中印度洋海盆表层沉积物稀土元素分布特征及富集规律

黄 牧, 石学法*, 于 淼, 杨 刚, 方习生, 刘季花, 崔菁菁, 白亚之, 汪虹敏, 姚政权, 毕东杰

中印度洋海盆表层沉积物稀土元素分布特征及富集规律

黄 牧1, 2, 石学法1, 2*, 于 淼1, 2, 杨 刚1, 2, 方习生1, 刘季花1, 2, 崔菁菁1, 白亚之1, 汪虹敏1, 姚政权1, 2, 毕东杰1, 2

(1. 自然资源部 第一海洋研究所 海洋地质与成矿作用重点实验室, 山东 青岛 266061; 2. 青岛科学与技术试点国家实验室 海洋地质过程与环境功能实验室, 山东 青岛 266037)

对中印度洋海盆14个站位的表层沉积物进行了稀土元素(REE+Y, 简称REY)分布特征和富集规律研究。结果表明, 样品中REY主要富集于沸石黏土和远洋黏土中(稀土元素总量最高为1239×10−6), 且明显富集钇(Y)等重稀土元素(Y富集系数高达14.1, 重稀土元素和Y富集系数最高为11.6); 富稀土沉积物呈明显Ce亏损, 发育在受南极底层流影响的氧化环境中; 鱼牙骨等生物磷灰石是深海稀土富集的重要富集矿物或宿主矿物。样品地球化学特征表明, 深海富稀土沉积是有别于已知陆地稀土矿床的一种新类型。研究区沉积物中REY的富集与构造位置(距洋中脊距离)、氧化还原条件、发育水深和沉积物类型等密切相关。初步推测距离东南印度洋中脊450～1200 km范围内、水深超过碳酸盐补偿深度(CCD)的沸石黏土发育区是最具资源潜力的区域; 推测在中印度洋海盆北部可能埋藏有一个向北部延伸的富稀土沉积层, 其埋藏深度随着远离洋中脊而逐渐加大, 富集层厚度可能与暴露在初始富集区域的时间密切相关。

稀土元素; 地球化学特征; 富集规律; 表层沉积物; 中印度洋海盆

0 引 言

2011年日本科学家Yasuhiro et al. (2011)首次提出太平洋沉积物中富集稀土元素(REY), 初步估算其稀土资源潜力是陆地资源量近千倍。作为近年来新发现的一种潜在战略性金属资源, 前人多以太平洋为重点, 研究探讨了深海稀土的分布特征与富集规律, 认为深海富稀土沉积物相对富集重稀土, 且主要发育于水深超过碳酸盐补偿深度(carbonate compensation depth, CCD)、低沉积速率和富氧的环境中(刘季花, 1992; 刘季花等, 1994, 1998; 张霄宇等, 2013; 黄牧等, 2014; 朱克超等, 2015, 2016)。虽然沉积物中稀土元素主要来源于海水(刘季花等, 1992; 张霄宇等, 2019), 但其特征显示可能受到了陆源碎屑或火山源物质释放至孔隙水中的, 以及深海海水中稀土元素的叠加影响(Zhao et al., 2013; 于淼等, 2013)。一般认为, 生物磷灰石是深海沉积物中REY的主要富集载体(于淼等, 2017; 任江波等, 2017; Liao et al., 2019), 且在成岩结晶过程中发生了稀土的分馏(张霄宇等, 2019); Kazutaka et al. (2016)初步提出了富集漂移假说。目前已在西太平洋、东南太平洋等海域发现了大面积富集区, 并进行了较多研究。相比而言, 印度洋深海富稀土沉积研究程度很低, 只在印度洋东部海盆及洋中脊附近海域有少量报道(Kazutaka et al., 2014, 2015; 黄大松等, 2016)。2015年, 我国首次在中印度洋海盆发现大面积富稀土沉积(Zhang et al., 2017)。该区域东部为90°E海岭, 西部和南部为目前正在扩张的印度洋“入”字型洋中脊(李江海等, 2015); 区域内沉积物发育水深多为4300～5600 m, 是富氧的南极底层流运移至印度洋北部的必经之路(Venkatarathnam et al., 1976)。本研究通过分析在中印度洋海盆南部获取的表层沉积物样品, 研究了该区域沉积物的地球化学特征和REY富集规律, 并对潜在REY富集区进行了推测。

1 样品与方法

本研究所用样品为“大洋一号”科考船2013～ 2015年在印度洋执行大洋30、34航次时取得。研究中对中印度洋海盆14个站位的深海沉积物表层样品(图1)进行了涂片鉴定和元素地球化学等分析。

样品元素组成在自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室测试, 其中REY (不包括Pm)和微量元素的测试应用电感耦合等离子体质谱仪(ICP-MS)法; Al、Fe、Ca、Mg、K、Na、Mn、Ti、P、Ba、Cr、Sr、V、Ni、Zn和Zr等16种元素的测试应用电感耦合等离子体发射光谱法(ICP-OES)。测试标准样品为海底沉积物成分分析标准物资(GBW-07313); REY和微量元素测试相对误差为0.5%～6.0%, 常量元素测试相对误差为0.5%～3.0 %。

沉积物涂片鉴定中, 取火柴头大小沉积物全岩样品置于载玻片上, 用牙签涂匀烘干后用冷杉胶固定, 尽可能全面且准确地保留沉积物颗粒, 利用偏光显微镜观察涂片沉积物的主要成分并估算其含量, 运用Walter Dean(1985)方法进行分类, 确定沉积物类型。

2 结果与讨论

2.1 结 果

2.1.1 沉积物类型

所有沉积物样品均呈红褐色或黄褐色。涂片镜下鉴定结果显示, 样品分别为硅质软泥、硅质黏土、远洋黏土和沸石黏土等4种类型(表1)。其中硅质软泥中放射虫、硅藻和硅藻席等硅质组分含量约70%, 黏土组分含量低于30%, 偶见极少量微结核。硅质黏土中黏土组分含量50%～60%, 主要包括伊利石、高岭石等黏土矿物和小于63 μm的石英、长石等矿物; 放射虫、硅藻和硅藻席等硅质组分含量为35%～40%; 偶见极少量磷酸盐质鱼骨碎屑和沸石类矿物。远洋黏土中黏土组分超过85%(黏土矿物组分与硅质黏土中相近); 发育有极少量磷酸盐质鱼骨碎屑(图2), 以及微结核和沸石类矿物等。沸石黏土中黏土组分超过85%(黏土矿物组分与硅质黏土中相近); 沸石类矿物含量约10%, 以钙十字沸石为主, 呈无色透明长柱状、柱状或十字形穿插双晶; 发育有少量磷酸盐质鱼骨碎屑和微结核等。

图1 研究区样品位置分布图(南极底流据Venkatarathnam et al., 1976改编绘制)

表1 研究样品的主元素和微量元素组成

注: 测试数据为干样中元素含量, 主元素含量单位为(%), 其余元素含量单位均为(×10−6)。

2.1.2 主元素和微量元素组成

样品中主元素和微量元素含量见表1。样品的Al2O3含量为5.24%～14.6%, 均值11.8%; CaO含量为0.83%～7.86%, 均值2.59%; Sr含量为(143～420)×10−6,均值230×10−6; K2O和Na2O的总含量为7.49%～9.95%, 均值8.84%; P2O5含量0.16%～1.24%, 均值0.51%; MnO含量为0.84%～2.93%, 均值1.88%; TFe2O3含量为2.94%～10.4%, 均值6.73%。

2.1.3 稀土元素组成与特征

(1) 稀土元素组成

样品中∑REY为(228～1239)×10−6, 含量差异较大;Ce为0.50～1.10,Eu为1.09～1.35, 轻稀土与重稀土比值为1.44～2.41(表2)。

从沉积物类型看, 硅质软泥中的∑LREE、∑HREY和∑REY范围分别为(161～265)×10−6、(66.9～139)×10−6和(228～404)×10−6, 均值分别为201×10−6、96.0×10−6和297×10−6, LREE/ HREY值为1.90～2.41,Ce为0.85～1.10,Eu为1.12～1.35; 硅质黏土中∑LREE、∑HREY和∑REY范围分别为(197～444)×10−6、(111～244)×10−6和(308～688)×10−6, 均值分别为335×10−6、171×10−6和507×10−6, LREE/HREY值为1.77～2.38,Ce为0.72～0.97,Eu为1.10～1.17; 远洋黏土中∑LREE、∑HREY和∑REY范围分别为(393～604)×10−6、(208～354)×10−6和(601～958)×10−6, 均值分别为492×10−6、273×10−6和765×10−6, LREE/HREY值为1.70～1.89,Ce为0.64～0.85,Eu为1.09～1.17; 沸石黏土中∑LREE、∑HREY和∑REY分别为731×10−6、508×10−6和1239×10−6, LREE/ HREY值为1.44,Ce为0.50,Eu为1.10。从硅质软泥→硅质黏土→远洋黏土→沸石黏土, 样品中∑LREE、∑HREY和∑REY逐渐增加, LREE与HREY分异程度降低, HREY相对富集程度增加; Ce负异常越来越明显, Eu正异常逐渐减弱。

图2 样品涂片镜下典型磷灰石矿物(鱼牙骨碎屑)

(2) 稀土元素配分模式

样品中REY经澳大利亚后太古代页岩均值(Post-Archaean Average Australian Sedimentary Rock, PAAS)标准化后, 在对数坐标上作REY配分模式图(图3)。所有样品都表现为存在弱Eu正异常、HREY富集的“平坦型”配分模式, 与印度洋底层海水(Whert et al., 2002)中的配分模式相近。根据样品中Ce异常差异, 可分成3种类型:

①Ce负异常型(Ce<0.95): 大多数样品属于该类型(11个站), 都存在微弱Eu正异常,Eu为1.09～1.17, 均值1.12;Ce为0.50～0.92, 均值0.78, 强烈亏损Ce; 硅质软泥→硅质黏土→远洋黏土→沸石黏土,Ce均值分别为0.85、0.84、0.77和0.50, Ce亏损程度逐渐增强; ∑REY均值分别为404×10−6、532×10−6、765×10−6和1239×10−6, ∑HREY均值分别为139×10−6、184×10−6、273×10−6和508×10−6, 均表现为逐渐增加。该类型样品中REY和HREY富集程度最高; Ce亏损程度越强, REY和HREY富集程度越高。

部分数据来源于: Whert et al., 2002; Nozaki et al., 2003; Hein et al., 2013。

②Ce无异常型(0.95≤Ce≤1.05): 该类型样品共2个站(分别为硅质软泥和硅质黏土),Ce为1.03和0.97;Eu为1.24和1.10, Eu正异常较明显; ∑REY分别为260×10−6和406×10−6, HREY分别为82.0×10−6和120×10−6, REY和HREY富集程度明显低于上述类型。

③Ce正异常型(Ce>1.05): 该类型样品仅1个站, 为硅质软泥,Ce为1.10,Eu为1.35, Eu正异常最为明显; ∑REY=228×10−6、∑HREY=66.9×10−6, 在该类型沉积物中相对最低。

2.2 讨论

2.2.1 稀土富集系数与富集类型

根据上地壳丰度数据(Rudnick and Gao, 2003), 计算了样品的REY富集系数, 为1.38～7.49, 均值为3.88; LREE富集系数为1.32～6.01, 均值为3.40; HREY富集系数为1.53～11.6, 均值为5.21(表3)。整体而言相对富集HREY。

从沉积物类型看, 硅质软泥中REY和HREY的富集程度最低(富集系数均值分别为1.80和2.19), 硅质黏土略高于前者(均值分别为3.06和3.91), 远洋黏土中相对较富集(均值分别为4.62和6.22), 沸石黏土中富集程度最高(分别为7.49和11.6); 且沸石黏土中∑REY高于陆地风化壳稀土矿床工业边界品位(全国矿产储量委员会办公室, 1987), 表明沸石黏土可能是深海稀土重要的宿主沉积物, 对重稀土元素更是如此。

就单种稀土元素而言, 样品中REY富集程度最高的元素为Y, 其富集系数最高达14.1, 其次为Tm, Dy, Eu和Er等, 富集系数均高于或接近10(各元素富集系数最高分别为13.1、12.4、9.84和9.44); 其中研究区南部的34V-GC02和34V-GC04站位样品中HREY富集系数分别为8.09和11.6, 其富集程度均高于印度洋沃顿海盆北部DSDP 213站位的稀土富集层段(其REY和HREY富集系数分别为5.56和7.59)和东北太平洋CC区沸石黏土中的富集程度(其REY和HREY平均富集系数分别为5.19和6.97), 表明该区域内沉积物中REY和HREY相对较富集, 特别是该海盆南部沸石黏土发育区域(如34V-GC04站位周边)。

表3 研究样品及其他相关地质体中稀土元素富集系数

注: 元素富集系数为研究样品中某元素的含量/地壳中该元素的丰度。

为探讨沉积物中REY的富集类型, 利用稀土元素的轻–中–重三组分类图解法(王中刚等, 1989), 对比陆地稀土矿床中REY富集特征(图4), 发现样品在∑Ce-∑Eu-∑Y三角相图中的分布位置与明显富集轻稀土的陆地碳酸岩热液交代或碱性岩蚀变型矿床(图4中陆地非离子吸附型轻稀土矿床)相距较远, 而位于离子吸附型矿床区域(图4中离子吸附型轻稀土矿床和离子吸附型重稀土矿床的重叠区域或过渡区域), 表明样品中稀土元素富集类型与陆地碳酸岩热液交代或碱性岩蚀变型矿床富集类型存在显著差异; 样品Ce-Eu散点图显示(图5), 离子吸附型重稀土矿床多存在明显的Ce、Eu负异常, 样品特征与之有明显差异。可见, 研究样品中稀土元素富集特征与常见的离子吸附型矿床也有较大差异。这些特征都指示深海沉积物中稀土元素的富集类型既与陆地轻稀土矿床(中–重稀土元素富集程度较低)显著不同, 也与华南离子吸附型轻稀土矿床和相对富集中–重稀土元素的重稀土矿床不相同, 表明深海富稀土沉积物是有别于已知陆地稀土矿床的一种新类型。

部分数据来源于: Hou et al., 2006; 于学峰等, 2010; 何晗晗等, 2014; 黄华谷等, 2014; 刘荣等, 2016; 苑鸿庆等, 2016; 陈智等, 2017; 李靖辉等, 2017; 梁雨薇等, 2017; 赵芝等, 2017; 黄旭, 2018; 欧阳怀和刘琰, 2018; 周雪桂等, 2018。

2.2.2 稀土富集的特征元素与宿主矿物

为了探讨REY的富集机理, 选择部分主元素和微量元素含量进行了相关系数计算(表4)。发现REY与Na2O, Ba等元素呈弱负相关性; 与CaO, K2O, U等元素相关性不明显; 与Al2O3, Sr等元素呈弱正相关性(相关系数为0.6左右); 与P2O5, TFe2O3, MnO, Zr, Zn, Ni, V, TiO2, MgO等元素呈明显正相关性(相关系数均大于0.7)。特别是∑REY与P2O5的相关性达到0.99, 这表明沉积物中稀土元素的富集与P有密切关联。

前人研究表明, 以鱼牙骨为代表的生物磷酸盐对海水中REY具有极强的非选择性的吸收能力, 其∑REY达2.0×10−2, 可贡献全岩70%的REY(任江波等, 2017; Liao et al., 2019)。样品中P2O5含量为0.16%～1.24%, 平均含量为0.51%; CaO/P2O5值为1.87～29.1, 其中4站样品的值为7.21～29.1, 其余10站样品的值介于1.87～4.37之间(表1)。研究发现, CaO/P2O5值较大的4个站样品在镜下可见钙质生物壳体, 表明部分钙质以CaCO3形式存在于样品中; 另外10个站样品中∑REY与CaO含量呈极明显正相关, 相关系数为0.981 (图6), 其CaO/P2O5值为1.3694, 介于碳氟磷灰石(CaO/P2O5=1.621)、氟磷灰石(CaO/P2O5=1.318)或羟基磷灰石(CaO/P2O5=1.32)之间(图7) (潘家华等, 2002; Kentaro et al., 2015)。在深海沉积物中, P主要赋存于磷酸盐或磷质鱼骨碎屑等生物磷灰石中(与在显微镜下观察到鱼牙骨碎屑相吻合), 由于其表面具有一定活性, 对重金属等有一定的吸附能力(周泳等, 2006; 沈娟等, 2009), 进一步印证了富含磷灰石的黏土类沉积物有利于稀土元素富集(张霄宇等, 2013; 朱克超等, 2015, 2016), 表明沉积物中海洋生物来源的磷灰石是深海稀土富集的重要富集矿物或宿主矿物。

部分数据来源于: Hou et al., 2006; 于学峰等, 2010; 何晗晗等, 2014; 黄华谷等, 2014; 刘荣等, 2016; 苑鸿庆等, 2016; 陈智等, 2017; 李靖辉等, 2017; 梁雨薇等, 2017; 赵芝等, 2017; 黄旭, 2018; 欧阳怀和刘琰, 2018; 周雪桂等, 2018。

表4 研究区表层沉积物中元素相关系数

图6 沉积物中∑REY与CaO关系散点图

图7 沉积物中P2O5与CaO关系散点图

2.2.3 稀土富集沉积环境

元素Mn-(Co+Ni+Cu)-Fe三角图解显示(图8), 样品位于水化学成因区域内, 指示样品中元素富集和来源受到自生来源物质的影响。

前人研究表明, 沉积物中U/Th、V/(V+Ni)和Ni/Co等值可反映沉积物的氧化还原环境(图9)。将样品的相应元素比值放入Ni/Co-U/Th和V/(V+Ni)-U/Th判别图, 发现所有样品均位于指示氧化环境的区域(图9), 表明研究区处于氧化的沉积环境。前文提到REY主要富集于Ce存在明显负异常的样品中, 且Ce亏损越严重, REY和HREY富集程度越高; 沉积物的Ce负异常也指示了REY富集于氧化环境。

图8 样品中元素Mn-(Co+Ni+Cu)-Fe三角图解(底图据German et al., 1990; 杨锐等, 2007; 王振波等, 2014)

研究样品LREE/HREY值和Ce特征均与构造位置呈规律性分布(图10a、b): 从靠近洋中脊的南部区域向北部海盆中心, 随着与洋中脊距离增加, 样品中REY和HREY富集程度逐渐降低, 其含量在距离洋中脊约1200 km处均达到极小值(∑REY=406×10−6, ∑HREY=120×10−6) (图10c、d); 与之相对应的是, 样品中Ce特征与∑REY和∑HREY变化趋势刚好相反,在距离洋中脊约1200 km处Ce负异常逐渐减弱至无异常或弱负异常(Ce=0.97), Ce/La值趋势与Ce近乎一致, 均表明沉积环境氧化性有减弱的趋势。表明沉积物中REY和HREY富集与沉积环境, 尤其是氧化还原性质密切相关。

图9 样品中Ni/Co-U/Th和V/(V+Ni)-U/Th判别图(红色圆环半径与洋中脊距离呈正比)(底图据Hatch et al, 1992; Jones et al., 1994; 邱忠荣等, 2019)

图10 样品中∑REY、∑HREY、LREE/HREY和δCe与洋中脊距离关系散点图

研究表明, 中印度洋海盆洋底作为南极底层流由东南印度洋中脊向北部赤道地区流经的必经之地(Venkatarathnam et al., 1976), 富氧南极底层流由西南向北流动, 形成了富氧的沉积环境(Flect, 1984; Kasten et al., 1998; Orsi et al., 1999; 韩杰等, 2006; 黄大松等, 2016; Zhang et al., 2017), 加上沉积物中生物磷灰石等物质对海水中REY的强烈吸收(Zhao et al., 2013; 张霄宇等, 2013, 2019; 朱克超等, 2015, 2016; 任江波等, 2017; 于淼等, 2019), 沉积物中REY逐渐富集(沈华悌, 1990)。随着与洋中脊距离的加大, 北部低纬度地区表层生产力升高, 导致沉积物中黏土含量的降低、生源硅质成分的增加(沉积物类型由远洋黏土逐渐转变成硅质黏土和硅质软泥), 沉积速率逐渐升高(任江波等, 2017), 以及氧化环境逐渐的减弱, 引起沉积物中REY和HREY富集程度逐渐降低。

2.2.4 富集区域预测

从分布位置看, 研究样品中REY富集程度与构造位置呈规律性分布(图10a、b): 从靠近洋中脊的南部区域向北部海盆中心, 沉积物中∑REY和∑HREY逐渐降低, 在距离洋中脊约1200 km处, ∑REY和∑HREY降至最低, LREE/HREY值达到最高, 预示距离洋中脊往北超过1200 km之后, 研究区表层沉积物中REY和HREY的资源意义逐渐降低。根据区域构造位置、盆地发育水深、CCD分布和区域内南极底流资料, 中印度洋海盆南部水深超过CCD深度的洋盆与洋中脊距离大约250～450 km(Orsi et al., 1999; 李江海等, 2015), 据此可初步推测中印度洋海盆表层沉积物中, 距离洋中脊450～1200 km范围内、水深超过CCD的沸石黏土发育区域, 是最具有REY和HREY资源潜力的区域。

据前人研究资料, 中印度洋海盆南部板块边界(东南印度洋中脊)向北的扩张速率为57～77 mm/a, 西部板块边界(中印度洋中脊)向东扩张速率为34.4～ 44 mm/a(李江海等, 2015), 研究区所在中印度洋海盆整体向NNE方向扩张速率为67～89 mm/a。假定沉积物中REY在沉降与埋藏过程中未发生远距离迁移, 研究区内REY最高的站位位置(距离洋中脊约800 km )为REY在表层沉积物中“固定”的初始富集区域的一部分, 则可初步推测随着中印度洋海盆所在的板块向NNE向漂移, 区域内可能存在一个向北部延伸的富稀土沉积层; 随着远离洋中脊逐渐被上部沉积物覆盖导致埋藏深度逐渐加大, 富集层厚度则可能与暴露在初始富集区域的时间密切相关。

3 结 论

(1) 中印度洋海盆表层沉积物地球化学特征表现为: REY和HREY主要富集于沸石黏土中, 其次为远洋黏土; 硅质软泥和硅质黏土中富集程度较低。样品中明显富集HREY, 其富集系数最高为11.6;富集程度最高为Y元素, 其富集系数高达14.1。

(2) REY富集的样品均强烈亏损Ce、呈微弱Eu正异常; ∑REY与P2O5相关性达0.99, 表明生物磷灰石是深海富稀土沉积中REY的重要富集矿物或宿主矿物。

(3) 样品∑Ce-∑Eu-∑Y三角相图和Ce-Eu散点图等特征表明, 深海富稀土沉积物是有别于已知陆地稀土矿床的一种新类型。

(4) 初步预测距离印度洋中脊450～1200 km范围内、水深超过CCD的沸石黏土发育区是最具稀土资源潜力的区域; 在中印度洋海盆北部区域可能埋藏有一个向北部延伸的富稀土沉积层, 其埋藏深度随着远离洋中脊而逐渐加大, 富集层厚度可能与暴露在初始富集区域的时间密切相关。

致谢:“大洋一号”全体科考队员在2013～2015年执行中国大洋30航次第一航段、中国大洋34航次第五航段期间为采集样品付出了辛勤劳动, 谨致谢忱。感谢两位匿名审稿专家提出的宝贵意见。

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Distribution and enrichment principles of rare earth elements in surface sediments from the Central Indian Ocean Basin

HUANG Mu1, 2, SHI Xuefa1, 2*, YU Miao1, 2, YANG Gang1, 2, FANG Xisheng1, LIU Jihua1, 2, CUI Jingjing1, BAI Yazhi1, WANG Hongmin1, YAO Zhengquan1, 2, BI Dongjie1, 2

(1. Key Laboratory of Marine Geology and Metallogeny, First Institute of Oceanography, Ministry of Natural Resource, Qingdao 266061, Shandong, China; 2. Laboratory for Marine Geology, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266037, Shandong, China)

The distribution and enrichment mechanisms of rare earth elements and Yttrium (REY) are investigated based on fourteen surface sediment samples collected from the Central Indian Ocean Basin. The results show that the REY-rich sediments mainly consist of phillipsite-bearing pelagic clay and red pelagic clay, and are characterized by enrichment in heavy rare earth elements (HREY), such as Yttrium. These REY-rich deep-sea sediments developed in oxidizing settings influenced by Antarctic bottom water (AABW) and are characterized by remarkably negative Ce anomalies. Bio-apatite is the main REY enriched mineral or the host mineral in these deep-sea sediments. The results of geochemical analysis indicate that the REY-rich sediment is a new type of deposit, which is different from terrestrial rare earth element deposits. The formation of REY-rich sediment is clearly related to the redox conditions, tectonic location (distance to the mid-ridge), and water depth. We speculate that the potential area of REY-rich sediment is 450 to 1200 km from the Southeast Indian ridge, with a water depth greater than the carbonate compensation depth (CCD). It is speculated that there is a northward-extending REY-rich layer in the northern part of the Central Indian Ocean Basin, with a gradually increasing burial depth to the north from the Southeast Indian mid-ridge. Additionally, the thickness of the enriched layer may be closely related to the residence time in the initial enrichment area.

rare earth elements; geochemical characteristics; enrichment principle; surface sediments; Central Indian Ocean Basin

P588.121; P597.3

A

0379-1726(2022)01-0070-13

10.19700/j.0379-1726.2022.01.006

2020-05-06;

2021-02-20

中国大洋矿产资源研究开发课题(DY135-R2-1-01, DY135-R2-1-02)、国家重点研发计划(2017YFC0602305)、中央级公益性科研院所基本科研业务费专项资金(2017Q07)和国家自然科学基金(41706061)联合资助。

黄牧(1982–), 男, 硕士研究生, 工程师, 海洋地质学专业。E-mail: huangmu@fio.org.cn

石学法(1965–), 男, 研究员, 主要从事海洋沉积与矿产资源勘查工作。E-mail: xfshi@fio.org.cn