中太平洋与麦哲伦海山富钴结壳中分子化石和
碳同位素地球化学及其古海洋对比研究
武光海，张海生，李雪富，刘捷红，张宏
(国家海洋局第二海洋研究所，国家海洋局海洋生态系统和生物地球化学重点实验室，浙江 杭州，310012)
摘要：在中太平洋海山和西太平洋麦哲伦海山的富钴结壳中检出分子化石正构烷烃和类异戊二烯烃，根据分子组合特征指数：主峰碳MH，Σn(C23-)/Σn(C24+)，n(C31)/n(C17)、(n(C15)+n(C17)+n(C19))/(n(C27)+n(C29)+n(C31))、CPI、Paq、Pr/n(C17)和Ph/n(C18)，其分子组合特征表明富钴结壳中原生有机质主要来自于沉水/漂浮水生大型植物和菌藻类，并混有少量陆源物质；有机碳同位素同样也指示了海洋水生生物的碳同位素特征。研究表明：中太平洋海山与麦哲伦海山相比受陆源物质影响较小。中太平洋海山和西太平洋麦哲伦海山富钴结壳的新壳层Pr/Ph均大于疏松层和老壳层，显示结壳生长后期海水的氧化性增强；麦哲伦海山结壳疏松层的Pr/Ph最低，揭示中间疏松层形成时期的海水氧化程度最低；中太平洋结壳的Pr/Ph值总体上均比麦哲伦结壳的大，表明结壳生长初期和生长过程中，中太平洋海山的海水氧化性要比麦哲伦海山的强。CM3D06结壳从底层到最外层有机碳同位素发生了很大变化，结壳中有机碳同位素组成变化与结壳生长过程中的海洋环境气候变化相符合：富钴结壳生长前期δ13C组成由正变负，对应全球气候变冷，南极底层流向太平洋挺进；而富钴结壳生长后期δ13C逐渐偏正，与全球气候变暖和南极底层流萎缩相关联，即结壳δ13C值偏正。
关键词：太平洋海山；富钴结壳；分子化石；碳同位素；古海洋学
中图分类号：P736.4 文献标志码：A 文章编号：1672-7207(2011)S2-0099-09
A comparative study of molecular marker and carbon isotope from Mid-Pacific seamount and Magellan seamount Co-rich crusts and their paleoceanography
WU Guang-hai, ZHANG Hai-sheng, LI Xue-fu, LIU Jie-hong, ZHANG Hong
(Key Laboratory of Marine Ecosystem and Biogeochemistry of State Oceanic Adiministration,
Second Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Hangzhou 310012, China)
Abstract: In the molecular markers, n-alkanes and isoprenoid(pristine and phytane)，were detected from the Mid-Pacific and western Pacific Magellan seamount Co-rich crusts(hereafter for short as crusts). Some molecular indices are main peak carbon MH, Σn(C23-)/Σn(C24+), n(C31)/n(C17), (n(C15)+n(C17)+n(C19))/(n(C27)+n(C29)+n(C31)), CPI, Paq, Pr/n(C17) and Ph/n(C18), which indicate that the original organic matters are mainly from the sinking or floating hydrophily macrophytes and homonemeaes with little terrigenous matters. The organic carbon isotope (δ13C) characteristics of marine hydrobios were also revealed. The results also show that the mid-Pacific seamounts are less affected by the terrigenous matters than that of the Magellan seamounts. The Pr/Ph ratios of the younger crust layers were higher than those of the older crust layers and middle loosen crust layers both on the Mid-Pacific seamounts and western Pacific Magellan seamounts, indicating the oxidation degree of seawater were enhanced in the late period of the formation of crust. The lowest Pr/Ph ratios, in the loosen crust layers of the Magellan seamount showed that the oxidation degree of seawater is the lowest at that time. The Pr/Ph ratios of the crust on Central Pacific seamounts are higher than those of crust on Magellan seamounts in general, which shows that the seawater oxidation degree of mid-Pacific is stronger than that of Magellan seamount during the crust formation history. The results also show that CM3D06’s organic carbon isotopes had undergone great changes from the bottom to the outer, and the changes of the organic carbon isotopes of crust are consistent with the changes of marine environment and climate during the growth of the crust. In the early period of the growth of the crusts, the δ13C changes from positive to negative, corresponding to the global cooling and the Antarctic bottom water flowing into the Pacific. In the late period of the growth of the crust, the δ13C turns positive gradually, corresponding to the global warming and the shrinkage of the Antarctic bottom water.
Key words: Mid-Pacific seamounts; Co-rich crusts; molecular marker; carbon isotopes of organic matter δ13C; paleoceanography
以往的古海洋学研究多以海洋湖泊沉积物岩芯为对象，但由于其沉积速率快(通常认为比结壳生长速率快千倍)，导致研究的时间尺度往往较短，而要获得时间尺度大的沉积物岩芯，其技术及采样成本均很高。富钴结壳与沉积物岩芯相比，采样方便，成本较低。富钴结壳在海底基岩上以几mm/Ma 的速率缓慢生长，并记录了结壳成矿环境、物质来源、古大洋环流、古海洋生产力、古气候变迁以及这些变化的相互作用与相互联系，从而将结壳的生长与古海洋环境乃至全球变化联系起来[1-4]。此外，地球化学研究表明：富钴结壳受外界扰动少，基本上在生长后保持封闭系统，因而使它成为古海洋学和全球变化研究的较理想“化石”，可用于研究百万年级至千万年级的变化。利用有机地球化学的方法对富钴结壳潜在古海洋学的研究才刚刚起步。胡文瑄等[5]对太平洋中部锰结核及洋底软泥中的有机质进行了研究，结果显示结核生长形成在典型低成熟烃类特征的沉积环境中；史跃中等[6]通过对中太平洋海山富钴结壳中痕量有机物的碳同位素组成进行研究，探讨了富钴结壳生长与海洋环境变化之间的关系；曹振华等[7]利用GC-MS对西太平洋富钴结壳的分子化石进行检测，发现结壳的表层和核部均存在不可辨别的复杂化合物(UCM)，探讨了富钴结壳成矿过程中微生物作用的指示意义。
本文作者运用分子有机地球化学方法，研究麦哲伦海山和中太平洋海山的富钴结壳样品，通过对样品中的分子化石(正构烷烃和类异戊二烯烷烃)、有机碳(TOC)、有机碳同位素(δ13C)、可溶有机质组成的分析与对比研究，探讨富钴结壳组成与生长环境之间的关系，以及有机质在结壳形成过程中所起的作用，并和同时期的古海洋事件相联系，推测结壳形成时的古海洋环境和气候演变。
1 样品采集与实验方法
1.1 样品采集
富钴结壳是一种结构疏松的“壳状”固结沉积物，厚度一般为几mm至十几cm，主要存在于太平洋水下平顶海山斜坡上。本研究的富钴结壳样品取自2003年大洋DY105-12,14航次，KXD28样品取自中太平洋海山(176°38′03″E，22°13′10″N)，水深为1 575 m；KM1D03样品取自麦哲伦海山(153°06′05″E，20°25′30″N)，水深为2 490 m。MP2001-01柱样取自2002年大洋DY105-11航次，位于中太平洋海山附近(177°42′20″W，10°35′06″N)，水深为5 102 m。样品采集位置如图1所示。
1.2 样品描述
图2所示为KXD28和KM1D03结壳样品分层和各层间距。富钴结壳KXD28(图2(a))和KM1D03(图2(b))均具有典型的3层层状构造，最下层覆盖在基底层(基岩)上。上层为致密型结壳，呈褐黑色，致密块状，硬度较大，较纯净，含杂质少，光泽度好；中层为疏松型结壳，呈灰黑色，裂隙和孔洞多，含大量灰白色、褐黄色斑点或斑块状的沉积物杂质；下层为致密型结壳，呈亮黑色，致密块状，组成纯净，沉积物杂质少，断口呈贝壳状，具有强金属光泽，硬度较大。结壳样品的物理描述见表1。
1.3 实验方法
KXD28结壳取5层进行实验分析(图2(a))；KM1D03结壳取7层进行实验分析(图2(b))。
1.3.1 分子化石(生物标志物)提取
结壳样品粉碎至0.15 mm，称样品质量12.0~20.0 g，用滤纸(经抽提)包样，采用二氯甲烷和甲醇(分析纯、全玻璃系统二次蒸馏、体积之比3:1)提取72 h，抽提水浴温度控制在60 ℃，回流速度为5~6次/h。将抽提物旋转蒸发至干，转移至已称好质量的2 mL细胞瓶内，干燥后称质量，即得到可溶有机质质量。族组分离：将抽提物加入石油醚，沉淀物为沥青质(重馏份)，可溶物再用硅胶－氧化铝层析分离(经抽提后的硅胶和氧化铝分别在180 ℃和250 ℃下活化12 h)，分别用正已烷，苯和甲醇淋洗分离出轻馏分饱和烃、重馏分芳烃和非烃类组分。对正构烷烃馏分浓缩至干2 cm3，用高纯氮气流吹干定容至1 cm3，进行GC分析。
图1 样品采集位置
Fig.1 Map of sampling sites
图2 KXD28和KM1D03结壳样品分层和各层间距
Fig.2 Layers and intervals between layers of KXD28 and KM1D03 crusts
表1 结壳样品的物理描述
Table 1 Characterization of Co-rich crusts
正构烷烃气相色谱分析条件：采用HP5890气相色谱仪，弹性石英毛细管柱(DB-5，30 m×0.25 mm内径、0.17 μm涂层厚度)。升温程序为：初始温度80 ℃，升温速率5 ℃/min，终止温度280 ℃，保持30 min。
1.3.2 有机碳同位素测定前处理
结壳样品研磨至0.15~0.18 mm。有机碳同位素分析需要对样品进行预处理，以去除无机碳酸盐。处理的方法为：将富钴结壳粉末样品放入100 mL玻璃烧杯中，加入5% HCl溶液50 mL，搅拌，浸泡24 h，离心分离并用蒸馏水洗4~5次，用AgNO3溶液检验无氯离子时为止。分析样品经过低温(60 ℃)烘干，保存于硅胶干燥器中。
有机碳同位素测定：称取处理后的3 mg样品，使用Thermo NE1112型C和N元素分析仪，经Conflo III与Delta Plus AD同位素质谱分析仪连接，在线进行样品分析。元素分析仪氧化炉温度为1 020 ℃，还原炉温度为650 ℃，填充柱温度为40 ℃。分别用USGS-24和GBW4408 标准物质对实验室钢瓶CO2进行标定。碳同位素以PDB国际标准为参考标准。实验室的测定精确度为±0.1‰(样品测试由国家海洋局海底科学重点实验室完成)。
2 结果和讨论
2.1 可溶有机质组成及成熟度
图3所示为富钴结壳中可溶有机质组成分布。富钴结壳中可溶有机质含量由大至小为：芳烃，饱和烃，非烃，且非烃的含量可达90%以上(图3)。这一结果显示，样品的饱和烃和芳烃含量较低，反映成熟度低即演化程度低。可能是因为埋藏较浅，有机质未大规模产烃，导致相对饱和烃含量低，极性馏分(非烃)所占比例大。结合正构烷烃CPI值，KXD28和KM1D03样品的CPI值显示具有典型低熟烃的特点。
图3 富钴结壳样品可溶有机质组成分布
Fig.3 Composition pie graph of soluble organic matters in Co-rich crusts
中太平洋海山KXD28样品中间壳层饱和烃含量大于芳烃和非烃，饱和烃含量在50%左右，表明这一时期的结壳成熟度较高。在结壳中发现的生物残体，表明洋底环境也具有比较丰富的生物生产量和较好的保存条件，在沉积物堆积比较厚的区域，可以为洋底生烃提供物质基础。从地质背景来看，结壳样品产于构造活跃、火山－岩浆作用强烈和热液活动频繁的地区，伴有大量火山碎屑和硅质软泥。因此，虽然洋底水温很低，但历史上曾经一次或多次发生过热事件，洋底温度曾经很高，从而使有机质在强大热流作用下发生热解而生烃，板块内部的低温热液活动等热事件也可能是生烃的重要热源，有机质在洋底深部热事件作用下的“瞬时”生烃是自然界中一种非常重要的生烃方式。实际上，现今大洋底部有成千上万的热点或热液活动区存在，有的正在发生着热液成矿作用[8]。
2.2 正构烷烃组合特征及物质来源
表2所示为结壳KXD28和KM1D03样品的正构烷烃组合特征指数，图4所示为样品正构烷烃的气相色谱图。现代分子有机地球化学的研究显示：高碳数的烃类分布范围在n(C25)~n(C35)(长碳链)，以C27和C29或C31为主峰碳，具有显著的奇偶优势[9-10] ，通常来源于陆源高等维管植物蜡质和针叶树起源的脂碎屑；低碳数的烃类分布范围在n(C13)~n(C21)(短碳链)，以n(C17)和n(C19)为主峰碳，无明显奇偶优势[11-12]，主要起源于海洋藻类的类脂物(藻类、浮游生物和细菌输入)；沉水/漂浮(非濒危)水生大型植物的正构烷烃分布以C21和C23或C25为主峰[13-14]，而水生大型生物中挺水(濒危)植物的正构烷烃分布类似于陆地高等植 物[14]；n(C17)/n(C31)和(n(C15)+n(C17)+n(C19))/(n(C27)+ n(C29)+n(C31) )值指示了水生和陆生植物的相对来 源[15]；陆生植物有机质的长链正构烷烃(C27+C29+C31)与藻类(水生)短链正构烷烃(C15+C17+C19)比值的相对变化可估算沉积物中原地源与异地源有机质的贡献 量[16]；n(C27)/n(C31)值能提供木本植物和草本植物相互变迁的信息[17]；CPI值在说明陆生高等植物对沉积物有机质的贡献方面具有明显的奇碳优势，其值一般大于5[18-19]，还可以说明直链烃的成岩作用程度，可以表示多少特征生物链被烃类保存。
结壳KM1D03样品碳数分布范围为n(C13)~ n(C35)，主峰碳为C20 和C29双峰群，结壳中层主峰碳为C20 和C23的单峰群，n(C23-)/n(C24+) 变化范围为0.78~2.72，CPI值分布在1.281 5~1.531 8之间，都不具有明显的奇碳优势，显示原生有机质主要来自于菌藻类和陆源高等植物。从结壳的3层结构来看，KM1D03样品n(C23-)/n(C24+)在新壳层和中间壳层的变化不大，变化范围为0.49~0.52，新壳层略高于中间壳层；老壳层的n(C23-)/n(C24+)较新壳层和中间壳层明显增大，表明来自大型水生植物的正构烷烃含量变化，可能记录了气候因素中温热和干冷的变化信息。
图4 结壳KXD28 和KM1D03样品正构烷烃分布气相色谱图
Fig.4 Gas chromatogram of n-alkanes in KXD28 and KM1D03 crusts
表2 KXD28样品和KM1D03样品正构烷烃组合特征
Table 2 n-alkanes assembling characteristics of KXD28 and KM1D03 crusts
KXD28富钴结壳样品碳数分布范围为n(C13)~n(C34)，主峰碳为C19 、C24、C25或C29，上层和中层为双峰群，中下层为单峰；低等菌藻类生物与高等植物的相对变化的轻重烃含量比n(C23-)/n(C24+)为0.37~2.92，显示原生有机质主要来自于菌藻类和陆源高等植物。从结壳的3层结构来看，KXD28样品新壳层的n(C23-)/n(C24+)最大，中间壳层次之，老壳层最小。结壳样品的碳优势指数CPI值在1.21~1.31之间变化，不具有明显的奇碳优势，表明有机质主要来源于水生生物，因为陆源高等植物具有明显的奇碳优势，中太平洋海山受陆源物质影响较小。结壳新壳层与矿区沉积物样品所反映的有机质来源相同[20]。该站位于低纬度太平洋中部，地处热带赤道带北侧，与大陆相距远、附近没有大河流入，一般只能在风的作用下把陆源物质带入大洋。中太平洋海山与麦哲伦海山相比受陆源物质影响较小。
为了更好地说明正构烷烃的海洋原生来源，引用Paq(Paq=(n(C23)+n(C25))/(n(C23)+n(C25)+n(C29)+n(C31)))，当Paq＜0.1时，表示陆源类脂物多；当Paq=0.1~0.4时，主要是濒危植物的输入；当Paq=0.4~1.0时，沉水/漂浮水生大型植物是主要的生物来源。KXD28样品的Paq值范围为0.62~0.70；KM1D03样品的Paq范围为0.52~0.85，这些特征显示研究样品中原生有机质主要来自于沉水/漂浮水生大型植物。
以麦哲伦海山KM1D03结壳样品为例，老壳层、疏松层和新壳层中n(C23-)/n(C24+)、n(C31)/n(C17)和(n(C15)+n(C17)+n(C19))/(n(C27)+n(C29)+n(C31))的变化规律如图5所示。n(C31)/n(C17)在中间疏松层开始增大，n(C23-)/n(C24+)和(n(C15)+n(C17)+n(C19))/(n(C27)+n(C29)+ n(C31))在中间疏松层减小，表明结壳疏松层生长时期陆源物质输入增加。这是由于疏松层在形成时结壳生长区位于东北信风带，北美和亚洲风尘的大量输入导致该疏松中大量陆源物质的存在，该疏松层的发育与风尘来源、海山移动轨迹有关[21]。从n(C23-)/n(C24+)、n(C31)/n(C17)和(n(C15)+n(C17)+n(C19))/(n(C27)+n(C29)+ n(C31))变化趋势来看，结壳生长后期海洋生物生产力降低。此前的研究结果也证明结壳生长晚期的生物生产率和海洋环境能量都低于结壳生长早、中期。结壳中生物印模量也与表层海水的生物生产率相关，崔迎春等[22]对中太平洋海山结壳的研究发现，结壳生长早期的壳层中有大量被铁锰物质置换的生物印模。太平洋DSDP钻孔463资料表明[23]，在新生代，中太平洋海山始终处于CCD面之上，壳层中的生物印模量证明本区表层海水的生物生产率较高。相对结壳生长早期，生长中期的生物印模量明显减少，表明此时海表面生物生产率较低或者当时的CCD面升高。中新世CCD面抬升是全球性事件，而且在太平洋，这种抬升与两极冰期增强所引起的底层水构造变化有关。但中太平洋海山在结壳整个生长期间均处在CCD面之上，因此，海表面生物生产率水平低应是造成生物印模含量减少的主要原因。2块样品均存在碳数双峰群，显示2个区域的结壳样品中的有机物均为混合贡献，即存在以海洋藻类、浮游生物、细菌和陆源高等植物输入共存的特点。
图5 KM1D03样品分子组合特征指数随样品深度变化
Fig.5 Molecular assembled characteristic indexes of KM1D03 versus sample depths
2.3 类异戊二烯烷烃及沉积环境变化
样品中检测出的类异戊二烯烷烃都包括老鲛烷(Pr)和植烷(Ph)，它们是原核生物标志物，对这些分子组合特征的精细分类，在确定沉积时的氧化或还原程度方面能提供有关地质历史记录。一般认为， Pr/Ph大于1，呈氧化沉积环境；小于1则呈还原沉积环境[24]。富氧的南极底层水是富钴结壳成矿的必要条件，同时影响并改变了大洋生物地理和生物生产力，产生了海底广大地区的沉积间断[25]。Pr/Ph取决于沉积物沉积时的环境和埋藏后的转化条件，相对于埋藏较深的沉积物来说，富钴结壳一直生长在海山裸露基岩表面，其表面及内部的沉积环境变化很小，因此，Pr/Ph基本可以反映有机质埋藏前的环境变化。
图6所示为KXD28和KM1D03样品Pr/Ph随深度变化的趋势。从图6可以看出：2个研究样品均呈现出明显的植烷优势，Pr/Ph均小于1，它们的垂直变化表明在结壳生长环境的变化，即古海洋环境变迁中存在氧化和还原反应；KXD28结壳样品中Pr/Ph值范围为0.54~0.65，新壳层为Pr/Ph为0.65，中间疏松层的平均值为0.57，老壳层为0.55，疏松层的Pr/Ph略大于老壳层的Pr/Ph；KM1D03结壳样品的Pr/Ph范围为0.39~0.60，新壳层的Pr/Ph平均为0.60，疏松层平均为0.43，老壳层平均为0.47，新壳层的Pr/Ph大于疏松层和老壳层，疏松层的Pr/Ph最低，表明结壳生长后期海水的氧化性增强，中间疏松层形成时期的海水氧化程度最低。本研究的中太平洋海山和麦哲伦海山均在AABW(南极底层流)的影响范围之内，对比2个结壳样品的Pr/Ph，中太平洋海山环境的氧化程度比麦哲伦海山的大，表明富钴结壳的生长和富集特征受到了其形成时古海洋环境的影响。
图6 KXD28和KM1D03样品Pr/Ph值随样品深度变化趋势
Fig.6 Pr/Ph ratios of KXD28 and KM1D03 crusts versus sample depths
KXD28结壳样品的Pr/n(C17)为0.28~1.26，Ph/n(C18)为0.38~1.04；KM1D03结壳样品的Pr/n(C17)范围为0.56~1.34，Ph/n(C18)范围为0.96~1.41，表明烃类形成于缺氧还原环境，且都受到强烈的细菌改造。
2.4 有机碳同位素及古生产力
大洋深海由于远离大陆，陆源物质较少，其沉积物中的TOC主要来自生物化学沉淀，TOC在很大程度上受到古海洋生产力的控制，常常用作古海洋生产力的替代性指标。在确定大洋沉积物的TOC来源及环境相同的情况下，生产力高，则有机质相对就丰富。图7所示为富钴结壳TOD和δ13C的分布图。从图7可以看出：2个结壳样品中有机碳的含量为0.031%~0.088%(见图7)，远低于现代深海沉积物中有机碳的平均含量(0.20%)。海山附近的海洋生产力降低，TOC总量也随之减少，它的含量和分布状况是其对沉积环境响应的结果。
中太平洋海山KXD28的TOC变化范围为0.031%~0.088%，平均为0.059%，结壳新壳层的TOC含量最高，为0.088%；中间疏松层TOC含量变化不大，但随深度增加有略微减小的趋势；老壳层的TOC含量最低，为0.031%。KXD28结壳样品老壳层的TOC小于中间疏松层和新壳层，这是符合一般规律的，因为当有机质类型相同时，随着埋深增加，时代变老及演化加深，有机碳含量逐渐减少。
图7 富钴结壳TOC和δ13C值分布图
Fig.7 Histogram of TOC and δ13C in crusts
麦哲伦海山结壳样品KM1D03的TOC变化范围不大，为0.045%~0.061%，平均为0.056%，结壳中间疏松层的TOC含量最高，平均为0.059%，表明结壳生长早期海洋生物生产力较高。这一时段海洋环境发生很大的变化，这可能与当时气候与海山的演化相关，当海山向北飘移经过赤道时结壳开始生长，此时海洋生产力较高，随着海山进一步向西北飘移。新壳层的TOC含量最低，平均为0.050%，显示出结壳生长后期海洋生产力有所减弱。
2.5 有机碳同位素与古气候意义
富钴结壳样品的有机碳δ13C变化范围为-25.896‰~-22.561‰，低于现代海洋原地沉积物的数值(-19.0‰~-23.0‰)，指示结壳中有机质的来源可能是海洋表层水体中的浮游生物和陆源高等植物混合输入。海洋沉积物中的有机碳同位素组成主要受物质来源和成岩演化影响，就富钴结壳中的有机质来说，同位素分馏分别受海表层的生物光合作用和海底的有机消解作用影响，两者同时受到全球气候的制约[26]。全球气候寒冷时(冰期)，海表面温度(SST)低，浮游生物速度较慢，有机体合成时同位素分馏加大，δ13C偏 负[27]；此时在海底，加强的南极底层水(AABW)使海底处于富氧和低盐度的条件下，有益于沉降的死亡生物机体消解。在消解过程中，伴随着富钴结壳中13C的糖类(-19×10-3)和蛋白质(-18×10-3)的分解，碳同位素组成变负[28-29]。海面和海底同时作用的合力使有机碳同位素对气候指示的灵敏性显示出来。KXD28富钴结壳中有机碳同位素组成变化与结壳生长所需环境相符合。碳同位素组成从内核到表层变化，结壳生长前期碳同位素组成由正变负，对应全球气候变冷，南极底层流(AABW)向太平洋挺进，它本身富含氧气(3.75~4.75 mL/L)，致使流经区域形成一定的弱氧化环境，随着大洋环流体系的改变，上升流发育，使生物生产力提高；而结壳生长后期，碳同位素逐渐偏正是与全球气候回升导致南极底层流温度暂时升高和活动范围减少相关联的。
3 结论
(1) 富钴结壳样品可溶有机质含量由大至小基本上为：芳烃、饱和烃和非烃，且非烃的含量可达90%以上，CPI值范围在1.21~1.53，表明结壳样品中有机质具有低熟烃的特点，洋底热液活动是结壳中有机质热演化的重要热源。
(2)根据结壳中分子化石组合特征指数n(C23-)/n(C24+)，n(C31)/n(C17)，(n(C15)+n(C17)+n(C19))/ (n(C27)+n(C29)+ n(C31))、主峰碳、CPI值以及Paq值和其分子组合特征表明富钴结壳中原生有机质主要来自于沉水/漂浮水生大型植物和菌藻类，并混有少量陆源物质。中太平洋海山与麦哲伦海山相比受陆源物质影响较小。
(3) 中太平洋海山和西太平洋麦哲伦海山富钴结壳的新壳层Pr/Ph均大于疏松层和老壳层，显示结壳生长后期海水的氧化性增强；麦哲伦海山结壳疏松层的Pr/Ph最低，揭示了中间疏松层形成时期的海水氧化程度最低；中太平洋结壳的Pr/Ph总体上均比麦哲伦结壳的大，表明结壳生长初期和生长过程中，中太平洋海山的海水氧化性要大于麦哲伦海山的氧化性。
(4) 富钴结壳中有机碳含量远低于现代深海沉积物中有机碳的平均含量(0.20%)，为0.031%~0.088%。δ13C为-22.56‰~-25.90‰，低于现代海洋原地沉积物的值(-19.0‰~-23.0‰)，指示结壳中有机质的来源可能是海洋表层水体中的浮游生物和陆源高等植物混合输入。有机碳同位素分馏分别受海表层的生物光合作用和海底的有机消解作用影响，两者同时受到全球气候的制约。
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(编辑 何运斌)
收稿日期：2011-06-15；修回日期：2011-07-15
基金项目：国家自然科学基金资助项目(40676025，41076072)；中国大洋矿产资源研究协会“十一五”专项项目(DYXH-115-1-01-07)
通信作者：武光海(1967-)，山东莱州人，博士，研究员，从事大洋矿产资源与环境方面的研究；电话：0571-81963299；E-mail：wugh6866@yahoo.com.cn
