Mineralogical composition and its significance of hydrothermal sulfides from the Longqi hydrothermal field on the Southwest Indian Ridge
-
摘要: 西南印度洋脊(SWIR)是当前洋底超慢速扩张洋脊的典型代表, 具有独特的热液硫化物矿床形成机理, 对位于该洋脊的龙旂热液场硫化物样品进行了系统的矿物学分析, 结果表明:该区硫化物为高温热液喷溢活动所形成的富Fe型硫化物, 目前已经历了一定程度的氧化蚀变; 硫化物矿物组合以磁黄铁矿、黄铁矿为主, 其次是少量黄铜矿、白铁矿和(铁)闪锌矿; 黄铜矿出溶等轴古巴矿现象普遍, 部分样品中可见自然金颗粒。经综合分析, 该区热液成矿作用可划分为3个成矿阶段和1个后期海底风化阶段: (1)高温的黄铁矿+黄铜矿(等轴古巴矿) +磁黄铁矿阶段, (2)中高温的黄铁矿+闪锌矿阶段, (3)低温的胶状或莓球状黄铁矿+白铁矿+自然金阶段, (4)后期硫化物海底氧化性蚀变阶段主要是形成Fe的氧/羟化物。在整个成矿期间, 流体温度有不同程度的波动, 主要硫化物矿物形成时端元流体的温度应在335℃以上, 瞬间(短时)或局部热液的最高温度推测超过400℃。本区的磁黄铁矿属于富钴型磁黄铁矿亚类, 经历了六方磁黄铁矿+黄铁矿→单斜磁黄铁矿+黄铁矿的变化, 表明该区热液流体发生了快速降温的演化过程。Abstract: As a typical ultraslow-spreading oceanic ridge with huge amount of hydrothermal sulfide deposits, the Southwest Indian Ridge is known for its unique mineralizaiton environment.In this paper, we presented hereby the detailed mineralogy of the hydrothermal metal sulfides recovered from the Longqi hydrothermal field of the Ridge.Our results suggested that the mineral assemblage of the deposits is highly weathered and dominated by pyrrhotite and pyrite, along with a little of sphalerite (Fe) and chalcopyrite (isocubanite).In addition, minor natural gold grains are sometimes observed.There are three metallogenic stages in addition to the latest seafloor weathering (1) the high temperature stage characterized by pyrite, pyrrhotite and chalcopyrite (isocubanite); (2) the medium temperature stage marked by the mineral assemblage of pyrite and sphalerite; (3) the low-temperature stage characterized by the mineral assemblage of colloform pyrite.The seafloor weathering is characterized by Fe-oxyhydroxide.The precipitation of the main sulfide minerals is presumed to be at a temperature above 335 ℃ and experienced episodic instantaneous temperature as high as 400 ℃.The Co-rich pyrrhotite in this metal sulfide deposits has changed from monoclinic pyrrhotite+ pyrite to hexagonal pyrrhotite+ pyrite, indicating a rapid coolingprocess of the hydrothermal fluid during the mineralization.
-
在20世纪70年代以前, 人们普遍认为只有快速扩张的大洋中脊才能发育热液活动[1]。到1984年, Rona等[2]首先报道在慢速扩张的大西洋中脊发现了TAG (Trans-Atlantic Geotraverse)热液活动区。此后不久, 在Lau海盆、Mariana海盆、Manus海盆和Okinawa海槽等弧后盆地又发现了一系列活动热液区, 将海底热液活动的调查区域拓展到了弧后盆地[3-11]。但是, 直到20世纪90年代, 研究者才真正认识到在超慢速扩张脊同样可能发育海底热液活动[12]。1998年, 日本科学家率先在超慢速扩张的西南印度洋中脊(SWIR, 27°51′S, 63°56′E)发现了已经熄灭的热液硫化物堆积区[13, 14]。2007年, 中国“大洋一号”调查船在执行第20航次印度洋热液活动科学考察中, 首次在西南印度洋发现了一个热液活动区, 并命名为“龙旂”热液区(37.8°S, 49.6°E) [15]。
印度洋独特的构造演化过程及一系列特殊的地理环境特性(例如, “人”字形大洋中脊, 多微陆块, 慢速—超慢速以及中速扩张脊段同时共存, 拆离断层广泛发育, 大洋核杂岩出露, 深部岩浆房浅部侵入以及复杂玄武岩组成等)都使得其热液活动及其硫化物的研究具有独特的意义[16-19]。如Münch[20]和Nayak等[21]对位于SWIR的Jourdanne热液区的硫化物进行了研究, 发现该区的热液硫化物与快速扩张洋脊相比有很大不同, 硫化物更富Zn, 而且Pb、As、Ag、Au、Sb和Cd的含量也相对较高。
随着我国对大洋热液活动调查的不断拓展, 近些年在SWIR已取得了一系列的丰硕成果, 迄今共发现了10余处热液活动区[22-24]。陶春晖等[24]和叶俊等[25]分别研究了该区硫化物的矿物学和地球化学特征, 并将其分为富Zn和富Fe两种类型, 认为其分别代表了热液活动的不同阶段; 李小虎等[26]通过对硫化物的He、Pb、和Cu同位素进行研究后, 认为热液硫化物成矿物质主要来源于洋中脊玄武岩和海水, 但明显经历了热液流体再循环和后期改造过程; Sun等[27]进一步对该区的低温Fe-Si氧化物进行研究, 揭示了低温弥散流成矿区域内嗜中性Fe氧化菌重要的代谢作用; Yuan[28]探讨了硫化物中黄铁矿和黄铜矿的微量、痕量元素分布特征。但是相对于其他热液区, 其研究程度仍远远不够, 对于其区域成矿潜力、物质来源以及控制因素等重要问题还需要进一步探讨。尤其需要注意的是, 在慢速或超慢速扩张脊, 相对较长周期的幕式构造与岩浆活动和更稳定的构造环境可以相对延长热液与岩石反应和热液循环的时间, 更有利于大型热液多金属硫化物矿体的形成[29, 30]。本文主要从矿物学角度对采自SWIR龙旂热液区的硫化物样品进行研究, 并据此探讨了该区热液活动特征及其成矿序列, 以丰富超慢速扩张洋脊成矿机理研究内容。
1. 区域地质概况
SWIR全长约8000km, 在距今100Ma前开始将非洲板块和南极板块分开。从整体上看, 印度洋中脊呈汉字“入”字形展布, 由中印度洋脊、西南印度洋脊(SWIR)和东南印度洋脊在罗德里格斯附近构成三联点(RTJ:Rodriguez Triple Junction) [31] (图 1)。单就SWIR来看, 具有两个独特的特征, 一是超慢的扩张速率(沿N—S方向半扩张速率仅为0.7~0.8cm/a); 二是有两个终点单元(BTJ:Bouvet Triple Junction和RTJ)分别与快速扩张脊相连, 导致总长度不断增加[32, 33, 34, 35]。该洋脊中央裂谷轴部最大水深超过5000m, 纵向上起伏非常大, 被一系列近N—S向转换断层所切割, 地形与构造环境相当复杂。沿着SWIR, 既有强烈的岩浆作用聚集区, 也有非岩浆作用带[35], 规模巨大的转换断层甚至切开洋壳, 导致地幔物质———蛇纹岩化橄榄岩直接出露于洋底[12]。1995年, 法国科学家详细调查了SWIR49°E和Atlantis Ⅱ之间大约800km的脊段, 发现在该脊段的不同部位存在着岩浆供应上的差异[36]。
![]()
龙旂热液区位于SWIR第28脊段, 处于Indomed (46.0°E)和Gallieni (52.0°E)转换断层之间[23], 平均水深3180m, 最小水深为1570m[34, 37]。自8~10Ma以来, 由于岩浆供给突然增加, 洋壳厚度明显增大, 局部岩浆供应充足。在该热液区周边, 洋壳明显减薄, 大量低角度拆离断层发育, 导致多处区域发生了下地壳和上地幔物质出露于海底, 形成海底核杂岩, 同时也为该区的热液循环提供了通道。该区远离大陆, 因此普遍缺乏深海沉积物, 基岩为玄武岩[38-40]。SWIR强烈的构造活动可以为热液循环和喷溢提供良好的通道, 因此具备形成较大型热液硫化物矿体的基础条件[41]。在龙旂热液区周边, 低磁区域面积达到9×104 m2, 甚至大过TAG区的蚀变区域[42], 形成如此强大的热液区需要有充足的热源与有效畅通的海水循环构造通道[9]。
2. 样品及分析方法
本研究的目标样品(编号ISU1、5A和5B)采自西南印度洋洋脊Gallieni和AtlantisⅡ断裂带之间的龙旂热液区(37.8°S, 49.6°E), 由2007年大洋环球科考19航次第5航段采获。采样区水深约2781m。从手标本上观察, 样品质地均较致密, 缺乏明显的孔隙, 样品外部表面和空隙内覆盖或充填有红褐色Fe的氧化物或氢氧化物(图 2), 肉眼可见细粒的黄铁矿晶粒, 局部偶有少量的硫酸盐矿物。
![]()
图 2 龙旂热液区硫化物样品手标本照片a-样品ISU1;b-样品5A;c-样品5BFigure 2. Hydrothermal sulfide samples collected from the Longqi hydrothermal fielda-sample ISU1;b-sample 5A;c-sample 5B为避免海水等后期污染物质的影响, 首先用超纯水对样品进行多次震荡和冲洗, 然后自然风干。矿物成分的分析采用镜下鉴定、X射线衍射分析(XRD)和电子探针相结合的方法进行, 以准确获得矿物成分鉴定结果。其中, XRD分析采用粉末法在D/max-rB型号X射线衍射仪上进行, 用Cu靶进行照射, 扫描范围为3~80° (2θ), 扫描速度3°/min; 对样品磨制光片, 使用OLYMPUS矿相显微镜对光片进行观察和矿物识别, 观察矿物的结构及其共生组合关系, 拍摄典型照片, 圈定待进一步分析的矿物; 在国家海洋局第一海洋研究所完成矿物电子探针分析, 仪器型号为EPMA-1600电子探针分析仪, 主要针对具有主要单矿物的化学组成进行测试分析。实验前, 根据样品组成选用黄铁矿(FeS2)、黄铜矿(CuFeS2)、闪锌矿(ZnS)以及磁黄铁矿(FeS)作为标准矿物。电子探针工作条件为:25kV电压, 10nA电流, 束射直径为5μm。电子探针测试分析标样为SPI国际标准, 检测限为(70~100) ×10-6。
3. 结果与讨论
3.1 硫化物的矿物组成
综合分析结果表明, 硫化物矿物组合以磁黄铁矿(15%~20%)、黄铁矿(2%~30%)为主, 其次是黄铜矿(1%~20%), 白铁矿(~5%)和闪锌矿(1%~10%), 整体属于富Fe型硫化物。此外, 样品局部可见自然金的颗粒。样品已受到较强烈的氧化, 氧化产物以Fe的氧化物为主, 表明样品可能采自停止喷溢活动的烟囱体。
根据矿物的化学组成, 可以将硫化物的组成矿物分为4个系列: (1) Fe-S系列, 包括黄铁矿、磁黄铁矿和白铁矿; (2) Cu-Fe-S系列, 包括黄铜矿和等轴古巴矿; (3) Zn-S系列, 但在所研究的硫化物样品中只检测到闪锌矿; (4)自然金矿物颗粒。
3.1.1 Fe-S系列矿物
(1) 磁黄铁矿
磁黄铁矿在所有硫化物样品中都存在, 其所占比例变化不大(15%~20%)。在显微镜下, 磁黄铁矿呈浅玫瑰色, 主要有三种形态:板状、六方体和针状, 偶尔可见他形晶体。板状磁黄铁矿表面光滑, 长短不一, 约50~450μm (图 3a); 针状磁黄铁矿长约10~50μm (图 3b), 有时为放射状集合体(图 3c), 大多矿物颗粒已遭受不同程度的氧化, 氧化物为针铁矿/纤铁矿、非晶质铁的氧化物和硫酸盐矿物等; 少量六方磁黄铁矿偶尔出现在板状磁黄铁矿颗粒之间, 晶形完好, 粒径约30μm, 表面光滑(图 3d)。通常, 在磁黄铁矿周围可见黄铜矿颗粒, 二者呈密切共生关系(图 3e), 局部可见黄铜矿交代磁黄铁矿(图 3f), 表明二者具密切的共生关系, 或磁黄铁矿的生成略早于黄铜矿, 其依据是磁黄铁矿晶形相对更完好和在某些位置存在黄铜矿包围磁黄铁矿的现象。
![]()
图 3 磁黄铁矿典型矿相照片Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿Figure 3. Polished-mounted photomicrographs of pyrrhotitePo-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite(2) 黄铁矿
根据矿物晶体形态以及矿物之间的共生组合关系, 可以分辨出3个世代的黄铁矿。第一世代黄铁矿为自形晶, 单晶产出, 局部发生重结晶, 后期大多被黄铜矿沿着矿物裂隙和边缘交代(图 4a、b), 局部可见黄铁矿骸晶被包裹于黄铜矿内部(图 4c), 推测为热液活动早期结晶产物。随着热液温度的缓慢降低, 第二世代黄铁矿结晶析出, 其晶形较完好, 晶面清晰, 单晶形态主要为立方体(10~100μm), 通常以集合体出现(图 4d), 整体呈树枝状、束状和烟囱状, 普遍患有“ (铁)闪锌矿病”, 即不规则颗粒状铁闪锌矿散布在黄铁矿晶体中, 外部可见黄铜矿共结边的现象(图 4e)。该世代的黄铁矿粗粒晶体有时与黄铜矿共生, 常有孔洞和裂隙, 孔洞有时被后期形成的黄铜矿充填(图 4f)。颗粒较小者呈不规则粒状集合体产出, 多被后来形成的他形胶状黄铁矿沿裂隙穿插胶结(图 4g)。第三世代黄铁矿主要呈细粒或胶状(莓球状和环状)产出, 胶结早期生成的硫化物矿物, 或填隙分布, 是热液活动后期的产物, 局部有重结晶现象(图 4h), 也可见黄铁矿和白铁矿交织共生(图 4i), 这明显是反应后期流体物理化学条件动荡造成的(白铁矿:pH < 4.5, T < 200℃; 黄铁矿:pH > 4.5[43, 44])。综上, 认为自形黄铁矿与铁闪锌矿是同期结晶的矿物相, 但结晶顺序略早于黄铜矿。
![]()
图 4 黄铁矿典型矿相照片Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿, Mar-白铁矿Figure 4. Polished-mounted photomicrographs of pyritePo-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite, Mar-marcasit3.1.2 Cu-Fe-S系列矿物
主要包括黄铜矿和等轴古巴矿(isocubanite)。
(1) 黄铜矿在不同样品中含量不等, 在ISU1和5B1样品中较多, 约占15%~20%, 在5B2样品中含量极少, 只是偶有出现。根据黄铜矿内有无闪锌矿伴生的特征将黄铜矿划分出两个期次:一是与闪锌矿伴生的黄铜矿(期次Ⅰ, 标记为Cp1), 其中, 粗粒的晶体大多呈破碎状(图 5a), 集合体内多有孔洞, 孔洞呈圆形或弧形, 推测为后期溶蚀成因, 矿物颗粒粗细不等, 其内部总是伴生闪锌矿(闪锌矿交代黄铜矿, 图 5b-d), 形成于成矿作用早期; 二是无闪锌矿伴生的黄铜矿(期次Ⅱ, 标记为Cp2), 其晶体内部交代成因的闪锌矿极少, 黄铜矿常沿着溶蚀孔洞呈环状或圆弧状分布(图 5e)。在矿物孔隙间偶尔可见自形的黄铜矿, 边缘被铁的氧化物所包裹(图 5f)。
![]()
图 5 黄铜矿典型矿相照片Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿, Iso-等轴古巴矿Figure 5. Polished-mounted photomicrographs of chalcopyritePo-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite, Iso-isocubanite(2) 等轴古巴矿是海底热液硫化物中典型的高温矿物[45], 作为斜方方黄铜矿(CuFe2S3)的同质异象变体, 被认为是一种天然的中间固溶体相[46], 其最早得名于对红海多金属沉积物以及EPR21°N区热液硫化物的研究[45]。在SWIR 4 9.6°E热液区3个样品中, 黄铜矿普遍出溶等轴古巴矿, 镜下可见粉红至粉黄色等轴古巴矿, 呈网格状或片状定向出溶在富Fe黄铜矿中, 并与闪锌矿、自形黄铁矿共生(图 6a、b)。
![]()
图 6 等轴古巴矿典型矿相照片Iso-等轴古巴矿Figure 6. Polished-mounted photomicrographs of isocubanite Iso-isocubanite3.1.3 Zn-S系列矿物
本系列矿物只有闪锌矿。所有的闪锌矿均与黄铜矿或黄铁矿伴生, 但产出形态却不同, 主要呈三种产出状态:第一种是产于黄铜矿内部(Sp1), 集合体呈圆环、片状或线状(图 7a、b), 约占10%, 部分闪锌矿已发生轻度氧化。根据闪锌矿与黄铜矿的共生关系可以判断发生了闪锌矿对黄铜矿的交代作用; 第二种闪锌矿与黄铜矿形成共结边(Sp2, 图 7c), 表明其与黄铜矿同期形成, 此形态闪锌矿含量极少, 只是偶尔见于5B1和5B2样品中; 第三种闪锌矿呈斑点状分布在黄铁矿自形集合体内部(Sp2, 样品5B2), 形态不规则, 分布散乱, 以微小晶粒状被包裹在黄铁矿晶体中(图 7d), 类似于闪锌矿中的“黄铜矿疾病”[47], 在此, 我们称之为“闪锌矿斑点”。
![]()
图 7 黄铜矿典型矿相照片Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿, Iso-等轴古巴矿Figure 7. Polished-mounted photomicrographs of sphaleritePo-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite, Iso-isocubanite3.1.4 自然Au
在龙旂热液区硫化物中, 除大量硫化物矿物外, 还可见自然金。借助电镜和探针检测可以看到亮白色的自然金(5B1)呈颗粒状零散分布在胶状或细粒黄铁矿集合体边缘, 平均粒径约为10μm (图 8a, b)。经扫描电镜和能谱分析, 显示自然金的纯度较高, 只含有少量的S (图 8c)。根据矿物晶体形态、结构构造特征和矿物共生组合关系判断, 自然金颗粒的形成应该晚于胶状黄铁矿, 是热液作用最后阶段的结晶产物。
![]()
图 8 自然金典型矿相照片及谱图Au-自然金Figure 8. Polished-mounted photomicrographs and spectrum of natural gold Au-gold3.2 矿物的化学成分特征
正常情况下, 矿物的化学组成通常是较为固定的, 但环境条件(如温度和压力等)及物源和成矿介质化学组分的变化又可导致矿物化学组成发生明显波动变化。实践中, 我们可以通过对矿物的标型特征研究, 来判断多金属硫化物的成矿特征, 从而揭示成矿条件的变化[48, 49]。
3.2.1 Fe-S系列
(1) 黄铁矿
对三个世代黄铁矿(由早到晚)而言, 其中的S/Fe原子数比平均值分别为1.93、1.97和1.87 (表 1), 均为亏硫型。主量元素w (S+Fe)平均值分别为99.95%、98.96%和98.44%, 依次降低, 说明黄铁矿中“杂质”元素总量逐渐增多。就微量元素组成而言, w (Cu)平均值分别为0.04%、0.03%和0.03%, w (Mo)平均值分别为0.90%、0.86%和0.82%。此外, w (Zn)平均值分别为0.03%、0.06%和0.13%, w (Pb)平均值分别为0.16%、0.17%和0.18%, 而w (Au)平均值分别为0.02%、0.04%和0.05%。微量元素通常主要以三种方式存在于矿物中: ①作为出溶物, ②作为非化学计量的替代物存在于矿物晶格内, ③作为化学计量的替代物存在于矿物中[19]。已有研究表明, Cu、Pb和Zn作为亲铜元素, 很难与Fe进行类质同像替代, 而是常以细微包裹体形式存在, 常见矿物为粒状、极细小网脉状黄铜矿、方铅矿及闪锌矿[50]。
表 1 黄铁矿的电子探针分析结果(%)Table 1. Micro-chemical compositions of pyrite (%)元素
wt%S Fe Cu Zn Pb Se As Sb Co Cd Mn Ag Au Mo Ni Total S/Fe
(原子比)n=9最小值 Py1 最小值 49.09 45.2 - - 0.08 - - - - - - - - 0.84 - 99.54 1.73 最大值 53.67 50.08 0.09 0.09 0.34 0.05 0.16 0.06 0.01 0.02 0.04 0.03 0.08 0.97 0.01 103.02 2.06 平均值 52.48 47.47 0.04 0.06 0.16 0.03 0.07 0.03 0.01 0.01 0.03 0.02 0.04 0.9 0.01 101.23 1.93 n=11 Py2 最小值 50.04 44.47 - - 0.06 - - - - - - - - 0.79 - 97.78 1.87 最大值 54.04 49.1 0.1 0.14 0.26 0.11 0.22 0.04 0.01 0.03 0.04 0.05 0.19 0.92 0.07 102.9 2.04 平均值 52.44 46.51 0.08 0.09 0.17 0.06 0.08 0.02 0.01 0.02 0.02 0.03 0.06 0.86 0.03 100.27 1.97 n=12 Py3 最小值 45.21 45.45 - - 0.12 - - - - - - - - 0.74 - 95.09 1.62 最大值 53.28 49.78 0.14 0.73 0.23 0.01 0.05 0.01 0.02 0.04 0.03 0.06 0.15 0.89 0.07 104.05 2.02 平均值 51.28 47.26 0.09 0.22 0.18 0.05 0.12 0.03 0.01 0.02 0.03 0.04 0.1 0.86 0.04 100.49 1.9 注：“-”代表含量在仪器检测限之下，以后同。 (2) 磁黄铁矿
电子探针分析结果(表 2)表明, 磁黄铁矿中Fe的含量为57.42%~64.51%, 平均值为61.55%, 与理论值(63.53%)比较接近。Ni含量分布不均(< 0.04%), 多数样品中未检测出Ni, 而Co的含量亦均较低(< 0.02%)。
表 2 磁黄铁矿的电子探针分析结果Table 2. Micro-chemical compositions of pyrrhotite元素（wt%) S Fe Cu Zn Pb Mo As Ni Co Se Sb Cd Mn Au Ag Total 1-x n=9 ISU1 最小值 35.41 58.75 - 0.02 0.04 0.62 - - - - - - - - - 96.15 0.890 最大值 39.51 63.42 0.16 0.15 0.27 0.69 0.07 0.04 0.01 0.11 0.06 0.02 0.04 0.12 0.01 103.82 0.970 平均值 38.18 61.83 0.07 0.08 0.11 0.66 0.07 0.03 0.01 0.07 0.03 0.02 0.03 0.09 0.01 101.05 0.930 n=11 5B1 最小值 37.8 60.11 - - 0.02 0.64 - - 0.01 - - - - - - 99.95 0.902 最大值 40.07 64.51 0.99 0.13 0.18 0.72 0.09 0.04 0.02 0.06 0.04 0.02 0.04 0.09 0.05 104.92 0.959 平均值 38.98 62.91 0.20 0.07 0.12 0.67 0.04 0.04 0.02 0.05 0.02 0.02 0.03 0.08 0.03 102.95 0.927 n=6 5B2 最小值 38.53 57.42 - - 0.08 0.58 - - 0.01 - - - - - - 96.92 0.839 最大值 38.95 59.98 0.17 0.08 0.17 0.75 0.06 0.03 0.01 0.08 0.04 - 0.03 0.09 0.04 100.26 0.877 平均值 39.24 58.69 0.12 0.07 0.12 0.68 0.04 0.02 0.01 0.04 0.03 - 0.03 0.04 0.02 98.97 0.859 自然界中, 磁黄铁矿有六方磁黄铁矿、单斜磁黄铁矿和斜方磁黄铁矿三种类型, 其中以六方和单斜最为常见[51]。Arnold[52]研究认为, 单斜磁黄铁矿形成的最大温度是304±6℃, 而Yund和Hall[53]则认为这一最大温度是325℃。该区磁黄铁矿(Fe1-x S)中的1-x为0.839~0.970, 即化学分子式为Fe0.839S~Fe0.970S。以0.87、0.89和0.92为分界点, 可以对本区磁黄铁矿中Fe原子含量进行投影分析。从图 9可以看出, 所测的25个值变化区间较大, 样品5B1和ISU1均落在六方磁黄铁矿范围内或其右侧, 这与在镜下所见ISU1号样品中少量六方磁黄铁矿分布在板状磁黄铁矿孔隙内的事实一致, 判断其形成温度至少应高于300℃。与之对比, 在5B2样品中, 所有的6组数据大部分投在单斜的左侧, 表明其形成温度低于304℃或325℃。
![]()
图 9 黄铁矿中Fe原子含量的分布范围(彩色区域为所有数据的分布范围, 下图同)Figure 9. The distribution range of Fe atom percentage composition of pyrrhotite(the color stripe is the general distribution range of all data, same for next diagram)该区磁黄铁矿所测试成分范围、晶系信息、以及样品中大量出现黄铁矿的特征均表明, 在Fe-S系统矿物相平衡简图[53, 54]中, 该区硫化物中磁黄铁矿主要分布在两个区域内:254℃以上的六方磁黄铁矿与黄铁矿共生区, 以及具较低温度的单斜磁黄铁矿与黄铁矿共生区(图 10)。
![]()
已有研究表明, 当温度缓慢降低时, 从六方磁黄铁矿首先出溶黄铁矿, 此时若缺乏足够多的硫供应, 则黄铁矿出溶后不会继续生成单斜磁黄铁矿; 而当温度快速降低时, 六方磁黄铁矿中的硫并没有完全以黄铁矿的形式出溶, 当温度下降到254℃以下时, 多余的硫则以单斜磁黄铁矿的形式出溶[53, 55]。从我们的观察来判断, 该区硫化物的磁黄铁矿经历了六方磁黄铁矿出溶黄铁矿的过程, 并且同时有单斜磁黄铁矿出现, 表明热液流体经历了快速降温过程, 且硫逸度较高。
3.2.2 Zn-S系列
闪锌矿内的微量元素含量可以在几个数量级间变化[56], 这可以为我们提供指示其形成环境的重要地球化学信息。如探针分析结果(表 3)表明, 所有闪锌矿中均含有一定量的Fe和Cu。而Fe的含量是闪锌矿形成的重要指示[57], 本区闪锌矿中Fe的含量普遍较高(7.23%~17.66%), 均为铁闪锌矿(Fe≥6%), 甚至含有高铁闪锌矿(Fe≥12%), 且变化范围大, 表明本区闪锌矿形成时, 热液流体的温度较高且波动较大。
表 3 闪锌矿的电子探针分析结果Table 3. Micro-chemical compositions of sphalerite元素（wt%) S Fe Cu Zn Pb Si Se Sb Cd Ag Au Co Mo Ni Mn Cu/Fe n=9 Sp1 最小值 32.73 7.23 0.76 46.5 0.01 - - - 0.23 -- - - 0.5 - - 0.06 最大值 33.93 16.94 2.51 57.22 0.14 0.03 0.06 0.03 0.91 0.06 0.09 - 0.64 0.05 0.03 0.15 平均值 33.37 1274 1.21 52.23 0.11 0.02 0.03 0.02 0.55 0.04 0.07 - 0.59 0.03 0.02 0.10 n=6 Sp2 最小值 33.37 13.28 0.23 48.26 - - - - 0.9 - - - 0.5 - - 0.01 最大值 34.5 17.66 1.08 55.01 0.22 0.02 0.03 0.09 0.42 0.01 0.02 0.01 0.69 0.03 0.03 0.09 平均值 34.03 15.22 0.61 52.31 0.14 0.01 0.02 0.04 0.32 0.01 0.02 0.01 0.63 0.02 0.02 0.04 n=6 Sp3 最小值 33.6 13.04 0.4 51.4 - - - - 0.21 - - - 0.58 - - 0.03 最大值 34.09 15.53 1.29 54.87 0.22 0.02 0.08 0.02 0.43 0.01 0.08 0.01 0.73 0.03 0.06 0.09 平均值 33.82 14.28 0.75 52.92 0.14 0.01 0.05 0.02 0.34 0.01 0.04 0.01 0.67 0.03 0.03 0.05 在3个世代的闪锌矿中, 样品Sp1中Fe含量最低, Cu含量最高, Cu/Fe比值最高, 微量元素Cd相对富集, 反映了样品Sp1成矿环境的特殊性, 相比而言, 样品Sp2与Sp3元素含量相差不大。结合黄铜矿的分析数据(见下文)可以推断, 早期闪锌矿(Sp1)交代黄铜矿后, 导致其Cu含量和Cu/Fe比值较高。由于样品Sp2与Sp3成分相似, 表明其成因或成矿环境条件相近。
在成矿介质化学成分不变的条件下, Fe2+呈类质同像置换Zn2+的几率与温度有关:温度越高, Fe置换Zn的几率越大, 而Fe的相对含量就越高。在SWIR的闪锌矿中, Fe与Zn整体呈明显的负相关(图 11), 反映了热液活动整体上由高温向低温的演化过程。我们同时还发现, 在Fe-Zn含量相关图上, Fe与Zn的相关曲线似有中断, 这表明热液成矿温度的变化不是连续的, 很可能反映的是两次流体温度不同的热液喷溢活动。
3.2.3 Cu-Fe-S系列
黄铜矿和等轴古巴矿化学组成见表 4。
表 4 黄铜矿和等轴古巴矿的电子探针分析结果Table 4. Micro-chemical compositions of chalcopyrite and isocubanite元素
(wt%)S Fe Cu Zn Pb Mo As Ni Co Se Sb Cd Mn Au Ag Ba Cu/Fe
(原子比)n=3 Cp1 最小值 29.24 35.21 29.88 - 0.14 0.43 - - - 0.01 - - - - - - 0.7 最大值 35.96 37.49 31.46 - 0.18 0.69 - 0.08 0.01 0.07 0.02 0.02 - 0.02 0.06 0.15 0.78 平均值 32.78 36.51 30.92 - 0.15 0.53 - 0.08 0.01 0.03 0.02 0.02 - 0.02 0.06 0.10 0.74 n=14 Cp2 最小值 32.09 31.23 28.08 - 0.09 0.47 - - - - - - - - - - 0.72 最大值 36.23 36.25 33.32 - 0.2 0.74 0.09 0.02 0.01 0.06 0.04 0.02 0.04 0.11 0.04 0.11 0.88 平均值 34.28 33.33 30.72 - 0.14 0.62 0.04 0.02 0.01 0.05 0.02 0.02 0.02 0.05 0.03 0.07 0.81 n=27 Iso 最小值 33.94 37.55 20.38 - - 0.5 - - - - - - - - - - 0.42 最大值 37.5 44.96 27.91 - 0.23 0.73 0.08 0.08 0.02 0.12 0.05 0.03 0.04 0.18 0.06 0.18 0.63 平均值 35.38 41.41 23.12 - 0.12 0.61 0.04 0.03 0.01 0.05 0.03 0.02 0.02 0.05 0.03 0.07 0.49 (1) 黄铜矿
从表 4中的电子探针分析结果来看, 黄铜矿中Cu/Fe原子百分含量比为0.70~0.88, 平均0.80, 与理论值[58]相差约±0.2%, 但仍然处于陆地矿床产出黄铜矿的非化学计量统计变化范围内, 是一种非化学计量特征的富Fe型黄铜矿, 属于海底硫化物矿床中出现的典型高温矿物[59]。这一结果与Mozgova等[60]对其他热液区海底黑烟囱硫化物中等轴古巴矿的分析值相近(Cu 20.2%~23.4%, Fe37.6%~42.4%, Cu/Fe 0.44~0.59), 接近于其理论值(Cu/Fe=0.5)。
经分析发现, 不同成矿期次黄铜矿中Cu/Fe原子比值有所不同:期次Ⅰ (Cp1)黄铜矿中Cu/Fe原子比值较低(平均0.74), 而期次Ⅱ (Cp2)黄铜矿中Cu/Fe原子比值相对较高(平均0.81)。在与黄铜矿伴生的闪锌矿(Sp1)中Cu/Fe原子比值最高, 这进一步反映了闪锌矿在黄铜矿沉淀后形成, 而由于Sp1闪锌矿交代黄铜矿过程中吸收了部分Cu, 导致了其Cu含量较高。黄铜矿内基本不含Zn, 而闪锌矿中却含一定量的Cu, 这也为闪锌矿交代黄铜矿的判断提供了另一佐证。
(2) 等轴古巴矿
等轴古巴矿普遍存在于硫化物样品中。探针分析结果表明, 其Cu (20.38%~27.91%, 平均23.12%)和Fe (37.55%~44.96%, 平均41.41%)的含量变化范围都较大(表 4), 而Cu/Fe比值变化于0.42~0.6之间。这一结果与Mozgova等[60]对其他热液区海底黑烟囱硫化物中等轴古巴矿的分析值相近(Cu:20.2%~23.4%, Fe:37.6%~42.4%, Cu/Fe 0.44~0.59), 接近于其理论值(Cu/Fe=0.5)。同时, 等轴古巴矿的微量元素特征与黄铜矿相似, 均表现为富集Pb (0.02%~0.23%, 均值为0.12)和Mo (0.50%~0.73%, 均值0.61%), 相对而言, 其他成分的微量元素含量较低。
3.3 典型矿物结构
闪锌矿骸晶被包裹在黄铜矿内(即“闪锌矿斑点”结构)在硫化物矿床中普遍存在[61, 62], 而黄铁矿中的闪锌矿斑点结构却鲜有文献报道。在本区富Fe型硫化物(5B2)中, 见有斑点状闪锌矿, 大小不一, 一般粒径小于10μm, 零星分布于黄铁矿内部或边缘。这些闪锌矿斑点只出现在自形黄铁矿集合体内。将分析数据点投影到Fe-Zn-Cu三元图(图 12)上, 所有“闪锌矿斑点”分布在一条直线上, 即无论Zn怎样变化, Cu/Fe比值近乎相等(接近1/1), 这一方面表明它们的结晶条件可能相似, 另一方面也反映出这些闪锌矿中的Fe和Cu可能源于同一种含铜-铁硫化物微粒(比如出溶物)。
![]()
图 12 黄铁矿中“闪锌矿斑点”的Fe-Zn-Cu三角图Figure 12. Fe-Zn-Cu ternary diagram of the"sphalerite spots"in pyrite虽然闪锌矿的晶体结构与黄铜矿、黄铁矿差别较大, 但无论是黄铁矿还是黄铜矿, 都可以与闪锌矿一起形成Fe-Cu-Zn-S体系的相平衡产物。本次探针分析结果表明, 与黄铜矿共生的闪锌矿和黄铁矿中的“闪锌矿斑点”二者化学成分上很相似, 推测二者具有类似成因; 另外, 黄铁矿中的“闪锌矿斑点”与宿主矿物之间接触界限平滑, 未见交代或溶蚀现象, 因此推测黄铁矿中的闪锌矿斑点属于出溶成因。这反映了固溶体分解时绝对温度较高, 而根据已有实验证实, 二者的分解温度或成矿热液温度可高达400℃[63, 64]。
3.4 矿物的生成顺序及成矿阶段
尽管缺少该区热液流体组成数据, 但是根据金属硫化物的矿物组成(高温矿物等轴古巴矿, 以及中高温矿物磁黄铁矿)、特征结构(自形黄铁矿中出溶“闪锌矿斑点”)以及特征元素含量(如闪锌矿中的Fe含量), 我们推断该样品属于高温矿物组合(T > 335℃), 而其局部(瞬间)温度可能发生了急遽升高到400℃以上的事件性成矿现象。
矿物学分析表明, 在该区的硫化物矿床中, 黄铁矿是存在于热液成矿作用始终的结晶相, 据此, 可以将热液硫化物的形成和演化划分为3个成矿阶段和1个后期氧化阶段: (1)黄铁矿+磁黄铁矿+黄铜矿(等轴古巴矿) → (2)树枝状或束状黄铁矿+闪锌矿→ (3)胶状黄铁矿→ (4) Fe的氧化物和氧羟化物。
总体来说, 在成矿过程中, 遵循“高温矿物先生成, 低温矿物后生成”通常规律, 但细致矿物学分析认为, 这期间温度亦存在有不同程度的事件性波动。根据上述矿物的生成顺序, 可以恢复热液硫化物的成矿为4个阶段(表 5) :
表 5 龙旂热液区硫化物矿物生成顺序及成矿阶段Table 5. Sequence of mineralization of the hydrothermal sulfide in the Longqi field.
(1) 在早期高温热液喷溢阶段, 自形/半自形黄铁矿、黄铜矿(等轴古巴矿)、磁黄铁矿等结晶析出。早期, 据Lusk和Bray等[65]通过Cu-Fe-S三元体系相平衡实验得出, 在335℃时, 等轴古巴矿开始出现并与黄铜矿、黄铁矿和磁黄铁矿共生。因此, 据此判断本区热液活动高温喷溢阶段的喷口温度应在335℃以上。(2)热液温度开始降低, 自形树状黄铁矿和闪锌矿形成, 这期间可能会温度瞬间超过400℃ (依据是自形黄铁矿中出溶“闪锌矿斑点”); (3)在热液活动后期, 热液喷溢强度、温度逐渐降低, 海水沿着外部裂隙及孔洞往里渗透, 胶状和莓球状黄铁矿沿着裂隙逐渐沉淀并对早期先成矿物进行胶结, 这期间温度和pH值多有波动, 表现为多个莓球状黄铁矿重结晶为更大尺寸的球体, 以及胶状黄铁矿和白铁矿形成互生体; (4)热液活动完全停止后, 堆积于海底的硫化物矿物逐渐遭受海水氧化蚀变, 形成了铁的氢氧化物。
4. 结论
(1) 西南印度洋中脊(SWIR)龙旂热液区(49.6°E)硫化物为高温热液喷溢活动所形成的富Fe型硫化物, 其矿物组合以磁黄铁矿、黄铁矿为主, 其次是黄铜矿(出溶等轴古巴矿现象普遍), 白铁矿和闪锌矿少量, 此外还检测到了自然金颗粒。
(2) SWIR的热液硫化物的形成过程与其他背景下的热液金属硫化物矿床相比具有独特的成矿历史。根据我们的研究, 可恢复为3个热液成矿作用阶段和1个后期海底风化阶段, 经历了多期次热液活动, 成矿温度表现为高温→中温→低温的变化; 3个热液成矿作用阶段包括: (1)黄铁矿+磁黄铁矿+黄铜矿(等轴古巴矿) → (2)黄铁矿+闪锌矿→ (3)胶状黄铁矿+白铁矿+自然金, 黄铁矿是存在于热液成矿作用始终的结晶相; 后期氧化蚀变阶段导致了Fe氧化物和氢氧化物的形成。
(3) 黄铁矿形成于相对贫硫环境。该区磁黄铁矿属于富钴贫镍型磁黄铁矿, 经历了六方磁黄铁矿+黄铁矿→单斜磁黄铁矿+黄铁矿的变化, 表明热液流体经历了快速降温过程。闪锌矿均为富铁闪锌矿, Fe的含量变化范围较大, 反映其成矿环境变化剧烈; 同时, Fe与Zn的相关曲线表明热液成矿温度的变化可能不是连续的, 很可能反映的是两次温度不同的热液喷溢活动。而等轴古巴矿出溶, 其微量元素富集特征与黄铜矿相近, 均表现为富集Pb和Mo元素。
周立君编辑 -
![]()
![]()
图 2 龙旂热液区硫化物样品手标本照片
a-样品ISU1;b-样品5A;c-样品5B
Figure 2. Hydrothermal sulfide samples collected from the Longqi hydrothermal field
a-sample ISU1;b-sample 5A;c-sample 5B
![]()
图 3 磁黄铁矿典型矿相照片
Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿
Figure 3. Polished-mounted photomicrographs of pyrrhotite
Po-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite
![]()
图 4 黄铁矿典型矿相照片
Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿, Mar-白铁矿
Figure 4. Polished-mounted photomicrographs of pyrite
Po-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite, Mar-marcasit
![]()
图 5 黄铜矿典型矿相照片
Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿, Iso-等轴古巴矿
Figure 5. Polished-mounted photomicrographs of chalcopyrite
Po-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite, Iso-isocubanite
![]()
图 6 等轴古巴矿典型矿相照片Iso-等轴古巴矿
Figure 6. Polished-mounted photomicrographs of isocubanite Iso-isocubanite
![]()
图 7 黄铜矿典型矿相照片
Po-磁黄铁矿, Cp-黄铜矿, Py-黄铁矿, Sp-闪锌矿, Iso-等轴古巴矿
Figure 7. Polished-mounted photomicrographs of sphalerite
Po-pyrrhotite, Cp-chalcopyrite, Py-pyrite, Sp-sphalerite, Iso-isocubanite
![]()
图 8 自然金典型矿相照片及谱图Au-自然金
Figure 8. Polished-mounted photomicrographs and spectrum of natural gold Au-gold
![]()
图 9 黄铁矿中Fe原子含量的分布范围
(彩色区域为所有数据的分布范围, 下图同)
Figure 9. The distribution range of Fe atom percentage composition of pyrrhotite
(the color stripe is the general distribution range of all data, same for next diagram)
![]()
![]()
图 12 黄铁矿中“闪锌矿斑点”的Fe-Zn-Cu三角图
Figure 12. Fe-Zn-Cu ternary diagram of the"sphalerite spots"in pyrite
表 1 黄铁矿的电子探针分析结果(%)
Table 1 Micro-chemical compositions of pyrite (%)
元素
wt%S Fe Cu Zn Pb Se As Sb Co Cd Mn Ag Au Mo Ni Total S/Fe
(原子比)n=9最小值 Py1 最小值 49.09 45.2 - - 0.08 - - - - - - - - 0.84 - 99.54 1.73 最大值 53.67 50.08 0.09 0.09 0.34 0.05 0.16 0.06 0.01 0.02 0.04 0.03 0.08 0.97 0.01 103.02 2.06 平均值 52.48 47.47 0.04 0.06 0.16 0.03 0.07 0.03 0.01 0.01 0.03 0.02 0.04 0.9 0.01 101.23 1.93 n=11 Py2 最小值 50.04 44.47 - - 0.06 - - - - - - - - 0.79 - 97.78 1.87 最大值 54.04 49.1 0.1 0.14 0.26 0.11 0.22 0.04 0.01 0.03 0.04 0.05 0.19 0.92 0.07 102.9 2.04 平均值 52.44 46.51 0.08 0.09 0.17 0.06 0.08 0.02 0.01 0.02 0.02 0.03 0.06 0.86 0.03 100.27 1.97 n=12 Py3 最小值 45.21 45.45 - - 0.12 - - - - - - - - 0.74 - 95.09 1.62 最大值 53.28 49.78 0.14 0.73 0.23 0.01 0.05 0.01 0.02 0.04 0.03 0.06 0.15 0.89 0.07 104.05 2.02 平均值 51.28 47.26 0.09 0.22 0.18 0.05 0.12 0.03 0.01 0.02 0.03 0.04 0.1 0.86 0.04 100.49 1.9 注：“-”代表含量在仪器检测限之下，以后同。 
下载: 导出CSV
表 2 磁黄铁矿的电子探针分析结果
Table 2 Micro-chemical compositions of pyrrhotite
元素（wt%) S Fe Cu Zn Pb Mo As Ni Co Se Sb Cd Mn Au Ag Total 1-x n=9 ISU1 最小值 35.41 58.75 - 0.02 0.04 0.62 - - - - - - - - - 96.15 0.890 最大值 39.51 63.42 0.16 0.15 0.27 0.69 0.07 0.04 0.01 0.11 0.06 0.02 0.04 0.12 0.01 103.82 0.970 平均值 38.18 61.83 0.07 0.08 0.11 0.66 0.07 0.03 0.01 0.07 0.03 0.02 0.03 0.09 0.01 101.05 0.930 n=11 5B1 最小值 37.8 60.11 - - 0.02 0.64 - - 0.01 - - - - - - 99.95 0.902 最大值 40.07 64.51 0.99 0.13 0.18 0.72 0.09 0.04 0.02 0.06 0.04 0.02 0.04 0.09 0.05 104.92 0.959 平均值 38.98 62.91 0.20 0.07 0.12 0.67 0.04 0.04 0.02 0.05 0.02 0.02 0.03 0.08 0.03 102.95 0.927 n=6 5B2 最小值 38.53 57.42 - - 0.08 0.58 - - 0.01 - - - - - - 96.92 0.839 最大值 38.95 59.98 0.17 0.08 0.17 0.75 0.06 0.03 0.01 0.08 0.04 - 0.03 0.09 0.04 100.26 0.877 平均值 39.24 58.69 0.12 0.07 0.12 0.68 0.04 0.02 0.01 0.04 0.03 - 0.03 0.04 0.02 98.97 0.859
下载: 导出CSV
表 3 闪锌矿的电子探针分析结果
Table 3 Micro-chemical compositions of sphalerite
元素（wt%) S Fe Cu Zn Pb Si Se Sb Cd Ag Au Co Mo Ni Mn Cu/Fe n=9 Sp1 最小值 32.73 7.23 0.76 46.5 0.01 - - - 0.23 -- - - 0.5 - - 0.06 最大值 33.93 16.94 2.51 57.22 0.14 0.03 0.06 0.03 0.91 0.06 0.09 - 0.64 0.05 0.03 0.15 平均值 33.37 1274 1.21 52.23 0.11 0.02 0.03 0.02 0.55 0.04 0.07 - 0.59 0.03 0.02 0.10 n=6 Sp2 最小值 33.37 13.28 0.23 48.26 - - - - 0.9 - - - 0.5 - - 0.01 最大值 34.5 17.66 1.08 55.01 0.22 0.02 0.03 0.09 0.42 0.01 0.02 0.01 0.69 0.03 0.03 0.09 平均值 34.03 15.22 0.61 52.31 0.14 0.01 0.02 0.04 0.32 0.01 0.02 0.01 0.63 0.02 0.02 0.04 n=6 Sp3 最小值 33.6 13.04 0.4 51.4 - - - - 0.21 - - - 0.58 - - 0.03 最大值 34.09 15.53 1.29 54.87 0.22 0.02 0.08 0.02 0.43 0.01 0.08 0.01 0.73 0.03 0.06 0.09 平均值 33.82 14.28 0.75 52.92 0.14 0.01 0.05 0.02 0.34 0.01 0.04 0.01 0.67 0.03 0.03 0.05
下载: 导出CSV
表 4 黄铜矿和等轴古巴矿的电子探针分析结果
Table 4 Micro-chemical compositions of chalcopyrite and isocubanite
元素
(wt%)S Fe Cu Zn Pb Mo As Ni Co Se Sb Cd Mn Au Ag Ba Cu/Fe
(原子比)n=3 Cp1 最小值 29.24 35.21 29.88 - 0.14 0.43 - - - 0.01 - - - - - - 0.7 最大值 35.96 37.49 31.46 - 0.18 0.69 - 0.08 0.01 0.07 0.02 0.02 - 0.02 0.06 0.15 0.78 平均值 32.78 36.51 30.92 - 0.15 0.53 - 0.08 0.01 0.03 0.02 0.02 - 0.02 0.06 0.10 0.74 n=14 Cp2 最小值 32.09 31.23 28.08 - 0.09 0.47 - - - - - - - - - - 0.72 最大值 36.23 36.25 33.32 - 0.2 0.74 0.09 0.02 0.01 0.06 0.04 0.02 0.04 0.11 0.04 0.11 0.88 平均值 34.28 33.33 30.72 - 0.14 0.62 0.04 0.02 0.01 0.05 0.02 0.02 0.02 0.05 0.03 0.07 0.81 n=27 Iso 最小值 33.94 37.55 20.38 - - 0.5 - - - - - - - - - - 0.42 最大值 37.5 44.96 27.91 - 0.23 0.73 0.08 0.08 0.02 0.12 0.05 0.03 0.04 0.18 0.06 0.18 0.63 平均值 35.38 41.41 23.12 - 0.12 0.61 0.04 0.03 0.01 0.05 0.03 0.02 0.02 0.05 0.03 0.07 0.49
下载: 导出CSV
表 5 龙旂热液区硫化物矿物生成顺序及成矿阶段
Table 5 Sequence of mineralization of the hydrothermal sulfide in the Longqi field.
下载: 导出CSV
-
[1] Arrhenius G O S, Bonatti E.Neptunism and Volcanism in the Ocean[C]//In: Sears M, ed.Progress in Oceanography.London: Pergamon Press, 1965: 7-22.
[2] Rona P A.Hydrothermal mineralization at seafloor spreading centers[J].Earth Science Reviews, 1984, 20 (1) :1-104. doi: 10.1016/0012-8252(84)90080-1
[3] Craig H, Horibe Y, Fariey K A, et al.Hydrothermal vents in the Mariana Trough:results of the first Alvin dives[J].EOS.1987, 68 (44) :1531.
[4] Fouquet Y, Charlou J L, Stackelberg U, et al.Metallogenesis in back-arc environments:the Lau Basin example[J].Economic Geology, 1993, 88:2154-2181. doi: 10.2113/gsecongeo.88.8.2154
[5] Fryer P.Geology of the Mariana Trough[C]//Backarc BasinTectonics and Magmatism.1995: 237-279.
[6] Halbach P, Nakamura K, Wahsner M, et al.Probable modern analogue of kuroko-type massive sulfide deposits in the Okinawa Trough back-arc basin[J].Nature, 1989, 338:496-499. doi: 10.1038/338496a0
[7] Halbach P, Pracejus B, Maerten A.Geology and mineralogy of massive sulfide ores from the central Okinawa Trough, Japan[J].Econ Geol, 1993, 88:2210-2225. doi: 10.2113/gsecongeo.88.8.2210
[8] 翟世奎, 陈丽蓉, 张海启.冲绳海槽的岩浆作用与海底热液活动[M].北京:海洋出版社, 2001:171-174. http://www.bookask.com/book/108899.html ZHAI Shikui, CHEN Lirong, ZHANG Haiqi.Igneous Process and Subseafloor Hydrothermal Activity in the Okinawa Trough[M].Beijing:Ocean Press, 2001:171-174. http://www.bookask.com/book/108899.html
[9] 曾志刚, 翟世奎.大西洋洋中脊TAG热液区中块状硫化物的Os同位素研究[J].沉积学报, 2002, 20 (3) :394-398. doi: 10.3969/j.issn.1000-0550.2002.03.006 ZENG Zhigang, ZHAI Shikui.Os isotopic compositions of seafloor massive sulfide from the TAG hydrothermal field in the MidAtlantic Ridge[J].Acta Sedimentologica Sinica, 2002, 20 (3) :394-398. doi: 10.3969/j.issn.1000-0550.2002.03.006
[10] Baker E T, Edmonds H N, Michael P J.The ultraslowspreading Gakkel and South West Indian Ridges[J].Geochem, Geophys, Geosyst, 2004, 5 (8) :1-24.
[11] 孙治雷, 周怀阳, 杨群慧, 等.现代样地低温富Si烟囱体的构建:以劳盆地CDE热液场为例[J].中国科学:地球科学, 2012, 42:1544-1558. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-JDXK201210009.htm SUN Zhilei, ZHOU Huaiyang, YANG Qunhui, et al.Growth model of a hydrothermal lowtemperature Si-rich chimney:Example from the CDE hydrothermal field, Lau Basin[J].Sci China Earth Sci, 2012, 55:1716-1730. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-JDXK201210009.htm
[12] Eldholm O, Karasik A M, Reksnes P A.The North American plate boundary[C]//The Geology of North America.The Arctic Ocean Region, 1990: 171-182.
[13] Fujimoto H, Cannat M, Fujioka K, et al.First submersible investigations of mid-ocean ridges in the Indian Ocean[J].Inter Ridge News, 1999, 8 (1) :22-24. http://www.godac.jamstec.go.jp/catalog/data/doc_catalog/media/shinkai15-02_01.pdf
[14] 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].Chem Geol, 2001, 177:341-349 doi: 10.1016/S0009-2541(00)00418-6
[15] Tao C, Lin J, Guo S, et al.Discovery of the first active hydrothermal vent field at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge:The Chinese DYI 15-19Cruise[J].Ridge Crest News, 2007, 16:25-26.
[16] McKenzie D, Sclater J G.The evolution of the Indian Ocean since the Late Cretaceous[J].Geophysical Journal International, 1971, 24 (5) :437-528. doi: 10.1111/j.1365-246X.1971.tb02190.x
[17] Acharyya, Sclater.Break up of Australia-India-Madagascar block, opening of the Indian Ocean and continental accretion in Southeast Asia with special reference to the characteristics of the peri-Indian collision zones[J].Gondwana Research, 2000, 3 (4) :425-443. doi: 10.1016/S1342-937X(05)70753-X
[18] Cande S C, Patriat P, Dyment J.Motion between the Indian, Antarctic and African plates in the early Cenozoic[J].Geophysical Journal International, 2010, 183 (1) :127-149. doi: 10.1111/j.1365-246X.2010.04737.x
[19] Pushcharovsky Y M.Fragments of continental structures in the Indian Ocean[J].Geotectonics, 2014, 48 (1) :1-4. doi: 10.1134/S0016852114010063
[20] Nayak B, Halbach P, Pracejus B, et al.Massive sulfides of Mount Jourdanne along the super-slow spreading Southwest Indian Ridge and their genesis[J].Ore Geology Reviews, 2014, 63:115-128. doi: 10.1016/j.oregeorev.2014.05.004
[21] Münch U, Halbach P.Fujimoto H.Zinc-and lead-rich massive sulfides from the ultraslow Southwest Indian spreading ridge[J].EOS, American Geophysical Union Transactions, 1999, 80 (46) :11-14.
[22] Lin J, Zhang C.The first collaborative China-international cruises to investigate mid-ocean ridge hydrothermal vents[J].InterRidge News, 2006, 15:33-34.
[23] 陶春辉, 李怀明, 黄威, 等.西南印度洋脊49°39′E热液区硫化物烟囱体的矿物学和地球化学特征及其地质意义[J].科学通报, 2011, 56 (28) :2413-2423. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kxtb201128009 TAO Chunhui, LI Huaiming, 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 (28) :2413-2423. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kxtb201128009
[24] 陶春辉, 李怀明, 金肖兵, 等.西南印度洋脊的海底热液活动和硫化物勘探[J].科学通报, 2014, 59:1812-1822. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kxtb201419003 TAO Chunhui, LI Huaiming, JIN xiaobing, et al.Seafloor hydrothermal activity and polymetallic sulfide exploration on the southwest Indian ridge[J].Chin Sci Bull, 2014, 59:2266-2276. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=kxtb201419003
[25] 叶俊.西南印度洋超慢速扩张脊49.6°E热液区多金属硫化物成矿作用研究[D].中国科学院大学, 2010. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-80068-1012411037.htm YE Jun.Mineralization of Polymetallic Sulfides on Ultra-slow Spreading Southwest Indian Ridge at 49.6°E[D].University of Chinese Academy of Sciences, 2010. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-80068-1012411037.htm
[26] 李小虎, 初凤友, 雷吉江, 等.西南印度洋中脊热液硫化物成矿物质来源探讨:同位素证据[J].地球科学与环境学报, 2014, 36 (1) :193-200. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Conference/8315628 LI Xiaohu, CHU Fengyou, LEI Jijiang, et al.Discussion on Sources of Metallogenic Materials of Hydrothermal Sulfide from Southwest Indian Ridge:Isotope Evidences[J]Journal of Earth Sciences and Environment, 2014, 36 (1) :193-200. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Conference/8315628
[27] Sun Z, Li J, Huang W, et al.Generation of hydrothermal Fe-Si oxyhydroxide deposit on the Southwest Indian Ridge and its implication for the origin of ancient banded iron formations[J].Journal of Geophysical Research Biogeosciences, 2015, 120 (1) :187-203. doi: 10.1002/2014JG002764
[28] Yuan B, Yang Y, Yu H, et al.Geochemistry of pyrite and chalcopyrite from an active black smoker in 49.6°E Southwest Indian Ridge[J].Marine Geophysical Research, 2017 (4) :1-21. doi: 10.1007%2Fs11001-017-9324-5
[29] Rona P A, Klinkhammer G, Nelsen T A, et al.Black smokers, massive sulphides and vent biota at the Mid-Atlantic Ridge[J].Nature, 1986, 321:33. doi: 10.1038/321033a0
[30] Charlou J L, Fouquet Y, Bougault H, et al.Intense CH4, plumes generated by serpentinization of ultramafic rocks at the intersection of the 15°20′N fracture zone and the Mid-Atlantic Ridge[J].Geochimica Et Cosmochimica Acta, 1998, 62 (13) :2323-2333. doi: 10.1016/S0016-7037(98)00138-0
[31] Patriat P D, Sauter M, Munschy, and Parson L M.A survey of the Southwest Indian Ridge axis between Atlantis ll Fracture Zone and the Indian Triple Junction:Regional setting and large scale segmentation[J].Mar.Geophys.Res.1997, 19:457-480. doi: 10.1023/A:1004312623534
[32] Mendel V, Sauter D.Seamount volcanism at the super slowspreading Southwest Indian Ridge between 57°E and 70°E[J].Geology, 1997, 25:99-102. doi: 10.1130/0091-7613(1997)025<0099:SVATSS>2.3.CO;2
[33] Baines A G, Cheadle M J, Dick H J B, et al.Evolution of the southwest Indian Ridge from 55°45′E to 62°E:Changes in plate-boundary geometry since 26Ma[J].Geochemistry, Geophysics, and Geosytems, 2007, 8 (6) :1-31.
[34] Dick H J B, Lin J, Schouten H.An ultraslow-spreading class of ocean ridge[J].Nature, 2003, 426 (6965) :405-412. doi: 10.1038/nature02128
[35] Searle R C, Bralee A V.Asymmetric generation of oceanic crust at the ultraslow spreading Southwest Indian Ridge, 64°E[J].Geochemistry, Geophysics and Geo-systems, 2007, 8 (1) :1-28.
[36] Sauter D, Patriat P, Rommevaux-Jestin C, et al.The Southwest Indian Ridge between 49°15′E and 57°E:focused accretion and magma redistribution[J].Earth & Planetary Science Letters, 2001, 192 (3) :303-317.
[37] Cannat M, Sauter D, Mendel V, et al.Modes of seafloor generation at a melt-poor ultraslow-spreading ridge[J].Geology, 2006, 34 (7) :605-608. doi: 10.1130/G22486.1
[38] Tao C H, Li H M, Huang W, 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) :2828-2838. doi: 10.1007/s11434-011-4619-4
[39] Liang Y Y, Li J B, Li S J, et al.The morphotectonics and its evolutionary dynamics of the central Southwest Indian Ridge (49°to 51°E) [J].Acta Oceanologica Sinica, 2013, 32 (12) :87-95. doi: 10.1007/s13131-013-0394-1
[40] Blackman D K, Canales J P, Harding A.Geophysical signatures of oceanic core complexes[J].Geophys J.Int., 2009, 178:593-613. doi: 10.1111/j.1365-246X.2009.04184.x
[41] 张涛, 高金耀.西南印度洋中脊热液区的岩浆活动与构造特征[J].中国科学: 地球科学, 2013, 43 (11) : 1834-1846. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-JDXK201311013.htm ZHANG Tao, LIN Jian, GAO Jinyao.Magmatism and tectonic processes in Area A hydrothermal vent on the Southwest Indian Ridge[J].Science China: Earth Sciences, 2013, 43 (11) : 1834-1846. http://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTotal-JDXK201311013.htm
[42] Zhu J, Lin J, Chen Y J, et al.A reduced crustal magnetization zone near the first observed active hydrothermal vent field on the Southwest Indian Ridge[J].Geophysical Research Letters, 2010, 37 (18) :389-390. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=10.1029/2010GL043542
[43] Koski R A, Clague D A, Oudin E.Mineralogy and chemistry of massive sulfide deposits from the Juan de Fuca Ridge[J].Geological Society of America Bulletin, 1984, 95 (8) :930-945. doi: 10.1130/0016-7606(1984)95<930:MACOMS>2.0.CO;2
[44] Graham U M, Bluth G J, Ohmoto, H.Sulfide-sulfate chimneys on the EastPacific Rise, 11°and 13°N; Part I, Mineralogy and paragenesis[J].Canadian Mineralogist.1988, 26 (3) :487-504.
[45] Sugaki A, Shima H, Kitakaze A, et al.Isothermal phase relations in the system Cu-Fe-S under hydrothermal conditions at 350℃ and 300℃[J].Economic Geology, 1975, 70 (4) :806-823. doi: 10.2113/gsecongeo.70.4.806
[46] Barton Jr P B, Bethke P M.Chalcopyrite disease in sphalerite:pathology and epidemiology[J].American Mineralogist, 1987, 72 (5-6) :451-467. http://cn.bing.com/academic/profile?id=17b6a722a9a13414bb7eb3a3f8983bf0&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
[47] 初凤友, 胡大千, 于洪林, 等.黄铁矿晶体形态标型在金矿评价中的意义[J].吉林大学学报:地球科学版, 2004, 34 (4) :531-535. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/cckjdxxb200404008 CHU Fengyou, HU Daqian, YU Honglin, et al.The Significance of Crystal form Typomorphosm of Pyritein Assessment of Gold Deposit[J].Journal of Jilin University:Earth Science Edition, 2004, 34 (4) :531-535. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/cckjdxxb200404008
[48] Xu Q, Scott S D.Spherulitic pyrite in seafloor hydrothermal deposits: products of rapid crystallization from mixing fluids[C]//Mineral deposit research: meeting the global challenge.Springer Berlin Heidelberg, 2005: 711-713. doi: 10.1007%2F3-540-27946-6_181
[49] Huston D L, Taylor B E, Bleeker W, et al.Isotope Mapping Around the Kidd Creek Deposit, Ontario:Application to Exploration and Comparison with Other Geochemical Indicators[J].Exploration & Mining Geology, 1995, 4 (3) :175-185. http://cn.bing.com/academic/profile?id=75b153f87ab71818ef2846f7f727f8b2&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn
[50] Yund R A, Hall H T.Hexagonal and monoclinic pyrrhotites[J].Economic Geology, 1969, 64 (4) :420-423. doi: 10.2113/gsecongeo.64.4.420
[51] 杨镇, 杨立强, 刘江涛, 等.云南羊拉铜矿床磁黄铁矿标型矿物学特征及成矿意义[J].岩石学报, 2014, 30 (9) :2669-2680. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201409017 YANG Zhen, YANG Liqiang, LIU Jiangtao, et al.Mineralogy typomorphic characteristicsof pyrrhotite and mineralization significance of Yangla copper deposit, Yunnan, China[J].Acta Petrologica Sinica, 2014, 30 (9) :2669-2680. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/ysxb98201409017
[52] Arnold R G.Pyrrhotite phase relations below 304±60℃ at 1atm total pressure[J].Econ Geol, 1969, 64:405-419. doi: 10.2113/gsecongeo.64.4.405
[53] Arnold R G.Equilibrium relations between pyrrhotite and pyrite from 325°to 743℃[J].Economic Geology, 1962, 57 (1) :72-90.
[54] Kissin S A, Scott S D.Phase relations involving pyrrhotite below 350℃[J].Econ Geol., 1982, 77:1739-1754. doi: 10.2113/gsecongeo.77.7.1739
[55] Gu L X, Vokes F M.Intergrowth of hexagonal and monoclinic pyrrhotites in some sulphide ores from Norway[J].Mineralogical Magazine, 1996, 60, 304-316.
[56] Cook N J, Ciobanu C L, Pring A, et al, Trace and minor elements in sphalerite:a LA-ICP-MS study[J].Geochim.Cosmochim.Acta, 2009, 73:4761-4791. doi: 10.1016/j.gca.2009.05.045
[57] 潘兆橹.结晶学及矿物学[M].地质出版社, 1994. PAN Zhaolu.Crystallography and Mineralogy[M].Geological Press, 1994.
[58] Lafitte M, R Maury.Variations de stoechiométrie de chalcopyrites naturelles[J].Bull.Mineral, 1982, 105:57-61.
[59] Caye R, Cervelle B, Cesbron F, et al.Isocubanite, a new definition of the cubic polymorph of cubanite CuFe2S3[J].Mineral.Mag, 1988, 52:509-514. doi: 10.1180/minmag.1988.052.367.10
[60] Mozgova N N, Gablina I F, Bogdanov, et al.Composition field and specific features of isocubanite isomorphism[J].Geochem.Int, 1995, 33:533-552.
[61] Kelly W C, Turneaure F S.Mineralogy, peragensis, and geothermometry of the tin and tungsten deposits of East ern Andes, Bolivia[J].Econ.Geol, 1970, 65:609-680. doi: 10.2113/gsecongeo.65.6.609
[62] Waal S A, Johnson J A.Chemical het erogeneity of sphalerite in a base metal sulfide deposit[J].Econ.Geol, 1981, 76:649-705.
[63] Buerger N W.The unmixing of chalcopyrite from sphalerite.Amer[J].Mineral., 1934, 19:525-530.
[64] Marignac C.Sphalerite stars in chalcopyrite:Are they always the result of an unmixing process?[J].Mineralium Deposita, 1989, 24 (3) :176-182. doi: 10.1007/BF00206440
[65] Lusk J, Bray, D M.Phase relations and the electrochemical de-termination of sulfur fugacity for selected reactions in the Cu-Fe-S and Fe-S systems at 1bar and temperatures between 185 and 460℃[J].Chemical Geology, 2002, 192:227-248. doi: 10.1016/S0009-2541(02)00194-8
计量
- 文章访问数: 2787
- HTML全文浏览量: 741
- PDF下载量: 26
