西南印度洋脊49.6°E热液区热液产物和玄武岩地球化学特征

王振波，武光海，韩沉花＊

（1.国家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；2.国家海洋局 海洋生态系统与生物地球化学重点实验室，浙江 杭州 310012）

0 引言

继多金属结核、富钴结壳等海底资源之后，热液多金属硫化物成为目前海底资源勘探的又一重要发现。1979年美国科学家利用Alvin深潜器第一次在加拉帕格斯扩张中心观测到正在喷溢的热液黑烟囱［1］，自此经过30余年的热液地质调查，已有170多处热液活动区在全球大洋中脊、板内火山和弧后盆地等不同构造环境中被发现，其中超过60%分布在洋中脊地区［2］。然而，直到20世纪末，绝大多数针对洋中脊的海底热液活动调查研究集中在快速扩张的太平洋洋脊和慢速扩张的大西洋洋脊，而对于以超慢速扩张的西南印度洋脊（SWIR）海底热液活动研究相对十分薄弱［3］。

1998年，在Melville断裂带以东洋脊轴部发现了4个已停止活动的热液区。新发现的热液区虽然观察到极少数不活动的烟囱和绝大多数的烟囱坍塌形成的热液丘，但没有观察到如水中出现浊度异常、化学异常或动物残留等说明活动喷口存在的证据。尽管如此，这些发现第一次证实了高温块状硫化物烟囱体也可以出现在像SWIR这样超慢速扩张的洋脊此外，块状硫化物的发现拓展了对沿着超慢速扩张洋脊热液过程的认识。从Mount Jourdanne采集到的硫化物样品的矿物和化学组成与快速扩张洋脊的硫化物样品明显不同，该区硫化物样品具有较高的As（平均0.6wt%）、Sb（平均447×10－6）和 Pb（平均1.2wt%）含量，表明热液活动后期可能发生了低温再活化作用。另外，从该区获得的硫化物样品中贵金属含量明显较高，Au的含量达11×10－6，Ag的含量达0.1wt%［5］。

2005年，中国大洋协会组织了中国首次环球科考，“大洋一号”船在印度洋洋脊调查中通过 MAPR（Miniature Autonomous Plume Recorder）在西南印度洋中脊Gallieni转换断层的西部发现第一个水柱浊度异常［6］。2007年2月，“大洋一号”船再次在SWIR 49.6°E热液活动区，采用 MAPR、CTD和甲烷传感器探测到明显的水柱浊度异常、温度异常和甲烷异常，并且摄像拖体在作业过程中，撞击烟囱体观察到其外露的黄铁矿脉，这是中国自主发现的第一个热液活动区；此后又利用ABE（Autonomous Benthic Explorer）拍摄到大量正在“冒烟”的海底热液活动喷口，并使用TVG（TV－grab），采获了约120kg的热液硫化物样品，这也是全球首次在SWIR发现活的热液喷口［7］。2008—2009年，大洋一号在SWIR又新发现6个海底热液活动区，其中包括世界上第一个以地幔岩为基底的热液硫化物区；另外，在距热液活动区不远还发现了约20km超大范围的新型碳酸盐热液区以及非活动的海底热液区［8］。这些调查发现对于评价不同构造环境下热液活动的特征以及演化机制具有重要的意义。

多年来，基于“大洋一号”平台在SWIR开展了系列海上调查，目前国内学者对SWIR多金属硫化物矿区的硫化物和围岩（主要是玄武岩样品）做了大量研究。于淼 等［9］对西南印度洋中脊49.6°E和50.5°E区的玄武岩进行了分析，研究认为该区玄武岩属于亏损型洋中脊玄武岩（N－MORB），成矿围岩物质来源复杂且区内岩浆熔融程度较高，熔融深度较深。叶俊等［10］对SWIR 49.5°E热液区硫化物进行了矿物学特征分析，发现该区热液硫化物至少存在富Fe硫化物矿石和富Zn硫化物矿石等两个成矿阶段。陶春辉等［11］对西南印度洋脊49°39′E热液区硫化物烟囱体进行了更为细致的分析，该区硫化物烟囱体Cu，Fe和Zn的平均含量分别为2.83%45.6%和3.28%Au和 Ag的平均含量分别为2.0×10－6和70.2×10－6，较其它洋中脊富集，REE具有轻稀土（LREE）富集、重稀土（HREE）亏损的配分特点，多数样品呈现负Eu异常。

国内学者对SWIR 49.6°E热液区的研究报道多集中于玄武岩和硫化物样品，而对热液产物的研究较少。本文对采自SWIR 49.6°E热液区8个站位4件热液产物和4件玄武岩样品进行了主微量元素及REE含量等地球化学分析，此外还从地球化学晕的角度初步探讨了热液活动对玄武岩和热液产物的影响。

1 研究区地质背景

SWIR是南极洲板块和非洲板块的分界线，东起罗得里格斯三联点（Rodrigues Triple Junction，简称RTJ，25°30′S，70°E），西至布维三连点（Bouvet Triple junction，简称 BTJ，55°S，00°40′W），如图 1所示。SWIR全长约7 700km，具有相当均一且超慢速的扩张速率，半扩张速率为8mm／a［12］。SWIR中央裂谷地形与构造环境复杂，以非常起伏和水深超过5 000 m的轴部峡谷为特征，峡谷被一系列N—S向的转换断层所切割，从东向西有Melville、Atlantis II、Galleni等9个断裂带。本文研究区位于SWIR第28脊段，Indomed和Gallieni转换断层之间。该段洋脊轴部近W—E向，水深变化较大，北侧水深较深，南侧相对较浅［11］。

SWIR洋壳普遍较薄，约4km左右，远低于7 km的洋壳平均厚度［2］。依据地质构造背景，SWIR可粗略划分为3段构造单元，分别为西段、中段和东段，且不同洋脊区段，其热液成矿的主要控制因素存在差异，中段洋脊主要受深部岩浆热液控制，而东、西两侧脊段则主要受构造或基底岩石类型控制［13］。本文研究区位于SWIR中段洋脊（35°～52°E），洋脊显著隆起，轴部裂谷发育，形态上呈对称的“V”字形分布，裂谷宽且深，平均水深约3 200m，有岩浆活动发育，基底以玄武岩为主，最新的地球物理资料表明可能 受 Marion 和 Crozet 等 热 点 影 响［6，14］。SWIR 49.6°E热液区的扩张裂谷外侧发育线状平行沟谷，内侧发育多级断裂带和台地，台地周围地形高低起伏不平，有大量陡峭的山坡，缺乏深海沉积物，且有构造裂隙发育。台地和构造裂隙的存在说明洋底地壳正在承受巨大的拉张作用［15］。

图1 西南印度洋脊49.6°E热液区位置示意图Fig.1 Location of the study area at 49.6°E on the Southwest Indian Ridge

2 样品和分析方法

本文样品分别是大洋19，20和21三个航次从2007年1月到2010年5月利用TVG获得。样品分别采自热液活动区东南斜坡丘体突起上，水深2 800m左右（图2）。热液产物手标本为褐红色，有孔隙，质轻，风化和重结晶作用显著；玄武岩样品手标本表面玻璃壳风化为黄褐色，有白色斑点和黄色蚀变晕（图3）。

图2 西南印度洋脊49.6°E热液区采样点示意图Fig.2 Location of the sampling at 49.6°E on the Southwest Indian Ridge

图3 热液产物样品（S1）和玄武岩样品（R1）手标本照片Fig.3 Photos of hydrothermal deposit sample（S1）and basalt sample（R1）

将全部样品根据宏观结构进行分层取样后分别进行了研磨，并针对粉末样开展了主、微量元素和稀土元素分析，以上工作都由国土资源部杭州矿产资源监督检测中心（浙江省地质矿产研究所）完成。针对不同元素采用不同的分析方法，其中FeO和S分别用传统的化学容量法和重量法测定，其余主量元素（如 SiO2，Al2O3，TFe2O3，Na2O，K2O，CaO，MgO，TiO，MnO和P2O5）用X射线荧光法分析，仪器型号为ZSX100eX荧光光谱仪（BR00105）（日本理学公司）；微量元素（含REE）采用等离子体发射光谱仪（ICP－MS）分析，仪器型号为XeriesⅡ电感耦合等离子体质谱（美国热电公司）；烧失量用重量法测定（1 000℃灼烧1h）。

3 结果和讨论

3.1 玄武岩主、微量元素地球化学特征

对SWIR49.6°E热液活动区玄武岩岩石样品的研究将为该区提供围岩属性、岩浆活动及成矿环境等基础地质资料。玄武岩主量元素地球化学成分特征一般是SiO2含量介于不饱和—饱和区间（45%～52%），贫碱（K2O＋Na2O＜5%），富铝（Al2O3为13%～18%）、富钙（Ca2O 为6%～11%）和富镁（MgO为4%～11%）［16］。根据表1可知，研究区玄武岩样品的主量元素地球化学特征符合玄武岩大类的化学成分特征。研究区玄武岩样品与N－MORB相比，K2O，Na2O，Fe2O3和 MnO相对偏高，而SiO2和Al2O3相对偏低，说明研究区玄武岩样品偏碱性。

研究区玄武岩样品微量元素原始地幔标准化曲线（图4）与N－MORB趋势线相比，表现出大离子亲石元素（LILE）Ba、Rb、U和Th相对富集，元素Pb显著正异常，部分样品的高场强元素（HFSE）Nb和Hf略微亏损的特征。这与曹红 等［18］报道的SWIR 49.6°E热液区玄武岩样品表现出LILE轻微富集和HFSE亏损的特征相一致。一般认为经过壳－幔分异和长期地壳演化，陆壳中富集REE，W，Sn，U，Th和Pb等微量元素［19］。因此本文研究区玄武岩形成过程中可能遭受了陆源物质的混染，但样品LREE富集程度较低，指示陆源物质混染程度较低。

表1 玄武岩样品主、微量元素测试结果Tab.1 Analytic results of major and trace elements of basalt samples

图4 玄武岩样品微量元素原始地幔标准化图（原始地幔数据来自文献［17］）Fig.4 Primitive mantle－normalized standardization chart of trace elements in basalt samples（The primitive mantle data come from reference［17］）

研究区玄武岩样品与N－MORB主、微量元素对比都存在较大差异，可能是围岩受到热液活动的影响。NAKAMURA et al［20］将取自RTJ三联点附近的玄武岩分为3类：新鲜熔岩（F类）、低温蚀变岩（L类）和高温蚀变岩（H类）。新鲜熔岩含有极少的次生矿物，基本上与典型的N－MORB化学组成一致，故研究区玄武岩样品非新鲜熔岩，而可能是低温蚀变岩或高温蚀变岩，这也与本文玄武岩样品手标本被蚀变的描述相一致。

3.2 热液产物主、微量元素地球化学特征

热液产物的主量元素分析结果表明，Si，Fe，Mn和S是样品中含量占前4位的元素（表2），其中SiO2含量为58.7%～63.3%，Fe2O3含量为8.9%～22.6%，MnO含量为0.14%～13.70%，以单质形式表示的S含量为0.51%～11.50%。元素Mn和S含量变化范围较大，特别是元素S在样品S1和S2中含量较高，分别为11.50×10－2和2.58×10－2，样品S4的S元素含量则低于检测限。根据热液产物的主量元素组成，本研究区的的样品初步判断为Fe－Si－Mn氧羟化物。与其他海区的 Fe－Si－Mn氧羟化物相比［21］，研究区样品化学组成的变化范围较大。计算结果表明，4个热液产物的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，与BOSTRÖM et al［22］提出的富金属沉积物的标准非常吻合。且从（Co＋Ni＋Cu）×10－Fe－Mn的三端元投点图上可知所有样品均落入热液成因区域（图5），充分表明以上4个样品都为热液来源。

表2 热液产物主、微量元素测试结果Tab.2 Analytic results of major and trace elements of hydrothermal deposits

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

从样品微量元素含量柱状图（图6）统计来看，样品S1的微量元素含量最高，其总量达到2 199.2×10－6，是微量元素含量最少样品S3（369.3×10－6）的6倍。HEKINIAN et al［23］对东太平洋海隆和板内海底火山的Fe－Si氧化物进行了系统研究，根据现场观察和数据组成变化情况，将Fe－Si氧羟化物分为4种不同类型的热液产物。其中1类热液产物满足微量金属元素富集且其形成与

硫化物有关，其它3类不同程度亏损微量金属元素且一般是低温热液产物。该结论指示样品S1可能是硫化物经次生氧化作用的产物，为高温热液产物，而其它样品更倾向于为低温热液产物。

图6 热液产物微量元素含量对比柱状图Fig.6 Comparing histogram of trace element contents in hydrothermal deposits

此外，由表2可知，与低温热液有关的一些微量金属元素，如Au，Ag，Pb和Cd元素含量在样品S1中均比其它热液产物低，其中样品S1中的Au，Ag，Pb和Cd元素含量分别为1.10×10－9，0.06×10－6，1.19×10－6和0.08×10－6，其它热液产物的元素含量分别为（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常在高温矿物集合体中富集，这些元素在样品S1中的富集程度普遍比在其它热液产物高，其中样品S1的Co和Mo元素含量分别为9.70×10－6和99.8×10－6，其它热液产物中的元素含量分别为1.81～16.50 ×10 和（2.3～17.3 ×10 以上结果表明样品S1的成矿温度较其它热液产物要高，这与样品S1是高温热液产物的分析结果一致。

3.3 热液产物和玄武岩REE组成特征

稀土元素（REE）由于其独特的地球化学性质一直是研究地球化学系统演化的重要工具，并广泛应用于研究海洋的REE来源和大洋中的各种混合过程［24］。热液产物和玄武岩样品的REE测试结果和特征参数见表3。由表可知，热液产物的∑REE含量变化于（1.06～3.19）×10－6之间，经球粒陨石标准化后，表现出明显的Eu正异常（δEu＝2.12～10.10）和Ce负异常（δCe＝0.57～1.03）。热液产物的球粒陨石标准化曲线左高右低，曲线向右倾斜（图7），表现出LREE相对富集，HREE相对亏损的REE配分模式。LREE／HREE值变化于2.09～4.81之间，（La／Yb）N值变化于0.83～2.94之间，说明轻、重稀土有一定程度的分馏，另外（La／Sm）N值变化于0.97～2.12之间，（Gd／Yb）N值变化于0.74～1.27之间，表明热液产物样品中LREE之间以及HREE之间也存在一定程度的分馏，且LREE分馏程度比HREE分馏程度稍高。

表3 热液产物和玄武岩样品稀土元素测试结果Tab.3 REE analytic results of hydrothermal deposits and basalt samples 10－6

与热液产物REE含量相比，玄武岩样品REE含量偏高，∑REE含量变化于（49.30～77.90）×10－6之间。球粒陨石标准化后，表现出轻微的Eu负异常（δEu＝0.90～1.01）和轻微的Ce负异常（δCe＝0.92～1.01），其中玄武岩样品R3表现出弱的Ce正异常（δCe＝1.96）。LREE／HREE比值（1.33～2.82）和（La／Yb）N值（0.49～1.28）变化较小，表明轻、重稀土元素的分馏程度较低。另外，（La／Sm）N值变化于0.46～1.06之间，（Gd／Yb）N值变化于0.93～1.08之间，表明玄武岩样品LREE之间以及HREE之间分馏程度均不明显，且分馏程度相当。

热液产物的∑REE含量位于玄武岩和底层海水之间，表明其中的REE可能是海水和基岩的双重来源。热液产物与下伏玄武岩的REE球粒陨石标准化配分模式不同，与海水的REE球粒陨石标准化曲线特征比较也有很大的差异。海底下伏蚀变玄武岩球粒陨石标准化分布特征表现出较为平滑的曲线，轻微的Eu负异常和轻微的Ce负异常（个别表现出弱的Ce正异常）；底层海水的REE球粒陨石标准化分布特征为Eu负异常和强的Ce负异常，曲线表现出两头高，中间较低的特点；而热液产物样品球粒陨石标准化分布特征表现出明显的Eu正异常，Ce负异常，曲线整体趋势向右倾斜。

图7 热液产物和玄武岩的REE球粒陨石标准化分布模式（球粒陨石标准化数据来自文献［26］）Fig.7 Chondrite－normalized REE distribution patterns of hydrothermal deposits and basalt samples（The chondrite－normalized data come from reference［26］）

海洋沉积学REE地球化学分析研究主要应用Eu异常和Ce异常进行物源、矿物成因的判断和氧化还原性环境的示踪。高温酸性水具有明显Eu正异常，碱性水具有明显的Eu负异常［27］。海水为弱碱性，故通常情况下表现出Eu负异常；玄武岩样品长期受到弱碱性海水的作用，也表现出轻微的Eu负异常；而热液产物形成时一般受到高温酸性热液的影响，因此具有明显的Eu正异常。这与丁振举 等［28］指出Eu正异常一般指示硫酸盐矿物形成时的海底强还原环境的观点一致。热液产物中表现出的Ce负异常，与海水球粒陨石标准化REE配分模式表现出的明显Ce负异常相似，有可能是因为热液产物形成后在海底经历了相当程度的海水改造。

热液产物∑REE变化可以指示热液化学组分的差异，而海底热液的REE含量和分布模式受多种因素控制，因此不能把热液产物的REE分布特征简单地归结于底层受热海水与下伏玄武岩相互作用的结果。热液产物的REE分布模式是海底热液系统一系列复杂因素控制的结果，任何单一的因素都不足以解释这一现象［29］。陈弘 等［30］通过对全球范围内不同构造背景、围岩类型的8个洋脊系统流体REE组成对比发现，除REE含量有较大变化外，不同地点的热液流体具有非常类似的REE配分模式，即均具有LREE富集和显著的Eu正异常，这指示本区成矿流体性质与一般大洋中脊热液流体性质相似，具有高温和还原性的特点。但丁振举 等［28］也指出不同环境热液产物中REE组成不同，其REE配分模式不同，并不总是与海底热液的配分模式一致。这是因为热液产物的REE组成不但受母流体的组成控制，还受其它因素如不同环境的热水循环过程中流体端元组分的比例，热液迁移过程中物理化学条件的变化，以及热液产物沉积后在海底暴露时间的长短等的影响。

3.4 小尺度地球化学晕的模拟

海底喷口喷出的热液随着底层流的作用沉降在一定范围内，元素含量从距离喷口较远到喷口的位置会表现出从低到高的变化，显示元素地球化学晕，而热液产物中的元素富集因子可以作为判断是否存在热液活动影响及其影响程度的很好的地球化学指标［31］。大量研究表明元素Mn和Fe是典型的多金属沉积物中指示热液来源的元素，元素Mn和Fe含量的最高值一般出现在洋脊轴部地区，距离洋中脊越远，其含量逐渐降到海底背景值［32］。BOSTRÖM et al［22，33］提出100w（Al）／w（Al＋Fe＋Mn）的值是有效区分多金属沉积物与远洋沉积物的指标，并且认为该值越小，则采样点越接近热液活动点。

本文选取的热液产物多为Fe－Si－Mn氧羟化物且又是热液来源；玄武岩样品主、微量元素分析结果和样品手标本照片显示其不同程度受到热液蚀变，因此所选样品均符合作图要求。根据现有样品的经纬度（图2）和主、微量元素测试结果（表1和表2），采用w（Al＋Fe＋Mn）／w（Al）地球化学指标（该值越大越靠近热液喷口），给出了SWIR 49.6°E小尺度海底地球化学晕图（图8）。该图很好地模拟出以热液喷口为中心的小尺度元素地球化学晕，也较清楚地反映了热液活动的影响范围。S1代表由烟囱体硫化物发生氧化型蚀变形成的氧羟化物，而其余热液产物可以看作是非浮力羽状流中的颗粒沉降形成的氧羟化物，两者矿化的程度不同，随着远离热液喷口位置，矿化程度表现出线性且有规律的变化；受到蚀变的玄武岩样品则位于硫化物分布区外围边缘。图中的地球化学晕等值线呈椭圆形，圆心不在热液喷口处，且化学晕等值线与地形图的等深线有很好的相似性，据此可以判断地球化学晕的形成还可能受到了热液区底层流和地形因素的影响。

图8 西南印度洋49.6°E小尺度元素地球化学晕图Fig.8 Geochemical halos in small scale at 49.6°E on the Southwest Indian Ridge

4 小结

通过对SWIR 49.6°E热液活动区的热液产物和玄武岩样品的地球化学分析认为：

（1）研究区玄武岩样品与N－MORB主量元素相比偏碱性；微量元素对比发现元素Pb明显富集，可能是该区玄武岩形成过程中遭受了陆源物质的混染，但这种陆源物质混染程度较低。

（2）热液产物主量元素的分析结果表明所选样品多为Fe－Si－Mn氧羟化物且都为热液来源。样品S1微量元素总体含量高于其它热液产物样品，且较其它热液产物明显富集高温热液有关的微量金属元素，表明样品S1是硫化物经次生氧化作用的产物，其它样品则是低温热液产物。

（3）研究区热液产物的∑REE含量变化于（1.06～3.19）×10－6之间，远低于玄武岩样品∑REE平均含量（60.6×10－6）。热液产物的REE球粒陨石标准化分布模式与该区下伏蚀变玄武岩以及上覆海水REE球粒陨石标准化分布模式不同，球粒陨石标准化曲线表现出向右倾斜，LREE富集和Eu明显正异常的特点，指示该区成矿流体性质与一般大洋中脊热液流体性质相似，具有高温和还原性的特点。

（4）利用地球化学指标 w（Al＋Fe＋Mn）／w（Al）对热液蚀变玄武岩和热液产物进行分析，不仅能够模拟出以热液喷口为中心的小尺度元素地球化学晕，而且能反映出热液活动的影响范围。

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