西南印度洋脊49.6°E熱液區(qū)熱液產(chǎn)物和玄武巖地球化學(xué)特征

王振波，武光海，韓沉花＊

（1.國家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；2.國家海洋局 海洋生態(tài)系統(tǒng)與生物地球化學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，浙江 杭州 310012）

0 引言

繼多金屬結(jié)核、富鈷結(jié)殼等海底資源之后，熱液多金屬硫化物成為目前海底資源勘探的又一重要發(fā)現(xiàn)。1979年美國科學(xué)家利用Alvin深潛器第一次在加拉帕格斯擴(kuò)張中心觀測到正在噴溢的熱液黑煙囪［1］，自此經(jīng)過30余年的熱液地質(zhì)調(diào)查，已有170多處熱液活動(dòng)區(qū)在全球大洋中脊、板內(nèi)火山和弧后盆地等不同構(gòu)造環(huán)境中被發(fā)現(xiàn)，其中超過60%分布在洋中脊地區(qū)［2］。然而，直到20世紀(jì)末，絕大多數(shù)針對洋中脊的海底熱液活動(dòng)調(diào)查研究集中在快速擴(kuò)張的太平洋洋脊和慢速擴(kuò)張的大西洋洋脊，而對于以超慢速擴(kuò)張的西南印度洋脊（SWIR）海底熱液活動(dòng)研究相對十分薄弱［3］。

1998年，在Melville斷裂帶以東洋脊軸部發(fā)現(xiàn)了4個(gè)已停止活動(dòng)的熱液區(qū)。新發(fā)現(xiàn)的熱液區(qū)雖然觀察到極少數(shù)不活動(dòng)的煙囪和絕大多數(shù)的煙囪坍塌形成的熱液丘，但沒有觀察到如水中出現(xiàn)濁度異常、化學(xué)異常或動(dòng)物殘留等說明活動(dòng)噴口存在的證據(jù)。盡管如此，這些發(fā)現(xiàn)第一次證實(shí)了高溫塊狀硫化物煙囪體也可以出現(xiàn)在像SWIR這樣超慢速擴(kuò)張的洋脊此外，塊狀硫化物的發(fā)現(xiàn)拓展了對沿著超慢速擴(kuò)張洋脊熱液過程的認(rèn)識(shí)。從Mount Jourdanne采集到的硫化物樣品的礦物和化學(xué)組成與快速擴(kuò)張洋脊的硫化物樣品明顯不同，該區(qū)硫化物樣品具有較高的As（平均0.6wt%）、Sb（平均447×10－6）和 Pb（平均1.2wt%）含量，表明熱液活動(dòng)后期可能發(fā)生了低溫再活化作用。另外，從該區(qū)獲得的硫化物樣品中貴金屬含量明顯較高，Au的含量達(dá)11×10－6，Ag的含量達(dá)0.1wt%［5］。

2005年，中國大洋協(xié)會(huì)組織了中國首次環(huán)球科考，“大洋一號(hào)”船在印度洋洋脊調(diào)查中通過 MAPR（Miniature Autonomous Plume Recorder）在西南印度洋中脊Gallieni轉(zhuǎn)換斷層的西部發(fā)現(xiàn)第一個(gè)水柱濁度異常［6］。2007年2月，“大洋一號(hào)”船再次在SWIR 49.6°E熱液活動(dòng)區(qū)，采用 MAPR、CTD和甲烷傳感器探測到明顯的水柱濁度異常、溫度異常和甲烷異常，并且攝像拖體在作業(yè)過程中，撞擊煙囪體觀察到其外露的黃鐵礦脈，這是中國自主發(fā)現(xiàn)的第一個(gè)熱液活動(dòng)區(qū)；此后又利用ABE（Autonomous Benthic Explorer）拍攝到大量正在“冒煙”的海底熱液活動(dòng)噴口，并使用TVG（TV－grab），采獲了約120kg的熱液硫化物樣品，這也是全球首次在SWIR發(fā)現(xiàn)活的熱液噴口［7］。2008—2009年，大洋一號(hào)在SWIR又新發(fā)現(xiàn)6個(gè)海底熱液活動(dòng)區(qū)，其中包括世界上第一個(gè)以地幔巖為基底的熱液硫化物區(qū)；另外，在距熱液活動(dòng)區(qū)不遠(yuǎn)還發(fā)現(xiàn)了約20km超大范圍的新型碳酸鹽熱液區(qū)以及非活動(dòng)的海底熱液區(qū)［8］。這些調(diào)查發(fā)現(xiàn)對于評(píng)價(jià)不同構(gòu)造環(huán)境下熱液活動(dòng)的特征以及演化機(jī)制具有重要的意義。

多年來，基于“大洋一號(hào)”平臺(tái)在SWIR開展了系列海上調(diào)查，目前國內(nèi)學(xué)者對SWIR多金屬硫化物礦區(qū)的硫化物和圍巖（主要是玄武巖樣品）做了大量研究。于淼 等［9］對西南印度洋中脊49.6°E和50.5°E區(qū)的玄武巖進(jìn)行了分析，研究認(rèn)為該區(qū)玄武巖屬于虧損型洋中脊玄武巖（N－MORB），成礦圍巖物質(zhì)來源復(fù)雜且區(qū)內(nèi)巖漿熔融程度較高，熔融深度較深。葉俊等［10］對SWIR 49.5°E熱液區(qū)硫化物進(jìn)行了礦物學(xué)特征分析，發(fā)現(xiàn)該區(qū)熱液硫化物至少存在富Fe硫化物礦石和富Zn硫化物礦石等兩個(gè)成礦階段。陶春輝等［11］對西南印度洋脊49°39′E熱液區(qū)硫化物煙囪體進(jìn)行了更為細(xì)致的分析，該區(qū)硫化物煙囪體Cu，F(xiàn)e和Zn的平均含量分別為2.83%45.6%和3.28%Au和 Ag的平均含量分別為2.0×10－6和70.2×10－6，較其它洋中脊富集，REE具有輕稀土（LREE）富集、重稀土（HREE）虧損的配分特點(diǎn)，多數(shù)樣品呈現(xiàn)負(fù)Eu異常。

國內(nèi)學(xué)者對SWIR 49.6°E熱液區(qū)的研究報(bào)道多集中于玄武巖和硫化物樣品，而對熱液產(chǎn)物的研究較少。本文對采自SWIR 49.6°E熱液區(qū)8個(gè)站位4件熱液產(chǎn)物和4件玄武巖樣品進(jìn)行了主微量元素及REE含量等地球化學(xué)分析，此外還從地球化學(xué)暈的角度初步探討了熱液活動(dòng)對玄武巖和熱液產(chǎn)物的影響。

1 研究區(qū)地質(zhì)背景

SWIR是南極洲板塊和非洲板塊的分界線，東起羅得里格斯三聯(lián)點(diǎn)（Rodrigues Triple Junction，簡稱RTJ，25°30′S，70°E），西至布維三連點(diǎn)（Bouvet Triple junction，簡稱 BTJ，55°S，00°40′W），如圖 1所示。SWIR全長約7 700km，具有相當(dāng)均一且超慢速的擴(kuò)張速率，半擴(kuò)張速率為8mm／a［12］。SWIR中央裂谷地形與構(gòu)造環(huán)境復(fù)雜，以非常起伏和水深超過5 000 m的軸部峽谷為特征，峽谷被一系列N—S向的轉(zhuǎn)換斷層所切割，從東向西有Melville、Atlantis II、Galleni等9個(gè)斷裂帶。本文研究區(qū)位于SWIR第28脊段，Indomed和Gallieni轉(zhuǎn)換斷層之間。該段洋脊軸部近W—E向，水深變化較大，北側(cè)水深較深，南側(cè)相對較淺［11］。

SWIR洋殼普遍較薄，約4km左右，遠(yuǎn)低于7 km的洋殼平均厚度［2］。依據(jù)地質(zhì)構(gòu)造背景，SWIR可粗略劃分為3段構(gòu)造單元，分別為西段、中段和東段，且不同洋脊區(qū)段，其熱液成礦的主要控制因素存在差異，中段洋脊主要受深部巖漿熱液控制，而東、西兩側(cè)脊段則主要受構(gòu)造或基底巖石類型控制［13］。本文研究區(qū)位于SWIR中段洋脊（35°～52°E），洋脊顯著隆起，軸部裂谷發(fā)育，形態(tài)上呈對稱的“V”字形分布，裂谷寬且深，平均水深約3 200m，有巖漿活動(dòng)發(fā)育，基底以玄武巖為主，最新的地球物理資料表明可能 受 Marion 和 Crozet 等 熱 點(diǎn) 影 響［6，14］。SWIR 49.6°E熱液區(qū)的擴(kuò)張裂谷外側(cè)發(fā)育線狀平行溝谷，內(nèi)側(cè)發(fā)育多級(jí)斷裂帶和臺(tái)地，臺(tái)地周圍地形高低起伏不平，有大量陡峭的山坡，缺乏深海沉積物，且有構(gòu)造裂隙發(fā)育。臺(tái)地和構(gòu)造裂隙的存在說明洋底地殼正在承受巨大的拉張作用［15］。

圖1 西南印度洋脊49.6°E熱液區(qū)位置示意圖Fig.1 Location of the study area at 49.6°E on the Southwest Indian Ridge

2 樣品和分析方法

本文樣品分別是大洋19，20和21三個(gè)航次從2007年1月到2010年5月利用TVG獲得。樣品分別采自熱液活動(dòng)區(qū)東南斜坡丘體突起上，水深2 800m左右（圖2）。熱液產(chǎn)物手標(biāo)本為褐紅色，有孔隙，質(zhì)輕，風(fēng)化和重結(jié)晶作用顯著；玄武巖樣品手標(biāo)本表面玻璃殼風(fēng)化為黃褐色，有白色斑點(diǎn)和黃色蝕變暈（圖3）。

圖2 西南印度洋脊49.6°E熱液區(qū)采樣點(diǎn)示意圖Fig.2 Location of the sampling at 49.6°E on the Southwest Indian Ridge

圖3 熱液產(chǎn)物樣品（S1）和玄武巖樣品（R1）手標(biāo)本照片F(xiàn)ig.3 Photos of hydrothermal deposit sample（S1）and basalt sample（R1）

將全部樣品根據(jù)宏觀結(jié)構(gòu)進(jìn)行分層取樣后分別進(jìn)行了研磨，并針對粉末樣開展了主、微量元素和稀土元素分析，以上工作都由國土資源部杭州礦產(chǎn)資源監(jiān)督檢測中心（浙江省地質(zhì)礦產(chǎn)研究所）完成。針對不同元素采用不同的分析方法，其中FeO和S分別用傳統(tǒng)的化學(xué)容量法和重量法測定，其余主量元素（如 SiO2，Al2O3，TFe2O3，Na2O，K2O，CaO，MgO，TiO，MnO和P2O5）用X射線熒光法分析，儀器型號(hào)為ZSX100eX熒光光譜儀（BR00105）（日本理學(xué)公司）；微量元素（含REE）采用等離子體發(fā)射光譜儀（ICP－MS）分析，儀器型號(hào)為XeriesⅡ電感耦合等離子體質(zhì)譜（美國熱電公司）；燒失量用重量法測定（1 000℃灼燒1h）。

3 結(jié)果和討論

3.1 玄武巖主、微量元素地球化學(xué)特征

對SWIR49.6°E熱液活動(dòng)區(qū)玄武巖巖石樣品的研究將為該區(qū)提供圍巖屬性、巖漿活動(dòng)及成礦環(huán)境等基礎(chǔ)地質(zhì)資料。玄武巖主量元素地球化學(xué)成分特征一般是SiO2含量介于不飽和—飽和區(qū)間（45%～52%），貧堿（K2O＋Na2O＜5%），富鋁（Al2O3為13%～18%）、富鈣（Ca2O 為6%～11%）和富鎂（MgO為4%～11%）［16］。根據(jù)表1可知，研究區(qū)玄武巖樣品的主量元素地球化學(xué)特征符合玄武巖大類的化學(xué)成分特征。研究區(qū)玄武巖樣品與N－MORB相比，K2O，Na2O，F(xiàn)e2O3和 MnO相對偏高，而SiO2和Al2O3相對偏低，說明研究區(qū)玄武巖樣品偏堿性。

研究區(qū)玄武巖樣品微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化曲線（圖4）與N－MORB趨勢線相比，表現(xiàn)出大離子親石元素（LILE）Ba、Rb、U和Th相對富集，元素Pb顯著正異常，部分樣品的高場強(qiáng)元素（HFSE）Nb和Hf略微虧損的特征。這與曹紅 等［18］報(bào)道的SWIR 49.6°E熱液區(qū)玄武巖樣品表現(xiàn)出LILE輕微富集和HFSE虧損的特征相一致。一般認(rèn)為經(jīng)過殼－幔分異和長期地殼演化，陸殼中富集REE，W，Sn，U，Th和Pb等微量元素［19］。因此本文研究區(qū)玄武巖形成過程中可能遭受了陸源物質(zhì)的混染，但樣品LREE富集程度較低，指示陸源物質(zhì)混染程度較低。

表1 玄武巖樣品主、微量元素測試結(jié)果Tab.1 Analytic results of major and trace elements of basalt samples

圖4 玄武巖樣品微量元素原始地幔標(biāo)準(zhǔn)化圖（原始地幔數(shù)據(jù)來自文獻(xiàn)［17］）Fig.4 Primitive mantle－normalized standardization chart of trace elements in basalt samples（The primitive mantle data come from reference［17］）

研究區(qū)玄武巖樣品與N－MORB主、微量元素對比都存在較大差異，可能是圍巖受到熱液活動(dòng)的影響。NAKAMURA et al［20］將取自RTJ三聯(lián)點(diǎn)附近的玄武巖分為3類：新鮮熔巖（F類）、低溫蝕變巖（L類）和高溫蝕變巖（H類）。新鮮熔巖含有極少的次生礦物，基本上與典型的N－MORB化學(xué)組成一致，故研究區(qū)玄武巖樣品非新鮮熔巖，而可能是低溫蝕變巖或高溫蝕變巖，這也與本文玄武巖樣品手標(biāo)本被蝕變的描述相一致。

3.2 熱液產(chǎn)物主、微量元素地球化學(xué)特征

熱液產(chǎn)物的主量元素分析結(jié)果表明，Si，F(xiàn)e，Mn和S是樣品中含量占前4位的元素（表2），其中SiO2含量為58.7%～63.3%，F(xiàn)e2O3含量為8.9%～22.6%，MnO含量為0.14%～13.70%，以單質(zhì)形式表示的S含量為0.51%～11.50%。元素Mn和S含量變化范圍較大，特別是元素S在樣品S1和S2中含量較高，分別為11.50×10－2和2.58×10－2，樣品S4的S元素含量則低于檢測限。根據(jù)熱液產(chǎn)物的主量元素組成，本研究區(qū)的的樣品初步判斷為Fe－Si－Mn氧羥化物。與其他海區(qū)的 Fe－Si－Mn氧羥化物相比［21］，研究區(qū)樣品化學(xué)組成的變化范圍較大。計(jì)算結(jié)果表明，4個(gè)熱液產(chǎn)物的Fe／（Al＋Fe＋Mn）＝0.75～0.98＞0.5，Al／（Al＋Fe＋Mn）＝0.003～0.019＜0.3，（Fe＋Mn）／Al＝52.9～325.1＞2.5，與BOSTR?M et al［22］提出的富金屬沉積物的標(biāo)準(zhǔn)非常吻合。且從（Co＋Ni＋Cu）×10－Fe－Mn的三端元投點(diǎn)圖上可知所有樣品均落入熱液成因區(qū)域（圖5），充分表明以上4個(gè)樣品都為熱液來源。

表2 熱液產(chǎn)物主、微量元素測試結(jié)果Tab.2 Analytic results of major and trace elements of hydrothermal deposits

圖5 （Co＋Ni＋Cu）×10－Fe－Mn的三端元投點(diǎn)圖Fig.5 Pitch point figure of（Co＋Ni＋Cu）×10－Fe－Mn's three components

從樣品微量元素含量柱狀圖（圖6）統(tǒng)計(jì)來看，樣品S1的微量元素含量最高，其總量達(dá)到2 199.2×10－6，是微量元素含量最少樣品S3（369.3×10－6）的6倍。HEKINIAN et al［23］對東太平洋海隆和板內(nèi)海底火山的Fe－Si氧化物進(jìn)行了系統(tǒng)研究，根據(jù)現(xiàn)場觀察和數(shù)據(jù)組成變化情況，將Fe－Si氧羥化物分為4種不同類型的熱液產(chǎn)物。其中1類熱液產(chǎn)物滿足微量金屬元素富集且其形成與

硫化物有關(guān)，其它3類不同程度虧損微量金屬元素且一般是低溫?zé)嵋寒a(chǎn)物。該結(jié)論指示樣品S1可能是硫化物經(jīng)次生氧化作用的產(chǎn)物，為高溫?zé)嵋寒a(chǎn)物，而其它樣品更傾向于為低溫?zé)嵋寒a(chǎn)物。

圖6 熱液產(chǎn)物微量元素含量對比柱狀圖Fig.6 Comparing histogram of trace element contents in hydrothermal deposits

此外，由表2可知，與低溫?zé)嵋河嘘P(guān)的一些微量金屬元素，如Au，Ag，Pb和Cd元素含量在樣品S1中均比其它熱液產(chǎn)物低，其中樣品S1中的Au，Ag，Pb和Cd元素含量分別為1.10×10－9，0.06×10－6，1.19×10－6和0.08×10－6，其它熱液產(chǎn)物的元素含量分別為（1.18～2.05）×10－9，（0.07～0.31）×10－6，（2.72～20.70）×10－6和（0.18～0.49）×10－6。而元素Co和Mo常在高溫礦物集合體中富集，這些元素在樣品S1中的富集程度普遍比在其它熱液產(chǎn)物高，其中樣品S1的Co和Mo元素含量分別為9.70×10－6和99.8×10－6，其它熱液產(chǎn)物中的元素含量分別為1.81～16.50 ×10 和（2.3～17.3 ×10 以上結(jié)果表明樣品S1的成礦溫度較其它熱液產(chǎn)物要高，這與樣品S1是高溫?zé)嵋寒a(chǎn)物的分析結(jié)果一致。

3.3 熱液產(chǎn)物和玄武巖REE組成特征

稀土元素（REE）由于其獨(dú)特的地球化學(xué)性質(zhì)一直是研究地球化學(xué)系統(tǒng)演化的重要工具，并廣泛應(yīng)用于研究海洋的REE來源和大洋中的各種混合過程［24］。熱液產(chǎn)物和玄武巖樣品的REE測試結(jié)果和特征參數(shù)見表3。由表可知，熱液產(chǎn)物的∑REE含量變化于（1.06～3.19）×10－6之間，經(jīng)球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后，表現(xiàn)出明顯的Eu正異常（δEu＝2.12～10.10）和Ce負(fù)異常（δCe＝0.57～1.03）。熱液產(chǎn)物的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線左高右低，曲線向右傾斜（圖7），表現(xiàn)出LREE相對富集，HREE相對虧損的REE配分模式。LREE／HREE值變化于2.09～4.81之間，（La／Yb）N值變化于0.83～2.94之間，說明輕、重稀土有一定程度的分餾，另外（La／Sm）N值變化于0.97～2.12之間，（Gd／Yb）N值變化于0.74～1.27之間，表明熱液產(chǎn)物樣品中LREE之間以及HREE之間也存在一定程度的分餾，且LREE分餾程度比HREE分餾程度稍高。

表3 熱液產(chǎn)物和玄武巖樣品稀土元素測試結(jié)果Tab.3 REE analytic results of hydrothermal deposits and basalt samples 10－6

與熱液產(chǎn)物REE含量相比，玄武巖樣品REE含量偏高，∑REE含量變化于（49.30～77.90）×10－6之間。球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化后，表現(xiàn)出輕微的Eu負(fù)異常（δEu＝0.90～1.01）和輕微的Ce負(fù)異常（δCe＝0.92～1.01），其中玄武巖樣品R3表現(xiàn)出弱的Ce正異常（δCe＝1.96）。LREE／HREE比值（1.33～2.82）和（La／Yb）N值（0.49～1.28）變化較小，表明輕、重稀土元素的分餾程度較低。另外，（La／Sm）N值變化于0.46～1.06之間，（Gd／Yb）N值變化于0.93～1.08之間，表明玄武巖樣品LREE之間以及HREE之間分餾程度均不明顯，且分餾程度相當(dāng)。

熱液產(chǎn)物的∑REE含量位于玄武巖和底層海水之間，表明其中的REE可能是海水和基巖的雙重來源。熱液產(chǎn)物與下伏玄武巖的REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化配分模式不同，與海水的REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線特征比較也有很大的差異。海底下伏蝕變玄武巖球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布特征表現(xiàn)出較為平滑的曲線，輕微的Eu負(fù)異常和輕微的Ce負(fù)異常（個(gè)別表現(xiàn)出弱的Ce正異常）；底層海水的REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布特征為Eu負(fù)異常和強(qiáng)的Ce負(fù)異常，曲線表現(xiàn)出兩頭高，中間較低的特點(diǎn)；而熱液產(chǎn)物樣品球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布特征表現(xiàn)出明顯的Eu正異常，Ce負(fù)異常，曲線整體趨勢向右傾斜。

圖7 熱液產(chǎn)物和玄武巖的REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布模式（球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化數(shù)據(jù)來自文獻(xiàn)［26］）Fig.7 Chondrite－normalized REE distribution patterns of hydrothermal deposits and basalt samples（The chondrite－normalized data come from reference［26］）

海洋沉積學(xué)REE地球化學(xué)分析研究主要應(yīng)用Eu異常和Ce異常進(jìn)行物源、礦物成因的判斷和氧化還原性環(huán)境的示蹤。高溫酸性水具有明顯Eu正異常，堿性水具有明顯的Eu負(fù)異常［27］。海水為弱堿性，故通常情況下表現(xiàn)出Eu負(fù)異常；玄武巖樣品長期受到弱堿性海水的作用，也表現(xiàn)出輕微的Eu負(fù)異常；而熱液產(chǎn)物形成時(shí)一般受到高溫酸性熱液的影響，因此具有明顯的Eu正異常。這與丁振舉 等［28］指出Eu正異常一般指示硫酸鹽礦物形成時(shí)的海底強(qiáng)還原環(huán)境的觀點(diǎn)一致。熱液產(chǎn)物中表現(xiàn)出的Ce負(fù)異常，與海水球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化REE配分模式表現(xiàn)出的明顯Ce負(fù)異常相似，有可能是因?yàn)闊嵋寒a(chǎn)物形成后在海底經(jīng)歷了相當(dāng)程度的海水改造。

熱液產(chǎn)物∑REE變化可以指示熱液化學(xué)組分的差異，而海底熱液的REE含量和分布模式受多種因素控制，因此不能把熱液產(chǎn)物的REE分布特征簡單地歸結(jié)于底層受熱海水與下伏玄武巖相互作用的結(jié)果。熱液產(chǎn)物的REE分布模式是海底熱液系統(tǒng)一系列復(fù)雜因素控制的結(jié)果，任何單一的因素都不足以解釋這一現(xiàn)象［29］。陳弘 等［30］通過對全球范圍內(nèi)不同構(gòu)造背景、圍巖類型的8個(gè)洋脊系統(tǒng)流體REE組成對比發(fā)現(xiàn)，除REE含量有較大變化外，不同地點(diǎn)的熱液流體具有非常類似的REE配分模式，即均具有LREE富集和顯著的Eu正異常，這指示本區(qū)成礦流體性質(zhì)與一般大洋中脊熱液流體性質(zhì)相似，具有高溫和還原性的特點(diǎn)。但丁振舉 等［28］也指出不同環(huán)境熱液產(chǎn)物中REE組成不同，其REE配分模式不同，并不總是與海底熱液的配分模式一致。這是因?yàn)闊嵋寒a(chǎn)物的REE組成不但受母流體的組成控制，還受其它因素如不同環(huán)境的熱水循環(huán)過程中流體端元組分的比例，熱液遷移過程中物理化學(xué)條件的變化，以及熱液產(chǎn)物沉積后在海底暴露時(shí)間的長短等的影響。

3.4 小尺度地球化學(xué)暈的模擬

海底噴口噴出的熱液隨著底層流的作用沉降在一定范圍內(nèi)，元素含量從距離噴口較遠(yuǎn)到噴口的位置會(huì)表現(xiàn)出從低到高的變化，顯示元素地球化學(xué)暈，而熱液產(chǎn)物中的元素富集因子可以作為判斷是否存在熱液活動(dòng)影響及其影響程度的很好的地球化學(xué)指標(biāo)［31］。大量研究表明元素Mn和Fe是典型的多金屬沉積物中指示熱液來源的元素，元素Mn和Fe含量的最高值一般出現(xiàn)在洋脊軸部地區(qū)，距離洋中脊越遠(yuǎn)，其含量逐漸降到海底背景值［32］。BOSTR?M et al［22，33］提出100w（Al）／w（Al＋Fe＋Mn）的值是有效區(qū)分多金屬沉積物與遠(yuǎn)洋沉積物的指標(biāo)，并且認(rèn)為該值越小，則采樣點(diǎn)越接近熱液活動(dòng)點(diǎn)。

本文選取的熱液產(chǎn)物多為Fe－Si－Mn氧羥化物且又是熱液來源；玄武巖樣品主、微量元素分析結(jié)果和樣品手標(biāo)本照片顯示其不同程度受到熱液蝕變，因此所選樣品均符合作圖要求。根據(jù)現(xiàn)有樣品的經(jīng)緯度（圖2）和主、微量元素測試結(jié)果（表1和表2），采用w（Al＋Fe＋Mn）／w（Al）地球化學(xué)指標(biāo)（該值越大越靠近熱液噴口），給出了SWIR 49.6°E小尺度海底地球化學(xué)暈圖（圖8）。該圖很好地模擬出以熱液噴口為中心的小尺度元素地球化學(xué)暈，也較清楚地反映了熱液活動(dòng)的影響范圍。S1代表由煙囪體硫化物發(fā)生氧化型蝕變形成的氧羥化物，而其余熱液產(chǎn)物可以看作是非浮力羽狀流中的顆粒沉降形成的氧羥化物，兩者礦化的程度不同，隨著遠(yuǎn)離熱液噴口位置，礦化程度表現(xiàn)出線性且有規(guī)律的變化；受到蝕變的玄武巖樣品則位于硫化物分布區(qū)外圍邊緣。圖中的地球化學(xué)暈等值線呈橢圓形，圓心不在熱液噴口處，且化學(xué)暈等值線與地形圖的等深線有很好的相似性，據(jù)此可以判斷地球化學(xué)暈的形成還可能受到了熱液區(qū)底層流和地形因素的影響。

圖8 西南印度洋49.6°E小尺度元素地球化學(xué)暈圖Fig.8 Geochemical halos in small scale at 49.6°E on the Southwest Indian Ridge

4 小結(jié)

通過對SWIR 49.6°E熱液活動(dòng)區(qū)的熱液產(chǎn)物和玄武巖樣品的地球化學(xué)分析認(rèn)為：

（1）研究區(qū)玄武巖樣品與N－MORB主量元素相比偏堿性；微量元素對比發(fā)現(xiàn)元素Pb明顯富集，可能是該區(qū)玄武巖形成過程中遭受了陸源物質(zhì)的混染，但這種陸源物質(zhì)混染程度較低。

（2）熱液產(chǎn)物主量元素的分析結(jié)果表明所選樣品多為Fe－Si－Mn氧羥化物且都為熱液來源。樣品S1微量元素總體含量高于其它熱液產(chǎn)物樣品，且較其它熱液產(chǎn)物明顯富集高溫?zé)嵋河嘘P(guān)的微量金屬元素，表明樣品S1是硫化物經(jīng)次生氧化作用的產(chǎn)物，其它樣品則是低溫?zé)嵋寒a(chǎn)物。

（3）研究區(qū)熱液產(chǎn)物的∑REE含量變化于（1.06～3.19）×10－6之間，遠(yuǎn)低于玄武巖樣品∑REE平均含量（60.6×10－6）。熱液產(chǎn)物的REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布模式與該區(qū)下伏蝕變玄武巖以及上覆海水REE球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化分布模式不同，球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化曲線表現(xiàn)出向右傾斜，LREE富集和Eu明顯正異常的特點(diǎn)，指示該區(qū)成礦流體性質(zhì)與一般大洋中脊熱液流體性質(zhì)相似，具有高溫和還原性的特點(diǎn)。

（4）利用地球化學(xué)指標(biāo) w（Al＋Fe＋Mn）／w（Al）對熱液蝕變玄武巖和熱液產(chǎn)物進(jìn)行分析，不僅能夠模擬出以熱液噴口為中心的小尺度元素地球化學(xué)暈，而且能反映出熱液活動(dòng)的影響范圍。

（References）：

［1］CORLISS J B，DYMOND J，GORDON L I，et al.Submarine thermal springs on the Galapagos Rift［J］.Science，1979，203（4 385）：1 073－1 083.

［2］BAKER E T，GERMAN C R.On the global distribution of hydrothermal vent fields［M］∥GERMAN C R，LIN J，PARSON L M.Mid－ocean ridge：Hydrothermal interactions between the lithosphere and oceans：Geophysical monography series 148.Washington DC：AGU，2004：245－266.

［3］BANERJEE R，RAY D.Metallogenesis along the Indian Ocean Ridge system［J］.Current Science，2003，85（3）：321－327.

［4］GERMAN C R，BAKER E T，MEVEL C，et al.Hydrothermal activity along the southwest Indian ridge［J］.Nature，1998，395（6 701）：490－493.

［5］MüNCH U，LALOU C，HALBACH P，et al.Relict hydrothermal events along the super－slow Southwest Indian spreading ridge near 63°56′E—mineralogy，chemistry and chronology of sulfide samples［J］.Chemical Geology，2001，177（3－4）：341－349.

［6］LIN Jian.The first collaborative China－international cruises to investigate mid－ocean ridge hydrothermal vents［J］.InterRidge News，2006，15：1－3.

［7］TAO Chun－h(huán)ui，LIN Jian，GUO Shi－qin，et al.Discovery of the first active hydrothermal vent field at the ulteraslow spreading Southwest Indian Ridge：The Chinese DYI 15－19Cruise［J］.Ridge Crest Ridge，2007，16：25－26.

［8］SONG Xue－chun.Which lasted 300days，accumulated more than 46，000sea miles sailing—“Da Yang Yi Hao”full return［N］.People′s Daily，2009－03－18（5）.

宋學(xué)春.歷時(shí)300多天，累計(jì)航行4.6萬多海里——“大洋一號(hào)”滿載歸來［N］.人民日報(bào)，2009－03－18（5）.

［9］YU Miao，SU Xin，TAO Chun－h(huán)ui，et al.Petrological and geochemical features of basalts at 49.6°E and 50.5°E hydrothermal fields along the Southwest Indian Ridge［J］.Geoscience，2013，27（3）：497－508.

于淼，蘇新，陶春輝，等.西南印度洋中脊49.6°E和50.5°E區(qū)玄武巖巖石學(xué)及元素地球化學(xué)特征［J］.現(xiàn)代地質(zhì)，2013，27（3）：497－508.

［10］YE Jun，SHI Xue－fa，YANG Yao－min.Hydrothermal sulfide mineralization from ultraslow－spreading Southwest Indian Ridge near 49.5°E［J］.Acta Mineralogica Sinica，2009，29（1）：382－383.

葉俊，石學(xué)法，楊耀民.西南印度洋超慢速擴(kuò)張脊49.5°E熱液區(qū)熱液硫化物成礦作用研究［J］.礦物學(xué)報(bào)，2009，29（1）：382－383.

［11］TAO Chun－h(huán)ui，LI Huai－ming，HUANG Wei，et al.Mineralogical and geochemical features of sulfide chimneys from the 49°39′E hydrothermal field on the Southwest Indian Ridge and their geological inferences［J］.Chinese Science Bulletin，2011，56（26）：2 828－2 838.

陶春輝，李懷明，黃威，等.西南印度洋脊49°39′E熱液區(qū)硫化物煙囪體的礦物學(xué)和地球化學(xué)特征及其地質(zhì)意義［J］.科學(xué)通報(bào)，2011，56（28－29）：2 413－2 423.

［12］GEORGEN J E，KURZ M D，DICK H J B，et al.Low3He／4He ratios in basalt glasses from the western Southwest Indian Ridge（10－24°E）［J］.Earth and Planetary Science Letters，2003，206（3－4）：509－528.

［13］YE Jun，SHI Xue－fa，YANG Yao－min，et al.Geological characteristics and mineralization of polymetallic sulfide in ultraslowspreading ridges：Example as Southwest Indian Ridge［J］.Journal of Central South University：Science and Teachnology，2011，42（2）：34－38.

葉俊，石學(xué)法，楊耀民，等.超慢速擴(kuò)張脊地質(zhì)特征與多金屬硫化物成礦探討——以西南印度洋脊研究為例［J］.中南大學(xué)學(xué)報(bào)：自然科學(xué)版，2011，42（2）：34－38.

［14］SAUTER D，CANNAT M，MEYZEN C，et al.Propagation of a melting anomaly along the ultra－slow Southwest Indian Ridge between 46°E and 52°20′E：Interaction with the Crozet hot－spot［J］？Geophysical Journal International，2009，179（2）：687－699.

［15］TAO Chun－h(huán)ui，LIN Jian，GUO Shi－qin，et al.First active hydrothermal vents on an ultraslow－spreading center：Southwest Indian Ridge［J］.Geology，2011，12（20）：47－50.

［16］GILL R.Igneous rocks and processes：A practical guide［M］.Oxford：Wiley－Blackwell，2011：26－28.

［17］SUN S S，MCDONOUGH W F.Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts：Implications for mantle composition and processes［J］.Geological Society，London，Special Publications，1989，42（1）：313－345.

［18］CAO Hong.Hydrothermal mineralization and geological and geochemical characteristics of SWIR［D］.Qingdao：Ocean University of China，2010.

曹紅.西南印度洋中脊熱液成礦作用及其地質(zhì)地球化學(xué)研究［D］.青島：中國海洋大學(xué)，2010.

［19］NOLL P D，NEWSOM H E，LEEMAN W P，et al.The role of hydrothermal fluids in the production of subduction zone magmas：evidence from siderophile and chalcophile trace elements and boron［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1996，60（4）：587－611.

［20］NAKAMURA Kentaro，KATO Yasuhiro，TAMAKI Kensaku，et al.Geochemistry of hydrothermally altered basaltic rocks from the Southwest Indian ridge near the Rodriguez triple junction［J］.Marine Geology，2007，239（3－4）：125－141.

［21］ZENG Zhi－gang，WANG Xiao－yuan，ZHANG Guo－liang，et al.Formation of Fe－oxyhydroxides from the East Pacific Rise near latitude 13°N：Evidence from mineralogical and geochemical data［J］.Science in China，2007，37（10）：1 349－1 357.

曾志剛，王曉媛，張國良，等.東太平洋海隆13°N附近Fe－氧羥化物的形成：礦物和地球化學(xué)證據(jù)［J］.中國科學(xué)，2007，37（10）：1 349－1 357.

［22］BOSTR?M K.The origin and fate of ferromanganese active ridge sediments［J］.Stockholm Contributions in Geology，1973，27（2）：148－243.

［23］HEKINIAN R，HOFFERT M，LARQUE P，et al.Hydrothermal Fe and Si oxyhydroxide deposits from South Pacific intraplate volcanoes and East Pacific Rise axial and off－axial regions［J］.Economic Geology，1993，88（8）：2 099－2 121.

［24］LIU Yi，PENG Zi－cheng，WEI Gang－jian，et al.Geochemistry of REE in a Porites coral from Sai Kung，Hong Kong and its re－lationship with sea level rise［J］.Geochimica，2006，35（5）：531－539.

劉弈，彭子成，韋剛健，等.香港西貢濱珊瑚REE的地球化學(xué)特征及其與海平面變化的關(guān)系［J］.地球化學(xué)，2006，35（5）：531－539.

［25］WHEAT C G，MOTTL M J，RUDNICKI M.Trace element and REE composition of a low－temperature ridge－flank hydrothermal spring［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，2002，66（21）：3 693－3 705.

［26］BOYNTON W V.Cosmochemistry of the rare earth elements：Meteorite studies［C］//HENDERSON P.Rare earth element geochemistry.Amsterdam：Elsevier，1984：63－114.

［27］LIU Ji－h(huán)ua.The geochemistry of REEs and Nd isotope in Deepsea sediments from the Eastern Pacific［D］.QingDao：The Institute of Oceanology，Chinese Academy of Sciences，2004.

劉季花.東太平洋沉積物稀土元素和Nd同位素地球化學(xué)特征及其環(huán)境指示意義［D］.青島：中國科學(xué)院海洋研究所，2004.

［28］DING Zhen－ju，LIU Cong－qiang，YAO Shu－zhen，et al.The rare earth elements compositions of seafloor hydrothermal sediments and its significance［J］.Geological Science and Technology Information，2000，19（1）：27－35.

丁振舉，劉叢強(qiáng)，姚書振，等.海底熱液沉積物稀土元素組成及其意義［J］.地質(zhì)科技情報(bào)，2000，19（1）：27－35.

［29］BAO Shen－xu，ZHOU Huai－yang，PENG Xiao－tong，et al.Rare earth element geochemistry of hydrothermal sulfide from En－deavour segment，Juan de Fuca Ridge［J］.Geochimica，2007，36（3）：303－310.

包申旭，周懷陽，彭曉彤，等.Juan de Fuca洋脊Endeavour段熱液硫化物稀土元素地球化學(xué)特征［J］.地球化學(xué)，2007，36（3）：303－310.

［30］CHEN Hong，ZHU Ben－duo，CUI Zhao－guo.A study on geological and geochemical characteristics of seafloor hydrothermal polymetallicdeposits［J］.Journal of Tropical Oceanography，2006，25（2）：79－84.

陳弘，朱本鐸，崔兆國.海底熱液礦床地質(zhì)和地球化學(xué)特點(diǎn)研究［J］.熱帶海洋學(xué)報(bào)，2006，25（2）：79－84.

［31］LUPTON J E，PYLE D G，JENKINS W J，et al.Evidence for an extensive hydrothermal plume in the Tonga－Fiji region of the South Pacific［J］.Geochemisty Geophyiscs Geosystems，2004，5（1）：1－18.

［32］YANG Yao－min，YE Jun，SHI Xue－fa，et al.Mineralogy and geochemistry of submarine metalliferous sediments and significances for hydrothermal activity［J］.Jouranl of Central South U－niversity：Science and Technology，2011，42（2）：65－74.

楊耀民，葉俊，石學(xué)法，等.海底含金屬沉積物礦物學(xué)和地球化學(xué)及其對熱液活動(dòng)的指示［J］.中南大學(xué)學(xué)報(bào)：自然科學(xué)版，2011，42（2）：65－74.

［33］BOSTR?M K，PETERSON M N A.The origin of aluminum poor ferromanganoan sediments in areas of high heat flow on the East Pacific Rise［J］.Marine Geology，1969，7（5）：427－447.