黃 牧, 石學(xué)法*, 于 淼, 楊 剛, 方習(xí)生, 劉季花, 崔菁菁, 白亞之, 汪虹敏, 姚政權(quán), 畢東杰

中印度洋海盆表層沉積物稀土元素分布特征及富集規(guī)律

黃 牧1, 2, 石學(xué)法1, 2*, 于 淼1, 2, 楊 剛1, 2, 方習(xí)生1, 劉季花1, 2, 崔菁菁1, 白亞之1, 汪虹敏1, 姚政權(quán)1, 2, 畢東杰1, 2

(1. 自然資源部 第一海洋研究所 海洋地質(zhì)與成礦作用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266061; 2. 青島科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室 海洋地質(zhì)過(guò)程與環(huán)境功能實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266037)

對(duì)中印度洋海盆14個(gè)站位的表層沉積物進(jìn)行了稀土元素(REE+Y, 簡(jiǎn)稱(chēng)REY)分布特征和富集規(guī)律研究。結(jié)果表明, 樣品中REY主要富集于沸石黏土和遠(yuǎn)洋黏土中(稀土元素總量最高為1239×10?6), 且明顯富集釔(Y)等重稀土元素(Y富集系數(shù)高達(dá)14.1, 重稀土元素和Y富集系數(shù)最高為11.6); 富稀土沉積物呈明顯Ce虧損, 發(fā)育在受南極底層流影響的氧化環(huán)境中; 魚(yú)牙骨等生物磷灰石是深海稀土富集的重要富集礦物或宿主礦物。樣品地球化學(xué)特征表明, 深海富稀土沉積是有別于已知陸地稀土礦床的一種新類(lèi)型。研究區(qū)沉積物中REY的富集與構(gòu)造位置(距洋中脊距離)、氧化還原條件、發(fā)育水深和沉積物類(lèi)型等密切相關(guān)。初步推測(cè)距離東南印度洋中脊450～1200 km范圍內(nèi)、水深超過(guò)碳酸鹽補(bǔ)償深度(CCD)的沸石黏土發(fā)育區(qū)是最具資源潛力的區(qū)域; 推測(cè)在中印度洋海盆北部可能埋藏有一個(gè)向北部延伸的富稀土沉積層, 其埋藏深度隨著遠(yuǎn)離洋中脊而逐漸加大, 富集層厚度可能與暴露在初始富集區(qū)域的時(shí)間密切相關(guān)。

稀土元素; 地球化學(xué)特征; 富集規(guī)律; 表層沉積物; 中印度洋海盆

0 引 言

2011年日本科學(xué)家Yasuhiro et al. (2011)首次提出太平洋沉積物中富集稀土元素(REY), 初步估算其稀土資源潛力是陸地資源量近千倍。作為近年來(lái)新發(fā)現(xiàn)的一種潛在戰(zhàn)略性金屬資源, 前人多以太平洋為重點(diǎn), 研究探討了深海稀土的分布特征與富集規(guī)律, 認(rèn)為深海富稀土沉積物相對(duì)富集重稀土, 且主要發(fā)育于水深超過(guò)碳酸鹽補(bǔ)償深度(carbonate compensation depth, CCD)、低沉積速率和富氧的環(huán)境中(劉季花, 1992; 劉季花等, 1994, 1998; 張霄宇等, 2013; 黃牧等, 2014; 朱克超等, 2015, 2016)。雖然沉積物中稀土元素主要來(lái)源于海水(劉季花等, 1992; 張霄宇等, 2019), 但其特征顯示可能受到了陸源碎屑或火山源物質(zhì)釋放至孔隙水中的, 以及深海海水中稀土元素的疊加影響(Zhao et al., 2013; 于淼等, 2013)。一般認(rèn)為, 生物磷灰石是深海沉積物中REY的主要富集載體(于淼等, 2017; 任江波等, 2017; Liao et al., 2019), 且在成巖結(jié)晶過(guò)程中發(fā)生了稀土的分餾(張霄宇等, 2019); Kazutaka et al. (2016)初步提出了富集漂移假說(shuō)。目前已在西太平洋、東南太平洋等海域發(fā)現(xiàn)了大面積富集區(qū), 并進(jìn)行了較多研究。相比而言, 印度洋深海富稀土沉積研究程度很低, 只在印度洋東部海盆及洋中脊附近海域有少量報(bào)道(Kazutaka et al., 2014, 2015; 黃大松等, 2016)。2015年, 我國(guó)首次在中印度洋海盆發(fā)現(xiàn)大面積富稀土沉積(Zhang et al., 2017)。該區(qū)域東部為90°E海嶺, 西部和南部為目前正在擴(kuò)張的印度洋“入”字型洋中脊(李江海等, 2015); 區(qū)域內(nèi)沉積物發(fā)育水深多為4300～5600 m, 是富氧的南極底層流運(yùn)移至印度洋北部的必經(jīng)之路(Venkatarathnam et al., 1976)。本研究通過(guò)分析在中印度洋海盆南部獲取的表層沉積物樣品, 研究了該區(qū)域沉積物的地球化學(xué)特征和REY富集規(guī)律, 并對(duì)潛在REY富集區(qū)進(jìn)行了推測(cè)。

1 樣品與方法

本研究所用樣品為“大洋一號(hào)”科考船2013～ 2015年在印度洋執(zhí)行大洋30、34航次時(shí)取得。研究中對(duì)中印度洋海盆14個(gè)站位的深海沉積物表層樣品(圖1)進(jìn)行了涂片鑒定和元素地球化學(xué)等分析。

樣品元素組成在自然資源部海洋地質(zhì)與成礦作用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室測(cè)試, 其中REY (不包括Pm)和微量元素的測(cè)試應(yīng)用電感耦合等離子體質(zhì)譜儀(ICP-MS)法; Al、Fe、Ca、Mg、K、Na、Mn、Ti、P、Ba、Cr、Sr、V、Ni、Zn和Zr等16種元素的測(cè)試應(yīng)用電感耦合等離子體發(fā)射光譜法(ICP-OES)。測(cè)試標(biāo)準(zhǔn)樣品為海底沉積物成分分析標(biāo)準(zhǔn)物資(GBW-07313); REY和微量元素測(cè)試相對(duì)誤差為0.5%～6.0%, 常量元素測(cè)試相對(duì)誤差為0.5%～3.0 %。

沉積物涂片鑒定中, 取火柴頭大小沉積物全巖樣品置于載玻片上, 用牙簽涂勻烘干后用冷杉膠固定, 盡可能全面且準(zhǔn)確地保留沉積物顆粒, 利用偏光顯微鏡觀察涂片沉積物的主要成分并估算其含量, 運(yùn)用Walter Dean(1985)方法進(jìn)行分類(lèi), 確定沉積物類(lèi)型。

2 結(jié)果與討論

2.1 結(jié) 果

2.1.1 沉積物類(lèi)型

所有沉積物樣品均呈紅褐色或黃褐色。涂片鏡下鑒定結(jié)果顯示, 樣品分別為硅質(zhì)軟泥、硅質(zhì)黏土、遠(yuǎn)洋黏土和沸石黏土等4種類(lèi)型(表1)。其中硅質(zhì)軟泥中放射蟲(chóng)、硅藻和硅藻席等硅質(zhì)組分含量約70%, 黏土組分含量低于30%, 偶見(jiàn)極少量微結(jié)核。硅質(zhì)黏土中黏土組分含量50%～60%, 主要包括伊利石、高嶺石等黏土礦物和小于63 μm的石英、長(zhǎng)石等礦物; 放射蟲(chóng)、硅藻和硅藻席等硅質(zhì)組分含量為35%～40%; 偶見(jiàn)極少量磷酸鹽質(zhì)魚(yú)骨碎屑和沸石類(lèi)礦物。遠(yuǎn)洋黏土中黏土組分超過(guò)85%(黏土礦物組分與硅質(zhì)黏土中相近); 發(fā)育有極少量磷酸鹽質(zhì)魚(yú)骨碎屑(圖2), 以及微結(jié)核和沸石類(lèi)礦物等。沸石黏土中黏土組分超過(guò)85%(黏土礦物組分與硅質(zhì)黏土中相近); 沸石類(lèi)礦物含量約10%, 以鈣十字沸石為主, 呈無(wú)色透明長(zhǎng)柱狀、柱狀或十字形穿插雙晶; 發(fā)育有少量磷酸鹽質(zhì)魚(yú)骨碎屑和微結(jié)核等。

圖1 研究區(qū)樣品位置分布圖(南極底流據(jù)Venkatarathnam et al., 1976改編繪制)

表1 研究樣品的主元素和微量元素組成

注: 測(cè)試數(shù)據(jù)為干樣中元素含量, 主元素含量單位為(%), 其余元素含量單位均為(×10?6)。

2.1.2 主元素和微量元素組成

樣品中主元素和微量元素含量見(jiàn)表1。樣品的Al2O3含量為5.24%～14.6%, 均值11.8%; CaO含量為0.83%～7.86%, 均值2.59%; Sr含量為(143～420)×10?6,均值230×10?6; K2O和Na2O的總含量為7.49%～9.95%, 均值8.84%; P2O5含量0.16%～1.24%, 均值0.51%; MnO含量為0.84%～2.93%, 均值1.88%; TFe2O3含量為2.94%～10.4%, 均值6.73%。

2.1.3 稀土元素組成與特征

(1) 稀土元素組成

樣品中∑REY為(228～1239)×10?6, 含量差異較大;Ce為0.50～1.10,Eu為1.09～1.35, 輕稀土與重稀土比值為1.44～2.41(表2)。

從沉積物類(lèi)型看, 硅質(zhì)軟泥中的∑LREE、∑HREY和∑REY范圍分別為(161～265)×10?6、(66.9～139)×10?6和(228～404)×10?6, 均值分別為201×10?6、96.0×10?6和297×10?6, LREE/ HREY值為1.90～2.41,Ce為0.85～1.10,Eu為1.12～1.35; 硅質(zhì)黏土中∑LREE、∑HREY和∑REY范圍分別為(197～444)×10?6、(111～244)×10?6和(308～688)×10?6, 均值分別為335×10?6、171×10?6和507×10?6, LREE/HREY值為1.77～2.38,Ce為0.72～0.97,Eu為1.10～1.17; 遠(yuǎn)洋黏土中∑LREE、∑HREY和∑REY范圍分別為(393～604)×10?6、(208～354)×10?6和(601～958)×10?6, 均值分別為492×10?6、273×10?6和765×10?6, LREE/HREY值為1.70～1.89,Ce為0.64～0.85,Eu為1.09～1.17; 沸石黏土中∑LREE、∑HREY和∑REY分別為731×10?6、508×10?6和1239×10?6, LREE/ HREY值為1.44,Ce為0.50,Eu為1.10。從硅質(zhì)軟泥→硅質(zhì)黏土→遠(yuǎn)洋黏土→沸石黏土, 樣品中∑LREE、∑HREY和∑REY逐漸增加, LREE與HREY分異程度降低, HREY相對(duì)富集程度增加; Ce負(fù)異常越來(lái)越明顯, Eu正異常逐漸減弱。

圖2 樣品涂片鏡下典型磷灰石礦物(魚(yú)牙骨碎屑)

(2) 稀土元素配分模式

樣品中REY經(jīng)澳大利亞后太古代頁(yè)巖均值(Post-Archaean Average Australian Sedimentary Rock, PAAS)標(biāo)準(zhǔn)化后, 在對(duì)數(shù)坐標(biāo)上作REY配分模式圖(圖3)。所有樣品都表現(xiàn)為存在弱Eu正異常、HREY富集的“平坦型”配分模式, 與印度洋底層海水(Whert et al., 2002)中的配分模式相近。根據(jù)樣品中Ce異常差異, 可分成3種類(lèi)型:

①Ce負(fù)異常型(Ce<0.95): 大多數(shù)樣品屬于該類(lèi)型(11個(gè)站), 都存在微弱Eu正異常,Eu為1.09～1.17, 均值1.12;Ce為0.50～0.92, 均值0.78, 強(qiáng)烈虧損Ce; 硅質(zhì)軟泥→硅質(zhì)黏土→遠(yuǎn)洋黏土→沸石黏土,Ce均值分別為0.85、0.84、0.77和0.50, Ce虧損程度逐漸增強(qiáng); ∑REY均值分別為404×10?6、532×10?6、765×10?6和1239×10?6, ∑HREY均值分別為139×10?6、184×10?6、273×10?6和508×10?6, 均表現(xiàn)為逐漸增加。該類(lèi)型樣品中REY和HREY富集程度最高; Ce虧損程度越強(qiáng), REY和HREY富集程度越高。

部分?jǐn)?shù)據(jù)來(lái)源于: Whert et al., 2002; Nozaki et al., 2003; Hein et al., 2013。

②Ce無(wú)異常型(0.95≤Ce≤1.05): 該類(lèi)型樣品共2個(gè)站(分別為硅質(zhì)軟泥和硅質(zhì)黏土),Ce為1.03和0.97;Eu為1.24和1.10, Eu正異常較明顯; ∑REY分別為260×10?6和406×10?6, HREY分別為82.0×10?6和120×10?6, REY和HREY富集程度明顯低于上述類(lèi)型。

③Ce正異常型(Ce>1.05): 該類(lèi)型樣品僅1個(gè)站, 為硅質(zhì)軟泥,Ce為1.10,Eu為1.35, Eu正異常最為明顯; ∑REY=228×10?6、∑HREY=66.9×10?6, 在該類(lèi)型沉積物中相對(duì)最低。

2.2 討論

2.2.1 稀土富集系數(shù)與富集類(lèi)型

根據(jù)上地殼豐度數(shù)據(jù)(Rudnick and Gao, 2003), 計(jì)算了樣品的REY富集系數(shù), 為1.38～7.49, 均值為3.88; LREE富集系數(shù)為1.32～6.01, 均值為3.40; HREY富集系數(shù)為1.53～11.6, 均值為5.21(表3)。整體而言相對(duì)富集HREY。

從沉積物類(lèi)型看, 硅質(zhì)軟泥中REY和HREY的富集程度最低(富集系數(shù)均值分別為1.80和2.19), 硅質(zhì)黏土略高于前者(均值分別為3.06和3.91), 遠(yuǎn)洋黏土中相對(duì)較富集(均值分別為4.62和6.22), 沸石黏土中富集程度最高(分別為7.49和11.6); 且沸石黏土中∑REY高于陸地風(fēng)化殼稀土礦床工業(yè)邊界品位(全國(guó)礦產(chǎn)儲(chǔ)量委員會(huì)辦公室, 1987), 表明沸石黏土可能是深海稀土重要的宿主沉積物, 對(duì)重稀土元素更是如此。

就單種稀土元素而言, 樣品中REY富集程度最高的元素為Y, 其富集系數(shù)最高達(dá)14.1, 其次為T(mén)m, Dy, Eu和Er等, 富集系數(shù)均高于或接近10(各元素富集系數(shù)最高分別為13.1、12.4、9.84和9.44); 其中研究區(qū)南部的34V-GC02和34V-GC04站位樣品中HREY富集系數(shù)分別為8.09和11.6, 其富集程度均高于印度洋沃頓海盆北部DSDP 213站位的稀土富集層段(其REY和HREY富集系數(shù)分別為5.56和7.59)和東北太平洋CC區(qū)沸石黏土中的富集程度(其REY和HREY平均富集系數(shù)分別為5.19和6.97), 表明該區(qū)域內(nèi)沉積物中REY和HREY相對(duì)較富集, 特別是該海盆南部沸石黏土發(fā)育區(qū)域(如34V-GC04站位周邊)。

表3 研究樣品及其他相關(guān)地質(zhì)體中稀土元素富集系數(shù)

注: 元素富集系數(shù)為研究樣品中某元素的含量/地殼中該元素的豐度。

為探討沉積物中REY的富集類(lèi)型, 利用稀土元素的輕–中–重三組分類(lèi)圖解法(王中剛等, 1989), 對(duì)比陸地稀土礦床中REY富集特征(圖4), 發(fā)現(xiàn)樣品在∑Ce-∑Eu-∑Y三角相圖中的分布位置與明顯富集輕稀土的陸地碳酸巖熱液交代或堿性巖蝕變型礦床(圖4中陸地非離子吸附型輕稀土礦床)相距較遠(yuǎn), 而位于離子吸附型礦床區(qū)域(圖4中離子吸附型輕稀土礦床和離子吸附型重稀土礦床的重疊區(qū)域或過(guò)渡區(qū)域), 表明樣品中稀土元素富集類(lèi)型與陸地碳酸巖熱液交代或堿性巖蝕變型礦床富集類(lèi)型存在顯著差異; 樣品Ce-Eu散點(diǎn)圖顯示(圖5), 離子吸附型重稀土礦床多存在明顯的Ce、Eu負(fù)異常, 樣品特征與之有明顯差異。可見(jiàn), 研究樣品中稀土元素富集特征與常見(jiàn)的離子吸附型礦床也有較大差異。這些特征都指示深海沉積物中稀土元素的富集類(lèi)型既與陸地輕稀土礦床(中–重稀土元素富集程度較低)顯著不同, 也與華南離子吸附型輕稀土礦床和相對(duì)富集中–重稀土元素的重稀土礦床不相同, 表明深海富稀土沉積物是有別于已知陸地稀土礦床的一種新類(lèi)型。

部分?jǐn)?shù)據(jù)來(lái)源于: Hou et al., 2006; 于學(xué)峰等, 2010; 何晗晗等, 2014; 黃華谷等, 2014; 劉榮等, 2016; 苑鴻慶等, 2016; 陳智等, 2017; 李靖輝等, 2017; 梁雨薇等, 2017; 趙芝等, 2017; 黃旭, 2018; 歐陽(yáng)懷和劉琰, 2018; 周雪桂等, 2018。

2.2.2 稀土富集的特征元素與宿主礦物

為了探討REY的富集機(jī)理, 選擇部分主元素和微量元素含量進(jìn)行了相關(guān)系數(shù)計(jì)算(表4)。發(fā)現(xiàn)REY與Na2O, Ba等元素呈弱負(fù)相關(guān)性; 與CaO, K2O, U等元素相關(guān)性不明顯; 與Al2O3, Sr等元素呈弱正相關(guān)性(相關(guān)系數(shù)為0.6左右); 與P2O5, TFe2O3, MnO, Zr, Zn, Ni, V, TiO2, MgO等元素呈明顯正相關(guān)性(相關(guān)系數(shù)均大于0.7)。特別是∑REY與P2O5的相關(guān)性達(dá)到0.99, 這表明沉積物中稀土元素的富集與P有密切關(guān)聯(lián)。

前人研究表明, 以魚(yú)牙骨為代表的生物磷酸鹽對(duì)海水中REY具有極強(qiáng)的非選擇性的吸收能力, 其∑REY達(dá)2.0×10?2, 可貢獻(xiàn)全巖70%的REY(任江波等, 2017; Liao et al., 2019)。樣品中P2O5含量為0.16%～1.24%, 平均含量為0.51%; CaO/P2O5值為1.87～29.1, 其中4站樣品的值為7.21～29.1, 其余10站樣品的值介于1.87～4.37之間(表1)。研究發(fā)現(xiàn), CaO/P2O5值較大的4個(gè)站樣品在鏡下可見(jiàn)鈣質(zhì)生物殼體, 表明部分鈣質(zhì)以CaCO3形式存在于樣品中; 另外10個(gè)站樣品中∑REY與CaO含量呈極明顯正相關(guān), 相關(guān)系數(shù)為0.981 (圖6), 其CaO/P2O5值為1.3694, 介于碳氟磷灰石(CaO/P2O5=1.621)、氟磷灰石(CaO/P2O5=1.318)或羥基磷灰石(CaO/P2O5=1.32)之間(圖7) (潘家華等, 2002; Kentaro et al., 2015)。在深海沉積物中, P主要賦存于磷酸鹽或磷質(zhì)魚(yú)骨碎屑等生物磷灰石中(與在顯微鏡下觀察到魚(yú)牙骨碎屑相吻合), 由于其表面具有一定活性, 對(duì)重金屬等有一定的吸附能力(周泳等, 2006; 沈娟等, 2009), 進(jìn)一步印證了富含磷灰石的黏土類(lèi)沉積物有利于稀土元素富集(張霄宇等, 2013; 朱克超等, 2015, 2016), 表明沉積物中海洋生物來(lái)源的磷灰石是深海稀土富集的重要富集礦物或宿主礦物。

部分?jǐn)?shù)據(jù)來(lái)源于: Hou et al., 2006; 于學(xué)峰等, 2010; 何晗晗等, 2014; 黃華谷等, 2014; 劉榮等, 2016; 苑鴻慶等, 2016; 陳智等, 2017; 李靖輝等, 2017; 梁雨薇等, 2017; 趙芝等, 2017; 黃旭, 2018; 歐陽(yáng)懷和劉琰, 2018; 周雪桂等, 2018。

表4 研究區(qū)表層沉積物中元素相關(guān)系數(shù)

圖6 沉積物中∑REY與CaO關(guān)系散點(diǎn)圖

圖7 沉積物中P2O5與CaO關(guān)系散點(diǎn)圖

2.2.3 稀土富集沉積環(huán)境

元素Mn-(Co+Ni+Cu)-Fe三角圖解顯示(圖8), 樣品位于水化學(xué)成因區(qū)域內(nèi), 指示樣品中元素富集和來(lái)源受到自生來(lái)源物質(zhì)的影響。

前人研究表明, 沉積物中U/Th、V/(V+Ni)和Ni/Co等值可反映沉積物的氧化還原環(huán)境(圖9)。將樣品的相應(yīng)元素比值放入Ni/Co-U/Th和V/(V+Ni)-U/Th判別圖, 發(fā)現(xiàn)所有樣品均位于指示氧化環(huán)境的區(qū)域(圖9), 表明研究區(qū)處于氧化的沉積環(huán)境。前文提到REY主要富集于Ce存在明顯負(fù)異常的樣品中, 且Ce虧損越嚴(yán)重, REY和HREY富集程度越高; 沉積物的Ce負(fù)異常也指示了REY富集于氧化環(huán)境。

圖8 樣品中元素Mn-(Co+Ni+Cu)-Fe三角圖解(底圖據(jù)German et al., 1990; 楊銳等, 2007; 王振波等, 2014)

研究樣品LREE/HREY值和Ce特征均與構(gòu)造位置呈規(guī)律性分布(圖10a、b): 從靠近洋中脊的南部區(qū)域向北部海盆中心, 隨著與洋中脊距離增加, 樣品中REY和HREY富集程度逐漸降低, 其含量在距離洋中脊約1200 km處均達(dá)到極小值(∑REY=406×10?6, ∑HREY=120×10?6) (圖10c、d); 與之相對(duì)應(yīng)的是, 樣品中Ce特征與∑REY和∑HREY變化趨勢(shì)剛好相反,在距離洋中脊約1200 km處Ce負(fù)異常逐漸減弱至無(wú)異?；蛉踟?fù)異常(Ce=0.97), Ce/La值趨勢(shì)與Ce近乎一致, 均表明沉積環(huán)境氧化性有減弱的趨勢(shì)。表明沉積物中REY和HREY富集與沉積環(huán)境, 尤其是氧化還原性質(zhì)密切相關(guān)。

圖9 樣品中Ni/Co-U/Th和V/(V+Ni)-U/Th判別圖(紅色圓環(huán)半徑與洋中脊距離呈正比)(底圖據(jù)Hatch et al, 1992; Jones et al., 1994; 邱忠榮等, 2019)

圖10 樣品中∑REY、∑HREY、LREE/HREY和δCe與洋中脊距離關(guān)系散點(diǎn)圖

研究表明, 中印度洋海盆洋底作為南極底層流由東南印度洋中脊向北部赤道地區(qū)流經(jīng)的必經(jīng)之地(Venkatarathnam et al., 1976), 富氧南極底層流由西南向北流動(dòng), 形成了富氧的沉積環(huán)境(Flect, 1984; Kasten et al., 1998; Orsi et al., 1999; 韓杰等, 2006; 黃大松等, 2016; Zhang et al., 2017), 加上沉積物中生物磷灰石等物質(zhì)對(duì)海水中REY的強(qiáng)烈吸收(Zhao et al., 2013; 張霄宇等, 2013, 2019; 朱克超等, 2015, 2016; 任江波等, 2017; 于淼等, 2019), 沉積物中REY逐漸富集(沈華悌, 1990)。隨著與洋中脊距離的加大, 北部低緯度地區(qū)表層生產(chǎn)力升高, 導(dǎo)致沉積物中黏土含量的降低、生源硅質(zhì)成分的增加(沉積物類(lèi)型由遠(yuǎn)洋黏土逐漸轉(zhuǎn)變成硅質(zhì)黏土和硅質(zhì)軟泥), 沉積速率逐漸升高(任江波等, 2017), 以及氧化環(huán)境逐漸的減弱, 引起沉積物中REY和HREY富集程度逐漸降低。

2.2.4 富集區(qū)域預(yù)測(cè)

從分布位置看, 研究樣品中REY富集程度與構(gòu)造位置呈規(guī)律性分布(圖10a、b): 從靠近洋中脊的南部區(qū)域向北部海盆中心, 沉積物中∑REY和∑HREY逐漸降低, 在距離洋中脊約1200 km處, ∑REY和∑HREY降至最低, LREE/HREY值達(dá)到最高, 預(yù)示距離洋中脊往北超過(guò)1200 km之后, 研究區(qū)表層沉積物中REY和HREY的資源意義逐漸降低。根據(jù)區(qū)域構(gòu)造位置、盆地發(fā)育水深、CCD分布和區(qū)域內(nèi)南極底流資料, 中印度洋海盆南部水深超過(guò)CCD深度的洋盆與洋中脊距離大約250～450 km(Orsi et al., 1999; 李江海等, 2015), 據(jù)此可初步推測(cè)中印度洋海盆表層沉積物中, 距離洋中脊450～1200 km范圍內(nèi)、水深超過(guò)CCD的沸石黏土發(fā)育區(qū)域, 是最具有REY和HREY資源潛力的區(qū)域。

據(jù)前人研究資料, 中印度洋海盆南部板塊邊界(東南印度洋中脊)向北的擴(kuò)張速率為57～77 mm/a, 西部板塊邊界(中印度洋中脊)向東擴(kuò)張速率為34.4～ 44 mm/a(李江海等, 2015), 研究區(qū)所在中印度洋海盆整體向NNE方向擴(kuò)張速率為67～89 mm/a。假定沉積物中REY在沉降與埋藏過(guò)程中未發(fā)生遠(yuǎn)距離遷移, 研究區(qū)內(nèi)REY最高的站位位置(距離洋中脊約800 km )為REY在表層沉積物中“固定”的初始富集區(qū)域的一部分, 則可初步推測(cè)隨著中印度洋海盆所在的板塊向NNE向漂移, 區(qū)域內(nèi)可能存在一個(gè)向北部延伸的富稀土沉積層; 隨著遠(yuǎn)離洋中脊逐漸被上部沉積物覆蓋導(dǎo)致埋藏深度逐漸加大, 富集層厚度則可能與暴露在初始富集區(qū)域的時(shí)間密切相關(guān)。

3 結(jié) 論

(1) 中印度洋海盆表層沉積物地球化學(xué)特征表現(xiàn)為: REY和HREY主要富集于沸石黏土中, 其次為遠(yuǎn)洋黏土; 硅質(zhì)軟泥和硅質(zhì)黏土中富集程度較低。樣品中明顯富集HREY, 其富集系數(shù)最高為11.6;富集程度最高為Y元素, 其富集系數(shù)高達(dá)14.1。

(2) REY富集的樣品均強(qiáng)烈虧損Ce、呈微弱Eu正異常; ∑REY與P2O5相關(guān)性達(dá)0.99, 表明生物磷灰石是深海富稀土沉積中REY的重要富集礦物或宿主礦物。

(3) 樣品∑Ce-∑Eu-∑Y三角相圖和Ce-Eu散點(diǎn)圖等特征表明, 深海富稀土沉積物是有別于已知陸地稀土礦床的一種新類(lèi)型。

(4) 初步預(yù)測(cè)距離印度洋中脊450～1200 km范圍內(nèi)、水深超過(guò)CCD的沸石黏土發(fā)育區(qū)是最具稀土資源潛力的區(qū)域; 在中印度洋海盆北部區(qū)域可能埋藏有一個(gè)向北部延伸的富稀土沉積層, 其埋藏深度隨著遠(yuǎn)離洋中脊而逐漸加大, 富集層厚度可能與暴露在初始富集區(qū)域的時(shí)間密切相關(guān)。

致謝:“大洋一號(hào)”全體科考隊(duì)員在2013～2015年執(zhí)行中國(guó)大洋30航次第一航段、中國(guó)大洋34航次第五航段期間為采集樣品付出了辛勤勞動(dòng), 謹(jǐn)致謝忱。感謝兩位匿名審稿專(zhuān)家提出的寶貴意見(jiàn)。

陳智, 鄭祿林, 陳軍, 侯林洋, 田亞江. 2017. 貴州威寧玉龍鈮礦稀土富集層的發(fā)現(xiàn)及其成礦意義.稀土, 38(6): 117–124.

韓杰, 葉瑛, 張維睿. 2006. 大洋錳結(jié)核(殼)中南極底層流活動(dòng)的礦物與地球化學(xué)記錄. 礦物巖石地球化學(xué)通報(bào), 2(25): 154–159.

何晗晗, 李建康, 李超, 蘇曉云, 趙芝, 張怡軍, 王國(guó)瑞. 2014. 湘南騎田嶺礦集區(qū)深部探測(cè)剖面的稀土元素地球化學(xué)特征. 巖礦測(cè)試, 33(1): 110–117.

黃大松, 張霄宇, 張國(guó)堙, 陶春輝, 李懷明. 2016. 西南印度洋中脊48.6°～51.7°E沉積物地球化學(xué)特征. 地質(zhì)科技情報(bào), 35(1): 22–29.

黃華谷, 黃鐵蘭, 周兆帥, 屈文俊. 2014. 廣東三個(gè)離子吸附型稀土礦的地球化學(xué)特征及開(kāi)采現(xiàn)狀. 巖礦測(cè)試, 33(5): 737–746.

黃牧, 劉季花, 石學(xué)法, 朱愛(ài)美, 呂華華, 胡利民. 2014. 東太平洋 CC 區(qū)沉積物稀土元素特征及物源. 海洋科學(xué)進(jìn)展, 32(2): 175–187.

黃旭. 2018. 岳西縣主簿原地區(qū)離子吸附型稀土礦成礦特征分析. 安徽地質(zhì), 28(4): 258–260.

李江海, 張華添, 李洪林. 2015. 印度洋大地構(gòu)造背景及其構(gòu)造演化——印度洋底大地構(gòu)造圖研究進(jìn)展. 海洋學(xué)報(bào), 37(7): 1–14.

李靖輝, 陳化凱, 張宏偉, 張?jiān)坪? 張同林, 溫國(guó)棟, 張盼盼. 2017. 豫西太平鎮(zhèn)輕稀土礦床礦化特征及礦床成因. 中國(guó)地質(zhì), 44(2): 288–300.

梁雨薇, 賴(lài)勇, 胡弘, 張豐. 2017. 山東省微山稀土礦正長(zhǎng)巖類(lèi)鋯石U-Pb年代學(xué)及地球化學(xué)特征研究. 北京大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 53(4): 652–666.

劉季花. 1992. 太平洋東部深海沉積物稀土元素地球化學(xué). 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 12(2): 33–42.

劉季花, 張麗潔, 梁宏峰. 1994. 太平洋東部CC48孔沉積物稀土元素地球化學(xué)研究. 海洋與湖沼, 25(1): 15–22.

劉季花, 梁宏峰, 夏寧, 宋蘇頃. 1998. 東太平洋深海沉積物小于2μm組分的稀土元素地球化學(xué)特征. 地球化學(xué), 27(1): 49–58.

劉容, 王汝成, 陸現(xiàn)彩, 李娟. 2016. 贛南花崗巖風(fēng)化殼型稀土礦床中納米級(jí)稀土礦物的研究. 巖石礦物學(xué)雜志, 35(4): 617–626.

歐陽(yáng)懷, 劉琰. 2018. 四川冕寧木落寨稀土礦床稀土礦化與圍巖特征. 地球?qū)W報(bào), 39(3): 329–341.

潘家華, 劉淑琴, 楊憶, 劉學(xué)清. 2002. 西太平洋海山磷酸鹽的常量、微量和稀土元素地球化學(xué)研究. 地質(zhì)論評(píng), 48(5): 534–541.

邱忠榮, 馬維林, 張霄宇, 任江波. 2019. 南鳥(niǎo)島東南部海域沉積物地區(qū)化學(xué)特征及其稀土資源指示意義. 地質(zhì)科技情報(bào), 38(4): 205–214.

全國(guó)礦產(chǎn)儲(chǔ)量委員會(huì)辦公室. 1987. 礦業(yè)工業(yè)要求參考手冊(cè). 北京: 地質(zhì)出版社: 259–260.

任江波, 何高文, 朱克超, 鄧希光, 劉紀(jì)勇, 傅飄兒, 姚會(huì)強(qiáng), 楊勝雄, 孫衛(wèi)東. 2017. 富稀土磷酸鹽及其在深海成礦作用中的貢獻(xiàn). 地質(zhì)學(xué)報(bào), 91(6): 1312–1325.

沈華悌. 1990. 深海沉積物中的稀土元素. 地球化學(xué), 4: 340–348.

沈娟, 左奕, 王學(xué)江, 張利, 李硯, 李玉寶. 2009. 生物磷灰石中羥基的存在形式及晶體結(jié)構(gòu). 化學(xué)進(jìn)展, 21(6): 1356–1363.

王振波, 武廣海, 韓沉花. 2014. 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. 海洋學(xué)研究, 32(1): 64–73.

王中剛, 于學(xué)元, 趙振華, 張靜, 雷劍泉, 王正珍, 錢(qián)志鑫, 張哲儒, 王賢覺(jué), 吳明清, 沈麗璞, 宋云華, 王一先, 林傳仙, 白正華, 黃舜華. 1989. 稀土元素地球化學(xué). 北京: 科學(xué)出版社: 77–78.

楊銳, 李國(guó)勝, 張洪瑞. 2007. 中太平洋CC區(qū)第四系沉積物地球化學(xué)特征及物源. 物探與化探, 31(4): 293–297.

于淼, 石學(xué)法, 李傳順, 黃牧, 楊寶菊, 周天成, 張穎. 2019. 中印度洋海盆富稀土沉積物物質(zhì)來(lái)源 // 中國(guó)礦物巖石地球化學(xué)學(xué)會(huì)第17屆學(xué)術(shù)年會(huì)論文摘要集(專(zhuān)題11), 杭州: 中國(guó)學(xué)術(shù)期刊電子出版社: 584–584.

于學(xué)峰, 唐好生, 韓作振, 李長(zhǎng)有. 2010. 山東郗山–龍寶山地區(qū)與堿性巖相關(guān)的稀土礦床地質(zhì)特征及成因. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 84(3): 407–417.

苑鴻慶, 李社宏, 繆秉魁, 嚴(yán)松, 粟陽(yáng)揚(yáng). 2016. 廣東惠東地區(qū)離子吸附型稀土礦床地球化學(xué)特征. 地質(zhì)論評(píng), 30(6): 1267–1275.

張霄宇, 鄧涵, 張富元, 章偉艷, 杜泳, 江彬彬. 2013. 西太平洋海山區(qū)深海軟泥中稀土元素富集的地球化學(xué)特征. 中國(guó)稀土學(xué)報(bào), 31(6): 729–737.

張霄宇, 石學(xué)法, 黃牧, 滕國(guó)超, 麻書(shū)暢, 黃大松. 2019. 深海富稀土沉積研究的若干問(wèn)題. 中國(guó)稀土學(xué)報(bào), 37(5): 517–529.

趙芝, 王登紅, 陳鄭輝, 陳振宇. 2017. 南嶺離子吸附型稀土礦床成礦規(guī)律研究新進(jìn)展. 地質(zhì)學(xué)報(bào), 91(12): 2814–2827.

朱克超, 任江波, 王海峰, 陸紅峰. 2015. 太平洋中部富REY深海粘土的地球化學(xué)特征及REY富集機(jī)制. 地球科學(xué), 40(6): 1052–1060.

周雪桂, 王水龍, 袁承先, 龔敏, 鄒東風(fēng), 繆向亮, 劉茜. 2018. 贛南寧都地區(qū)變質(zhì)巖離子吸附型稀土礦床地球化學(xué)特征及找礦意義. 華東地質(zhì), 39(3): 194–201.

周泳, 洪漢烈, 邊秋娟, 殷莉. 2006. 磷灰石礦物表面化學(xué)特性的量子化學(xué)計(jì)算. 地球科學(xué), 31(2): 171–174.

朱克超, 任江波, 王海峰. 2016. 太平洋中部富REY深海沉積物的地球化學(xué)特征及化學(xué)分類(lèi). 地球?qū)W報(bào), 37(3): 287–293.

Flect A J. 1984. Rare earth elements in marine environment. Rare earth elements geochemistry. Eleavier Science Publishes B V: 350–365.

German C R, Klinkhammer G P, Edmond J M, Mura A, Elderfield H. 1990. Hydrothermal scavenging of rare- earth elements in the ocean., 345(6275): 516–518.

Hatch J R, Leventhal J S. 1992. Relationship between inferred redox potential of the depositional environmentand geochemistry of the Upper Pennsylvanian (Missourian) Stark Shale Member of the Dennis Limestone, WabaunseeCounty, Kansas, USA., 99(1): 65–82.

Hein J R, Mizell K, Koschinsky A, Conrad T A. 2013. Deep- ocean mineral deposits as a source of critical metals for high- and green-technology applications: Comparison with land-based resources., 51(1): 1–14.

Hou Z Q, Tian S H, Yuan Z X, Xie Y L, Yin S P, Yi L S, Fei H C, Yang Z M. 2006. The Himalayan collision zone carbonatites in western Sichuan, SW China: Petrogenests, mantle source and tectonic implication., 244(1–2): 234–250.

Jones B, Manning D A C. 1994. Comparison of geochemical indices used for the interpretation of palaeoredox conditions in ancient mudstones., 111(1): 111–129.

Kasten S, Glasby G P, Schulz H D, Friedrich G, Andreev S I. 1998. Rare earth elements in manganese nodules from the South Atlantic Ocean as indicators of oceanic bottom water flow., 146(1): 33–52.

Kazutaka Y, Liu H J, Koichiro F, Shiki M, Satoru H, Teruaki I, Kentaro N, Yasuhiro K. 2014. Geochemistry and mineralogy of REY-rich in the eastern Indian Ocean., 93: 25–36.

Kazutaka Y, Kentaro N, Fujinaga K, Shiki M, Junichiro O, Yuturo T, Yasuhiro K. 2015. Rare-earth, major, and trace element geochemistry of deep-sea sediments in the Indian Ocean: Implications for the potential distribution of REY-rich mud in the Eastern Indian Ocean., 49(6): 621–635.

Kazutaka Y, Kentaro N, Koichiro F, Hikaru I, Yasuhiro K. 2016. Tracking the spatiotemporal variations of statistically independent components involving enrichment of rara- earth elements in deep-sea sediments.: 1–12.

Kentaro N, Koichiro F, Kazutaka Y, Yutaro T, Junichiro O, shiki M, Satoru H, Yasuhiro K. 2015. REY-Rich Mud: A deep-sea mineral resource for Rare Earths and Yttrium., 46(2): 79–127.

Liao J L , Sun X M, Wu Z W, Sa R N, Guan Y, Lu Y, Li D F, Liu Y, Deng Y N, Pan Y G. 2019. Fe-Mn (oxyhydr) oxides as an indicator of REY enrichment in the deep-sea sediments from the central North Pacific., 112: 103044.

MeLennan S M. 1989. Rare earth elements and sedimentary rocks: Influence of provenance and sedimentary processes., 21(1): 169– 200.

Nozaki Y, Alibo D S. 2003. Importance of vertical geochemicalprocesses in controlling the oceanic profiles of dissolved rare earth elements in the northeastern Indian Ocean., 205(3–4), 155–172.

Orsi A H, Johnson G C, Bullister J L. 1999. Circulation, mixing, and production of Antarctic Bottom Water., 43(1): 55–109.

Rudnick R L, Gao S. 2003. Composition of the continental crust., 3(1): 1–64.

Venkatarathnam K, Lawrence S, Stephen S, Marcusg L. 1976. Spreading of Antarctic Bottom Water and its effects on the floor of the Indian Ocean inferred from bottom-water potential temperature, turbidity, and sea-floor photography., 21(3): 171–189.

Walter D, Margaret L, Dorrik S. 1985. Classification of deep-sea, fine-grained sediments., 55(2): 250–256.

Whert C G, Mottl M J, Rudnicki M. 2002. Trace element and REE composition of a low-temperature ridge-flank hydrothermal spring., 66(21): 3693–3705.

Yasuhiro K, Koichiro F, Kentaro N, Yutaro T, Kenichi K, Junichiro O, Ryuichi T, Takuya N, Hikaru I. 2011. Deep-sea mud in the Pacific Ocean as a potential resource for rare-earth elements., 4: 535–539.

Zhao L S, Chen Z Q, Algeo T J, Chen J B, Chen Y L, Tong J N, Gao S, Zhou L, Hu Z C, Liu Y S. 2013. Rare earth element patterns in conodont albid crowns: Evidence for massive inputs of volcanic ash during the latest Permian biocrisis., 105: 135–151.

Zhang X Y, Tao C H, Shi X F, Li H M, Huang M, Huang D S. 2017. Geochemical characteristics of REY-rich pelagic sediments from the GC02 in central Indian Ocean Basin., 35(10): 1047–1058.

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

中國(guó)大洋礦產(chǎn)資源研究開(kāi)發(fā)課題(DY135-R2-1-01, DY135-R2-1-02)、國(guó)家重點(diǎn)研發(fā)計(jì)劃(2017YFC0602305)、中央級(jí)公益性科研院所基本科研業(yè)務(wù)費(fèi)專(zhuān)項(xiàng)資金(2017Q07)和國(guó)家自然科學(xué)基金(41706061)聯(lián)合資助。

黃牧(1982–), 男, 碩士研究生, 工程師, 海洋地質(zhì)學(xué)專(zhuān)業(yè)。E-mail: huangmu@fio.org.cn

石學(xué)法(1965–), 男, 研究員, 主要從事海洋沉積與礦產(chǎn)資源勘查工作。E-mail: xfshi@fio.org.cn