西北印度洋carlsberg脊的铁锰结核与沉积物的地球化学、因子分析和粘土矿物分布的关系(改好)

第一篇：西北印度洋carlsberg脊的铁锰结核与沉积物的地球化学、因子分析和粘土矿物分布的关系(改好)

西北印度洋carlsberg脊沉积物地球化学、因子分析和粘土矿物分布与铁锰结核的联

系

摘要：来自carlsberg脊西南部的钙质粘土和软泥，其Si（4.62-23.88%）、Al（1.63-7.98%）、Ti（0.43-1.70%）和CaCO3（8.50-79.75%）的含量变化较大。结合这些元素的变化，说明该区域受到碳酸盐相和热液铁锰结核相混合作用。R模式因子分析提取出5个因子——生物来源、岩石碎屑、热液来源、相关沉积物的自生作用和热液来源向自生来源的过渡阶段。地球化学数据表明Cu和Ni是由于生物过程导致，而Fe、Zn和Co则来源于热液。Mn/Fe(沉积物0.08-0.63；结核090-1.48)和结核与沉积物中Mn与Cu、Zn、Co的特征，表明在成岩作用的早期，通过孔隙水有Mn2+的供给结核。粘土矿物的分布表明伊利石和蒙脱石比高岭石和绿泥石富集，而镁铝皮石和蒙脱石是不完全结晶相。由于伊利石和绿泥石在南纬区域离散的分布，推测来源于印度河，然而蒙脱石和高岭石是自生成因且受到了海底火山岩的改造。

关键词：地球化学沉积物粘土矿物铁锰结核R型因子分析Carlsberg脊

前言：

对于阿拉伯海沉积物的早期研究是出于区域经济利益(Stewart,Pilkey and

and Biscaye,1976;

Griffin,1970;Böstrom Kolla，Be

and Melson,1965;Gorbunova,1966;Goldberg andFisher,1971;Kolla,Henderson

and Biscaye,1976;Kolla,Ray and Kostecki,1981;Kolla,Kostecki,Robinson,Biscaye and Ray,1981;Shankar,Subbarao and Kolla,1987)。即便已经知道了carlsberg脊沉积物中存在铁锰结核的伴生，但可能是因为前人的工作仅在沉积物(Gorbunova,1966;Goldberg and Griffin，1970;Kolla, Henderson and Biscaye, 1978;省略)和铁锰结核(Cronan and Tooms,1967 and 1969)中分别进，故研究重心很少放在沉积物-结核相互关系上。而对于carlsberg脊沉积物中粘土矿物的研究也只能根据有限的样品（Gorbunova, 1966;Goldberg and Griffin, 1970;Kolla, Henderson and Biscaye, 1976）。本文介绍了沉积物的主微量元素的地球化学特征和粘土矿物的分布。采用了地球化学、粘土矿物学和R型因子分析对沉积物的性质进行研究，其中因子分析和粘土矿物学手段讨论了沉积物的来源。通过结核和沉积物的地球化学数据对比，尽可能的去探索两者之间的可能存在的关系。

材料和手段

1981年的R.V的第86和87个航次中，彼得森获得了20个沉积物样品（站位如图1所示）。采样区域海底地形崎岖，最大水深为5400m。更新世沉积物是白色、深棕色的钙质软泥。有孔虫软泥在地势较高的地方堆积，谷地处大多为硅质软泥。

为了得到总消化率，将沉积物样品清洗、烘干、磨碎后，用HCl、HF和HNO3处理，并确保沉积物样品中没有任何结核存在。主量元素Mn、Fe、Cu、Ni、Co、Zn、K和Mg含量通过AAS，PE-5000测得，同时也测得了Si、Al、Ti和P的含量。通过”carbonate bombe”方法（Müller and Gastner, 1971）得到CaCO3的含量。分析数据的精度和准确性，使用USGS标准检验以及平行样重复试验校准，其USGS值小于10%。加入10ml醋酸和5mlH2O2去除样品中粘土（<2μm）部分的CaCO3和有机质成分的干扰。粘土矿物含量通过XRD方法获得。粘土矿物的鉴定是根据Brindley和Brown于1980年提出的方法，且估算了主要粘土矿物的含量(Biscaye,1965)。使用Fernandes和Mahadevan开发的电脑软件（1982）进一步对地球化学数据进行了R型因子分析。根据Valsangkar、Rajamanickam的方法（1988），将同样通过MAS（AAS，PE-5000）测得的铁锰结核数据与沉积物数据联合比较分析，尤其是Mn、Fe、Cu、Ni、Co和Zn元素的对比。

结果和讨论

表Ⅰ中给出了沉积物金属元素的含量（主量元素、金属元素），表中所含单质的氧化物总含量介于99.41%-100.59%之间（氧化物含量未给出）。样品在含水率、氧化物和有机质含量方面变化较大。其中具有代表性的有SiO（、29.89-51.10%）Al2O3（3.08-15.21%）和CaCO3（8.50-79.75%）。与深海粘土对比，研究区carlsberg脊沉积物在Ni、Co和Zn元素富集程度相当，但却亏损Mn、Fe、Cu和Al。TiO2（0.46-2.84%）的含量变化较大，而P2O5（0.28-0.38%）含量稳定。之所以对主量元素进行因子分析，主要是为了探究碳酸盐组分对沉积物的影响。通过地球化学数据的因子载荷表（表Ⅱ），可以看出5个占据96.9%影响的载荷因子。每一个因子都代表着一个沉积物的来源或者两个地质过程的过渡期。表Ⅲ中给出了来自9个采样点的18的样品的53个与沉积物伴生的铁锰结核的地球化学数据。能够识别出来的结核种类有7中，其中Sr结核（粗糙的球形）比其他富集。其丰度为1.1-5.8kg/m2。一般情况下，风化岩石构成结核的核心，δMnO2一般存在矿物相。与印度洋平均沉积物相比(Cronan and Moorby,1981)，这些结核中Ni、Cu和Zn的含量相近，而Mn、Fe和Co的含量偏低。具有粗糙的表面结构（相对于Sr结核）的类球状或椭球状的结核从核部到外层，其Mn、Fe、Cu、Ni、Co和Zn的含量逐渐增加，而观察到的其余类型的结核则反之。

因子分析

在R型因子分析中，一般认为具有强烈正相关的Cu-Ni-Zn元素其相关性不是很明显，表明主要成分之一的CaCO3稀释了其余元素的含量。因子1具有较大的CaCO3载荷，代表了生物碳酸钙成因。具有较大的Al负载荷进一步证实了因子1即为生物成因（Cronan，1980）。因子2中，Cu、Zn和Ni具有较高的负载荷，而Mn和Fe表现微弱的正载荷。更进一步的观察，在因子2（认为是自生成因）中具有较高的得分的样品在因子5（热液成因）中同样如此。因此可以认为因子2代表了从热液向自生铁锰氧化物转化的一个过程。Cronan（1980）在东北太平洋沉积物中同样观察到这个现象。因子3具有较高的Ni载荷，适度的Zn载荷和较弱的Cu载荷，从这个特征上判断，很有可能代表了自生成因，因为自生的锰氧化物是以富Ni、Cu而贫Fe、Al为特征（Friedrich，1976）。Cronan（1986）同样提出过Ni元素在深海自生铁锰氧化物中的富集。

（有疑问）因子4具有较高的P载荷和相比较而言较低的Mg、Al、Fe、K和Si载荷。如前文所描述的，样品因子载荷矩阵是在没有MOC（孔隙水、有机碳、碳酸钙）基底干扰的情况下进行的，然后却没有表现出高的P载荷和其余元素的低载荷。因此我们可以认为，P是由CaCO3（自生磷灰石？）携带导致其余成分稀释。海水中的P同样会被细菌的活动清扫（Harris，Milnes and Veeh，1981）。因此，因子4可以解释为生物作用对于沉积物的贡献，而且在一些样品中过盛的生物成因硅也支持这个观点。同时，Mg、Al、Fe、K和Si在因子4中的因子得分可以被认为是沉积物组成由浮尘向碎屑转变的标志。综上所述，因子4代表了生物作用和碎屑对沉积物的共同贡献。因子5中，Mn具有高载荷而Co和Fe具有较低的载荷。这些特点代表了热液铁锰氧化物因子，据Cronan（1980）研究发现，热液因子一般亏损Ni元素。

粘土矿物分布

粘土矿物的鉴定表明，伊利石、蒙脱石、绿泥石和与石英伴生的高岭石，组成了最常见的碎屑相成分。镁铝皮石结晶较差，微晶蒙脱石无结晶相（如图2）。与高岭石（3.03-11.46%）、绿泥石(9.63-25.62%)和镁铝皮石(0.68-5.92%)相比，伊利石（26.93-87.97%）和蒙脱石（13.30-43.18%）是主要的成分。Gorbunova（1966）和Kolla曾经报道称，在本文的研究区，广泛存在着10-20%微晶蒙脱石与镁铝皮石伴生，而在我们的数据中镁铝皮石则没有那么富集。如果微晶蒙脱石代表了蒙脱石族（Hathway，1979），那么研究区域中蒙脱石的含量应该与Gorbunova（1966）和Kolla能够较好的匹配起来，然而实际上我们的数据中蒙脱石的含量比前人的研究中要高很多（所有的样品中含量均大于20%，如表Ⅳ）。绿泥石的含量（9-25%，表Ⅳ）同样比Gorbunova的1%和Kolla的10%高很多。伊利石的含量与前人的研究（20%或者大于50%，Kolla，1976）匹配的较好。

尽管通常情况下深海粘土被认为是普通的碎屑沉积，然而Biscaye（1965）曾经提出，印度洋海底特定区域的粘土矿物组成具有较大的研究意义。Kolla、Henderson和Biscaye（1976）认为该研究区域正适合作为这一特定的区域进行研究。实际上该研究区域远离大陆，且从西北到西南高岭石+绿泥石的丰度逐渐增加，表明受到当地海底玄武岩的改造。这块特定区的高岭石组成早在1965年Biscaye就曾研究，但是Hathaway（1979）认为高岭石是化学风化作用的产物。Sugisaki和Kinoshita（1980）指出在海底沉积物中Al-Mg-K元素的共生关系不会有较大的改变。因此Al2O3-MgO-K2O的图解，可以较好地指示出沉积物来源。结合世界海底玄武岩和现代大洋中脊玄武岩平均含量，图3中的数据可以看出部分沉积物受到了该区域海底玄武岩的改造。Bostrom和Fisher（1971）认为海底火山活动是导致研究区域沉积物中Fe元素含量较高（8-10%）的原因。然而在本文的研究中，大多数样品的Fe含量介于1-3%之间，并不支持海底火山作用对沉积物形成具有较大影响的观点。

在印度河和恒河的沉积物中，镁铝皮石含量较低（Kolla，1976）。富伊利石、贫镁铝皮石的沉积特征指示了距离研究区域西北方向3000千米的印度河来源。在更新时海平面降低的时期，大量印度洋沉积通过海面环流和浊流的作用广泛分布在研究区域内（kolla，1976）。Gorbunova（1966）曾经在西阿拉伯海发现了少量出现的微晶蒙脱石，并且认为是火山物质分解的产物。结核中Mn和Fe元素的富集（表Ⅲ）表明微晶蒙脱石中仅含有少量的铁，大部分的铁都用于形成结核中的δMnO2，而不是钡镁锰矿。蒙脱石的形成可能是受到原地海底玄武岩蚀变的改造，也可能是由风带来的火山物质。Kolla认为长距离的沉积搬运对沉积物的影响不大，后者也是中印度洋海盆沉积物中蒙脱石的主要来源。

沉积物-结核的关系

通过测量沉积物和结核中微量元素的含量，可以看出两者之间没有明确的界限，且指示出这些元素具有独立的来源。（有疑问）当沉积物中的自生元素Mn、Cu和Ni在沉积后阶段中处于。。的条件下时，他们将会转移并且最终以一种能够形成铁锰结核的形式，沉积在氧化性环境的水-沉积物界面附近。结核在这样的条件下开始形成，并且这些元素的含量由核心到边缘逐渐增加。这个假设已经被Valsangkar，Rajamanickam（1988）用他们的研究区域中的铁锰结核证实。在海水中Mn氧化物的清扫下，Cu和Ni 能取代δ-MnO2（矿物学控制）中的Mn（Burns and Burns，1977）。（疑问）生物作用在多元分析是重要的因素，故Cu和Ni一般认为是生源成因。Halbach、Hebisch和Scherhag（1981）也同样认为Cu和Ni是生源成因，为此他们在太平洋赤道区域附近的放射虫中进行了一系列的测试。（疑问）Fe和Co元素相关性良好（图4），说明有其余元素被Co元素取代。本文的研究工作应该能够反应最利于Co元素形成的条件是典型的氧化环境（例如海山）。Valsangkar，Rajamanickam曾经讨论过结核的矿物学特征，并发现了氧化程度高δMnO2相的出现，这在一定程度上证实了上述观点。Craig、Andrews和Meylan（1982）曾发现，Co3+能够替代δ-MnO2中的Mn4+。Carlsberg扩张脊的热液活动也可能导致类似Co的，非原生的碱金属富集。从表Ⅲ中看出，3个站点（1902、1907/1和1905）的沉积物和结核的Mn/Fe比值范围：结核是1.13-1.48，沉积物是0.08-0.36。结核中的Mn和Fe元素很有可能来自于具有高Mn/Fe比值的沉积物。如果两者之间没有物质交换（Price，1967），那么两者的Mn/Fe比值理论是应该是相近的。各种元素的结核/沉积物数值，其值最大的是Mn（44.56倍），而最小的是Zn（4.5倍）。Fe、Ni、Cu和Co分别是5.69、17.66、10.5和12.0。

结论

Carlsberg脊区域钙质沉积物中CaCO3的含量较好的反应了样品深度的不同。对于其余元素而言，碳酸钙类似于稀释剂。元素含量的多变，反应了其沉积来源的多变性，生物源、碎屑源、热液源、自生沉积作用，甚至包含了热液作用向自生沉积作用转换的中间过程。碳酸钙、Cu和Ni是生物作用带入，而Fe、Zn、Cu和Co是热液作用的结果。粘土矿物研究表明，伊利石和绿泥石是来源于印度河，而蒙脱石和高岭石则是受到海底岩石的改造，自生沉积作用的结果。通过热液活动和沉积后阶段中Mn、Cu、Ni元素的变化，可以知道结核和沉积物之间存在必然的联系。，