海底熱液活動(dòng)的環(huán)境與產(chǎn)物

曾志剛 , 陳祖興 , 張玉祥 , 楊婭敏 李曉輝 , 齊海燕

(1. 中國(guó)科學(xué)院海洋研究所, 山東 青島 266071; 2. 中國(guó)科學(xué)院海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島266071; 3. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室海洋礦產(chǎn)資源評(píng)價(jià)與探測(cè)技術(shù)功能實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島266061; 4. 中國(guó)科學(xué)院大學(xué), 北京 100049; 5. 中國(guó)科學(xué)院海洋大科學(xué)研究中心, 山東 青島 266071)

現(xiàn)代海底熱液活動(dòng)主要分布在洋中脊、弧后盆地、島弧和熱點(diǎn)環(huán)境, 其熱液區(qū)可進(jìn)一步分為4大類：(1)有沉積物覆蓋的洋中脊熱液區(qū), 沉積物和火成巖構(gòu)成熱液活動(dòng)的圍巖; (2)無(wú)沉積物覆蓋的洋中脊熱液區(qū), 火成巖構(gòu)成熱液活動(dòng)的圍巖; (3)弧后盆地?cái)U(kuò)張中心熱液區(qū), 熱液活動(dòng)的圍巖類型多樣(基性、中性和酸性火成巖以及沉積物); (4)島弧和熱點(diǎn)熱液區(qū),火成巖構(gòu)成熱液活動(dòng)的圍巖[1-2]。

海底熱液活動(dòng)的環(huán)境差別, 主要體現(xiàn)在： (1)熱液活動(dòng)的硫化物、硫酸鹽等熱液產(chǎn)物出露的基底及熱液活動(dòng)的圍巖是沉積物還是火成巖, 或是二者兼有; (2)熱液區(qū)是否有沉積物覆蓋; (3)熱液區(qū)分布在洋中脊擴(kuò)張中心、弧后盆地?cái)U(kuò)張中心還是島弧、熱點(diǎn)構(gòu)造環(huán)境等方面。即構(gòu)造環(huán)境、熱液產(chǎn)物出露的基底及熱液活動(dòng)的圍巖類型等因素的差異, 是導(dǎo)致海底熱液活動(dòng)環(huán)境不同的關(guān)鍵因素。這預(yù)示著熱液區(qū)的噴口流體和熱液產(chǎn)物的物理性質(zhì)和化學(xué)組成也存在相應(yīng)的變化, 致使周圍的海底巖石、沉積、海水和生態(tài)環(huán)境產(chǎn)生了不同的響應(yīng)[1-2]。

1 海底熱液活動(dòng)的環(huán)境

1.1 洋中脊

1.1.1 東太平洋海隆13°N

東太平洋海隆(East Pacific Rise, EPR)的擴(kuò)張速率可達(dá)17.2 cm/a, 是一個(gè)典型的快速-超快速擴(kuò)張洋脊, 同時(shí)也是一個(gè)熱液區(qū)(點(diǎn))分布比較密集的地段。其中, EPR 13°N 位于 Orozco 斷裂帶(EPR 15°N)與Clipperton 斷裂帶(EPR 10°N)之間, 走向?yàn)?345°±5°,全擴(kuò)張速率約為10～12 cm/a, 屬快速擴(kuò)張洋中脊[3]。該海隆軸部具寬度 200～600 m, 深度 20～50 m, 水深2 500～2 700 m(底部平均水深為2 630 m)的地塹結(jié)構(gòu)[4],其底部平坦, 中央分布較多裂隙[5-6], 基底主要由洋中脊玄武巖(Mid-Ocean Ridge Basalt, MORB)組成,較少有沉積物覆蓋, 且在 12°37′N 和 12°54′N 兩處,顯示出雙洋脊結(jié)構(gòu)。同時(shí), 在海隆的西翼有平行海隆軸部的裂隙與斷層, 走向介于 350°～30°, 斷層密度為5.4條/km, 在海隆的東翼, 斷層密度為2.5條/km,走向介于345°～350°[7]。根據(jù)海隆的構(gòu)造特征和基底地形, Choukroune等[3]將EPR 13°N附近的海隆分為4個(gè)區(qū)域： (1)位于海隆軸部地塹的活動(dòng)火山帶; (2)構(gòu)成海隆軸部地塹并向兩翼延展大約2 km的活動(dòng)構(gòu)造區(qū); (3)距離海隆軸部超過(guò)2 km的區(qū)域, 即由不連續(xù)地壘和地塹構(gòu)成的非活動(dòng)構(gòu)造區(qū); (4)距離海隆軸部不超過(guò) 20 km 的軸外火山(海山)區(qū)。不僅如此, 在EPR 13°N附近的洋殼下方1～2 km處還存在著透鏡狀的巖漿房, 其沿海隆軸部方向連續(xù)分布, 呈薄且窄的席狀熔融體, 位于厚度約為1～1.5 km的碎晶帶之上[8]。此外, McClain等[9]通過(guò)分析該海隆的地震反射數(shù)據(jù), 也指出其海底淺部地殼中可能存在一個(gè)與巖漿房有關(guān)的低速帶。

到目前為止, 在 EPR 13°N 的深潛取樣已超過(guò)100次, 發(fā)現(xiàn)熱液活動(dòng)點(diǎn)達(dá)149處[10], 主要分布在水深2 000～3 000 m的三個(gè)構(gòu)造單元中： 軸部地塹區(qū)、地塹兩翼斷層區(qū)以及離軸地段[10-11]。其中, 熱液硫化物和Si-Fe-Mn羥基氧化物堆積體主要分布于軸部地塹區(qū)和離軸地段的 MORB基底之上[6,11-14], 且該MORB基底經(jīng)歷了較強(qiáng)的熱液蝕變, 在此過(guò)程中, 由于流體-玄武巖相互作用, 使得對(duì) MORB進(jìn)行蝕變改造的熱液流體, 其化學(xué)組成也產(chǎn)生了相應(yīng)的變化[6]。同時(shí), 在海隆遠(yuǎn)離熱液噴口的東西兩翼～200×103km2范圍內(nèi)還觀測(cè)到含金屬沉積物的存在[15-17]。

1.1.2 大西洋洋中脊TAG熱液區(qū)

TAG(Trans-Atlantic Geotraverse)熱液區(qū)位于大西洋洋中脊 26°08′N, 44°50′W, 靠近無(wú)沉積物覆蓋洋中脊裂谷東壁一側(cè)的谷底中, 分布著熱液產(chǎn)物、火山巖和斷裂, 面積約為25 km2。其中, 裂谷東壁一側(cè)的谷底, 由一系列階狀斷塊組成, 斷塊邊緣為陡的傾向西的正斷層; 而裂谷的西壁一側(cè)則由幾個(gè)不連續(xù)的隆起階地組成, 其高出谷底1 400 m左右[18]。裂谷中出露的火山巖為MORB, 形成該MORB的巖漿在演化過(guò)程中受結(jié)晶分異作用控制, 經(jīng)歷較短時(shí)間的滯留, 上升之后在淺部巖漿房發(fā)生結(jié)晶作用, 隨后快速在海底表面噴出, 暗示著該區(qū)熱液循環(huán)系統(tǒng)的下部分布著一個(gè)深層的巖漿熱源[18-19]。

在TAG熱液區(qū), 高溫?zé)嵋夯顒?dòng)區(qū)和流體停止活動(dòng)的熱液丘狀堆積體主要分布在裂谷底部近東壁一側(cè)的地段, 低溫?zé)嵋夯顒?dòng)區(qū)的塊狀和層狀的鐵、錳氧化物與綠脫石主要分布在水深2 400～3 100 m的裂谷東壁[20], 兩個(gè)流體停止活動(dòng)的熱液區(qū)(Alvin和 Mir區(qū)), 其硫化物丘狀堆積體則位于裂谷東壁地勢(shì)較低的地段[19], 并遭受了多階段海底風(fēng)化作用的影響。特別是,在高溫?zé)嵋夯顒?dòng)區(qū), 直徑約為200 m, 高為50 m的熱液丘狀堆積體, 呈現(xiàn)由陡坡和平臺(tái)構(gòu)成的一個(gè)兩層環(huán)形堆積體, 平臺(tái)表面凹凸不平, 由硫化物碎片、碎塊,聳立和已倒塌的煙囪體, 以及 Fe-Mn氧化物殼等熱液產(chǎn)物組成, 表明其形成經(jīng)歷了兩個(gè)堆積階段[19,21]。不僅如此, 在該堆積體中央的西北部, 從黑煙囪體噴出的流體溫度高達(dá)363℃, 白煙囪體噴出的流體溫度為260～300℃[20]。同時(shí), 在該熱液區(qū)的黑煙囪體附近還發(fā)現(xiàn)了溫度達(dá) 50℃的低溫?cái)U(kuò)散流體, 反映出其熱液活動(dòng)具多樣性、長(zhǎng)期性和多階段性的特征[22-24],且放射性定年確定TAG熱液區(qū)自4～5×104年前就已經(jīng)開(kāi)始了階段性的熱液活動(dòng)[25-26]。

1.2 弧后盆地

1.2.1 沖繩海槽

沖繩海槽(Okinawa Trough, OT)位于西北太平洋的東海大陸架東緣和琉球(Ryukyu)溝-弧體系的西北側(cè), 北起日本九州, 槽寬達(dá) 230 km, 水深約 200 m;南至中國(guó)臺(tái)灣, 槽寬60～100 km, 水深達(dá)2 300 m, 呈狹長(zhǎng)的弧形, 延伸長(zhǎng)達(dá) 1 200 km, 是一個(gè)處于活動(dòng)階段的弧后擴(kuò)張盆地, 其形成與菲律賓海板塊向歐亞大陸的俯沖有關(guān), 與琉球海溝、琉球島弧構(gòu)成了完整的溝-弧-盆體系。

沖繩海槽受板塊俯沖作用的影響, 其內(nèi)部分布著一系列 NE向的平行火山巖脊以及相間排列的若干水深約1 300～1 600 m由構(gòu)造塌陷形成的地塹盆地。西北走向的吐喀喇?dāng)嗔褞Ш蛯m古斷裂帶將該海槽分為北、中、南三段[27-31], 其對(duì)應(yīng)的地殼厚度從北到南呈逐漸減薄的趨勢(shì)(北段約30 km, 中段約20 km,南段約12 km)[29-32]。

沖繩海槽的巖漿活動(dòng)發(fā)育, 根據(jù)海上調(diào)查采樣結(jié)果發(fā)現(xiàn), 北中南三段的火山巖類型存在明顯差異：北段以流紋巖和英安巖為主, 且浮巖是流紋巖和英安巖的主要產(chǎn)出形式[30]; 中段以流紋巖和玄武巖為主,出露少量的安山巖, 火山巖呈雙峰式的分布特征; 而南段地塹中以玄武巖或玄武質(zhì)安山巖為主[29]。同時(shí),海槽分布著厚度達(dá)20～30 m未固結(jié)的全新世深海粉砂質(zhì)黏土, 其下伏晚更新世的長(zhǎng)英質(zhì)火山巖, 與泥質(zhì)沉積物和酸性凝灰?guī)r互層產(chǎn)出[33]。此外, 受該區(qū)強(qiáng)烈的巖漿作用、構(gòu)造演變和熱液活動(dòng)影響, 沖繩海槽具異常高的地?zé)岙惓?熱流值 102～105mW/m2)[34-36]。

沖繩海槽的海底熱液活動(dòng)主要分布在海槽的中部和南部, 包括中部的夏島 84-1熱液區(qū)、伊平屋北熱液區(qū)、Jade熱液區(qū)以及南部的唐印熱液區(qū)。其中,伊平屋北熱液區(qū)位于伊平屋北海丘中央峽谷的西部山坳, 9個(gè)熱液噴口, 呈南北向沿?cái)嗔逊植? 其北部大煙囪體(Northern Big Chimney, NBC)具最高的噴口流體溫度和流速[37]。Jade熱液區(qū)則位于沖繩海槽中部伊是名海洼(Izena Cauldron)的東北坡, 水深 1 200～1 610 m, 呈SW-NE向?qū)捈s600 m, 長(zhǎng)1 800 m的帶狀展布, 面積約1×106m2。其中, 火成巖主要以凝灰?guī)r為主, 沉積物以泥質(zhì)和粉砂為主, 熱液產(chǎn)物以硫化物-硫酸鹽煙囪體與丘狀堆積體的形式產(chǎn)出, 主要由閃鋅礦、方鉛礦、黃鐵礦、白鐵礦、黃銅礦、黝銅礦、硬石膏、重晶石以及隱晶質(zhì)二氧化硅和鉛礬等礦物組成[31]。此外, 在 Jade熱液區(qū)及其附近的海底?？梢?jiàn)到海綿動(dòng)物、白海星、海參、海膽、蘇陽(yáng)箱蛤、云雀貝、深海偏頂蛤、深海腰折蝦、鎧甲蟹、蠕蟲(chóng)、魚和章魚等多種生物以及底棲生物孔穴或生物殘骸[38]。

1.2.2 馬努斯海盆

東馬努斯海盆的巖漿類型多樣, 從玄武質(zhì)巖漿到流紋質(zhì)巖漿均有, 其形成了線狀分布的安山巖和英安巖火山脊[39-42]。其間, 分布著 DESMOS、SuSu Knolls、PACMANUS熱液區(qū)。其中, PACMANUS熱液區(qū)分布在1.5 km長(zhǎng)的Pual火山脊上, 主要由4處高溫?zé)嵋狐c(diǎn)(Roman Ruins、Roger’s Ruins、Satanic Mills和Tsukushi)和1處低溫?zé)嵋狐c(diǎn)(Snowcap)構(gòu)成。在 Snowcap低溫?zé)嵋狐c(diǎn)中, 蝕變英安巖的露頭上均覆蓋著Fe-Mn氧化物[43]; 在Roman Ruins和Satanic Mills高溫?zé)嵋狐c(diǎn), 煙囪體主要由黃銅礦、閃鋅礦以及少量的黃鐵礦、斑銅礦、砷黝銅礦和方鉛礦等礦物組成, 其 Au和 Ag含量高(質(zhì)量比平均值分別達(dá)15 μg/g 和 320 μg/g )。同時(shí), 有證據(jù)表明部分巖漿物質(zhì)及氣體揮發(fā)份已進(jìn)入該區(qū)的熱液流體中[42-44]。此外, 在該區(qū)的海底表面及海底面以下, 由黏土-硫化物-硫酸鹽礦物組成的集合體中存在著大量的化能自養(yǎng)型微生物, 這些微生物包含需氧和厭氧型, 其最高適應(yīng)溫度為90℃[43]。

1.2.3 龜山島熱液區(qū)

龜山島位于沖繩海槽的西南端, 靠近臺(tái)灣東部宜蘭縣, 在地質(zhì)構(gòu)造上是琉球溝-弧-盆體系的一部分,也是沖繩海槽擴(kuò)張軸向西南延伸形成的最后一個(gè)火山中心, 主要由安山巖和火山碎屑沉積物組成[45-47]。

龜山島熱液區(qū)位于龜山島向海面下自然延伸的翼部(121°55′E, 24°50′N, 水深 10～20 m), 面積為0.5 km2, 熱液產(chǎn)物主要包括噴口流體、自然硫煙囪體、自然硫球、硫磺砂、熱液柱和熱液生物等。其中, 噴口流體包括黃泉噴口流體(92～116℃)和白泉噴口流體(48～62℃)兩種類型[48], 其CO2和H2S氣體含量相對(duì)較高, 而SO2和HCl氣體含量相對(duì)較低[49], 且噴口流體的溫度受潮汐變化的影響較大, 在潮汐達(dá)到高潮之后2～4 h, 噴口流體的溫度也達(dá)到最高[50-52]。

2 熱液區(qū)及鄰域的巖石環(huán)境

2.1 東海陸架邊緣北部的玄武巖

東海由陸架、陸坡、海盆、島弧和海溝構(gòu)成, 是中國(guó)邊緣海盆地的重要組成部分, 其形成演化一直備受國(guó)內(nèi)外海洋地質(zhì)學(xué)家的關(guān)注。東海整體呈現(xiàn)東西分帶、南北分塊的區(qū)域構(gòu)造特征, 反映了其在形成演化過(guò)程中各構(gòu)造單元之間存在著內(nèi)在聯(lián)系, 同時(shí)也是造成東海復(fù)雜構(gòu)造演化特征的重要原因。因此,研究東海形成演化過(guò)程的內(nèi)在聯(lián)系, 對(duì)于深入認(rèn)識(shí)其南北差異的形成機(jī)制具有重要的意義[53], 也是了解沖繩海槽熱液活動(dòng)的區(qū)域構(gòu)造、巖漿環(huán)境的重要一環(huán)。我們的初步研究表明, 東海陸架邊緣北部玄武巖的主要斑晶礦物是拉長(zhǎng)石、貴橄欖石和普通輝石,且其單斜輝石的結(jié)晶溫度達(dá)1 108.49℃, 形成該玄武巖的巖漿起源深度為42.9 km。此外, 東海陸架邊緣北部玄武巖中斜長(zhǎng)石的An值、輝石的Ca-Mg-Fe比例以及橄欖石的Fo值與沖繩海槽和琉球島弧玄武巖的均存在明顯差異, 表明這三地的玄武巖具有明顯不同的成因機(jī)制[53]。

2.2 東太平洋海隆13°N附近的玄武巖及其玻璃

MORB是在洋中脊擴(kuò)張過(guò)程中由地幔物質(zhì)上涌,經(jīng)減壓熔融形成的, 其巖石地球化學(xué)特征記錄并反映了上地幔源區(qū)的地球化學(xué)特征。同時(shí), EPR 13°N附近的MORB也是海底熱液活動(dòng)的主要圍巖。因此,研究 MORB可示蹤洋中脊的地幔組分, 有助于了解海底熱液活動(dòng)的物源體系, 深入認(rèn)識(shí)全球板塊構(gòu)造及其地幔物質(zhì)組成[54]。EPR 13°N附近的MORB及其火山玻璃樣品的微量元素組成表明, 該區(qū)玄武質(zhì)巖漿可能來(lái)自不同的地幔端員, 受非均質(zhì)地幔源區(qū)的影響較大, 經(jīng)歷了雙組分地幔的熔融過(guò)程, 且富集組分對(duì)該地幔源區(qū)的巖漿有一定程度的影響[54]。

2.3 沖繩海槽西南部流紋巖中的角閃石

角閃石的化學(xué)成分可用來(lái)確定其形成時(shí)的結(jié)晶條件, 對(duì)了解寄主巖漿的起源、演化以及巖石的成因具有指示意義。盡管如此, 前人主要利用全巖地球化學(xué)方法對(duì)沖繩海槽火山巖進(jìn)行了研究, 而礦物學(xué)方面也大多集中于對(duì)斜長(zhǎng)石及輝石的化學(xué)成分分析,對(duì)角閃石的研究較少[29], 不清楚火山巖中斑晶礦物在流體-巖石相互作用過(guò)程中的表現(xiàn)。我們通過(guò)分析沖繩海槽西南端流紋巖中角閃石的主量和微量元素組成, 結(jié)果表明角閃石結(jié)晶時(shí)的溫壓條件分別為：775～839 ℃和 0.12 GPa, 具 Sc、V、Cr、Co、Ni和 REE富集, Rb、Sr、Ba、Zr、Th、U和Pb元素相對(duì)虧損的特征。進(jìn)一步論證了該流紋巖中的角閃石為殼-?；旌铣梢? 其寄主流紋質(zhì)巖漿是由幔源玄武質(zhì)巖漿與殼源長(zhǎng)英質(zhì)巖漿混合后在淺層巖漿房中結(jié)晶分異形成的,且殼?；旌显春芸赡苁窃搮^(qū)域巖漿的主要來(lái)源[29]。這為進(jìn)一步研究角閃石在熱液流體-巖石相互作用過(guò)程中的礦物、地球化學(xué)行為提供了研究基礎(chǔ)。

3 海底熱液活動(dòng)形成的流體、熱液柱和硫化物

3.1 流體和熱液柱

3.1.1 龜山島熱液區(qū)的噴口流體

臺(tái)灣東北部龜山島熱液區(qū)中流體的來(lái)源復(fù)雜,巖石和/或海水均有可能為其流體提供物質(zhì)。我們研究了龜山島熱液區(qū)中黃泉與白泉噴口流體的稀土元素(Rare earth element, REE)組成, 發(fā)現(xiàn)黃泉與白泉噴口流體均具輕稀土元素(LREE)相對(duì)富集的特點(diǎn),且黃泉與白泉噴口流體的稀土元素總量(ΣREE)相似(813～1 212 ng/L), 均明顯高于海水中的REE含量。同時(shí), 黃泉與白泉噴口流體分別呈現(xiàn)出弱的負(fù)Eu異常和無(wú)Eu異常, 這可能與龜山島熱液區(qū)噴口流體的相對(duì)低溫(＜ 200°C)以及該熱液區(qū)海底面以下流體-巖石相互作用時(shí)間較短有關(guān)。此外, 黃泉噴口流體的REE組成受到了流體低pH值(2.81和2.29)、流體沸騰以及自然硫沉淀的影響, 而白泉噴口流體的 REE則主要受細(xì)小顆粒物的吸附作用以及稀土元素與氯絡(luò)合作用的控制[47]。

3.1.2 熱液柱的溫度異常計(jì)算

為了尋找、發(fā)現(xiàn)海底熱液活動(dòng)區(qū), 掌握海底熱液柱的溫度異常及其空間分布至關(guān)重要。熱液柱的溫度異常值是指在同一海區(qū)等密度層位處熱液柱的溫度與正常海水溫度之間的差值。計(jì)算海底熱液柱的溫度異常值的方法有 3種： 第一種方法主要是通過(guò)擬合背景海水的位勢(shì)溫度-位勢(shì)密度或位勢(shì)溫度-鹽度曲線, 得到它們兩兩之間的關(guān)系變化。隨后, 將獲得的溫度、鹽度或密度變化值與海水背景值作比較,從而計(jì)算出熱液柱的溫度異常值[12]; 第二種方法則是利用熱液柱的位勢(shì)溫度-位勢(shì)密度或位勢(shì)溫度-鹽度曲線, 找出并扣除曲線上的異常結(jié)點(diǎn), 之后再將剩余的點(diǎn)作位勢(shì)溫度-密度或位勢(shì)溫度-鹽度擬合曲線。隨后, 將新獲得的曲線延伸到異常區(qū)域, 并將此假設(shè)的正常海水曲線與異常區(qū)域內(nèi)的變化曲線相比較,從而計(jì)算得到熱液柱的溫度異常值[55-56]; 第三種方法則是通過(guò)熱液柱平衡高度和鹽度梯度或密度梯度計(jì)算得出熱液柱的溫度異常值[57]。盡管如此, 這3種方法在動(dòng)態(tài)反映熱液柱的擴(kuò)散狀況方面仍稍顯不足。為此, 我們提出了兩種新方法： 重采樣法和迭代法, 不僅消除了人為控制結(jié)點(diǎn)而引起的計(jì)算熱液柱溫度異常誤差, 還可對(duì)海底熱液柱的溫度異常進(jìn)行高效、自動(dòng)化計(jì)算, 方法操作簡(jiǎn)單、方便快捷, 擬合獲得的背景指標(biāo)關(guān)系較好, 且計(jì)算得到的熱液柱的溫度異常值, 其誤差范圍較小, 不僅可以更有效地比較不同熱液柱之間的溫度異常, 同時(shí)也能更好地對(duì)熱液柱動(dòng)態(tài)信息進(jìn)行辨別, 這有助于尋找新的海底熱液活動(dòng)區(qū)[58]。

3.2 海底熱液硫化物

3.2.1 東太平洋海隆13°N附近的熱液硫化物

海底熱液硫化物是海底熱液活動(dòng)的產(chǎn)物, 記錄了海底熱液活動(dòng)的演化過(guò)程。因此, 研究硫化物的礦物組合、結(jié)構(gòu)構(gòu)造、元素和同位素組成, 將有助于深入認(rèn)識(shí)熱液流體的演變過(guò)程、海底面以下流體-巖石相互作用以及海水的物質(zhì)貢獻(xiàn)情況[13]。為此, 我們?cè)鴮?duì) EPR 13°N附近的熱液硫化物進(jìn)行了礦物和化學(xué)組成分析, 結(jié)果顯示硫化物的礦物組合影響其分散和稀有元素(In、Li、Cs等)的含量, 且 Cd、Cs和 P等元素的含量分別受控于Zn、Fe和Cu的硫化物。不僅如此, 受海底風(fēng)化作用的影響, 致使硫化物中微量元素比值原有的相關(guān)性產(chǎn)生了變化, V、Mn和REE主要富集在紅褐色硫化物氧化層中, 該氧化層具有與海水較為一致的REE配分模式。在熱液硫化物的礦物由高溫到低溫的形成過(guò)程中, 其元素以及硫(S)、鉛(Pb)同位素組成受海水的影響程度越來(lái)越大, 致使硫化物中δ34S值和Fe含量不斷增加, 而Pb同位素比值和Zn含量則逐漸減小[13]。此外, 根據(jù)海底熱液硫化物丘狀體或噴口群的形態(tài)及規(guī)模, 可估算海底熱液區(qū)中硫化物堆積體儲(chǔ)量的保守值[16]。

3.2.2 Jade熱液區(qū)中硫化物的元素和鈾系同位素組成

時(shí)至今日, 對(duì)沖繩海槽 Jade熱液區(qū)硫化物中稀有和分散元素的特征、含硫酸鹽礦物的硫化物中REE的特征均知之甚少, 也缺乏年代學(xué)的數(shù)據(jù)[59]。為此, 通過(guò)分析Jade熱液區(qū)中硫化物的元素以及鈾同位素組成, 發(fā)現(xiàn)含硫酸鹽礦物的硫化物, 其LREEs相對(duì)富集, 且210Pb放射性比度(單位： dpm/g, dpm： 每分鐘衰變次數(shù))和210Pb放射性比度與 Pb質(zhì)量比的比值(dpm/μg)極低。此外, 基于硫化物中210Pb放射性比度與Pb質(zhì)量比的比值、U同位素組成以及232Th放射性比度值和230Th放射性比度值均處于背景水平的事實(shí), 計(jì)算得出 Jade熱液區(qū)中熱液硫化物的形成年齡在 0.2～2 ka[59]。

3.2.3 硫化物的稀土元素組成

稀土元素(REE)具有較為穩(wěn)定的地球化學(xué)性質(zhì),在現(xiàn)代海底熱液活動(dòng)研究過(guò)程中常用作指示海底熱液活動(dòng)化學(xué)演化及其物質(zhì)來(lái)源的示蹤劑[19]。我們?cè)治龃笪餮笱笾屑筎AG熱液區(qū)中硫化物的REE組成,發(fā)現(xiàn)其REE的變化可能受控于該區(qū)熱液系統(tǒng)中流體和海水混合的程度, 且硫化物中的 REE部分來(lái)自下伏的玄武巖基底。同時(shí), LREE在硫化物的形成過(guò)程中得到富集, 其Eu的變化則可以反映出熱液流體的演變特征[19]。

在沖繩海槽的 Jade熱液區(qū), 大多數(shù)硫化物樣品呈負(fù) Eu異常和 LREE相對(duì)富集的特征, 顯示流體-巖石的相互作用以及海水和流體不同程度的混合造成了硫化物樣品中 REE組成的變化。進(jìn)一步, 證實(shí)硫化物中的 REE部分來(lái)自沉積物和火山巖, 且經(jīng)歷了流體-海水混合過(guò)程的硫化物, 其REE組成記錄了流體-海水混合作用的信息[31]。

3.2.4 硫化物的硫同位素組成

在研究硫化物集合體及其單礦物之間的 S同位素組成關(guān)系基礎(chǔ)之上[60], 我們分析了大西洋洋中脊TAG熱液區(qū)和沖繩海槽Jade熱液區(qū)中硫化物的S同位素組成。結(jié)果顯示, TAG熱液區(qū)中硫化物的δ34S為+3.9‰～+7.6‰, 其 S大部分來(lái)自玄武巖, 較少部分來(lái)自海水硫酸鹽, 且海水和玄武巖為硫化物提供S的主要方式為海水的加入、流體-玄武巖相互作用、硫酸鹽礦物的還原作用以及先期形成硫化物的重溶作用[22]。在 Jade熱液區(qū), 硫化物、硫酸鹽和自然硫中的S主要來(lái)自中、酸性火山巖和海水, 且海底沉積物也可為經(jīng)歷了流體-沉積物相互作用過(guò)程的流體及其沉淀的硫化物提供S。同時(shí), S的來(lái)源、構(gòu)造演化以及巖漿活動(dòng)控制著硫化物的S同位素組成特征[35]。

不僅如此, 全球范圍內(nèi), 構(gòu)造環(huán)境對(duì)熱液產(chǎn)物中的S同位素組成及其S源產(chǎn)生了影響, 研究發(fā)現(xiàn)：(1)海底熱液硫化物(δ34S=+1‰～+9‰, 均值 4.5‰,n=1 042)的δ34S值明顯低于硫酸鹽礦物的(δ34S=+19‰～+24‰, 均值21.3‰,n= 217); (2)無(wú)沉積物覆蓋熱液區(qū)中硫化物的δ34S, 其變化范圍明顯小于沉積物覆蓋熱液區(qū)硫化物中δ34S的, 前者的 S源主要為玄武巖和海水, 而后者中的 S除了來(lái)自玄武巖和海水外,沉積物和有機(jī)質(zhì)也可為硫化物的形成提供 S, 這表明S來(lái)源的差異是導(dǎo)致各熱液區(qū)硫化物中δ34S值分布范圍不同的主要因素; (3)海底熱液系統(tǒng)中流體物理化學(xué)性質(zhì)的差異、巖漿演化過(guò)程以及構(gòu)造背景的不同是控制海底熱液產(chǎn)物中 S同位素組成變化以及S源不同的主要原因[2,61]。

3.2.5 硫化物的鉛同位素組成

了解海底熱液成礦的物質(zhì)來(lái)源有助于分析流體的演化過(guò)程及其成礦機(jī)制, 也是海底熱液活動(dòng)研究的重點(diǎn)之一[24]。分析大西洋洋中脊TAG熱液區(qū)中硫化物的Pb同位素組成, 可見(jiàn)硫化物中Pb同位素組成變化范圍小、較為均一, 且大多數(shù)硫化物的Pb同位素比值落在了大西洋洋中脊 MORB的 Pb同位素組成范圍內(nèi), 表明上部洋殼巖石為該區(qū)硫化物的形成提供了鉛。進(jìn)一步研究表明, 在硫化物形成過(guò)程中因其所處地質(zhì)構(gòu)造環(huán)境的不同, 導(dǎo)致其鉛源的不同,并引起有、無(wú)沉積物覆蓋洋中脊中硫化物的Pb同位素組成明顯的不同[24]。

在沖繩海槽 Jade熱液區(qū), 硫化物的鉛同位素組成與 TAG熱液區(qū)中硫化物的一致, 均呈現(xiàn)出變化范圍小, 組成均一的特征, 且其 Pb同位素比值落在了中部沖繩海槽火山巖和沉積物的Pb同位素組成范圍內(nèi), 顯示海底沉積物與長(zhǎng)英質(zhì)火山巖是該區(qū)硫化物中Pb的主要來(lái)源[28]。

3.2.6 硫化物中流體包裹體的稀有氣體同位素組成

熱液流體中稀有氣體的信息可以被很好地保存在同時(shí)期的流體包裹體中, 分析熱液產(chǎn)物中流體包裹體的稀有氣體組分, 有助于了解熱液流體的來(lái)源、演化以及熱液通量等問(wèn)題[26]?；诖? 我們?cè)治隽舜笪餮笱笾屑筎AG熱液區(qū)和沖繩海槽Jade熱液區(qū)硫化物中流體包裹體的稀有氣體(He、Ne和Ar)同位素組成。結(jié)果表明, TAG熱液區(qū)硫化物中流體包裹體的He同位素比值變化范圍明顯大于該區(qū)噴口流體和MORB的。樣品中Ne和Ar同位素比值的變化范圍分別略高于和接近大氣值的, 表明該區(qū)硫化物中流體包裹體的稀有氣體來(lái)源于地幔和海水端員稀有氣體的混合, 且流體包裹體中的 He主要來(lái)自上地幔,而海水則是其Ne和Ar的主要供給者[26,62]。

在Jade熱液區(qū), 硫化物中流體包裹體的He同位素比值與洋中脊玄武巖中的較為接近, 其 Ne和 Ar同位素比值的變化范圍分別高于大氣和接近大氣的,表明該區(qū)硫化物中流體捕獲的稀有氣體, 與 TAG熱液區(qū)類似, 也是海水和地幔源混合的結(jié)果, 且其 He主要來(lái)自地幔, 而Ne和Ar則主要來(lái)自海水[63]。

3.2.7 硫化物的鋨含量及其同位素組成

前人研究發(fā)現(xiàn)海水和上部洋殼巖石具有明顯不同的鋨(Os)同位素組成特征。因此, 可以使用 Os同位素組成體系來(lái)示蹤海底熱液活動(dòng)[64]?；诖? 我們?cè)治隽舜笪餮笱笾屑筎AG熱液區(qū)和沖繩海槽Jade熱液區(qū)中硫化物的Os同位素組成。結(jié)果發(fā)現(xiàn), 前者硫化物的Os同位素比值與其他熱液活動(dòng)區(qū)的一致,均落在上部洋殼巖石和現(xiàn)代海水的 Os同位素組成之間, 指示該區(qū)硫化物中的 Os主要來(lái)源于海水和上部洋殼, 且在海底熱液循環(huán)過(guò)程中, 熱液流體中的 Os濃度及其同位素組成明顯受到了海水混入的影響[64-65]。

在Jade熱液區(qū), 硫化物的Os同位素比值與TAG熱液區(qū)的不同, 介于地幔、海底沉積物和海水端員之間, 從而表明該區(qū)硫化物中的Os源自地幔深部與海水和/或沉積物中的Os。結(jié)合對(duì)該區(qū)硫化物中S同位素、Pb同位素以及REE的組成特征分析, 進(jìn)一步證實(shí)Jade熱液區(qū)中硫化物的S、Pb、REE和Os主要來(lái)自于火山巖、沉積物、海水以及深部地幔[33]。

4 淺海龜山島熱液區(qū)的自然硫煙囪體

在龜山島熱液區(qū)曾分布著一個(gè)高達(dá)6 m的自然硫煙囪體(水深 20 m), 之前我們?cè)鴪?bào)道過(guò)采自該煙囪體的14個(gè)自然硫樣品的S同位素組成數(shù)據(jù)[50]。進(jìn)一步, 我們?cè)鴮?duì)該區(qū)的自然硫煙囪體進(jìn)行了微量和REE組成的測(cè)定, 并結(jié)合S同位素組成特征分析, 探討了煙囪體的物質(zhì)來(lái)源及其形成條件。研究表明, 該區(qū)海底下流體-安山巖相互作用的時(shí)間短, 其 S源主要是巖漿去氣過(guò)程中所產(chǎn)生的H2S和SO2, 而其微量和 REE主要來(lái)自龜山島安山巖, 并有海水組分的加入, 是酸性流體與安山巖相互作用的結(jié)果?；谝陨?結(jié)合該區(qū)噴口流體的化學(xué)組成特征, 可知自然硫煙囪體主要形成于相對(duì)低溫(＜ 116℃)、有氧且酸性的流體環(huán)境中[51]。

5 羥基氧化物與熱液蝕變

5.1 東太平洋海隆13°N的羥基氧化物

海底熱液活動(dòng)區(qū)中分布著Fe-羥基氧化物, 其可呈丘狀體、煙囪體以及熔巖流之間的裂隙充填物和其它不規(guī)則形態(tài)產(chǎn)出[11]。我們?cè)ㄟ^(guò)分析EPR 13°N附近 Fe-羥基氧化物的礦物和化學(xué)組成, 發(fā)現(xiàn)其常量元素Fe、Ca、Mg、Al和微量元素As、Co、Ni、Cu、Zn、Ba、Sr的含量值均落在該區(qū)硫化物中對(duì)應(yīng)元素的變化范圍內(nèi), 反映該 Fe-羥基氧化物是硫化物后期發(fā)生次生氧化作用的產(chǎn)物, 并部分繼承了原生硫化物的元素組成特征。同時(shí), 該熱液區(qū)附近Fe-羥基氧化物的球粒隕石標(biāo)準(zhǔn)化 REE配分模式與海水較為相似, 而與噴口流體及熱液柱中懸浮物的REE特征明顯不同, 表明海水中的REE是Fe-羥基氧化物 REE的重要來(lái)源, 暗示海底熱液區(qū)中 Fe-羥基氧化物可構(gòu)成海水中 REE的一個(gè)匯。同時(shí), Fe-羥基氧化物中REE含量較低和Mn含量偏高與熱液柱顆粒物的快速沉淀有關(guān)。進(jìn)一步證實(shí)了該區(qū)Fe-羥基氧化物是有氧、低溫條件下硫化物次生氧化過(guò)程的產(chǎn)物[11]。

5.2 東馬努斯海盆 PACMANUS熱液區(qū)的羥基氧化物

東馬努斯海盆 PACMANUS熱液區(qū)中分布著Si-Fe-Mn氧化物和羥基氧化物。首先, 我們?cè)鴮?duì)該Si-Fe-Mn氧化物進(jìn)行了掃描電鏡和顯微鏡觀察, 發(fā)現(xiàn)其呈隱晶質(zhì)結(jié)構(gòu), 含有已石化的硅藻, 樣品中 Fe和 Mn元素的分布呈現(xiàn)出明顯的分帶性, 表現(xiàn)為Si-Fe質(zhì)層包裹Si-Mn質(zhì)層的特征, 說(shuō)明Si-Fe-Mn氧化物是多期次多階段的產(chǎn)物, 且該 Si-Fe-Mn氧化物是從富Si、Fe和Mn的低溫?zé)嵋毫黧w中直接沉淀形成的[41]。進(jìn)一步, 對(duì)該熱液區(qū)英安巖環(huán)境中Si-Fe-Mn羥基氧化物的礦物學(xué)和形態(tài)學(xué)特征進(jìn)行分析, 發(fā)現(xiàn)其普遍具有相對(duì)較差的結(jié)晶度, 可見(jiàn)少量的水鈉錳礦、針鐵礦、綠脫石、鋇鎂錳礦和蛋白石-A等礦物,有疑似生物遺跡的存在(細(xì)絲狀硅質(zhì)物和空心管狀物), 表明其可能受到了熱液區(qū)微生物作用的影響,進(jìn)而形成了低溫?zé)嵋夯顒?dòng)的產(chǎn)物—綠脫石。不僅如此, 該區(qū)Si-Fe-Mn羥基氧化物的核可分為Si質(zhì)核和Si-Mn質(zhì)核兩種類型, 且Si質(zhì)核主要是無(wú)機(jī)成因, 而Si-Mn質(zhì)核則與微生物活動(dòng)有關(guān)[42]。

此外, 我們還分析了該區(qū) Si-Fe-Mn羥基氧化物的主量、微量和REE組成。結(jié)果顯示, 該Si-Fe- Mn羥基氧化物幾乎沒(méi)有受到火山碎屑物質(zhì)的影響, 其較快的生長(zhǎng)速率, 表現(xiàn)出明顯熱液成因的特征, 而明顯的正Ce異常, 則可能與Fe羥基氧化物的吸附作用和后期成巖作用有關(guān)。同時(shí), 該 Si-Fe-Mn羥基氧化物中較高的Pb含量, 表明流體中的Pb并未完全進(jìn)入早期形成的硫化物中, 而是隨流體噴出, 其部分進(jìn)入了Si-Fe-Mn羥基氧化物中[39]。

5.3 東太平洋海隆13°N附近玄武巖的熱液蝕變

在海底熱液循環(huán)系統(tǒng)中, 流體-巖石發(fā)生水巖相互作用, 可將有用的金屬元素從巖石中淋濾出來(lái),形成成礦流體, 同時(shí)影響了近海底水體的化學(xué)組成。基于此, 前人的研究工作主要是了解流體與玄武巖之間的水-巖相互作用過(guò)程以及玄武巖蝕變過(guò)程中所受到的壓力、溫度、巖石和流體化學(xué)組成等因素的控制, 且對(duì)玄武巖蝕變過(guò)程的研究聚焦于海底面以下, 而對(duì)海底表面的玄武巖蝕變研究卻相對(duì)較少[6]。

我們?cè)ㄟ^(guò)分析EPR 13°N附近的枕狀玄武巖,發(fā)現(xiàn)其玻璃邊緣和斜長(zhǎng)石微斑晶出現(xiàn)輕微的化學(xué)蝕變, 而輝石和橄欖石微斑晶則沒(méi)有受到熱液蝕變作用的影響。在流體-玻璃和/或斜長(zhǎng)石微斑晶相互作用弱時(shí), Si、Al、Ca和Na元素在玻璃和/或斜長(zhǎng)石微斑晶中呈現(xiàn)出由內(nèi)向外逐漸擴(kuò)散的趨勢(shì), 造成元素聚集在玻璃的邊緣和斜長(zhǎng)石微斑晶外側(cè);在流體-斜長(zhǎng)石微斑晶和/或玻璃相互作用程度相對(duì)較強(qiáng)的情況下, Si、Al、Ca和Na元素與前者表現(xiàn)一致, 但這些元素在玻璃邊緣和斜長(zhǎng)石微斑晶中的含量均相對(duì)較低[6]。進(jìn)一步, 可將斜長(zhǎng)石微斑晶和玄武質(zhì)玻璃邊緣的化學(xué)蝕變分別劃分為5和4種類型。同時(shí), 基于流體與巖石相互作用過(guò)程中,玻璃邊緣和斜長(zhǎng)石微斑晶的含量變化, 可估算出斜長(zhǎng)石微斑晶邊緣中Si、Al和Fe含量的變化率分別達(dá)到 10.69%、17.59%和 109%。類似的, 玻璃邊緣中 Si、Al和 Fe含量的變化率則分別達(dá)到 9.79%、16.30%和 37.83%[6]。

6 含金屬沉積物與富稀土元素沉積物

6.1 東太平洋海隆 13°N 附近的含金屬沉積物

含金屬沉積物是指受到海底熱液活動(dòng)影響尚未固結(jié)的深海沉積物, 主要分布于海底熱液活動(dòng)活躍的區(qū)域, 且其Fe, Mn, Cu, Zn, Pb和As等元素相對(duì)富集, 而Al和Ti等元素則相對(duì)虧損。特別是, 研究含金屬沉積物有助于揭示其記錄的熱液活動(dòng)信息, 示蹤海底熱液活動(dòng)的特征。為此, 我們?cè)鴮?duì)EPR 13°N附近的含金屬沉積物進(jìn)行了粒度分析、孔隙率變化、化學(xué)組成及其元素賦存狀態(tài)的分析, 結(jié)果顯示距離EPR 13°N 西翼 25～45 km 處的含金屬沉積物, 其Cu、Pb、Zn、Li、Mo和Ni元素相對(duì)富集, 顯示了該處的沉積作用受到了明顯的熱液柱的影響[66]。進(jìn)一步, 研究 EPR 13°N和赤道附近表層含金屬沉積物中元素的賦存狀態(tài), 可見(jiàn)靠近熱液噴口附近的含金屬沉積物, 其金屬元素(Ca、Sr除外)主要賦存于鐵錳氧化物與殘留相中, 且含金屬沉積物在順序淋濾過(guò)程形成的4個(gè)相態(tài)中, 其REE呈Eu正異常的特征, 也反映出其形成過(guò)程中受到了明顯的熱液活動(dòng)影響[67-68]。不僅如此, 近噴口的含金屬沉積物, 與遠(yuǎn)端含金屬沉積物相比, 其 Fe、Cu和 Zn等元素相對(duì)更為富集, 且具有與熱液流體相似的REE配分模式,這表明其REE來(lái)源于熱液流體[17]。

6.2 浮巖氣孔充填的沉積物及其與熱液活動(dòng)的關(guān)系

在沖繩海槽中部的伊平屋北熱液活動(dòng)區(qū)附近發(fā)現(xiàn)了大量的浮巖, 其氣孔發(fā)育、連通性良好, 且氣孔中可見(jiàn)沉積物沉淀。對(duì)于靠近熱液區(qū)的浮巖,其所攜帶的沉積物能否記錄熱液活動(dòng)信息, 是否可以作為尋找海底熱液活動(dòng)的潛在指標(biāo), 尚未確定[30]。因此, 我們?cè)鴮?duì)伊平屋北熱液區(qū)附近的浮巖進(jìn)行了掃描電鏡觀察、對(duì)充填沉積物的浮巖和去除沉積物的浮巖進(jìn)行了礦物組成和微量元素對(duì)比分析。結(jié)果表明, 距熱液活動(dòng)區(qū)近的T3浮巖樣品, 其沉積物中各元素的質(zhì)量比分別為, Zn(＞196 μg/g)、Pb(＞101 μg/g)和 Cu(＞47 μg/g)元素含量異常高, 暗示浮巖氣孔中的沉積物包含了熱液組分, 反映熱液活動(dòng)的信息可以被熱液區(qū)附近浮巖氣孔中的沉積物記錄, 這為在浮巖分布區(qū)尋找新的熱液活動(dòng)區(qū)提供了新的指標(biāo)[30]。

6.3 深海富稀土元素沉積物

深海富稀土元素(REE+Y, REY)沉積物是繼海底熱液硫化物、富鈷結(jié)殼以及多金屬結(jié)核之后, 日本科學(xué)家提出的又一新的海底資源[69]。與陸上傳統(tǒng)的稀土礦相比, 深海富稀土沉積物具有稀土元素含量高的優(yōu)勢(shì)。因此, 進(jìn)一步了解沉積物中REY的賦存載體和富集機(jī)制尤為必要。為此, 在前人對(duì)深海富REY沉積物開(kāi)展了大量礦物學(xué)和地球化學(xué)研究的基礎(chǔ)上,我們?cè)占艘寻l(fā)表的全球深海沉積物中REY含量數(shù)據(jù), 分析了海底富 REY沉積物的分布, 研究了REY在不同沉積環(huán)境下的賦存載體, 進(jìn)而討論了載體中 REY的富集機(jī)制。結(jié)果表明, 太平洋和印度洋中均分布著深海富REY沉積物, 其中西北太平洋南鳥(niǎo)島附近海域的深海沉積物, 其REY含量明顯較高,顯示該區(qū)是有潛力的REY資源分布區(qū)。此外, 靠近熱液噴口處的沉積物, 其REY含量受熱液活動(dòng)影響較大, 這可能是熱液柱擴(kuò)散過(guò)程中, Fe-Mn羥基氧化物等顆粒物不斷吸附海水中的REY形成的。與此不同, 而在正常的深海富 REY沉積物中, 海水沉降物中的高磷含量及其低沉積速率是導(dǎo)致沉積物中 REY含量相對(duì)較高的主要原因[69]。

7 結(jié)論

自 20世紀(jì) 90年代末以來(lái), 我們?cè)群髮?duì) EPR 13°N附近的玄武巖和火山玻璃樣品、東海陸架邊緣玄武巖和沖繩海槽南端流紋巖中的角閃石進(jìn)行了研究。在此基礎(chǔ)上, 揭示了EPR 13°N附近玄武巖質(zhì)巖漿的演化過(guò)程, 劃分了EPR 13°N附近玄武巖中斜長(zhǎng)石微斑晶和玄武質(zhì)玻璃邊緣的化學(xué)蝕變類型, 明確了東海陸架邊緣玄武巖質(zhì)巖漿形成過(guò)程中的溫度、壓力和氧逸度條件, 揭示了沖繩海槽南端流紋巖中角閃石的結(jié)晶環(huán)境及成因, 這對(duì)深入認(rèn)識(shí)洋中脊熱液活動(dòng)期間的蝕變過(guò)程和化學(xué)交換, 明確洋中脊、東海和沖繩海槽巖漿活動(dòng)的形成、演化具有重要的意義, 有助于了解大陸架與弧后盆地形成演化過(guò)程的內(nèi)在聯(lián)系以及沖繩海槽南北差異的形成機(jī)制, 評(píng)估全球洋殼蝕變過(guò)程中的整體地球化學(xué)收支情況, 并可為海底熱液活動(dòng)的物源體系及熱液產(chǎn)物形成機(jī)理研究提供工作基礎(chǔ)。

在海底熱液產(chǎn)物研究方面, 我們?cè)M(jìn)行了熱液流體中 REE對(duì)海底熱液過(guò)程的示蹤分析, 揭示了海水對(duì) EPR 13°N附近熱液硫化物中元素的改造情況,提出了兩種新的計(jì)算熱液柱溫度異常值的方法, 建立了龜山島熱液區(qū)自然硫煙囪體的形成模式, 并分別探討了大西洋TAG熱液區(qū)和沖繩海槽Jade熱液區(qū)中熱液硫化物以及龜山島熱液區(qū)自然硫煙囪體中REE、硫、鉛、鋨和稀有氣體的來(lái)源和演化, 明確了沖繩海槽 Jade熱液區(qū)熱液硫化物的形成年代, 認(rèn)識(shí)到熱液柱顆粒物的快速沉淀導(dǎo)致了 EPR 13°N附近Si-Fe-Mn羥基氧化物中REE含量較低和Mn含量偏高, 分析了EPR熱液硫化物的資源潛力。進(jìn)一步, 指出了EPR 13°N附近熱液Fe-羥基氧化物中元素富集的機(jī)理、海水和熱液柱的物質(zhì)供給情況, 以及與其他海區(qū) Fe-羥基氧化物不同的原因, 論證了PACMANUS熱液區(qū)中 Si-Fe-Mn氧化物顯微結(jié)構(gòu)的形成過(guò)程, Si-Fe-Mn羥基氧化物的成因以及Si-Mn質(zhì)核和 Si質(zhì)核的形成過(guò)程及其與生物活動(dòng)的關(guān)系, 闡述了 EPR 13°N附近熱液柱和沖繩海槽熱液活動(dòng)對(duì)沉積作用的影響, 以及含金屬沉積物中的物質(zhì)組成及其元素賦存狀態(tài)和來(lái)源。

總之, 了解洋中脊、島弧和弧后盆地?zé)嵋簠^(qū)中熱液產(chǎn)物的形成背景及其化學(xué)組成特征, 對(duì)于深入研究深、淺海熱液活動(dòng)的演化規(guī)律、流體循環(huán)及其成礦作用、物源體系以及陸上古代類似礦床和全球現(xiàn)代成礦作用均具有重要的意義, 這有助于更深入地認(rèn)識(shí)熱液硫化物的成因及其形成機(jī)制以及海底熱液系統(tǒng)中微生物與金屬元素相互作用的過(guò)程。