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.docx
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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,PilkeyandMelson,1965;Gorbunova,1966;GoldbergandGriffin,1970;BöstromandFisher,1971;Kolla,HendersonandBiscaye,1976;Kolla,BeandBiscaye,1976;Kolla,RayandKostecki,1981;Kolla,Kostecki,Robinson,BiscayeandRay,1981;Shankar,SubbaraoandKolla,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;GoldbergandGriffin,1970;Kolla,HendersonandBiscaye,1978;省略)和铁锰结核(CronanandTooms,1967and1969)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;GoldbergandGriffin,1970;Kolla,HendersonandBiscaye,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”carbonatebombe”方法(MüllerandGastner,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SiO2(9.89-51.10%)、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(CronanandMoorby,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,MilnesandVeeh,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。
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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(BurnsandBurns,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。
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