Search
E-mail
RSS

Online submission Editor-in-chief Peer review Staff Login

Journal of Tropical Oceanography >

2018 , Vol. 37 >Issue 6: 63 - 73

DOI: https://doi.org/10.11978/2018007

Marine Geology

Petrography of carbonate veins in basement basalts from the South China Sea Exp. 349

  • XU Jiarui , 1, 2 ,
  • CHEN Yifeng , 1 ,
  • WANG Baoyun 2, 3
Expand
  • 1. CAS Key Laboratory of Ocean and Marginal Sea Geology, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
  • 3. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences Guangzhou 510640, China
Corresponding author: Yifeng Chen. Email:

Received date: 2018-01-09

  Online published: 2018-12-24

Supported by

National Natural Science Foundation of China (91428102, 41876064);IODP China funding for Exp. 349 and 367

Copyright

热带海洋学报编辑部
Fold

Abstract

The basaltic basement in the South China Sea was cored for the first time during International Ocean Discovery Program (IODP) Exp 349. The basalt was collected from Sites U1431 and U1433 close to the fossil spreading ridge in East and Southwest Sub-basins, respectively. Carbonate veins (n=16) within the basalt were investigated under microscope and by the laser Raman spectra. At Site U1431, the carbonate veins consisted of calcite veins or aragonite veins, while at Site U1433 the carbonate veins are composed of either calcite veins, or aragonite veins, and calcite-aragonite mixed veins. Meanwhile, the calcite veins and aragonites alternated, and at ~42.1 m below basement, two calcite veins and one aragonite vein occurred parallel, likely indicating that multiple hydrothermal fluids of different sources have circulated there. At both sites, the textures of aragonite are generally the same-blocky, fibrous, and radiating fibers. However, it is not the case for calcite. At Site U1431, the calcite is clotted blocky, blocky, granule, and fibrous, while at Site U1433 the calcite only occur as blocks. The abundance of carbonate veins at Site U1431 is much higher than that at Site U1433. These suggest that the low-temperature hydrothermal circulation at Site U1431 is stronger than that at Site U1433. Different local geology and environment mostly lead to the differences in hydrothermal activity at these two sites: Site U1431 is close to a giant seamount that serves as a recharge site, while Site U1433 is far away from any recharge or discharge site.

Key words： carbonate veins; Laser Raman spectra; calcite; aragonite; low temperature hydrothermal fluid flow; South China Sea; IODP Exp349

Cite this article

XU Jiarui , CHEN Yifeng , WANG Baoyun . Petrography of carbonate veins in basement basalts from the South China Sea Exp. 349[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2018 , 37(6) : 63 -73 . DOI: 10.11978/2018007

洋中脊及其侧翼海底的热液流体循环, 是影响海水化学组成演化的重要地质过程和洋壳冷却的主要机制之一, 对于探究海水与洋壳之间物质和能量交换具有重要意义(Wheat et al, 2000; Spinelli et al, 2004a)。洋脊侧翼海底, 海水向下渗漏进入渗透性强的玄武岩中, 发生水岩相互作用, 使玄武岩发生蚀变, 形成次生矿物, 如石英、绿泥石、皂石、蒙脱石、沸石、方解石和文石等, 它们充填于玄武岩的裂缝/裂隙或气孔中, 形成脉状或气孔状。其中基底中次生碳酸盐矿物主要以脉状充填于玄武岩的裂缝/裂隙中, 统称为碳酸盐岩脉(下同)。碳酸盐岩脉是典型的低温水岩相互作用的产物, 是低温热液流体活动、演化以及洋壳蚀变过程、全球碳循环、过去海底海水演化等关键信息的良好地质载体(Elderfield et al, 1999; Coggon et al, 2004, 2010; Rausch et al, 2013; Li et al, 2014a)。
目前基底碳酸盐岩脉的研究主要通过地球化学手段示踪洋壳的热液蚀变作用(Yatabe et al, 2000; Coggon et al, 2004; Li et al, 2014a)、反演过去海水的化学组成(例如Mg/Ca和Sr/Ca)及其演化(Yatabe et al, 2000; Coggon et al, 2004, 2010; Rausch et al, 2013), 而有关碳酸盐岩脉的岩石学研究几乎没有深入涉及。然而形成环境的差异能导致不同碳酸盐矿物(如方解石和文石)的沉淀(Morse et al, 2007), 也会对矿物集合体形状产生影响(Given et al, 1985)。由此可见, 碳酸盐岩脉中的岩石学研究能为热液流体活动及其水岩相互作用和全球碳循环提供更深层次的认识。
拉曼光谱在矿物成分分析方面有着广泛的应用, 具有快速、非破坏性、空间分辨率高等优点(White, 2009)。拉曼光谱能有效地区分碳酸盐矿物, 尤其是方解石和文石这两个同质多形体。方解石和文石都具有相同的[$\text{CO}_{3}^{2-}$]基团的对称伸缩振动(~1085cm-1)和相同的平动晶格振动(~155cm-1), 但不同的摆动晶格振动(方解石~282cm-1, 文石~207cm-1)和不同的$\text{CO}_{3}^{2-}$基团的面内弯曲振动(方解石~713cm-1, 文石~704 cm-1)可有效地原位区分方解石和文石(Herman et al, 1987; Edwards et al, 2005; White, 2009)。
2014年国际大洋发现计划(IODP)349航次在南海的东部次海盆和西南次海盆的残留扩张脊附近, 于U1431站位和U1433站位的U1431E孔和U1433B孔首次成功钻取了基底玄武岩。基底玄武岩中存在大量的碳酸盐岩脉(Li et al, 2015a)。本文对U1431E孔和U1433B孔玄武岩中的碳酸盐岩脉展开了详尽的岩石学研究, 包括岩脉空间分布、镜下观察及激光拉曼光谱分析, 并揭示了南海停止扩张后低温热液流体活动的特征。

1 区域地质背景

南海地处亚欧板块、太平洋板块和印澳板块的交汇处, 由东部次海盆、西南次海盆和西北次海盆组成, 是西太平洋发育最成熟的边缘海之一, 较完整地经历了从大陆裂解、海底扩张到俯冲消减的威尔逊旋回(Li et al, 2014b, 2015a, b)。关于南海的海底扩张年龄争议不断(Taylor et al, 1983; Briais et al, 1993; Li et al, 2012; Barckhausen et al, 2014) , 近期深拖磁异常和IODP 349航次的微体化石生物地层学和古地磁测量确定了南海东部次海盆的扩张年龄为33—15Ma, 西南次海盆为23.6—16Ma(Li et al, 2014b, 2015b)。
IODP 349航次在南海进行了5个站位(U1431至U1435)的钻探, 其中U1431和U1433分别位于南海东部次海盆和西南次海盆的残留扩张脊附近(图1)。U1431站位距离残留扩张脊约15km, 水深4240m, 基底之上覆盖着约900m厚的海相沉积物, 主要由黏土、粉砂质黏土和钙质浊积物组成(Li et al, 2015a)。在600~885mbsf (meter below seafloor)之间发现大量火山碎屑角砾岩, 是附近的海底火山在南海停止扩张后, 距今8—13Ma期间发生的多次火山喷发堆积形成的(Yan et al, 2014; Li et al, 2015a; Zhang et al, 2017)。在889.9~1007.9mbsf采集了共计46.2m洋中脊玄武岩芯, 其中962.5~972mbsf还发现了厚~9.5m的黏土层。U1433站位距离西南次海盆残留扩张脊约50km, 水深~4380m, 基底以上覆盖了约800m的海相沉积物, 在795.5~857.5mbsf的基底共计采获了29.0m洋中脊玄武岩芯。玄武岩分别于U1431E孔和U1433B孔钻取, 主要由斜长石、橄榄石和少量单斜辉石组成, 碳酸盐岩脉广泛分布在玄武岩中。
Fig. 1 Map of Sites U1431 and U1433 in the South China Sea (IODP Exp. 349). Modified from Li et al (2015a)

图1 南海IODP 349航次U1431和U1433站位图(改编自Li et al, 2015a)

2 研究方法

2.1 岩脉空间分布统计

为了对碳酸盐岩的含量进行定量描述, 根据IODP航次的岩芯观察和349航次报告中的岩芯描述(Li et al, 2015a), 以及本研究薄片和拉曼光谱的分析鉴定结果, 本文对IODP 349航次船上高分辨率的岩芯扫描图像中碳酸盐岩脉的丰度进行了统计。前人多采用碳酸盐岩脉的条数或者长度来估算其丰度(Alt et al, 1996), 难以表征碳酸盐岩脉的体积量, 因此, 本文用岩芯剖面中的碳酸盐岩脉的面积占整个岩芯面积的百分比来估算岩脉的丰度, 以每节最长~1.5m进行统计, 误差为10%。

2.2 镜下薄片观察及激光拉曼光谱

共采集了24块含碳酸盐岩脉的玄武岩样品, 其中U1431E孔15块, U1433B孔9块。除U1431E的41R-7W样品含有3条碳酸盐岩脉以外, 其余每块样品只含有1条。根据手标本观察选取其中16块, 垂直于岩脉走向制备了岩石薄片。在中国科学院广州地球化学研究所利用Leica DM 2700P偏光显微镜进行镜下观察。
在中国科学院广州地球化学研究所矿物学与成矿学重点实验室, 使用Renishaw 2000显微激光拉曼光谱仪, 在常温常压条件下对16块光薄片中的碳酸盐矿物进行了激光拉曼光谱分析。532nm氩离子激光器作为激光光源, 激光发射功率为50~200mW, 扫描范围为100~2100cm-1, 光斑尺寸小于3μm。配置有红外增强CCD探测器并采用空气冷却, 光栅刻线密度为1800线·mm-1。拉曼光谱的扫描时间为10秒, 扫描次数为1次, 光谱的准确度为1cm-1。

3 结果

3.1 碳酸盐岩脉的空间分布

碳酸盐岩脉主要呈白色或灰白色, 当铁锰氢氧化物、绿鳞石等其他次生矿物混入时, 部分岩脉呈现局部黄色、红褐色或灰绿色。碳酸盐岩脉主要充填于裂隙或裂缝内 (图2), 在U1431E孔的玄武岩中几乎都有出现, 而U1433B孔中数量相对较少(图3)。
Fig. 2 Typical carbonate veins within basalt from Sites U1431 and U1433 in the South China Sea

图2 南海U1431和U1433站位典型的基底碳酸盐岩脉

Fig. 3 Abundance of carbonate veins vs. depth:
(a) Site U1431E and (b) Site U1433B

图3 碳酸盐岩脉的丰度随深度的变化
a. U1431E孔; b. U1433B孔

U1431E孔采集到从36R-5至50R-6共15段玄武岩岩芯, 钻入深度118.2m, 岩芯总长度为46.2m, 被分割为最长为1.5m的46节, 其中37节存在碳酸盐岩脉, 其丰度随深度的变化较大, 为0~2.2%(图3a)。浅部的基底以下0~20m内碳酸盐岩脉很少, 平均丰度仅~0。20m以下碳酸盐岩脉明显增多, 其中35~64m碳酸盐岩脉分布最丰富, 平均丰度达0.5%, 其中~36m处的41R-2节丰度最高, 达2.2%。这使得黏土层以上的碳酸盐岩脉平均丰度达0.3%。黏土层以下至U1431E孔的底端, 碳酸盐岩脉丰度显著减少, 平均丰度仅0.1%。总体而言, U1431E孔整个岩芯中碳酸盐岩脉的平均丰度为0.2%。
U1433B孔钻入基底以下62m, 采集到65R-1至75R-4共11段玄武岩岩芯, 总长度29.0m, 被分割为30节, 其中23节存在碳酸盐岩脉, 其丰度随深度变化也较大, 为0~0.9% (图3b), 明显比U1431E孔的低。整个岩芯中碳酸盐岩脉的平均丰度仅0.1%, 与U1431E孔黏土层以下的碳酸盐岩平均丰度相近。

3.2 碳酸盐岩脉的岩石学特征

在手标本观察的基础上选取16块碳酸盐岩脉样品制作成薄片, 其中10块薄片取自U1431E孔、6块薄片取自U1433B孔。通过显微镜下观察发现, 碳酸盐岩脉以碳酸盐矿物为主导, 岩脉内部还存在一些分散的铁锰氧化物(图4c、d)和少量皂石(图4b)、绿鳞石等其他次生矿物。部分碳酸盐岩脉还含有极少量的碎屑岩浆矿物, 如斜长石、橄榄石等(图4a)。碳酸盐矿物、铁锰氧化物、皂石和绿鳞石等属于典型的玄武岩低温蚀变矿物组合(Thompson, 1991; Schramm, 2004; Alt et al, 2003)。除碳酸盐岩以外的次生矿物主要以浸染状(图5c、d)、混杂的集合体状(图5a)、大致平行脉壁排列的细条带状(图4c、d)等出现在碳酸盐岩脉体内, 也有少量以皮壳状镶在脉体两壁(图4b)。U1431E-49R-2-W, 136-138中圆粒状的铁锰氢氧化物中还出现了同心圈层结构(图4c、d)。
Fig. 4 Other minerals besides carbonate minerals in carbonate veins.
(a) XPL (cross-polarized light), plagioclase in aragonite veins; (b) PPL (plane-polarized light), saponite in a crusty structure; (c) PPL, Fe/Mn- hydroxides symbiotic with carbonate minerals; (d) RL (reflected light), same as (c), showing concentric ring structure

图4 碳酸盐岩脉中的非碳酸盐矿物
a. 正交偏光, 文石脉中的斜长石; b. 单偏光, 皂石呈皮壳状结构; c. 单偏光, 与碳酸盐矿物共生的铁锰氧化物或氢氧化物; d. 同c, 反光, 出现同心圈层结构。矿物缩写: cc为方解石, clay为黏土, Fe/Mn-Ox=铁锰氧化物或氢氧化物

Fig. 5 Different shapes and the Raman spectra of carbonate minerals in carbonate veins at Site U1431

图5 U1431站位碳酸盐岩脉的不同集合体形状的碳酸盐矿物及对应的拉曼光谱

3.2.1 碳酸盐矿物特征——激光拉曼光谱
碳酸盐矿物主要以斑块状、粒状、块状、纤维状、放射状纤维等集合体形状存在。由于染色法操作繁琐和X射线衍射(X-ray diffraction, XRD)分析要求的样品量多, 本文采用激光拉曼光谱对16个薄片中的碳酸盐矿物进行了分析和鉴别(表1; 图5、6)。
Tab. 1 Raman shifts of carbonate minerals from the South China Sea

表1 南海碳酸盐岩脉的碳酸盐矿物拉曼位移

岩脉编号 深度/mbsf 基底深度/m 碳酸盐矿物结构 矿物相 晶格振动 内部振动
平动 摆动 面内弯曲振动 对称伸缩振动 反对称伸缩振动* 面外弯曲振动*
U1431E- 39R-1-W, 10-13 910.12 20.41 块状 文石 153 206 706 1086 1463 /
41R-2-W, 43-47 925.38 35.67 斑块状 方解石 155 283 713 1088 / /
粒状 方解石 154 282 713 1089 / /
41R-5-W, 21-23 928.67 38.96 纤维状/放射纤维状 文石 153 206 703 1085 1463 /
41R-5-W, 21-23 928.67 38.96 粒状 文石 153 206 704 1086 / /
41R-7-W, 65-71 931.84 42.13 纤维状 方解石 155 282 713 1087 / 1749
纤维状/放射纤维状 文石 154 206 706 1085 1463 /
块状 文石 153 207 706 1086 / /
42R-4-W, 31-35 937.66 47.95 块状 方解石 156 284 713 1088 / 1749
斑块状 方解石 153 282 712 1087 / 1749
43R-2-W, 74-77 944.66 54.94 块状 方解石 155 283 713 1087 / /
46R-3-W, 114-118 976.16 86.45 块状 方解石 154 283 713 1087 1438 /
47R-5-W, 5-9 987.22 97.51 块状/放射纤维状 文石 152 205 705 1084 1463 /
49R-2-W, 136-138 993.88 104.17 纤维状 方解石 155 282 713 1087 1438 1749
粒状 方解石 156 283 712 1088 / /
50R-3-W, 6-10 1003.80 114.09 纤维状 方解石 155 282 713 1087 1438 1749
U1433B- 66R-1-W, 63-65 805.84 10.34 块状 方解石 155 282 713 1087 / 1749
纤维状 文石 152 206 705 1084 / /
块状 文石 153 206 705 1084 / /
66R-4-W, 11-16 809.38 13.88 块状 文石 152 206 704 1084 1461 /
66R-4-W, 109-114 810.36 14.86 块状 方解石 155 281 712 1087 1437 1749
块状 文石 152 206 704 1084 1461 /
纤维状/放射纤维状 文石 152 205 704 1084 / /
68R-1-W, 86-90 820.58 25.08 块状 方解石 155 283 713 1087 / /
放射纤维状/块状 文石 152 206 705 1084 / /
75R-1-W, 120-122 854.91 59.41 块状 方解石 155 282 713 1087 / /
75R-3-W, 31-34 856.13 60.63 块状 方解石 155 282 713 1087 1437 1749

注: *谱峰强度非常弱, 不易被检测到; “/”表示未检测到。

表1为玄武岩中的碳酸盐矿物的特征拉曼谱峰, 这些特征拉曼谱峰可分为两类, 依强度减弱分别为: 1) ~1086、~282、~155、~713、~1436和~1749cm-1; 2) ~1085、~153、~206、~705、~1462和1574cm-1, 其中最后两个谱峰由于强度较弱, 部分样品中未检测出。这两种特征拉曼光谱分别为方解石和文石, 表明南海玄武岩内的碳酸盐岩脉仅存在方解石和文石这两种矿物相。
由于高于1100cm-1的拉曼谱峰强度较弱, 文中拉曼谱图(图5、6)仅保留100~1500cm-1的谱图并标示出碳酸盐矿物的特征谱峰。所有拉曼谱图均为原始数据, 未进行背景剔除等处理。显微镜下观察和拉曼光谱的共同分析结果显示, 方解石呈粒状、块状、纤维状和斑块状, 文石呈粒状、块状、纤维状和放射纤维状(图5、6)。由于两种矿物都可呈粒状、块状和纤维状, 因此, 仅通过显微镜观察根本无法对碳酸盐矿物相进行准确鉴别, 必须结合拉曼光谱等原位测试方法。
U1431E孔碳酸盐岩脉内的方解石以斑块状(图5b的A、B、C)、粒状(图5b的D)、块状(图5e)、纤维状(图5f)存在, 而文石则为粒状(图5a的A、B; 图5c的B)、块状(图5a的C、D、E)、纤维状(图5d的A、B)和放射状纤维(图5c的D, 图5d的D), 且每条脉的碳酸盐矿物单一。U1431的E-41R-7, 65-71存在3条平行发育的脉体, 其中2条脉由纤维状和放射状纤维的文石组成, 另1条为纤维状的方解石, 因此, 在基底42.10~42.16m层位存在方解石和文石两种碳酸盐矿物。而其他的层位仅有1条碳酸盐岩脉, 即其他层位均为单一碳酸盐矿物独立存在(图3, 表1)。脉体中方解石的形状单一, 仅U1431E-49R-2的方解石存在两种形状——纤维状和粒状。而文石则往往多种形状同时存在, 如U1431E41R-5, 21-23的文石存在3种形状——纤维状、放射纤维状和粒状(图5c)。方解石贯穿整个U1431E孔的碳酸盐岩脉内直至114.09 m, 而文石仅分布在97.51m以浅的层位内(图5a、c、d; 表1)。
U1433B孔碳酸盐岩脉内的方解石仅以块状(图6a的B、D; 6b的C、D)存在, 不具有U1431E孔中的斑块状、粒状和纤维状; 文石则以块状(图6a的A、C; 图6b的B、E)、纤维状(图6b的E)、放射纤维状(6b的A)存在。除了最底部的2个碳酸盐岩脉(75R-1W, 120-122、75R-5W, 31-34; 图7c)仅含单一碳酸盐矿物的方解石, 和较浅层~13.88m处为单一文石脉, 其余岩脉均存在多种碳酸盐矿物, 即方解石和文石同时存在。碳酸盐矿物在U1433B孔的深度分布与U1431E孔相似的是, 文石仅存在于25.08m以浅的层位, 而方解石贯穿于整个深度直至60.63m (图6; 表1)。
Fig. 6 Textures and the Raman spectra of calcite-aragonite co-precipitating veins at Site U143

图6 U1433站位方解石-文石共生脉及对应的拉曼光谱

Fig. 7 Typical structures of carbonate veins.
The red lines are the boundaries between veins and wall rocks, and the yellow lines are the internal boundaries of the zoned layers in the veins. Mineral abbreviations: cc = calcite, clay = clay minerals, Fe/Mn-Ox = iron/manganese oxides or hydroxides

图7 典型的碳酸盐岩脉结构
红色线条表示碳酸盐脉体与围岩的边界, 黄色线条表示脉体内部分层边界。矿物缩写: cc为方解石, clay为黏土, Fe/Mn-Ox为铁锰氧化物或氢氧化物

3.2.2 碳酸盐矿物的交切关系
U1431E孔碳酸盐岩脉内碳酸盐矿物颗粒之间相互独立, 不存在明显的交切关系。各个碳酸盐矿物以条带状充满整个脉(图7a); 或以近对称的条带状分布于脉的两侧(图7b)。
U1433B孔碳酸盐岩脉内碳酸盐矿物的交切关系可分为两类: 1) 由单一碳酸盐矿物组成的则以条带状(图7c)或者无定向地生长, 但矿物颗粒之间与U1431E孔内碳酸盐岩脉相似, 即相互独立, 不存在明显的交切关系; 2) 方解石和文石共生于同一脉体内, 通常纤维状文石生长于块状方解石颗粒之上(图7d), 表明纤维状文石沉淀晚于方解石。

4 讨论

扩张脊侧翼洋壳的温度明显低于扩张脊轴部, 同时玄武岩的可渗透性强, 加之海底扩张过程中形成了大量裂隙、断层、海底火山等, 海水往往在洋脊侧翼下渗到上洋壳。海水进入侧翼的玄武岩中发生低温热液循环(<150℃), 低温条件下的水-岩相互作用使玄武岩发生蚀变释放大量Ca2+等阳离子进入热液流体中, 同时流体碱度的增加促使了碳酸盐矿物的形成, 沉淀并充填于玄武岩的裂隙和气孔中(Coggon et al, 2004, 2010; Coogan et al, 2013)。南海的玄武岩内的碳酸盐矿物以方解石和文石为主导, 发育方解石脉、文石脉和方解石-文石共生脉三种类型的碳酸盐岩脉, 与前人在一些大洋中脊的研究相符(Alt et al, 1986; Coggon et al, 2004, 2010; Rausch et al, 2013)。
Ding 等(2017)对南海IODP 349航次所采集的另一套碳酸盐岩脉样品开展了地球化学研究, 包括O同位素组成和87Sr/86Sr的分析等。根据碳酸盐岩的δ18OVSMOW为+25.8‰~+31.8‰, 推算出其沉淀温度为12~40℃, 证实南海碳酸盐岩脉形成于低温环境。U1431E孔和U1433B孔的玄武岩的年龄分别为~16.0Ma 和~18.5Ma, 结合20Ma以来海水87Sr/86Sr标准曲线(McArthur et al, 2012), 碳酸盐岩脉的87Sr/86Sr为0.70763~0.70886, 表明碳酸盐岩中掺入了不定量玄武岩蚀变释放的非放射性的Sr, 揭示南海基底玄武岩的碳酸盐岩脉是由于洋壳的低温热液蚀变作用而形成的(Ding et al, 2017)。
此外, IODP 349航次上对玄武岩岩芯中的碳酸盐脉体产状进行了测量(Li et al, 2015a), 结果显示这些脉体为随机的空间分布, 不具有明显的优选方位, 说明碳酸盐脉体所充填的裂隙体系复杂, 除受构造活动的影响外, 明显还受岩石冷凝等其他因素的共同控制, 这也与Li 等(2016)的研究相符。

4.1 碳酸盐矿物集合体形状指示的形成环境

Given 等(1985)模拟实验研究表明, 碳酸钙饱和度低时易形成块状的方解石和文石, 而碳酸钙饱和度高时则易形成纤维状的方解石和文石。U1431和U1433站位的文石的集合体形状相似, 以块状、纤维状和放射状纤维为主, 表明这两个站位的文石生长环境相似——低温热液的碳酸钙饱和度是变化的。而方解石的形状却存在明显区别, U1433站位的方解石仅以块状出现, 而U1431站位的方解石以块状、粒状和纤维状存在, 其中多条脉体中的方解石呈现纤维状, 表明U1431站位热液的碳酸钙饱和度高, 即低温热液作用强, 热液活动活跃。而U1433站位不存在纤维状方解石, 说明该站位玄武岩内的热液活动相对较弱。这可能也是U1433站位碳酸盐岩脉的丰度较低的原因(图3)。

4.2 碳酸盐矿物分布指示的形成环境

方解石和文石为同质异形体, 但二者的形成环境存在差异。溶液的Mg/Ca和碳酸盐饱和度对沉淀矿物存在明显控制作用(De Choudens-Sanchez et al, 2009)。当溶液Mg/Ca<1时, 方解石沉淀所需的碳酸钙饱和度明显低于文石, 即温压条件相同时方解石更易沉淀(Fernández-Díaz et al, 1996)。当Mg/Ca= 1~2时, 在碳酸钙饱和度较高时形成方解石, 碳酸钙饱和度低时形成文石, 因此易出现方解石和文石的共生, 一般可呈现文石生长于方解石晶体之上或者四周的现象(De Choudens-Sanchez et al, 2009)。当Mg/Ca>2时, 由于Mg2+抑制了方解石晶核的形成使方解石结晶速率降低, 因此文石更易沉淀(De Choudens-Sanchez et al, 2009)。
玄武岩的低温蚀变除了向低温热液流体释放大量的Ca2+, 同时还会从低温热液中摄取大量的Mg2+以形成蒙脱石、皂石等次生矿物, 因此低温热液演化过程中会使溶液Mg/Ca发生改变。由于玄武岩的温度随深度增加而增加, 低温热液的蚀变作用也随温度升高而增强, 因此深部热液的Mg/Ca很可能偏低。这一点与碳酸盐矿物的分布相符, U1431和U1433站位的底部均仅存在单一的方解石脉, 可见底部热液流体的Mg/Ca很可能<1。
U1431E孔基底104m以浅, 文石脉和方解石脉反复交替出现, 且在浅部~42.1m深度同时出现了平行的方解石脉和文石脉, 说明热液的来源存在差异, 即可能存在多次或多阶段不同的热液注入。在U1431站位~17km处的海底火山在8—13Ma间发生过多次火山喷发(Yan et al, 2014), 该火山厚~300m火山碎屑冲积裙覆盖于该站位的玄武岩之上。如图8所示, 由于U1431站位基底之上覆盖着巨厚的渗透性较弱的海相沉积物影响了流体向下渗漏(Spinelli et al, 2004b), 流体更容易在火山碎屑岩或玄武岩层中发生侧向流动, 因此U1431站位附近的海底火山很可能成为海水向下渗漏的补给点并为U1431站位提供了充足的侧向流体补给(Fisher et al, 2003; Ding et al, 2017)。U1431站位的热流值仅~17.2mW·m-2, 远低于东部次海盆的平均热流值~100mW·m-2 (Li et al, 2015a), 表明该海底火山为海水下渗区(Ding et al, 2017)。同时U1431站位底部沉积物孔隙水$\text{SO}_{4}^{2-}$的升高也显示了深部存在流体的侧向流动(Li et al, 2015a; Ding et al, 2017)。U1431站位新组分流体的注入, 既促使了该处文石脉和方解石脉的交替出现, 也促使更多碳酸盐岩脉的形成, 使U1431站位碳酸盐岩脉的丰度明显高于U1433站位(图3)。
Fig. 8 Schematic illustration of the ridge-flank hydrothermal flow and circulation at Site U1431 close to the fossil ridge of the South China Sea.
This figure is revised from Figure 4 in Ding et al (2017), and the interpreted seismic profile and heat flow values are from Li et al (2015a)

图8 南海残留扩张脊侧翼U1431站位热液流体循环示意图
修改自Ding等(2017), 地震剖面解释和地热数据来自Li 等(2015a)

方解石拉曼光谱中最强谱峰[$\text{CO}_{3}^{2-}$]基团对称伸缩振动的拉曼谱峰受方解石内Mg、Fe、Mn等摄入的影响可能向高频偏移(杜广鹏 等, 2010)。U1431站位黏土层以上的方解石对称伸缩振动的拉曼位移在1087~1089cm-1变化(表1), 说明方解石摄入了不等量的Mg、Fe、Mn等, 也证实了热液组成在不断地变化, 可能存在不同来源的热液。而U1433站位不同深度方解石的对称伸缩振动谱峰均位于~1087cm-1(表1), 也表明热液的化学组成相近, 指示热液的来源单一。
此外, U1431站位黏土层的存在对热液活动及碳酸盐岩脉的分布存在影响, 如图3所示, 黏土层以上的碳酸盐岩脉丰度明显高于黏土层以下, 可能是由于黏土的渗透性较弱(Spinelli et al, 2004b), 新的热液流体难以渗漏到黏土层以下的玄武岩造成。
与U1431站位相比, U1433站位整体的围岩蚀变程度低(Li et al, 2015a), 因此, 低温热液活动的程度也较弱。U1433站位玄武岩之上同样覆盖着巨厚的沉积层, 却远离热液补给点或者喷溢点(如火山、断层等), 因此, 碳酸盐岩脉的丰度相对较低(图3)。U1433B孔基底26m之上主要以方解石-文石共生脉为主, 仅存在一条独立的文石脉。如前所述, 浅层低温热液的温度相对较低, 使Mg/Ca相对偏高, 因此, 当碳酸盐饱和度变化时, 方解石和文石均有可能沉淀。例如, 若碳酸钙饱和度高时, 方解石沉淀, 随着方解石逐渐生长, 消耗热液中Ca2+, 使热液Mg/Ca增加和碳酸钙饱和度逐渐降低, 进而抑制了方解石的生长, 有利于文石沉淀。U1433站位浅部文石的存在且文石末端生长于块状方解石颗粒之上(图6a), 也可证实文石后于方解石形成。可见U1433站位的热液活动较弱, 且热液活动的期次数远少于U1431站位。这也与4.1节中关于碳酸盐矿物集合体形状的推论一致。
综上所述, 碳酸盐岩脉的矿物集合体形状、矿物组合和空间分布的差异是由于不同的区域地质环境引起的。

5 结论

本文首次成功地利用激光拉曼光谱分析测定结合薄片镜下观察, 准确鉴别出南海U1431和U1433站位的基底碳酸盐岩脉仅存在方解石和文石两种碳酸盐矿物, 为典型的洋壳低温热液蚀变次生矿物。并识别了不同碳酸盐矿物集合体的形状。两个站位碳酸盐岩脉的方解石集合体形状不同, U1431站位以斑块状、块状、粒状和纤维状出现, 而U1433的仅以块状出现, 揭示U1431站位的热液活动活跃, 而U1433站位的热液活动较弱。U1431站位碳酸盐岩脉的丰度明显高于U1433, 也表明U1431站位热液活动比U1433站位活跃。对于碳酸盐岩脉的矿物组合, U1431站位为独立的方解石脉和文石脉交替出现, 而无U1433站位的方解石-文石共生脉, 也显示U1431站位热液更加活跃。同时U1431站位~42.1m处出现了平行的方解石脉和文石脉, 揭示了U1431可能存在多种来源的热液, 即可能存在多次或多阶段不同的热液注入。U1431和U1433站位洋壳内热液活动强度的不同是由于区域地质环境的差异而引起的, U1431附近的巨大海山为其提供了热液补给, 而U1433远离热液的补给/渗漏点。

The authors have declared that no competing interests exist.

References

Publishing order | Descend order by publishing year | Descend order by cited within
[1]
杜广鹏, 范建良, 2010. 方解石族矿物的拉曼光谱特征[J]. 矿物岩石, 30(4): 32-35.

DU GUANGPENG, FAN JIANLIANG, 2010. Characteristics of Raman spectral of calcite group minerals[J]. Journal of Mineralogy and Petrology, 30(4): 32-35 (in Chinese with English abstract).

[2]
ALT J C, HONNOREZ J, LAVERNE C, et al, 1986. Hydrothermal alteration of a 1 km section through the upper oceanic crust, Deep Sea Drilling Project Hole 504B: mineralogy, chemistry and evolution of seawater‐basalt interactions[J]. Journal of Geophysical Research, 91(B10): 10309-10335.

[3]
ALT J C, TEAGLE D A H.2003. Hydrothermal alteration of upper oceanic crust formed at a fast-spreading ridge: mineral, chemical, and isotopic evidence from ODP Site 801[J]. Chemical Geology, 201(3-4): 191-211.

[4]
ALT J C, TEAGLE D A H, LAVERNE C, et al, 1996. Ridge-flank alteration of upper ocean crust in the eastern Pacific: Synthesis of results for volcanic rocks of Holes 504B and 896A[G/OL]//ALT J C, KINOSHITA H, STOKKING L B, et al. Proceedings of the ocean drilling program, scientific results. College Station, TX (Ocean Drilling Program): 435-450. [2018-01-09].

[5]
BARCKHAUSEN U, ENGELS M, FRANKE D, et al, 2014. Evolution of the South China Sea: revised ages for breakup and seafloor spreading[J]. Marine and Petroleum Geology, 58: 599-611.

[6]
BRIAIS A, PATRIAT P, TAPPONNIER P, 1993. Updated interpretation of magnetic anomalies and seafloor spreading stages in the South China Sea: implications for the Tertiary tectonics of Southeast Asia[J]. Journal of Geophysical Research, 98(B4): 6299-6328.

[7]
COGGON R M, TEAGLE D A H, COOPER M J, et al, 2004. Linking basement carbonate vein compositions to porewater geochemistry across the eastern flank of the Juan de Fuca Ridge, ODP Leg 168[J]. Earth and Planetary Science Letters, 219(1-2): 111-128.

[8]
COGGON R M, TEAGLE D A H, SMITH-DUQUE C E, et al, 2010. Reconstructing past seawater Mg/Ca and Sr/Ca from mid-ocean ridge flank calcium carbonate veins[J]. Science, 327(5969): 1114-1117.

[9]
COOGAN L A, GILLIS K M, 2013. Evidence that low-temperature oceanic hydrothermal systems play an important role in the silicate-carbonate weathering cycle and long-term climate regulation[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 14(6): 1771-1786.

[10]
DE CHOUDENS-SANCHEZ V, GONZALEZ L A, 2009. Calcite and aragonite precipitation under controlled instantaneous supersaturation: elucidating the role of CaCO3 saturation state and Mg/Ca ratio on calcium carbonate polymorphism[J]. Journal of Sedimentary Research, 79(6): 363-376.

[11]
DING WEIWEI, CHEN YIFENG, SUN ZHEN, et al, 2017. Chemical compositions and precipitation timing of basement calcium carbonate veins from the South China Sea[J]. Marine Geology, 392: 170-178.

[12]
EDWARDS H G M, VILLAR S E J, JEHLICKA J, et al, 2005. FT-Raman spectroscopic study of calcium-rich and magnesium-rich carbonate minerals[J]. Spectrochimica Acta Part A: Molecular and Biomolecular Spectroscopy, 61(10): 2273-2280.

[13]
ELDERFIELD H, WHEAT C G, MOTTL M J, et al, 1999. Fluid and geochemical transport through oceanic crust: a transect across the eastern flank of the Juan de Fuca Ridge[J]. Earth and Planetary Science Letters, 172(1-2): 151-165.

[14]
FERNÁNDEZ-DÍAZ L, PUTNIS A, PRIETO M, et al, 1996. The role of magnesium in the crystallization of calcite and aragonite in a porous medium[J]. Journal of Sedimentary Research, Section A: Sedimentary Petrology and Processes, 66(3): 482-491.

[15]
FISHER A T, DAVIS E E, HUTNAK M, et al, 2003. Hydrothermal recharge and discharge across 50 km guided by seamounts on a young ridge flank[J]. Nature, 421(6923): 618-621.

[16]
GIVEN R K, WILKINSON B H, 1985. Kinetic control of morphology, composition, and mineralogy of abiotic sedimentary carbonates[J]. Journal of Sedimentary Research, 55(1): 109-119.

[17]
HERMAN R G, BOGDAN C E, SOMMER A J, et al, 1987. Discrimination among carbonate minerals by Raman spectroscopy using the laser microprobe[J]. Applied Spectroscopy, 41(3): 437-440.

[18]
LI C F, LIN J, KULHANEK K, et al, 2015a. Proceedings of the international ocean discovery program, 349: South China Sea tectonics: college station, TX (international ocean discovery program) [G/OL].[2018-01-09].

[19]
LI CHUNFENG, LI JIABIAO, DING WEIWEI, et al, 2015b. Seismic stratigraphy of the central South China Sea basin and implications for neotectonics[J]. Journal of Geophysical Research, 120(3): 1377-1399.

[20]
LI CHUNFENG, SONG TAORAN, 2012. Magnetic recording of the Cenozoic oceanic crustal accretion and evolution of the South China Sea basin[J]. Chinese Science Bulletin, 57(24): 3165-3181.

[21]
LI CHUNFENG, XU XING, LIN JIAN, et al, 2014b. Ages and magnetic structures of the South China Sea constrained by deep tow magnetic surveys and IODP Expedition 349[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 15(12): 4958-4983.

[22]
LI SANZHONG, GELDMACHER J, HAUFF F, et al, 2014a. Composition and timing of carbonate vein precipitation within the igneous basement of the Early Cretaceous Shatsky Rise, NW Pacific[J]. Marine Geology, 357: 321-333.

[23]
LI SANZHONG, SUO YANHUI, YU SHAN, et al, 2016. Orientation of joints and arrangement of solid inclusions in fibrous veins in the Shatsky Rise, NW Pacific: implications for crack‐seal mechanisms and stress fields[J]. Geological Journal, 51(S1): 562-578.

[24]
MCARTHUR J M, HOWARTH R J, SHIELDS G A, 2012. Strontium isotope stratigraphy[M]//GRADSTEIN F M, OGG J G, OGG G M. The geologic time scale. Amsterdam: Elsevier: 127-144.

[25]
MORSE J W, ARVIDSON R S, LÜTTGE A, 2007. Calcium carbonate formation and dissolution[J]. Chemical Reviews, 107(2): 342-381.

[26]
RAUSCH S, BÖHM F, BACH W, et al, 2013. Calcium carbonate veins in ocean crust record a threefold increase of seawater Mg/Ca in the past 30 million years[J]. Earth and Planetary Science Letters, 362: 215-224.

[27]
SCHRAMM B, 2004. Color atlas of low-temperature alteration features in basalts from the Southern East Pacific Rise[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 5(6): Q06006.

[28]
SPINELLI G A, FISHER A T, 2004a. Hydrothermal circulation within topographically rough basaltic basement on the Juan de Fuca Ridge flank[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 5(2): Q02001.

[29]
SPINELLI G A, GIAMBALVO E R, FISHER A T, 2004b. Sediment permeability, distribution, and influence on fluxes in oceanic basement[M]//DAVIS E E, ELDERFIELD H. Hydrogeology of the oceanic lithosphere. Cambridge: Cambridge University Press: 151-188.

[30]
TAYLOR B, HAYES D E, 1983. Origin and history of the South China Sea Basin[M]//HAYES D E. The tectonic and geologic evolution of southeast Asian seas and islands: Part 2, volume 27. Washington, DC: American Geophysical Union: 23-56.

[31]
THOMPSON G, 1991. Metamorphic and hydrothermal processes: basalt—seawater interactions[M]//FLOYD P A. Oceanic basalts. Dordrecht: Springer: 148-173.

[32]
WHEAT C G, ELDERFIELD H, MOTTL M J, et al, 2000. Chemical composition of basement fluids within an oceanic ridge flank: Implications for along-strike and across-strike hydrothermal circulation[J]. Journal of Geophysical Research, 105(B6): 13437-13447.

[33]
WHITE S N, 2009. Laser Raman spectroscopy as a technique for identification of seafloor hydrothermal and cold seep minerals[J]. Chemical Geology, 259(3-4): 240-252.

[34]
YAN QUANSHU, SHI XUEFA, CASTILLO P R, 2014. The late Mesozoic-Cenozoic tectonic evolution of the South China Sea: a petrologic perspective[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 85: 178-201.

[35]
YATABE A, VANKO D A, GHAZI A M, 2000. Petrography and chemical compositions of secondary calcite and aragonite in Juan de Fuca Ridge basalts altered at low temperature [G/OL]//FISHER A, DAVIS E E, ESCUTIA C. Proceedings of the ocean drilling program, scientific results, College station, TX (ocean drilling program): 137-148. [2018-01-09].

[36]
ZHANG GUOLIANG, CHEN LIHUI, JACKSON M G, et al, 2017. Evolution of carbonated melt to alkali basalt in the South China Sea[J]. Nature Geoscience, 10(3): 229-235.

Options
Outlines

/

〈 〉