2)： 251-258.

[3] Rea D K, Snoeckx H, Joseph L H. Late Cenozoic eolian deposition in the North Pacific： Asian drying, Tibetan uplift, and cooling of the northern hemisphere[J].Paleoceanography, 1998, 13(3)： 215-224.

[4] Hovan S A, Rea D K, Pisias N G, et al. A direct link between the China loess and marine δ18O records：aeolian flux to the north Pacific [J].Nature, 1989,340(27)： 296-298.

[5] An Z. The history and variability of the East Asian paleomonsoon climate [J]. Quaternary Science Reviews,2000, 19(1)： 171-187.

[6] Asahara Y, Tanaka T, Kamioka H, et al. Provenance of the north Pacific sediments and process of source material transport as derived from Rb-Sr isotopic systematic [J]. Chemical Geology, 1999, 158(3)：271-291.

[7] Mahoney J B. Nd and Sr isotopic signatures of fine-grained clastic sediments： A case study of western Pacific marginal basins [J]. Sedimentary Geology, 2005,182(1)： 183-199.

[8] 靳寧. 帕里西維拉海盆西北部海域黏土礦物分布特征研究[D]. 青島： 中國科學院海洋研究所, 2006.

[9] 明潔. 東菲律賓海帕里西維拉海盆第四紀沉積特征和物質來源及其古環(huán)境意義[D]. 青島： 中國科學院海洋研究所, 2013.

[10] Xu Z K, Li A C, Jiang F Q, et al. Geochemical character and material source of sediments in the eastern Philippine Sea[J]. Chinese Science Bulletin,2008, 53(6)： 923-931.

[11] Xu Z K, Li A C, Jiang F Q, et al. Paleoenvironment evolution of the East Philippine Sea recorded in the new-type ferromanganese crust since the terminal Late Miocene [J]. Science in China Series D： Earth Sciences,2007, 50(8)： 1179-1188.

[12] 熊志方, 李鐵剛, 翟濱, 等. 低緯度西太平洋末次冰期Ethmodiscus rex硅藻席粘土礦物特征及形成機制啟示[J]. 地球科學—中國地質大學學報, 2010,35(4)： 551-562.

[13] Sun D H, Bloemendal J, Rea D K, et al. Grain-size distribution function of polymodal sediments in hydraulic and aeolian environments, and numerical partitioning of the sedimentary components [J].Sedimentary Geology, 2002, 152(3)： 263-277.

[14] 孫東懷. 中國黃土粒度的雙峰分布及其古氣候意義[J]. 沉積學報, 2000, 18(3)： 327-335.

[15] Sun D H, An Z, Su R, et al. Eolian sedimentary records for the evolution of monsoon and westerly circulations of northern China in the last 2.6 Ma [J]. Science in China Series D： Earth Sciences, 2003, 46(10)：1049-1059.

[16] 孫東懷, 鹿化煜. 晚新生代黃土高原風塵序列的粒度和沉積速率與中國北方大氣環(huán)流演變[J]. 第四紀研究, 2007, 27(2)： 251-262.

[17] Sun Y, Clemens S C, An Z, et al. Astronomical timescale and palaeoclimatic implication of stacked 3.6-Myr monsoon records from the Chinese Loess Plateau [J].Quaternary Science Reviews, 2006, 25(1)： 33-48.

[18] Ashley G M. Interpretation of polymodal sediments [J].The Journal of Geology, 1978, 411-421.

[19] 孟慶勇. 西太平洋特定海域沉積物的地磁場相對強度研究[D]. 青島： 中國科學院海洋研究所, 2009.

[20] Okino K, Ohara Y, Kasuga S, et al. The Philippine Sea：new survey results reveal the structure and the history of the marginal basins [J]. Geophysical Research Letters, 1999, 26 (15)： 2287-2290.

[21] Scott R, Kroenke L. Evolution of back arc spreading and arc volcanism in the Philippine Sea： Interpretation of Leg 59 DSDP results [J]. Geophysical Monograph Series, 1980, 23： 283-291.

[22] 張弦, 俞慕耕, 江偉, 等. 菲律賓海及其鄰近海區(qū)的水文特征[J]. 海洋通報, 2004, 23(1)： 8-14.

[23] Lee I, Ogawa Y. Bottom current deposits in the Miocene-Pliocene Misaki Formation, Izu forearc area,Japan [J]. Island Arc, 1998, 7(3)： 315-329.

[24] Jiang F, Frank M, Li T, et al. Asian dust input in the western Philippine Sea： Evidence from radiogenic Sr and Nd isotopes [J]. Geochemistry, Geophysics,Geosystems, 2013, 14(5)： 1538-1551.

[25] McManus J. Grain size determination and interpretation[C]//Tucker M. Techniques in Sedimentology, Oxford,U K： Blackwell Scientific Publications, 1988： 63-85.

[26] Visher G S. Grain size distributions and depositional processes [J]. Journal of Sedimentary Petrology, 1969,39(3)： 1074-1106.

[27] 徐兆凱, 李安春, 李鐵剛, 等. 東菲律賓海表層沉積物常量元素組成及地質意義[J]. 海洋地質與第四紀地質, 2010, 30 (6)： 43-48.

[28] Sun Y, An Z. Late Pliocene Pleistocene changes in mass accumulation rates of eolian deposits on the central Chinese Loess Plateau [J]. Journal of Geophysical Research,2005, 110(D23101), doi： 10.1029/2005JD006064.

[29] Wu F L, Fang X M, Ma Y Z, et al. Plio-Quaternary stepwise drying of Asia： evidence from a 3-Ma pollen record from the Chinese Loess Plateau [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2007, 257(1)： 160-169.

[30] Jiang F Q, Frank M, Li T G, et al. A dustier world since MIS12 inferred from Sr and Nd Isotopes of sediments in the Western Philippine Sea[J]. Mineralogical Magazine, 2013, 77(5)： 1387.

[31] Taylor B. Rifting and the volcanic-tectonic evolution of the Izu-Bonin-Mariana arc[C]//Taylor B, Fujioka K,Janecek T R, et al. Proceeding of the Ocean Drilling Program, Scientific Results (126). College Station, TX：Ocean Drilling Program, 1992： 627-651.

[32] 黃永祥. 多金屬結核的分布規(guī)律[M].北京： 地質出版社, 1992.