南大西洋15°S热液区玄武岩中熔融包裹体组成及意义

唐　鑫, 杨耀民, 王国芝, 张海桃, 范　蕾, 许　鹏, 朱志伟

(1.国家深海基地管理中心，山东 青岛 266237； 2.成都理工大学 地球科学学院，成都 610059；3.国家海洋局 第一海洋研究所，山东 青岛 266061)

南大西洋15°S热液区玄武岩中熔融包裹体组成及意义

唐鑫1,2, 杨耀民1, 王国芝2, 张海桃3, 范蕾2, 许鹏2, 朱志伟3

(1.国家深海基地管理中心，山东 青岛 266237； 2.成都理工大学 地球科学学院，成都 610059；3.国家海洋局 第一海洋研究所，山东 青岛 266061)

[摘要]熔融包裹体中的硅酸盐子矿物、金属相和流体相可以动态地反映岩浆演化过程中岩浆的成分变化和金属成矿物质从熔浆中出熔分离的过程。本文选取南大西洋中脊15°S(SMAR15°S)热液区玄武岩斜长石熔融包裹体作为研究对象，通过扫描电镜能谱分析和激光拉曼分析，揭示熔融包裹体中熔体相的成分和金属矿物的种类，探讨岩浆作用对成矿的贡献。研究表明，斜长石熔融包裹体中存在黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿和铬铁矿等金属子矿物，它们随脱气作用从岩浆中分离并进入岩浆流体相中冷凝结晶。熔融包裹体中金属子矿物与母岩无明显蚀变，共同指示岩浆流体对SMAR15°S热液区块状硫化物的形成可能具有一定贡献。SMAR15°S热液区热液硫化物可能存在岩浆来源。

[关键词]南大西洋中脊；SMAR15°S热液区；玄武岩；熔融包裹体

熔融包裹体是在高温、高压的岩浆房中随着主矿物的冷却结晶而捕获于其中的天然岩浆样品，它既能淬火凝结成玻璃，又能结晶析出硅酸盐子矿物、金属相和流体相，因此它的组成特征能记录岩浆在喷发前的一系列演化活动[1]。在现代大洋中脊热液区，发现其中一些岩石含金属相的熔融包裹体，通过研究发现这些金属成分包含了热液区块状硫化物成矿金属的一种或几种，表明岩浆流体中的金属成分可能参与了热液区块状硫化物的形成[2-4]。

SMAR15°S热液区是近年来新发现的洋中脊热液区，区内发现的块状硫化物主要为黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、纤锌矿、白铁矿和等轴古巴矿等[5]。在热液区玄武岩中的斜长石、辉石斑晶中均发现有熔融包裹体，以斜长石斑晶中的熔融包裹体最为发育。本文以熔融包裹体岩相学研究为基础，结合扫描电镜和激光拉曼光谱分析，确定熔融包裹体中金属矿物的种类，探讨金属矿物的可能形成过程及其对成矿的影响。

1 地质背景

在全球已发现的200多个大洋中脊热液硫化物矿点中，位于南大西洋中脊的数量极为有限[5]。2011年，中国大洋第22航次在南大西洋中脊开展了广泛的热液活动调查，发现多处热液活动及多金属硫化物矿点，SMAR15°S热液区即为其一。该热液区位于大西洋中脊15°S中央裂谷中的新火山脊上(图1)，火山脊沿北偏西方向展布，且在15.17°S附近被一个次级火山带切割错断。该区域整体地形起伏很大，水深2～3 km。陡坎、海底悬崖多见，且陡坎角度近乎垂直，峰谷落差可达数百米。海底枕状玄武岩非常发育，局部可见薄层沉积物分布。在新火山脊间断处，角砾状碎石大量堆积。区内产出大量数米至数十米的活动硫化物烟囱体。

图1　SMAR15°S热液区多波速地形图Fig.1　The multi-beam topographic map of SMAR15°S hydrothermal field(红五角星为矿点位置)

2实验方法与结果

2.1实验方法

实验样品来自“大洋一号”科学考察船在执行中国大洋第22 航次科考任务时，借助电视抓斗采自南大西洋中脊15.0°S附近火山型高地表面的数个站位的暴露岩石样品。样品为深灰色玄武岩，具斑状结构、气孔状构造。斑晶以斜长石为主，可见少量辉石(图2-A)。先将样品磨制成光薄片和包裹体片进行熔融包裹体岩相学观察，然后选取熔融包裹体进行激光拉曼光谱分析。在前述研究的基础上，进一步采用扫描电镜-能谱对熔融包裹体中的金属矿物进行确定。

激光拉曼光谱分析在中国地质调查局成都地质调查中心(成都地质矿产研究所)激光拉曼实验室完成，使用仪器为英国Renishaw公司生产的Renishaw invia型激光拉曼光谱仪，激光功率40 mW，光谱分辨率为0.8 cm-1。

扫描电镜-能谱分析在成都理工大学地球科学学院扫描电镜实验室完成，使用仪器为FEI公司SEM Nava 450扫描电镜，电镜分辨率1 nm，加速电压30 kV，发射电流200 nA。

2.2实验结果

2.2.1熔融包裹体岩相学特征

斜长石和辉石斑晶中均发育熔融包裹体，以斜长石斑晶中熔融包裹体最发育。2种矿物中的熔融包裹体的岩相学特征均相似，本文仅选择其中的斜长石中的熔融包裹体进行说明。斜长石斑晶中的熔融包裹体多呈圆形、椭圆形，少量长条形、方形、不规则状，大小在3～100 μm，主要集中在20～40 μm(图2-C、D)。包裹体颜色呈黄褐色，主要为玻璃质。包裹体成群分布或单个分布，常分布于斜长石的中心，边缘缺少熔融包裹体，构成明显的成分环带(图2-B)。包裹体中气泡清晰且广泛发育(图2-C、D)，单个包裹体中常见1个气泡，部分气泡发生变形。在有的熔融包裹体中，除圆形气泡外，还可见细小针状或其他不规则状深灰色不透明金属子矿物(图2-D、E、F)。与之相似的斜长石熔融包裹体在南大西洋19°S热液区(SMAR19°S)也有出现。通过电子探针分析，SMAR19°S斜长石熔融包裹体熔体部分主元素平均含量(质量分数)：SiO2为49.45%，TiO2为1.5%，Al2O3为6.61%，FeO为14.71%，MnO为0.27%，MgO为14.27%，CaO为11.33%，Na2O为0.61%，K2O为0.13%，Cr2O3为0.13%，NiO为0.01%。而寄主矿物斜长石主元素平均质量分数：SiO2为47.47%，TiO2为0.03%，Al2O3为33.23%，FeO为0.38%，MnO为0.01%，MgO为0.26%，CaO为7.78%，Na2O为1.81%，K2O为0.02%[6]。可以看出包裹体熔体部分呈基性，与MORB岩浆平均成分Al2O3(15%)、CaO(13%)[7]相比，Al2O3、CaO的含量较低；而寄主矿物斜长石的Al2O3、CaO含量比MORB岩浆相应成分要高。这说明熔融包裹体熔体组分被捕获后可能受到了寄主斜长石结晶作用的影响，随着斜长石不断地结晶，包裹体中Al2O3、CaO不断地向斜长石迁移，而导致其值低于MORB岩浆平均值[6]。因此，熔融包裹体的捕获时间要早于斜长石斑晶的形成，其成分能代表斜长石结晶时的原始岩浆成分。由于SMAR15°S斜长石熔融包裹体岩相学与SMAR19°S相似，并且2个地区玄武岩形成的地质、地球化学特征和地质背景相似，故SMAR15°S斜长石熔融包裹体熔体成分以及成分的演化特征可能与SMAR19°S相近。

图2　SMAR15°S热液区玄武岩样品与斜长石斑晶中熔融包裹体岩相学特征Fig.2　The sample of basalt and petrographical characteristics of melt inclusions in the plagioclases from the SMAR15°S hydrothermal field(A)气孔状玄武岩，样品新鲜，未见明显蚀变，可见斜长石斑晶，基质为隐晶质，气孔构造发育； (B)斑状玄武岩中的斜长石斑晶及熔融包裹体，熔融包裹体在斜长石中呈环带分布，基质为长石微晶和玻璃质； (C)斜长石斑晶中的熔融包裹体，呈黄褐色，多呈圆形、椭圆形，圆形气孔广泛发育； (D)斜长石斑晶熔融包裹体中可见细小针状或其他不规则状深灰色不透明金属矿物； (E)图左的包裹体熔体浅褐色，气泡清晰，圆形，中心透光，暗色边界宽，图右包裹体熔体颜色较深，有不规则形态的暗色矿物，气泡不清晰； (F)包裹体中可见近三角状的暗色矿物，透射光下无光性，气泡不清晰

2.2.2激光拉曼光谱分析

利用激光拉曼光谱对熔融包裹体中的气相和金属子矿物进行分析，结果表明：(1)包裹体气泡中的气相物质经分析未能测定成分，表明气相成分含量很低，低于检测限。(2)部分金属子矿物拉曼特征峰为665 cm-1(图3)，推测为磁铁矿(磁铁矿拉曼特征峰为668 cm-1[8])，其余金属子矿物由于太小激光拉曼光谱未能确定。同时测出寄主矿物斜长石拉曼特征峰为290 cm-1、505 cm-1[9](图3)。

图3　铁氧子矿物激光拉曼光谱图Fig.3　The laser Raman spectrograms of the daughter minerals of iron oxide

2.2.3扫描电镜-能谱分析

选取熔融包裹体较发育的玄武岩光薄片一片，在电镜下仔细寻找暴露于样品表面并已被磨穿的熔融包裹体进行分析测试(由于大洋样品稀少，还有后续试验，所以并未做破碎处理)。通过扫描电镜观察发现15个包裹体中存在金属子矿物。含子矿物的包裹体大小在2.5～75.5 μm，集中在2.5～12 μm；金属子矿物大小在0.4～8.3 μm，集中在0.4～2.5 μm(表1)。子矿物多为粒状、浑圆状、近圆形、半自形和不规则状(图4)。金属子矿物与Yang(1996) 在安山岩熔融包裹体中发现的硫化物与氯化物形态不同(Yang所发现的金属矿物形态主要呈不规则状和无定形状，且矿物上的“液滴状”物质在本次研究中也未发现)[4]。但部分子矿物与Moore(1971)在玄武岩气孔中发现的等间距排布的金属硫化物小球在形态上有一定相似性，都是近球形或圆形[10]。本文用子矿物的(长轴×短轴)与熔融包裹体的(长轴×短轴)的比值近似代替子矿物与熔融包裹体面积比，面积比为0.23%～21.77%，平均为7.19%(表1)。

表1　包裹体、子矿物大小以及子矿物与包裹体近似面积比

样品T040点位为同一包裹体中2个金属子矿物的测点；T002点位为同一包裹体4个金属子矿物的测点。

能谱仪对15个包裹体中19个金属子矿物进行测试，测试结果见表2和图4。由于所测试子矿物较小 (多为0.4～2.5 μm )，用于能谱分析的电子束斑可辐射半径约为 1 μm，所以测试结果通常会受到包裹体中的熔体、相邻子矿物甚至寄主矿物的干扰。因此，在利用原子百分比分析矿物种类时应首先排除这些物质带来的干扰(主要体现在O、Si、Al 等元素上)。通过原子百分含量计算可知T003与T047子矿物为硫化物，可能分别为黄铜矿和黄铁矿。T040(点位2)、T001、T002(4个点位)、T004、T005元素主要为Fe、O，再结合激光拉曼分析结果可以确定为磁铁矿。T006主要元素为Fe、Cr、O，其中Fe∶Cr接近1∶2，可能为铬铁矿。剩余的T032、T049、T050、T040(点位1)、T045、T046、T048、T053金属子矿物都含有很高的S，但同时含有较高的O，其中的O可能来自周围熔体或矿物，原因是：(1)这些矿物都很小(多数<1 μm，表1)，很容易受相邻物质到干扰。(2)T032、T049、T050子矿物大小依次减小(表1)，O含量却依次增高(表2)，这就表明由于能谱电子束斑可辐射半径约为 1 μm，当矿物越小时，测得周围矿物成分越多，于是结果中O含量就越高。这样的规律在T045、T046、T048、T053中也可以看到(表1、表2)，大小依次减小，O含量依次增加(其中T046不太符合这个规律，可能是测试时测点偏离子矿物中心较大以致其矿物颗粒虽大却含有很高的O，同时含很高的Si(10.17%))。(3)T040(点位1)O含量最高，一是因为颗粒很小，二是因为它与T040(点位2)磁铁矿很近(图4-B)，受到熔体和磁铁矿双重影响。综上所述，O可能来自周围物质应予排除。排除O后再通过计算得知T032、T050可能为黄铜矿；T049、T045、T046、T048、T053、T040(点位1)可能为黄铁矿。其中T049含有6.08%的Cu，相对于Fe(24.96%)较少，不太可能是黄铜矿，所以推测为黄铁矿；而含Cu较高可能是由于黄铁矿中存在含铜矿物(如黄铜矿)的包裹体或微颗粒[11]。综上， 19个金属子矿物主要为硫化物和氧化物，分别为磁铁矿(8个)、黄铁矿(7个)、黄铜矿(3个)和铬铁矿(1个)。

图4　子矿物扫描电镜图与能谱图Fig.4　The SEM images and energy spectrometer of daughter minerals(A)样品T003，能谱分析为黄铜矿，大小为1.3 μm×0.8 μm，形态不规则，亮度高； (B)T040，点位1：能谱分析可能为黄铜矿，0.8 μm×0.6 μm，粒状，近圆形，亮度低；点位2：能谱分析为磁铁矿，2.5 μm×2.2 μm，粒状，边缘凹凸不平整，亮度低； (C)T032，能谱分析可能为黄铜矿， 1.1 μm×0.5 μm，近椭圆状，边缘圆滑，亮度高； (D)T050，能谱分析可能为黄铜矿，0.6 μm×0.4 μm，形状近方形，较自形，边缘较平整，亮度低； (E)T047，能谱分析为黄铁矿，8.3 μm×7.5 μm，圆形，边缘凹凸呈港湾状，亮度低； (F)T045，能谱分析可能为黄铁矿，1.4 μm×1.1 μm，浑圆状，亮度低； (G)T006，能谱分析为铬铁矿，0.9 μm×0.8 μm，半自形粒状，亮度高

表2　熔融包裹体金属子矿物能谱分析表

3讨 论

3.1热液区岩浆的脱气作用

岩浆脱气作用是指在地下深处高温高压条件下，岩浆处于相对均匀的熔融状态，挥发性气体组分基本上溶解于岩浆中；随着温度、压力条件的改变，硅酸盐熔体逐渐分异演化以及冷却、凝固，挥发性组分的溶解度减小并从硅酸盐熔体中分离及逸出[12]。SMAR15°S热液区玄武岩发育大量气孔(图2-A)，表明岩浆在演化过程中有挥发组分出溶，发生脱气作用[13]。岩石中气孔大小不一，范围在0.2～1.8 mm之间(表3，在样品切割面随机选择了一个区域共109个气孔进行统计)，且整体呈离散分布。本文将气孔大小(d/mm)分为3个区间:0.2≤d≤0.6、 0.6

表3　岩石气孔直径(d)、体积(V)和体积比

V小：0.2≤d≤0.6的小型气孔体积之和；V中：0.6

图5　岩石气孔数量统计直方图Fig.5　Histogram of the amount of rock vesicles

由于气孔大小并不连续均一，表明其形成于不同的脱气作用阶段[14]。大型气孔可能形成于喷发前脱气作用阶段(岩浆房中)，中型气孔可能形成于混合喷发脱气作用阶段(岩浆上升过程)，小型气孔可能形成于喷发后脱气作用阶段(岩浆喷发后)[15,16]。通过直方图统计分析可以看到(图5)，大型气孔数量占6.42%，中型气孔占25.69%，而小型气泡所占比例高达67.89%。小型气泡虽然在数量上占绝大部分，但总的体积却很小(若将气孔近似看成球体，小型气孔总体积与大、中型气孔总体积之和的比值为11.32%，表3)，表明该阶段挥发组分出溶的量较少。而喷发前和混合喷发所形成的气孔数量少但体积大，挥发组分大量出溶主要集中在这2个阶段[13,15]。

在斜长石、辉石斑晶内的熔融包裹体中广泛发育着“气泡”(图2-C、D)，这些“气泡”可能是由挥发组分随着脱气作用从岩浆中出溶起泡而形成[14]。通过激光拉曼光谱分析熔融包裹体气泡中气相成分，未能检测出气体成分，因而其含量非常低(低于检测限)。熔融包裹体“气泡”中气相成分含量如此低不仅发生在SMAR15°S热液区，在SMAR19°S热液区玄武岩斜长石熔融包裹体“气泡”中也未能检测出气体成分[6]。但通过对SMAR19°S热液区斜长石熔融包裹体高温熔融均一并随后进行淬火实验，可见包裹体中有气相出溶形成气泡，最终形成的包裹体以气相+玻璃质+矿物相组合为主，少量气相+玻璃质[6]。这个实验过程证实这些“气泡”应该是由脱气作用形成的，并非包裹体中岩浆冷凝收缩产生的“空泡”。但是在太平洋中脊热液区发现的岩浆岩斑晶熔融包裹体“气泡”中气相物质却含量较高，其成分以CO2为主[4]。这样的差异是否与大西洋中脊和太平洋中脊的扩张速率以及岩浆活动强度等因素有关，还需进一步研究。

3.2成矿金属的迁移

前人在研究金属成分如何从岩浆中迁移出来时有一些相似的发现，比如在流纹质熔岩中的石英熔融包裹体内发现有富铜挥发组分[2,3]，安山岩中的辉石熔融包裹体气泡中发现有Cu、Zn、Fe、Ni、Na的硫化物和氯化物[4]，花岗岩侵入体锡石脉中石英流体包裹体发现有富铜挥发相[17]以及在陆地火山喷发中也有发现挥发组分中混着金属物质[18]。这一系列富金属挥发组分的发现都证明了金属成分会随着岩浆中高温流体的出溶而迁移，并富集在气相成分中。

SMAR15°S热液区斜长石、辉石熔融包裹体中广泛存在气泡，斜长石熔融包裹体中金属子矿物形状多为浑圆状、椭圆状、半自形以及不规则状(图4)，总体类似于液滴状，大小在0.4～8.3 μm，集中在0.4～2.5 μm，金属矿物种类为黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿和铬铁矿。但是与前人所发现的金属矿物不同的是：SMAR15°S斜长石熔融包裹体中的金属矿物并未在气泡中发现，而主要存在于熔体中。所以SMAR15°S热液区熔融包裹体中的金属矿物可能是由于岩浆在演化过程中发生熔离作用(分液作用)而形成，即原来成分均匀的岩浆，在温度降低的情况下，硫化物和氧化物发生分液作用，形成了近似于液滴状的金属矿物[19](图4)。金属硫化物熔体从硅酸盐岩浆中熔离出来的关键因素在于岩浆中的S达到饱和，在后期演化过程中金属元素进一步富集，并最终保存在合适的空间[20,21]。黄铁矿的理想分子式为FeS2，S/Fe=2；黄铜矿的理想分子式为CuFeS2，S/(Cu+Fe)=1。分析SMAR15°S热液区熔融包裹体中金属硫化物的S饱和度(表4)，发现黄铁矿除了T049中S/Fe≈2外，其余都是S/Fe>2，而黄铜矿则全是S/(Fe+Cu)>1，这就表明黄铜矿和黄铁矿这2类金属硫化物在形成的过程中岩浆是处于S过饱和状态的。也就是说，金属硫化物子矿物由熔离作用形成是存在可能性的。这些包含了金属元素及其配位体(硫等)的液体组分与挥发组分混合形成的岩浆流体，为火山弧环境下形成的热液矿床的许多组分提供了初始来源[22]，流体相中金属元素越来越富集形成含矿流体，并随温度、压力条件的改变或气-液相的分离而从流体相中结晶沉淀出来，最终赋存在液相熔体里而非气相成分中。

表4　熔融包裹体中硫化物子矿物硫饱和度分析表

本文对熔融包裹体所捕获岩浆中金属迁移量做了一个估算，使用子矿物与熔融包裹体的面积近似百分比来代表金属成分在包裹体中的含量(表5)，可以看到，子矿物与包裹体面积比为0.23%～21.77%，平均为7.19%，最高为氧化物(平均值为10.67%)，其次是硫化物(6.04%)。

表5　金属子矿物分类以及金属子矿物与熔融包裹体近似面积比

3.3岩浆流体中金属成分对热液区块状硫化物形成的作用

现代海底热液活动是一个热液对流循环系统，海水始终都是流体最重要的组成部分；但海水是否是唯一的流体来源，一直以来都是不同学者争论的焦点[23]。由于现代海底热液硫化物矿床在大地构造位置上与深部岩浆活动密切相关，因此，不少学者认为岩浆流体对海底热液流体有着不同程度的贡献[24]。

岩浆流体是指当岩浆压力减小时，从岩浆中逃逸出来的携带了大量成矿金属和挥发组分的流体相，并能在一定条件下形成多种类型的矿石[25]。那么这样一种来自岩浆的流体如果要进入海底热液系统并形成矿石需要满足3个条件：(1)有挥发组分从岩浆中出溶并形成流体相；(2)该流体富含成矿金属；(3)流体能从岩浆中分离并与循环海水系统混合[4]。SMAR15°S热液区岩石呈气孔构造，斜长石与辉石熔融包裹体中也广泛发育气泡，表明热液区岩浆发生了脱气作用，挥发组分从岩浆中出溶形成流体相。斜长石熔融包裹体中存在金属子矿物，子矿物在包裹体中平均面积比约为7.19%(表4)，表明热液区岩浆在喷发前存在富含成矿金属和挥发组分的岩浆流体。至此，SMAR15°S热液区已满足岩浆流体进入海底热液系统的前2个条件。第三个条件可以通过其他研究成果来推断：在一些海底热液喷口的羽状热液流中发现了岩浆挥发性物质，如CO2、3He、CH4、H2S等[26,27]，这就为岩浆流体能够进入海底热液系统提供了直接证据。综上，SAMR15°S热液区基本满足这3个条件，可以推测热液区可能存在岩浆为海底热液提供了岩浆热液。

如果以上推测成立，那么由于在SMAR15°S热液区发现的金属块状硫化物主要为黄铜矿、黄铁矿、闪锌矿、纤锌矿和白铁矿等[5]，而在熔融包裹体中也发现了黄铁矿和黄铜矿(硫化物在包裹体中平均面积比为6.04%，见表4)，这就表示热液区富成矿金属的岩浆流体对热液区块状硫化物中黄铜矿和黄铁矿的形成具有一定作用。但是热液区中大量存在的闪锌矿在包裹体中却没有发现，这有可能是因为硫化物中Zn全部来自于循环海水与热的围岩发生的水-岩反应。包裹体中还发现了大量的磁铁矿以及少量的铬铁矿，但在热液区金属矿物中并没有发现这2种金属氧化物，原因可能是金属氧化物在深部已经发生结晶，并未在后期随着岩浆流体与岩浆分离时进入热液系统。

另外，SMAR15°S热液区玄武岩新鲜，未见明显蚀变，表明热液区的淋滤作用较弱，水-岩反应程度低；那么要形成大量的热液硫化物就需要其他来源的热液加入辅助成矿，这也为岩浆流体进入热液系统并参与块状硫化物成矿的推测提供了间接证据。

4结 论

(1)SMAR15°S热液区玄武岩斜长石和辉石斑晶中存在熔融包裹体，熔融包裹体内存在大量的气泡和部分黄铜矿、黄铁矿、磁铁矿和铬铁矿金属子矿物。

(2)热液区玄武岩呈气孔构造，斜长石和辉石熔融包裹体中广泛发育气泡，表明热液区岩浆发生了脱气作用。斜长石熔融包裹体中的金属子矿物可能是随着脱气作用从岩浆中迁移出来，并最终在包裹体中冷凝结晶。

(3)母岩区的岩浆流体对块状硫化物的形成可能具有一定贡献。在岩浆的演化过程中成矿元素可能越来越富集于流体相中，富含成矿元素的岩浆流体与海水的混合是一种可能的成矿机制。

[参考文献]

[1] 夏林圻．岩浆岩中的熔体包裹体[J]．地学前缘,2002，9(2)：403-414.

Xia L Q. Melt inclusions in magmatic rocks[J]. Earth Science Frontiers, 2002, 9(2): 403-414. (In Chinese)

[2] Lowenstern J B, Mahood G A, Rivers M L,etal. Evidence for extreme partitioning of copper into a magmatic vapor phase[J]. Science, 1991, 252: 1405-1409.

[3] Lowenstern J B. Evidence for a copper-bearing fluid in magma erupted at the valley of ten thousand smokes, Alaska[J]. Contributions to Mineralogy & Petrology, 1993, 114(3): 409-421.

[4] Yang K, Scott S D. Possible contribution of a metal-rich magmatic fluid to a sea-floor hydrothermal system[J]. Letters to Nature, 1996, 383: 420-423.

[5] 叶俊,石学法,杨耀民,等.大西洋中脊15°S热液硫化物成矿阶段初步划分[J].矿物学报,2013,33(S2):680.

Ye J, Shi X F, Yang Y M,etal. The preliminary division of mineralization stage of hydrothermal sulfide in mid-Atlantic ridge 15°S[J]. Acta Petrologica Sinica, 2013, 33(S2): 680. (In Chinese)

[6] 张海桃．南大西洋中脊 19°S 附近玄武岩与斜长石斑晶熔融包裹体特征及其对岩浆作用的指示意义[D]．青岛：国家海洋局第一海洋研究所，2015.

Zhang H T. Mid-Oceanic Ridge Basalts (MORBS) Chemistry and Characteristics of Plagioclase-Hosted Melt Inclusions in the South Atlantic Ridge 19°S and Implications for Magmatic Processes[D]. Qingdao: First Institute of Oceanography, SOA, 2015. (In Chinese)

[7] Niu Y, Batiza R. Extreme mantle source heterogeneities beneath the Northern East Pacific rise N trace element evidence from near-ridge seamounts[J]. Igneous Petrology, 1997, 15: 109-120.

[8] Frezzotti M L, Tecce F, Casagli A. Raman spectroscopy for fluid inclusion analysis[J]. Journal of Geochemical Exploration, 2012, 112(1): 1-20.

[9] 张永旺，曾溅辉，刘琰，等．周口店花岗闪长岩中斜长石晶体化学及谱学特征研究[J]．光谱学与光谱分析，2009，29(9)：2480-2484.

Zhang Y W, Zeng J H, Liu Y,etal. Study on crystal chemistry and spectra of feldspar from Zhoukoudian granodiorite[J]. Spectroscopy and Spectral Analysis, 2009, 29(9): 2480-2484. (In Chinese)

[10] Moore J G, Calk L. Sulfide spherules in vesicles of dredged pillow basalt[J]. American Mineralogist, 1971, 56: 476-488.

[11] Huston D, Sie S, Suter G,etal. Trace elements in sulfide minerals from eastern Australian volcanic-hosted massive sulfide deposits; Part I, proton microprobe analyses of pyrite, chalcopyrite, and sphalerite, and Part II, selenium levels in pyrite; comparison with delta34S values and implications for the source of sulfur in volcanogenic hydrothermal systems[J]. Economic Geology, 1995, 90(5): 1167-1196.

[12] 李霓，樊祺诚．岩浆脱气作用研究[C]//2001年中国地球物理学会年刊——中国地球物理学会第十七届年会论文集．北京：中国地球物理学会，2001：281.

Li N, Fan Q C. The research of magma degassing[C]//Annals of the Chinese Geophysical Society in 2001: The Chinese Geophysical Society Proceedings of the 17th Annual Meeting[C]. Beijing: Geophysical Society of China, 2001: 281. (In Chinese)

[13] Cashman K V, Mangan M T. Physical aspects of magmatic degassing II: Constraints on vesiculation processes from textural studies of eruptive products [J]. Mineralogical Society of America, 1994, 30: 447-478.

[14] Yang K, Scott S D. Magmatic degassing of volatiles and ore metals into a hydrothermal system on the modern sea floor of the eastern Manus back-arc basin, western Pacific[J]. Economic Geology, 2002, 97: 1079-1100.

[15] Sparks R S J, Brazier S. New evidence for degassing processes during explosive eruptions [J]. Nature, 1982, 295(5846): 218-220.

[16] Klug C, Cashman K V. Vesiculation of May 18, 1980, Mount St. Helens magma[J]. Geology, 1994, 22(5): 468-472.

[17] Heinrich C A, Ryan C G, Mernagh T P,etal. Segregation of ore metals between magmatic brine and vapor: A fluid inclusion study using PIXE microanalysis[J]. Economic Geology, 1992, 87(6): 1566-1583.

[18] Stoiber R E, Rose W I. Fumarole incrustations at active central American volcanoes [J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1974, 38: 495-516.

[19] 肖渊甫．岩石学简明教程[M]．北京：地质出版社，2009.

Xiao Y F. Petrology Introductory Tutorial[M]. Beijing: Geological Publishing House, 2009. (In Chinese)

[20] Naldrett A J. Secular variation of magmatic sulfide deposits and their source magmas[J]. Economic Geology, 2010, 105(3): 669-688.

[21] 王敏芳，夏庆霖，肖凡，等．新疆东天山土墩铜镍硫化物矿床岩石地球化学和铂族元素特征及其对成矿的指示意义[J]．矿床地质，2013，31(6)：1195-1210.

Wang M F, Xia Q L, Xiao F,etal. Rock geochemistry and platinum group elements characteristics of Tudun Cu-Ni sulfide deposit in East Tianshan Mountains of Xinjiang and their metallogenic implications[J]. Mineral Deposits, 2013, 31(6): 1195-1210. (In Chinese)

[22] Hedenquist J W, Lowenstern J B. The role of magmas in the formation of hydrothermal ore deposits[J]. Nature, 1994, 370(6490): 519-527.

[23] Urabe T, Marumo K. A new model for Kuroko-type deposits of Japan [J]. Episodes, 1991, 14(3): 246-251.

[24] 侯增谦，艾永德．岩浆流体对冲绳海槽海底成矿热水系统的可能贡献[J]．地质学报，1999，73(1)：57-65.

Hou Z Q, Ai Y D. Possible contribution of magmatic fluids to seafloor ore-forming hydrothermal system in the Okinawa trough [J]. Acta Geologica Sinica, 1999, 73(1): 57-65. (In Chinese)

[25] Stanton R L. Ore Elements in Arc Lavas[M]. Oxford: Oxford Science Publication, 1994.

[26] Sakai H, Gamo T, Kim E S,etal. Venting of carbon dioxide-rich fluid and hydrate formation in Mid-Okinawa trough backarc basin [J]. Science, 1990, 248(4959): 1093-1096.

[27] Urabe T, Baker E T. The effect of magmatic activity on hydrothermal venting along the superfast-spreading East Pacific Rise[J]. Science, 1995, 269 (5227): 1092-1095.

The significances and compositions of melt inclusions in the basalt from South Atlantic 15°S hydrothermal field

TANG Xin1,2, YANG Yao-min1, WANG Guo-zhi2, ZHANG Hai-tao3,FAN Lei2, XU Peng2, ZHU Zhi-wei3

1.NationalDeepSeaCenter,Qingdao266061,China;2.CollegeofEarthSciences,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China;3.FirstInstituteofOceanography,SOA,Qingdao266061,China

Abstract:The characteristics of silicate minerals, metals and fluid phase in the melt inclusions contain the information on composition changes of magma and separation process of metal ore-forming materials in the process of magma evolution. Therefore, melt inclusions in the basalt plagioclases from the 15°S hydrothermal field of the South Middle Atlantic Ridge (SMAR15°S) are selected as research object so as to study the contribution of the magmatism to the mineralization. Analyses of scanning electron microscopy, energy spectrometer and laser Raman spectroscopy reveal that some metal minerals such as chalcopyrite, pyrite, magnetite and chromite exist in the melt inclusions. It is considered that these metal minerals are precipitated in the melt inclusions from the magma by the degassing processes. The metal minerals both in the melt inclusions and in the low alteration host rocks indicate that the magmatic fluids in the SMAR15°S hydrothermal field make contribution to the formation of hydrothermal sulfides and the magmatic fluid is one of the resources for the hydrothermal sulfide in the SMAR15°S hydrothermal field.

Key words:South Atlantic Ridge; 15°S hydrothermal field; basalt; melt inclusions

DOI:10.3969/j.issn.1671-9727.2016.03.13

[文章编号]1671-9727(2016)03-0362-10

[收稿日期]2015-11-25。

[基金项目]中国大洋协会“十二五”重大项目(DY125-12-R-01); 国家自然科学基金项目(41273060)。

[通信作者]杨耀民(1969-)，男，副研究员，主要从事海底热液成矿作用研究, E-mail：yym@ndsc.org.cn。

[分类号]P588.145

[文献标志码]A

[第一作者] 唐鑫(1988-)，男，硕士研究生，研究方向：岩石熔融包裹体、大洋热液硫化物,E-mail:tangxin@ndsc.org.cn。