第一作者简介 张雅茹,女,1998年生,硕士研究生, 主要从事沉积学研究。E-mail: yaruzhang0929@163.com。
黄铁矿是沉积物和沉积岩中的常见矿物,其地球化学特征能够明确指示周围的沉积环境。然而,黄铁矿地球化学特征的差异性及形成过程中的控制因素尚不清楚。本研究利用扫描电镜和激光剥蚀电感耦合等离子体质谱对南海不同沉积环境黄铁矿形貌和原位微区主微量元素特征进行了研究。结果表明,SH-CL38站位黄铁矿含量与 δ34S 值呈镜像关系,代表了正常海洋沉积环境下形成的黄铁矿受有机碎屑硫酸盐还原作用的控制; 而F站位碳酸盐颗粒极低的δ13C值(-45.55‰)表明该站位发育甲烷渗漏,黄铁矿的形成与硫酸盐驱动的甲烷厌氧氧化过程有关。2个站位黄铁矿微区的地球化学分布明显存在差异: SH-CL38站位黄铁矿的Mn、Co、Ni、Mo和Sb含量相对于F站位含量高,可能是铁锰(氢)氧化物的还原性溶解导致的; 而F站位黄铁矿的Cu、V、As和Cd含量相对于SH-CL38站位高,可能是受到有机质矿化作用的影响。黄铁矿颗粒的Ca和Mg含量表明F站位的甲烷渗漏条件下由于优先沉淀了低Mg高Ca的自生方解石,导致后期沉淀的黄铁矿具有高Mg低Ca特征。2种不同沉积环境中黄铁矿的形貌特征和微量元素含量的差异表明黄铁矿的矿物学和地球化学特征可以用来识别甲烷渗漏。
About the first author ZHANG Yaru,born in 1998,master degree candidate,is mainly engaged in research on sedimentology. E-mail: yaruzhang0929@163.com.
Pyrite is a common mineral in sediments and sedimentary rocks,and its geochemical characteristics can clearly indicate the surrounding sedimentary environment. However,the differences in geochemical characteristics of pyrite and the controlling factors of its formation are still unclear. This study uses scanning electron microscope and laser ablation inductively coupled plasma mass spectrometry to study the morphology and in-situ geochemical characteristics of pyrite in different sedimentary environments in the South China Sea. The results show that the contents of pyrite and δ34S values at site SH-CL38 exhibit a mirror-image relationship,representing the pyrite formed in a normal marine sedimentary environment,which is controlled by organoclastic sulfate reduction;The extremely low δ13C value(-45.55‰)of authigenic carbonate particles at site F indicates methane seepage,and the formation of pyrite is related to sulfate-driven anaerobic oxidation of methane process. There are significant differences in the geochemical distribution of pyrite micro-areas between the two sites: the contents of Mn,Co,Ni,Mo,and Sb in pyrite at site SH-CL38 are higher than those at site F,which may be caused by the reducing dissolution of iron and manganese(hydrogen)oxide. In contrast,the content of Cu,V,As,and Cd in pyrite at site F is higher than that at site SH-CL38,which may be influenced by organic matter mineralization. The Ca and Mg content of pyrite particles indicate that,under methane seepage condition at the site F,authigenic calcite with low Mg and high Ca was preferentially precipitated,resulting in the later precipitated pyrite having high Mg and low Ca characteristics. The differences in morphology and trace element content of pyrite in two different sedimentary environments indicate that the mineralogical and geochemical characteristics of pyrite can be used to identify methane seepage.
黄铁矿是现代海洋沉积物和古代沉积岩中最稳定、最易保存下来的自生硫化物, 其形成于缺氧环境中, 与有机碎屑硫酸盐还原(OSR, 式1)和硫酸盐驱动的甲烷厌氧氧化(SD-AOM, 式2)等过程密切相关(Fan et al., 2018; Zan et al., 2022; Chen et al., 2023)。
大量研究表明黄铁矿的地球化学特征能够明确指示形成环境(Lash, 2015; Lin et al., 2017; Gong et al., 2022)。甲烷渗漏系统是近些年来关注的热点, 前人主要对甲烷渗漏系统中黄铁矿含量、硫铁同位素组成、显微形态和铁组分等方面进行了研究(林杞, 2016; 刘晨辉, 2016; Miao et al., 2021)。但是, 由于前人一般是将沉积物中所有的还原铁进行提取, 其获得的信息仅代表了沉积物中黄铁矿的综合信息, 而无法精细确定黄铁矿形成过程与周围环境之间的信息。两种硫酸盐还原(OSR和SD-AOM)过程中氧化还原环境的差异, 会导致黄铁矿不同的生长机理, 形成的黄铁矿的晶体类型和集合体类型也不尽相同, 这些差异可以用来判断黄铁矿的生长环境(张美等, 2017)。例如, 在强还原环境中形成的黄铁矿具有独特的晶体形态和产状(Jø rgensen et al., 2004; Sassen et al., 2004; 陈忠等, 2007), 包括草莓状或生物内膜状等(Chen et al., 2006), 这些特征可以用来识别甲烷渗漏活动(王蒙等, 2015)。此外, 氧化还原条件的不同极大地影响了早期成岩过程中微量元素的循环, 无论是OSR还是SD-AOM来源的黄铁矿, 其微量元素组成都存在差异(Lin et al., 2022)。因此, 沉积物中黄铁矿的微量元素可以用来记录原始沉积环境的地球化学信息, 具有重建古环境的巨大潜力(Morse and Luther Iii, 1999; Berner et al., 2013; Mukherjee and Large, 2020; Large et al., 2022)。
目前, 黄铁矿微量元素含量的测定方法主要有2种: (1)扫描电子显微镜结合能量色散X射线能谱(SEM/EDAX)和微探针分析单一黄铁矿颗粒(Lee and Kittrick, 1984; Cabri et al., 1985)。然而大多数黄铁矿中微量元素的含量一般过低, 这种方法无法准确测定, 而且每次只能分析1个颗粒, 其测试结果不能可靠地外推(Huerta-Diaz and Morse, 1990)。(2)用重液体分离黄铁矿(Raiswell and Plant, 1980), 再溶解进行测量。然而这种方法并不能分离出重矿物中的黄铁矿, 而且只回收一小部分黄铁矿(Huerta-Diaz and Morse, 1990)。更主要的是, 以上2种方法仅能获得沉积物中不同时期黄铁矿的综合信息, 无法精确识别不同阶段黄铁矿的精细信息。近年来微区晶体学和原位地球化学快速发展, 可以提供精细的矿物和岩石形成过程、历史、晶体生长过程中的环境变化以及形成后的蚀变过程等丰富的信息, 已广泛应用于地球科学领域, 不仅避免了繁琐、冗长的湿化学消解过程, 而且具有低背景、低氧化物和氢氧化物干扰的优点(童铄云等, 2023)。目前, 微区方法对黄铁矿微量元素的研究大多集中于矿床中(Wang et al., 2021b; Andersson et al., 2022; Gong et al., 2023), 而对海洋沉积物中黄铁矿微量元素组成的详细分析很少, 仅有少量文献关注(Gregory et al., 2017; Lin et al., 2022; Miao et al., 2022; Chen et al., 2023), 导致我们仍不清楚黄铁矿中微量元素分布的差异性及其形成过程中的控制因素。
基于此, 本研究以南海珠江口盆地神狐海域SH-CL38站位和台西南盆地F站位黄铁矿为研究对象, 利用扫描电镜(SEM)研究黄铁矿的形貌特征, 并通过激光剥蚀电感耦合等离子体质谱(LA-ICP-MS)获得黄铁矿颗粒的原位微量元素含量。通过黄铁矿的微晶形貌和原位微区微量元素含量综合探讨黄铁矿的矿物学和地球化学特征及其控制因素。
南海北部陆缘的琼东南盆地、珠江口盆地和台西南盆地是南海天然气水合物勘探的主要区域。神狐海域位于中国南海北部陆坡中段的神狐暗沙东南海域附近, 在地质学上为南海被动大陆边缘研究区。在构造上, 神狐海域位于珠江口盆地珠Ⅱ 坳陷的白云凹陷北侧, 白云凹陷是珠江口盆地最大的一个深水盆地, 发育了大量重力流沉积体系(肖倩文等, 2021)。台西南盆地是吕宋俯冲体系侵入被动南海大陆边缘所形成。地震反射剖面揭示了该地区断层、泥底辟和海底通道的复杂系统(Feng and Chen, 2015), 海底模拟反射面(BSR)在地震记录中普遍存在, 表明天然气水合物广泛分布在海底以下。在台西南盆地的一个斜坡脊(福尔摩沙脊, 又称F站位)的顶部存在活跃的气体羽流, 在海底以下存在一个强大而连续的BSR, 表明存在广泛的天然气水合物(Wang et al., 2021a)。研究区地理位置及采样点分布见图 1。
样品来源于2018年7月HYSH201805航次获得的珠江口盆地神狐海域SH-CL38站位岩心, 以及2022年5月NORC2021-582航次获得的台西南盆地F站位ROV5和QY01岩心。SH-CL38站位岩心长800 cm, 水深1288 m; F站位ROV5岩心长17 cm, 水深1153.5 m; F站位QY01岩心长294 cm, 水深1154 m。所获样品均储存在4 ℃冷库中。
1)SH-CL38站位黄铁矿含量和硫同位素组成测试。该测试工作在中国科学院南京地质古生物研究所完成。采用铬还原法进行黄铁矿含量的测试, 操作步骤参考Canfield等(1986); 利用Thermo Fisher Delta V Advantage质谱仪进行硫同位素组成的测试。该测试结果均换算成VCDT(Vienna Canyon Diablo Troilite)标准数值。
2)F站位沉积物和生物碳酸盐颗粒碳氧同位素测试。用玛瑙研钵将F站位ROV5岩心沉积物研磨至0.074 mm备测; 用0.063 mm的铜筛对F站位QY01岩心沉积物进行筛洗, 烘干后用体视显微镜对粗颗粒组分(筛上)进行G.sacculifer有孔虫的挑选, 使用无水乙醇清洗有孔虫, 最后烘干备测。该测试工作在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成。所用仪器为GasBench Ⅱ 多用途在线气体制备系统和美国Thermo Fisher公司生产的253plus型同位素比质谱仪。测定结果通过国际二级标准物质NBS18、IAEA-603和国家标准物质GBW04416进行校正标准, 并以国际标准VPDB(Vienna Peedee Belemnite)作为参考。测试 δ 13C值的分析精度小于0.05‰ , δ 18O值的分析精度小于0.10‰ 。
3)黄铁矿颗粒的矿物学特征。该测试工作在中国科学院青岛生物能源与过程研究所进行。所用仪器为冷场发射扫描电子显微镜Hitachi S-4800。将黄铁矿颗粒粘在导电胶上, 进行喷碳处理, 之后放在扫描电镜下进行观察。
4)黄铁矿颗粒的原位微区地球化学。用0.063 mm的铜筛对SH-CL38站位岩心和F站位ROV5岩心沉积物样品进行筛洗, 烘干后用体视显微镜对大于0.063 mm的组分进行黄铁矿颗粒的挑选。挑选完成后用环氧树脂对黄铁矿进行制靶, 利用LA-ICP-MS对样品的微量元素含量进行原位微区测试。该测试工作在中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室完成。所用仪器为NWR193HE准分子激光剥蚀系统和PerkinElmer NexlON2000电感耦合等离子体质谱。所用激光束能量为4 J/cm2, 激光重复频率为5 Hz, 激光束斑直径为32 μ m, 每次剥蚀的总时间为105 s, 其中包括25 s背景测量, 40 s激光分析和40 s清洗时间。测试过程中, 选取美国国家标准技术研究院的NIST 610、NIST 612和NIST 614玻璃作为外标, 每剥蚀5个黄铁矿点之后, 各插入一个NIST 610、NIST 612和NIST 614标准进行校正。测试误差小于10%, 平均误差控制在5%左右。黄铁矿颗粒的激光剥蚀点位如图 2所示。
基于陈唯等(2021)对SH-CL38站位的AMS14C测年结果, 采用线性插值法建立年代框架(图 3-A), 其顶部年龄约为1.60 ka, 底部年龄大于43.5 ka, 平均沉积速率约为19.07 cm/ka。SH-CL38站位的岩心沉积物主要由粉砂和黏土组成(图 3-A), 其中粉砂组分的平均含量为74%, 黏土组分的平均含量为24%, 砂组分含量较少, 平均仅为2%(陈唯等, 2021)。
该站位黄铁矿含量和黄铁矿 δ 34S 值呈镜像关系(图 3-A): 787~633 cm深度范围内, 黄铁矿含量的变化范围为0.03%~0.36%, 在633 cm处达到最大值(0.36%), 整体上呈现出随深度变浅而不断增大的趋势; δ 34S值的变化范围为-49.59‰ ~-42.4‰ , 在703 cm处达到极大值(-42.4‰ ), 整体上呈现出随深度变浅而不断减小的趋势。617~423 cm深度范围内, 黄铁矿含量的变化范围为0%~0.07%, 随着深度变浅, 黄铁矿含量先减小后增大; δ 34S值的变化范围为-50.66‰ ~-41.27‰ , 随着深度变浅, δ 34S值呈现出先升高后降低的趋势。397~43 cm深度范围内, 黄铁矿含量的变化范围为0%~0.18%, 在127 cm处达到最小值(0.03%), 在397 cm处达到极大值(0.18%), 呈现出随深度变浅而不断减小的趋势; δ 34S值的变化范围为-52.68‰ ~-17.94‰ , 在97 cm处达到最大值(-17.94‰ ), 在387 cm处达到最小值(-52.68‰ ), 整体上呈现出随深度变浅而不断增大的趋势。
F站位沉积物岩性组分及沉积物碳酸盐碳氧同位素值(
4.3.1 SH-CL38站位
体视显微镜下沉积物中黄铁矿的形貌特征如图 4所示, 该站位黄铁矿集合体主要有2种形态: 棒状— 管状黄铁矿和板状黄铁矿, 其中棒状— 管状黄铁矿占多数。棒状— 管状黄铁矿长短不一, 大约长300~600 μ m, 宽25~50 μ m。黄铁矿的SEM微观观察结果如图 5所示, 可发现黄铁矿主要由草莓状黄铁矿(图 5-A, 5-B)和八面体黄铁矿(图 5-C)组成, 草莓状黄铁矿由八面体微晶构成(图 5-D)。
4.3.2 F站位
体视显微镜下沉积物中黄铁矿的形貌特征如图 6所示, 该站位黄铁矿集合体主要有3种形态: 棒状、球状和不规则状, 以棒状黄铁矿为主。棒状黄铁矿一般长50~100 μ m, 宽10~30 μ m; 球状黄铁矿直径大约50 μ m。根据SEM观察可知, 黄铁矿集合体由草莓状黄铁矿和穿插于草莓状之间的八面体微晶构成(图 7-A, 7-B)。单个草莓体直径可达35 μ m, 由数百到数千个八面体微晶体组成(图 7-C, 7-D)。
由附表 1、图 8和图 9可知, SH-CL38站位黄铁矿的Mn(15227.45~162833.50 μ g/g)、Co(23.29~6045.95 μ g/g)、Ni(2650.53~48322.68 μ g/g)、Mo(1097.09~25819.05 μ g/g)和Sb(39.67~1350.97 μ g/g)含量要显著高于F站位黄铁矿的Mn(51.03~76784.37 μ g/g)、Co(3.17~11851.22 μ g/g)、Ni(2.03~17001.76 μ g/g)、Mo(0.06~8222.89 μ g/g)和Sb(0.02~1709.18 μ g/g)含量; 而F站位黄铁矿的Cu(4.97~2296.08 μ g/g)、V(25.83~1252.22 μ g/g)、As(3.95~120439.03 μ g/g)和Cd(0.04~23.76 μ g/g)的含量要显著高于SH-CL38站位黄铁矿的Cu(13.57~685.35 μ g/g)、V(12.94~272.23 μ g/g)、As(782.87~11500.05 μ g/g)和Cd(0.09~14.73 μ g/g)含量。
同一黄铁矿颗粒由中心到边缘的微量元素含量呈现规律性的变化: Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd的含量逐渐增加(图 10)。表明最先开始的中心位置形成时, 沉积流体中这些元素含量比较低, 在黄铁矿形成过程中, 这些元素含量逐渐升高。
SH-CL38和F站位的黄铁矿都属于沉积型黄铁矿, 与热液无关(Feng and Chen, 2015; 王冰等, 2019; Di et al., 2020; 陈唯等, 2021; 杨丹丹等, 2022)。沉积型黄铁矿包括2种类型: 一种是在缺氧水柱中形成的同生黄铁矿, 另一种是在沉积物孔隙水中形成的成岩黄铁矿(王珺, 2007; Berner et al., 2013)。现代大洋海水整体上是氧化的(You et al., 2005), 本研究SH-CL38和F站位的黄铁矿呈现典型的八面体或立方体结构(图 5; 图 7), 都属于在沉积物孔隙水中形成的成岩黄铁矿。
5.1.1 SH-CL38站位黄铁矿成因探讨
神狐海域天然气甲烷水合物大约在沉积面之下150 m的位置才有信号(吴能友等, 2007), SH-CL38站位岩心长8 m左右, 并没有接触到水合物发育区, 只到达正常海相的有机质矿化区。现代甲烷渗漏环境的黄铁矿中常富集34S, 且黄铁矿含量异常高(Borowski et al., 2013; Lin et al., 2016, 2022; 常鑫等, 2020; Liu et al., 2020), 黄铁矿含量和 δ 34S 值的镜像关系也表明该站位没有经历甲烷渗漏。因此, SH-CL38站位黄铁矿是在正常沉积环境下形成的, 主要受OSR作用的制约。
5.1.2 F站位黄铁矿成因探讨
在正常海相沉积环境中, 微生物钙质壳体等生物碳酸盐是深海沉积物中碳酸盐的主要来源。当沉积环境中存在甲烷渗漏时, 常发育低δ 13C值的自生碳酸盐(蒲晓强等, 2009)。本研究在2~3 cm和8~9 cm层位挑选的自生碳酸盐颗粒的平均δ 13C值为-41.32‰ , 表明有甲烷渗漏。由于其他层位无法挑选自生碳酸盐颗粒, 所以本研究测试了沉积物全岩和有孔虫的碳同位素值, 据此可以估算自生碳酸盐的碳同位素值(蒲晓强等, 2009)。
三者关系如下式所示(蒲晓强等, 2009):
式中,
由于ROV5岩心和QY01岩心同处于F站位, 2站位相邻很近(图 1)且水深相似(分别为1153.5 m和1154 m), 因此本研究使用了ROV5岩心的沉积物碳酸盐碳同位素值和QY01岩心的生物碳酸盐碳同位素值来计算ROV5岩心的自生碳酸盐碳同位素值。本研究平均生物碳酸盐碳同位素值为1.99‰ , 所占比例为0.8, 根据式(3)所求自生碳酸盐碳同位素值如表 3所示。
根据表 3可知, F站位ROV5岩心自生碳酸盐碳同位素值范围为-73.81‰ ~-15.75‰ , 平均碳同位素值为-45.55‰ , 具有明显负偏的特征。因此, 本研究认为F站位存在甲烷渗漏, 指示了该站位黄铁矿应该与甲烷渗漏活动的SD-AOM有关。
5.2.1 陆源碎屑物质的影响
Ti属于惰性元素, 在表生作用中比较稳定, 风化后难以形成可溶性化合物, 可作为陆源碎屑组分的指标(刘升发等, 2010)。对SH-CL38和F站位黄铁矿的微量元素(Co、Ni、As、Mo、Sb、Cd和Ti)进行相关性分析(表 4, 表 5), 结果表明Ti与Co、Ni、As、Mo、Sb和Cd相关性均较弱。因此, 可以排除陆源碎屑组分对黄铁矿微量元素的影响。
据杨丹丹等(2022)的研究结果可知, SH-CL38站位柱状沉积物中Th/Sc与Zr/Sc呈现明显的正相关关系, 其分布靠近成分变化线而远离再循环变化趋势线, 表明该站位沉积物属于首次沉积, 未受到再旋回、再风化及成土作用的影响。另外, 该研究还表明SH-CL38站位沉积物的化学风化指数(CIA)值未受到钾交代作用的影响, 说明成岩作用对SH-CL38站位沉积物的元素组成影响很小, 可忽略不计。因此, SH-CL38站位黄铁矿的微量元素组成代表了初始元素组成。
5.2.2 早期成岩作用
在早期成岩过程中, 微量元素被沉积物中的亚稳物质(如活性有机质、亚稳态铁锰氧化物)捕获, 因此, 活性有机质的再矿化和铁锰氧化物的还原性溶解是海洋沉积物孔隙水中微量元素的主要来源(Smrzka et al., 2019; Miao et al., 2022)。SD-AOM和OSR对微量元素的分布和行为有显著不同的影响: (1)甲烷本身不携带微量元素, 而有机质中含有多种微量元素(Smrzka et al., 2019, 2020); (2)SD-AOM产生的溶解态硫化物浓度高于OSR, 会增强铁锰氧化物的还原性溶解(Smrzka et al., 2019, 2020), 导致孔隙水中相关元素增加(Banks et al., 2012)。因此, 一般认为, 正常海相下形成的成岩黄铁矿中微量元素主要来源于有机质矿化, 而甲烷渗漏环境下形成的黄铁矿, 其微量元素主要来源于铁锰氧化物的溶解, 不同的过程控制着黄铁矿中过渡族元素的分布。一般情况下, V、Cu和Cd的含量往往与有机质含量有很好的相关性, 它们能被有机质强烈络合, 通过有机质的再矿化作用释放到孔隙水中(Breit and Wanty, 1991; Donat et al., 1994; Morse and Luther Lii, 1999; Nameroff et al., 2002)。而As、Co、Ni、Mo和Sb主要是吸附在铁锰氧化物上, 通过铁锰氧化物的还原性溶解释放到孔隙水中(Andreae, 1979; Knauer et al., 1982; Zheng et al., 2000; Belzile et al., 2001; Peacock and Sherman, 2007)。Mn倾向于以细粒锰(氢)氧化物的形式存在, 通常与铁(氢)氧化物共存, 在锰(氢)氧化物还原性溶解的过程中被释放到孔隙水中(Lin et al., 2022)。
5.2.3 不同沉积环境黄铁矿原位微区微量元素含量对比
SH-CL38站位黄铁矿相对于F站位黄铁矿来说, Mn、Co、Ni、Mo和Sb含量较高, 而Cu、V、As和Cd含量较低。通常情况下, Mn、Co、Ni、Mo和Sb等元素易在铁锰(氢)氧化物中富集, 这些矿物的还原性溶解能明显影响孔隙水中的元素分布(Knauer et al., 1982; Zheng et al., 2000; Belzile et al., 2001; Peacock and Sherman, 2007; Lin et al., 2022)。本研究中, SH-CL38站位黄铁矿的Mn、Co、Ni、Mo和Sb的含量比F站位黄铁矿中的高, 可能是由于SH-CL38站位采样点处于缺氧— 还原状态, 大量的铁锰(氢)氧化物发生还原性溶解, 而有机碳被埋藏, 导致该位置Cu、V、As和Cd含量相对较低。由于SD-AOM要比OSR释放更多的溶解硫化物, 所以, 在甲烷渗漏环境下发生的SD-AOM会导致更多的铁锰(氢)氧化物发生还原性溶解(Chen et al., 2016), 从而导致相关吸附元素(Mn、Co、Ni、Mo和Sb)释放到孔隙水中, 进而形成高Mn、Co、Ni、Mo和Sb含量的黄铁矿。然而, 本研究中, F站位黄铁矿Mn、Co、Ni、Mo和Sb的含量都相对比较低, 这可能是由于硫酸盐— 甲烷过渡带(Sulfate-Methane Transition Zone, SMTZ)位于采样点之下, 采样点的位置仍属于有氧到弱氧环境, 尽管该位置有甲烷被氧化的δ 13C信号, 但是该位置的铁锰(氢)氧化物还原量仍比较少, 而有机质矿化作用可能是导致该位置Cu、V、As和Cd含量相对较高的原因。因此, 黄铁矿中这些元素含量的变化能在一定程度上指示周围的环境变化。
5.2.4 黄铁矿Co/Ni值及其与As含量的关系
与SH-CL38站位沉积物中的黄铁矿(Co/Ni=0.11)相比, F站位沉积物中黄铁矿的Co/Ni值更高, 为0.41(图 11-A)。此外, 本研究发现F站位的As含量也较高(图 11-B)。As是最容易结合到黄铁矿结构中的元素之一(Zheng et al., 2000)。As在还原环境中通常取代黄铁矿中的S(-Ⅱ )(Reich and Becker, 2006; 王珺, 2007); 而在氧化环境中, As则取代黄铁矿中的Fe(Ⅱ )(Deditius et al., 2008)。已证明黄铁矿中As的含量及结合方式会影响黄铁矿中许多其他微量元素的吸收(Deditius et al., 2008)。在黄铁矿形成过程中, Co和Ni常呈类质同象替代Fe(Tribovillard et al., 2006; 王珺, 2007), 这导致Fe含量与Co或Ni含量之间通常存在负相关(Michel et al., 1994)(图 11-C)。与此类似, 当As替代黄铁矿中的S时, As与S之间也为负相关(图11-D), As与Co之间为正相关(图 11-E)(Michel et al., 1994; Lin et al., 2022)。当As取代黄铁矿中的Fe时, 则As和Co之间没有这种正相关性。在本研究中, 黄铁矿中As含量与Co含量呈正相关关系(图 11-F), 表明在南海研究区黄铁矿晶格中As主要替代S。黄铁矿中As的掺入会增强与Fe具有相似半径和电荷的元素(Co和Ni)的吸收(Lin et al., 2022)。此外, F站位沉积物中黄铁矿的Co/Ni值较高(图 11-A), 表明该站位黄铁矿中Co的富集程度高于Ni。因此, F站位黄铁矿中高As含量和高Co/Ni值可能是由于甲烷渗漏环境下的SD-AOM过程中, 更多的Co取代Fe进入黄铁矿晶体结构, 同时S被As高度代替。
5.3.1 黄铁矿的形貌特征
通过体视显微镜及SEM观察, 发现F站位集合体主要呈棒状和不规则状, 极有可能与流体渗漏通道有关(Sassen et al., 2004; Zhang et al., 2014)。根据之前的研究(陈唯等, 2021)发现, SH-CL38站位经历了浊流沉积, 沉积物在浊流的快速搬运下发生再沉积, 形成了缺氧的环境。因此, SH-CL38站位的黄铁矿很可能是在这种缺氧环境中经历了还原作用而形成的。F站位大量莓球状黄铁矿的出现说明存在甲烷渗漏活动(初凤友等, 1994), SD-AOM作用在流体通道内形成了大小均匀的莓球状黄铁矿。
5.3.2 黄铁矿颗粒不同微区地球化学变化
黄铁矿颗粒不同位置的微量元素特征能够反映黄铁矿颗粒生长过程中不同阶段的流体成分变化, 主要包括但不限于成矿流体的温度、pH值、流体来源以及成岩蚀变等发生了变化, 或者不同元素进入黄铁矿颗粒的能力随着时间的推移而有所不同。
由于大多数黄铁矿颗粒很小, 无法精细测试。我们仅挑选出几个颗粒进行分析。结果表明从黄铁矿颗粒的中心到边缘, 微量元素Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd的含量逐渐增加(图 10)。说明在黄铁矿早期生长的过程中, 成矿流体中的Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd的含量比较低; 而随着黄铁矿的继续生长, 成矿流体中的Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd的含量升高。Mn、Co、Ni和Sb主要来源于铁锰氧化物的还原性溶解; Cu、V和Cd主要来源于有机质的再矿化作用。说明在黄铁矿早期生长过程中, 铁锰氧化物的还原性溶解及有机质的再矿化作用弱, 从而导致较少的Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd释放到孔隙水中, 进而导致进入黄铁矿中的Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd含量较低。而在黄铁矿后期生长过程中, 铁锰氧化物的还原性溶解及有机质的再矿化作用强, 从而导致较多的Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd释放到孔隙水中, 进而导致进入黄铁矿中的Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd含量较高。
5.3.3 黄铁矿的Ca和Mg含量
OSR产生H2S的同时还会生成
这个过程会导致孔隙水中Ca2+和Mg2+含量逐渐减少。本研究发现F站位黄铁矿的Ca含量要低于SH-CL38站位黄铁矿中的Ca含量(附表 1; 图 12), 这表明黄铁矿生长期间, F站位的Ca含量比较低, 可能与自生碳酸盐矿物形成有关。冷泉喷口常见的自生碳酸盐矿物主要包括单一矿物为主的低镁和高镁方解石、文石和白云石(Aloisi et al., 2000; Naehr et al., 2007, 2009)。Mucci等(1989)发现, 溶解的
本研究对南海不同沉积环境下沉积物中黄铁矿的成因、矿物学和原位微区地球化学进行了探讨, 结果表明:
1)神狐海域SH-CL38站位和台西南盆地F站位ROV5岩心沉积物中的黄铁矿都属于成岩黄铁矿, SH-CL38站位的黄铁矿是在正常沉积环境下形成的, 其主要由OSR主导; 而F站位的黄铁矿是在冷泉环境下形成的, 其主要受到SD-AOM的控制。
2)SH-CL38站位黄铁矿的Mn、Co、Ni、Mo和Sb的含量比F站位黄铁矿中的高, 可能是由于SH-CL38站位采样点处于缺氧— 还原状态, 大量的铁锰(氢)氧化物发生还原性溶解。而F站位黄铁矿Mn、Co、Ni、Mo和Sb的含量都相对比较低, 这可能是由于SMTZ位于采样点之下, 采样点的位置仍属于有氧到弱氧环境, 铁锰(氢)氧化物还原量比较少, 而有机质矿化作用能够导致该位置Cu、V、As和Cd含量相对较高。F站位黄铁矿具有高的Co/Ni值的同时As含量也高, 可能是甲烷渗漏环境的SD-AOM过程中, 更多的Co取代Fe进入黄铁矿晶体结构, 同时S被As高度代替。
3)SH-CL38站位的棒状— 管状黄铁矿集合体可能是因为交代管状蠕虫壳体而形成, F站位的棒状和不规则状黄铁矿集合体极有可能与流体渗漏通道有关。微量元素Mn、Cu、V、Co、Ni、Sb和Cd的含量从黄铁矿颗粒的中心到边缘逐渐降低, 说明在黄铁矿早期生长过程中, 铁锰氧化物的还原性溶解及有机质的再矿化作用弱, 而在后期生长过程中, 铁锰氧化物的还原性溶解及有机质的再矿化作用强。F站位优先沉淀的低Mg高Ca自生方解石可能导致了沉淀的黄铁矿具有高Mg低Ca特征。
致谢 感谢NORC2021-582航次和HYSH201805航次所有参加人员在样品采集和保存过程中的指导与帮助, 感谢中国海洋大学海底科学与探测技术教育部重点实验室张洋、李东永、王楠老师给予的支持与帮助。
附加材料 附表 1由作者提供, 数据真实性由作者负责, 在线查看网址:http://www.gdlxb.cn/CN/10.7605/gdlxb.2024.06.103。
(责任编辑 李新坡; 英文审校 李 攀)