西南印度洋脊龙旂热液区蚀变岩岩石学特征及对热液流体循环的指示

王媛，李怀明*，董传万，于增慧，陶春辉，李伟，岳羲和,5，吕士辉

( 1. 自然资源部第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；2. 自然资源部海底科学重点实验室，浙江 杭州 310012；3. 浙江大学地球科学学院，浙江 杭州 310012；4. 中国海洋大学 海洋地球科学学院 海底科学与探测技术教育部重点实验室，山东 青岛 266100；5. 中国地质大学 海洋学院，湖北 武汉 430074；6. 中国地质大学 海洋学院，北京 100083)

1 引言

目前全球已发现的热液喷口总量接近700个，其中在慢速-超慢速扩张洋脊（全扩张速率小于55 mm/a）发现的热液喷口数量已超过总量的60%[1-3]。慢速-超慢速扩张洋脊上发育的拆离断层与热液循环系统具有紧密关系[4]，可为热液流体循环提供上升通道[5]。热液流体沿着通道上升，在上升流区与围岩发生相互作用[6]。拆离断层作用可使地壳深部的辉长岩及蛇纹石化地幔岩出露在海底，形成大洋核杂岩，这为研究上升流区流体特征和变化以及热液流体循环提供了直接的研究样本[7]。

海底热液循环系统的上升流区发生着复杂的物理和化学过程，例如高温上升流与围岩的相互作用、海水下渗以及与热液流体的混合、超基性岩的蛇纹石化过程等。这些过程改变了上升流的性质，也影响着洋中脊岩石圈的结构和组成，是控制洋中脊热液流体循环和成矿作用的重要因素[7-14]。超慢速扩张西南印度洋脊Atlantis Bank拆离断层变质岩的微结构和矿物温度计研究结果表明，拆离断层活动伴随着复杂变质过程，包括斜长石的动力重结晶（650～910℃）、角闪石伴生的溶解-沉淀蠕变过程（450～750℃）、绿泥石伴生反应软化（300～450℃）和脆性裂隙和破碎等（低于300℃）[13]。大西洋脊Logatchev热液区的蛇纹岩富集Fe，反映富铁利于蛇纹石和磁铁矿的形成；Si含量的增加显示了水控反应环境；在水岩反应过程中，变质辉长岩的大部分微量元素进入到流体相；Si、Ti、Ca和Na等主量元素的亏损，反映Ti氧化物、单斜辉石和斜长石等矿物的分解；Mg元素的富集表明富Mg黏土矿物沉淀[15-16]。

位于西南印度洋脊的龙旂热液区是在超慢速扩张洋脊发现的首个活动热液区[17]。Zhao等[18]利用主动源地震研究对龙旂热液区和位于大西洋脊的TAG热液区的地壳结构进行对比研究，认为二者均受到拆离断层控制，在成因上具有一定相似性。该类型的热液系统模型有两个典型特征：一是拆离断层根部存在辉长岩侵入体，是驱动热液流体循环的“热源”[18-20]；二是活动的拆离断层增加了下盘岩体孔隙度，是热液流体循环的上升流区。

中国大洋调查航次在龙旂热液区及其邻近区域利用电视抓斗获取了大量的蚀变岩石样品，蚀变岩研究可提供丰富的龙旂上升流区环境参量，为该类型热液系统的上升流区的流体特征及循环模式提供直接证据。本文利用研究区蚀变岩石的岩相学和矿物地球化学分析结果，研究龙旂热液区蚀变岩岩石学特征，探讨龙旂热液系统的流体环境特征及其控制机制。

2 地质背景

西南印度洋脊（Southwest Indian Ridge, SWIR）位于南极洲板块和印度洋板块之间，长约8 000 km，全扩张速率约为12～14 mm/a，属于超慢速扩张洋脊[21]（图1）。研究区位于西南印度洋脊中段Indomed转换断层和Gallieni转换断层间的一级洋脊段，由于受到1 000 km外Crozet地幔热点的作用[22-23]，该段洋脊在8～11 Ma BP前岩浆供给突然剧烈增加。目前洋脊段轴部平均水深约为3 180 m，是西南印度洋脊上水深最浅的洋脊段之一[23]。研究区所在的第28脊段具有典型的非对称扩张的特点，洋中脊北翼地形崎岖，近E-W向线性构造发育；洋中脊的南侧发育有大型断块，相比于北侧，地形隆起0.5 km，地壳较薄，约2.9 km，对应的磁性层也同样减薄约0.5 km[18,24-25]。

图1 西南印度洋脊地理位置Fig. 1 Location of the Southwest Indian Ridge

图2 龙旂热液区地形及采样点岩石类型示意图Fig. 2 Topography of Longqi hydrothermal fields, sample stations and rock types

在西南印度洋脊的第28脊段发现了两处热液区，分别是活动的龙旂1号热液区（LQF-1）和龙旂3号热液区（LQF-3）（图 2）。其中LQF-1热液区位于第28洋脊脊轴和非转换不连续带交界处的断崖处，地形上表现为中轴裂谷东南斜坡的一个丘状突起，水深为2 755 m[17]。根据“蛟龙号”载人潜水器在LQF-1的近底观测结果显示，该热液区周围地形高低起伏不平，发育高温热液喷口（流体温度为379℃），喷口附近以新鲜的枕状玄武岩为主，缺少深海沉积物，显示为新近的火山活动。LQF-1热液区的南部约1～2 km处出露大面积的热液蚀变岩。LQF-3热液区发育在洋中脊轴部裂谷的斜坡上，多被深海沉积物覆盖，水深约为2 290 m。地质与地球物理证据表明在研究区洋脊段南翼发育有拆离断层，断层活动延伸至轴部火山脊下方，与深部热源相连，该热源被认为是热液流体循环的物质和能量的来源[26]。

3 样品来源及处理方法

本文样品主要来自中国大洋第30、34和40航次，通过电视抓斗在洋底表面获取。根据样品的类型及所处构造环境不同，本文将研究区分为3个区块：即 A 区（37°47′S，49°40′E）、B 区（37°46′S，49°42′E）、C 区（37°47′S，49°44′E）（图 2）。其中A区块邻近LQF-1热液区，采集到的岩石样品包括9块蚀变玄武岩、1块蚀变辉长岩、5块蚀变辉石岩、2块蛇纹石化辉橄岩和5块蛇纹岩。B区块位于中脊壁的底部，靠近新火山脊，岩石样品包括1块新鲜玄武岩、1块蚀变辉长岩、1块蚀变辉橄岩、1块蛇纹岩。C区块位于LQF-3热液区，共采集到15块蚀变玄武岩、1块辉绿岩。

首先，对研究区岩石样品进行手标本描述，并制备岩石薄片。其次，采用光学显微镜Zeiss Axio Scope A1观察岩石的主要矿物组成和结构特征。最后，在镜下观察的基础上，利用JXA-8100型电子探针分析了蚀变矿物的主量元素组成。电子探针分析在自然资源部第二海洋研究所海底科学重点实验室完成，分析测试参数为：放大倍数为×40～×300 000连续可调；束流稳定性为±0.5×10-3/h；探针电流范围为10-12～10-5A；二次电子分辨率为6 nm；加速电压范围为0.2～30 kV。标准样品采用国家电子探针标准样品，例如：橄榄石、单斜辉石、钙长石等样品。标准方法采用GB/T 4930-93电针分析标准样品通用技术条件，GB/T 15074-94电子探针定量分析方法通则，GB/T 15075-94电子探针分析仪的检测方法，GB/T 15617-95硅酸盐矿物的电子探针定量分析方法，修正方法采用ZAF法。岩石详细信息见表1。

4 结果

4.1 岩相学特征

4.1.1 A区

A区岩石样品类型主要包括蚀变玄武岩、蚀变辉长岩、蛇纹石化辉橄岩和蛇纹岩（图3）。蚀变玄武岩多呈灰绿色，原岩可分为斑状玄武岩、玻璃质玄武岩及球颗玄武岩等。蚀变辉长岩样品表面呈灰色-黑灰色，部分表面具黄褐色弱蚀变现象及硅化现象。蛇纹岩样品多呈浅绿色-黑绿色，表面具滑感，部分呈板片状定向分布。蛇纹石化辉橄岩表面呈灰绿色，部分表面具红褐色氧化膜，切面可见典型网状结构。

蚀变玄武岩样品显微结构观察结果显示，玄武岩原岩多发生碎裂作用，绿泥石化现象明显。部分样品裂隙较少，可观察到斜长石斑晶（1～5 mm），斑晶具有卡钠复合双晶结构，表面发育显微裂隙，并且在裂隙中充填少量绿泥石（图4a）。部分样品内部裂隙发育，裂隙中多充填暗绿色绿泥石脉及石英脉（图4b），偶有样品可见裂隙交汇处呈斑块状的暗绿色矿物集合体。蚀变球颗玄武岩样品A11-3（图3a）可见表面及切面的白色玄武质球颗（1～6 mm），肉眼可见零散裂隙分布，宽度在0.5～2 mm之间，其中填充暗绿色绿泥石及石英等，玄武质球颗在显微镜下颜色由中心向四周逐渐变浅（图4c），岩石呈现特殊的环带状构造（图4d），由钠长石及少量铁质矿物构成边界，内部分布残余的玄武质玻璃及绿泥石、榍石等矿物。

蚀变辉长质初糜棱岩样品A04-2（图3b）整体受构造作用影响较强，岩石边缘呈不规则状断口。岩石内部已呈碎斑结构，部分呈残留辉长结构，碎斑含量在85%～90%，主要为斜长石，次为单斜辉石。辉石多被绿泥石及少量次闪石交代，部分原岩碎粉重结晶为显微鳞片状绿泥石。岩石的变形作用分两个期次：前期遭受剪切变形作用，发育塑性变形（图5a），原岩碎裂的斜长石、辉石定向分布，并伴随部分晶体弯曲变形（图5b，图5d），形成典型的糜棱结构。后期岩石发生脆性变形，在原有结构上形成新的裂隙（图5c），热液矿物沿新裂隙灌入。

表1 研究区岩石样品信息表Table 1 Information of rock samples in the study area

图3 龙旂热液区A区块岩石标本照片Fig. 3 Photographs of rock samples in the Area A of Longqi hydrothermal field

图4 龙旂热液区A区块玄武岩镜下照片Fig. 4 Photomicrographs of thin sections of basalt in the Area A of Longqi hydrothermal field

图5 龙旂热液区A区块辉长岩镜下照片Fig. 5 Photomicrographs of thin sections of gabbros in the Area A of Longqi hydrothermal field

在样品A04-1蚀变辉橄质初糜棱岩中，可见定向分布的次闪石集合体，形成典型的糜棱结构（图6a）。样品蚀变辉石岩A12-2，受到构造应力的作用，辉石呈现扭曲，揉皱现象（图6b）。一些蚀变辉石岩的蚀变矿物集合体常保持辉石的柱状晶体假象。例如，次闪石化辉石岩样品A04-3（图6c）中，辉石蚀变为纤维状次闪石，边缘被蛇纹石交代，可见柱状绿帘石分布。

蛇纹岩及蛇纹石化辉橄岩主要由蛇纹石和残余橄榄石、辉石颗粒构成。蛇纹石由原岩中的橄榄石或辉石蚀变形成，显微镜下无色，呈纤维状、鳞片状、叶状，并析出少量铁质。在蛇纹岩及蛇纹石化辉橄岩中常可见到网状结构，如蛇纹石化辉橄岩样品A10-5（图3d），其由蚀变后残余的橄榄石或辉石假象及蛇纹石网脉组成，网状结构边为矿物边界或矿物内部的裂隙（图 6d）。

4.1.2 B区

B区岩石类型主要有玄武岩、蚀变辉长岩、蚀变辉石岩、蛇纹岩（图7）。其中玄武岩为黑色块状构造，表面可见红褐色的氧化薄膜，部分表面有黑色的铁锰质玻璃结壳（图7a）。蚀变辉长岩（图7b）表面颜色呈浅灰色，中粒状，原岩矿物的组成与结构较清晰；蚀变辉石岩（图7c）呈灰黑色-黑绿色，块状构造，原岩的构造不清晰；蛇纹岩（图7d），岩石呈板片状，表面呈深绿色-浅绿色，具蜡状光泽。

图6 龙旂热液区A区块蚀变超基性岩镜下照片Fig. 6 Photomicrographs of thin sections of altered rocks in the Area A of Longqi hydrothermal field

图7 龙旂热液区B区岩石标本照片Fig. 7 Photographs of rock samples in the Area B of Longqi hydrothermal field

图8 龙旂热液区B区蚀变岩石镜下照片Fig. 8 Photomicrographs of thin sections of altered rocks in the Area B of Longqi hydrothermal field

镜下观察结果显示，玄武岩样品B04-1基质呈间粒结构，其主要矿物为针状斜长石和橄榄石，斜长石格架的空隙中充填绿泥石（图8a）。蚀变辉长岩样品B04-2整体保留了辉长结构，斜长石受构造应力作用普遍发育脆性变形，辉石受热液蚀变作用发生次闪石化，裂隙中充填少量浅灰色绿泥石（图8b，图8c）。在样品B04-3蚀变辉石岩中，辉石碎裂程度较高并伴随次闪石化，裂隙中充填着绿泥石及绿帘石等矿物。在样品B04-4蛇纹岩中，几乎所有矿物已经蚀变为蛇纹石，有少数蛇纹石保留辉石或橄榄石的假象，大部分蛇纹石形成典型的网状结构（图8d）。

4.1.3 C区

C区块样品以蚀变玄武岩为主，另有一块辉绿岩样品。部分蚀变玄武岩表面为深灰色至黄褐色，隐晶质结构，有部分样品分布气孔，可见少量网脉状的裂隙，还可见少量绿泥石充填；部分蚀变玄武岩表面色杂，切面呈浅绿色，角砾状结构，在表面和切面上均可见到许多呈棱角状-次棱角状的角砾，且角砾中可见裂隙。辉绿岩呈深灰色，细粒结构，可见主要矿物组成与结构，样品可观察到绿泥石化现象。

蚀变玄武岩C21-4中，可见宽大于2 mm的绿帘石脉，与石英脉、绿泥石脉伴生（图9a，图10a），气孔中充填了两种颜色不同的绿泥石，可能形成于不同的温压条件（图10b）。蚀变玄武岩样品C20-1的原岩发生极强烈的破碎，形成直径小于100 μm的玄武质碎粉，胶结物为后期灌入的绿泥石、石英等硅质热液流体（图9b，图10c）。蚀变玄武质角砾岩样品C17-2（图9c）表面呈黄绿色，切面呈浅绿色，角砾状结构，切面上还可看到角砾呈环带状，边缘可见白色小球粒。镜下可观察到环带状构造。蚀变玄武岩样品C16-1中，玄武岩角砾遭受热液蚀变后，内部的角闪石、辉石、斜长石等矿物蚀变为绿泥石，并析出石英、绿帘石、榍石、铁质矿物等，形成特殊的环带构造（图 9d，图 10d）。

4.2 矿物地球化学

4.2.1 绿泥石

绿泥石是热液蚀变岩石的常见矿物之一，在中低温、中低压环境中稳定存在。由于绿泥石的成分和结构与其形成时的物理化学条件关系密切，可作为固溶体地质温度计，并可反映水岩反应环境及流体性质，故其指示性作用一直受到关注[27-30]。

图9 龙旂热液区C区岩石标本照片Fig. 9 Photographs of rock samples in the Area C of Longqi hydrothermal field

绿泥石化现象在龙旂热液区的岩石中较为普遍。绿泥石一般充填在基质裂隙、气孔（杏仁体）、斑晶裂隙、环带之中，也作为胶结物出现于玄武质角砾岩中。形态可分为纤维状、簇状、显微鳞片状、放射状、粒状等。颜色有常见的橄榄绿、浅绿色，正交偏光镜下也可见异常的墨水蓝及浅灰色。对比A区及C区蚀变玄武岩中的绿泥石发现，在A区中，岩石的绿泥石化程度相对较低，绿泥石主要与石英伴生，或单独填充在斑晶裂隙中；C区中，绿泥石化程度更为强烈，绿泥石可与绿帘石、榍石、石英等矿物伴生，并伴随复杂且普遍的环带状构造现象。

从主量元素结果上来看（表2），龙旂热液区蚀变辉橄质岩石及蚀变辉石岩的绿泥石的FeO含量在17.84%～27.49%之间，平均值为23.32%(n=15)；MgO含量在13.00%～20.09%之间，平均值为15.96%(n=15)。而蚀变玄武岩及蚀变辉长质岩石的FeO含量在10.26%～27.04%之间，平均值为17.07%（n=33）；MgO含量在 14.12%～26.57%之间，平均值为20.88%（n=33）。整体上绿泥石的SiO2含量在25.72%～30.79%之间，平均值为28.57%（n=48）；Al2O3的含量在14.07%～21.24%之间，平均值为18.28%（n=48）。

将不同区域绿泥石的化学组成投影在分类图（图11）上，可以看出，龙旂热液区绿泥石种属表现出多样性：多数为密绿泥石，少量为铁斜绿泥石、斜绿泥石和鲕绿泥石。这种多样性反映了矿物中Mg和Fe含量差异，也表明其形成条件的多样性。

表2特征值部分以14个氧原子为基准计算得到单位晶胞中的阳离子数（通式中以28个氧原子为基准）。虽然电子探针分析不能区分Fe2+和Fe3+，但大量的文献均认为绿泥石中Fe3+的含量小于总量的5%[31]，因此本文中Fe2+及Fe3+均直接使用电子探针测试所得的FeO为全铁。

Jowett[32]提出了绿泥石的温度计算的修正公式，

该公式在前人研究的基础上，考虑了Mg2+和Fe2+对绿泥石温度的影响。根据龙旂热液区绿泥石矿物电子探针数据可知，该区绿泥石主要发生Fe、Mg两种元素的置换，在温度计算中考虑Mg2+和Fe2+的影响对结果极为关键。经计算，本研究所有数据均符＜0.6的适用前提，故本文采用该公式进行绿泥石温度计算，计算结果见表2。

4.2.2 绿帘石

图10 龙旂热液区C区蚀变玄武岩镜下照片Fig. 10 Photomicrographs of thin sections of basalt in the Area C of Longqi hydrothermal field

表2 龙旂热液区各类岩石中绿泥石代表性主量元素及其特征值（%）Table 2 Chlorite electron microprobe analyses and characteristic values of rocks (%) in the Longqi hydrothermal field

续表 2

图11 绿泥石分类图解（据文献[31]）Fig. 11 Classification of chlorites (based on reference[31])

表3 龙旂热液区各类岩石中绿帘石、阳起石主量元素成分Table 3 Epidote and actinolite electron microprobe analyses of rocks in the Longqi hydrothermal field

绿帘石是基性岩热液蚀变过程中形成的常见矿物。在构造应力的作用下，Ca离子可以从角闪石、斜长石、辉石等矿物中析出，并与Fe、Mg等离子一起形成绿帘石族矿物。在龙旂热液区中，绿帘石可见于玄武岩、辉石岩等岩石的裂隙中（图6c，图10a），与绿泥石、石英、次闪石等热液矿物共生。绿帘石的主量元素组成见表3。主量元素结果显示，玄武岩样品C21-4的Al2O3含量为22.32%，FeO含量为12.40%；玄武岩样品C16-1的Al2O3含量平均为24.11%，FeO含量平均为9.56%(n=3)；蚀变辉石岩B04-3的Al2O3含量平均为24.99%，FeO含量平均为9.71%(n=2)。C21-4样品中绿帘石呈脉状充填，与零星分布的绿帘石相比，呈现Al2O3含量偏低，FeO含量偏高的特点。

4.2.3 次闪石

次生角闪石为基性、超基性蚀变岩石中的常见矿物。在龙旂热液区，次闪石主要为辉石等矿物受热液蚀变产物，多形成针状或纤维状次生角闪石集合体，有时保留辉石假象（图6a，图8c），该过程也称为次闪石化。电子探针数据（表3）表明，在龙旂热液区中，次生角闪石的成分主要为阳起石。A区块辉长岩中的阳起石的FeO含量为11.49%，Al2O3含量为4.39%，高于B区辉长岩中的阳起石FeO的平均值4.27%(n=2)及Al2O3的平均值2.14%(n=2)。而A区块辉长岩中的阳起石的SiO2含量为52.09%，MgO含量为15.81%，低于B区辉长岩阳起石SiO2的平均值54.21%(n=2)及MgO的平均值18.61%(n=2)。

5 讨论

5.1 岩石变形程度及过程

研究区所获得的蚀变岩样品，包括蚀变玄武岩、蚀变辉长岩、蚀变辉石岩以及蛇纹岩等，都发生了不同程度的变形作用。其中脆性变形主要发生在A、C区的蚀变玄武岩及B区的深层地幔岩中。岩石受应力作用碎裂形成玄武岩角砾，遭受热液蚀变后，内部的角闪石、辉石、斜长石等矿物一部分自身蚀变为绿泥石，一部分析出SiO2、Fe离子、Mg离子、Ca离子等物质，进入热液中或聚集在角砾边缘，形成特殊的“环带”。脆性-塑性变形特征出现在A区的深层地幔岩中。区别于发生脆性碎裂的岩石，塑性变形多发生矿物的重结晶以及矿物晶体的扭曲、弯折现象（图5b，图5d）。如在A区的A12站位获取的蚀变辉石岩等样品中发现的次闪石集合体及辉石的扭曲、揉皱现象（图 6b）。

A区的蚀变辉长质初糜棱岩样品（A04-2）较为特殊，记录了脆性-塑性变形及脆性变形两个变形阶段。第一阶段，拆离断层的作用使得原岩受剪切应力作用，辉石、斜长石晶体弯曲变形、破碎并定向分布，形成典型的糜棱结构。该阶段的变形多发育在地壳深部，流体温度较高，在一些断层如Atlantis Massif、西南印度洋脊Atlantis Bank上，同样发现这种由高应变变形作用产生的糜棱岩剪切带[10,13]。第二阶段，发生塑性变形的辉长岩冷却、破碎，在原有结构上形成新的裂隙，伴随着低温矿物沿新裂隙灌入。推测该阶段的变形作用主要是拆离断层活动造成岩石脆性变形，同时海水下渗，并与流体发生混合造成低温矿物的沉淀。

5.2 蚀变矿物组合及特征

研究区的蚀变玄武岩普遍发生绿泥石化作用，可观察到绿泥石、石英、榍石、绿帘石、钠长石等次生矿物填充于玄武岩裂隙或气孔中。该蚀变矿物序列与在大洋钻探（ODP）504B钻孔的过渡区及岩席区（水深898～1 350 m）中的蚀变玄武岩相似：在高于200～250℃的温度下，玄武岩与被加热的海水（含Mg，部分带有金属元素或富含Si）反应，形成绿泥石、阳起石、黄铁矿、钠长石、榍石和次生石英等矿物[33]。A区和C区的部分蚀变玄武岩样品原岩发生了强烈的破碎，形成难以分辨的直径小于100 μm的玄武质碎粉，由后期灌入的绿泥石、石英等硅质矿物胶结。这与大西洋中脊TAG热液区的TAG-1丘状体的钻孔中的完全绿泥石化的玄武岩类似，该样品除铬尖晶石外的所有主要矿物都被绿泥石代替，并伴随少量石英和黄铁矿，该过程可能发生在250～370℃的温度范围内[34]。

研究区蚀变辉长岩和辉石岩样品中可见纤维状次生角闪石沿辉石边缘交代蚀变，一些辉石蚀变后，仍保留了柱状晶体假象，探针结果显示次生角闪石的主要成分为阳起石。在这些辉石岩的裂隙中，还充填着大量绿泥石，偶有石英、绿帘石等矿物分布，但是绿泥石成分与蚀变玄武岩中不同。Boschi等[10]认为大西洋Atlantis Massif拆离断层的辉长岩记录了高温（＞600℃）和低温（＜500℃）两个蚀变阶段：高温蚀变作用发生在角闪岩-麻粒岩相条件下，以矿物晶体发生塑性形变为典型特征，可见斜长石的动力重结晶、粒状角闪石取代辉石或斜长石等现象，低温蚀变作用主要由阳起石、绿色角闪石、绿泥石等矿物组成，新的热液矿物填充在脉中，或沿辉石或斜长石边缘交代蚀变，辉石、角闪石等蚀变后还保留了原来的晶体结构。因此，研究区的蚀变作用属于中-低温变质作用，变质相近似绿片岩相，并形成了绿泥石-钠长石-阳起石-绿帘石-榍石-石英的蚀变矿物组合。

5.3 热液流体的物理和化学特征

研究区蚀变岩石中绿泥石的Fe、Mg含量变化范围较大，呈现良好的负相关关系，反映出绿泥石中这两种元素的相互置换较为普遍。Si与Al的变化范围中等，Si含量从玄武岩-辉长质岩石-辉橄质岩石呈现弱的减少趋势，一方面指示了绿泥石形成时的酸性的改变，另一方面也可能受后期蚀变影响。根据绿泥石主要阳离子与Mg的相关关系（图12），大部分岩石的绿泥石Fe-Mg值具有较好的线性关系，表明Fe对Mg的置换反应是绿泥石八面体位置上最重要的反应。A04-2蚀变辉长质初糜棱岩、B04-2蚀变辉长岩中绿泥石的Al-Mg值较为分散，而蚀变玄武岩A11-3、C16-1、C17-2的主要阳离子与Mg之间的线性关系都不好。Xie等[28]研究表明，在一次蚀变作用中形成的绿泥石，阳离子与Mg应具有良好的线性关系。因此，不同原岩中绿泥石的形成是不同阶段的蚀变作用。Inoue[35]认为富铁绿泥石多形成于相对酸性的还原环境，可能与流体的沸腾作用有关。研究区A区的辉长质及辉橄质蚀变岩石中绿泥石的Fe含量高于B区和C区的同类岩石，在B区蚀变辉长岩还出现了低Fe的斜绿泥石。同时，B区蚀变岩中的蛇纹石、阳起石、绿帘石等矿物的Fe含量与A区的岩石相比也普遍较低。这表明A区的热液流体可能为相对偏酸的还原环境，这可能与A区靠近LQF-1活动的热液喷口有关。

图12 龙旂热液区各类岩石绿泥石中主要阳离子与镁的相关关系Fig. 12 The correlation of main cations to magnesium of chlorite in the Longqi hydrothermal field rocks

根据绿泥石矿物的形成温度直方图（图13），研究区绿泥石形成温度具有一定差异。对比A区和B区的蚀变辉长岩、蚀变辉石岩及蚀变辉橄质岩石，B区同种类岩石中的绿泥石形成温度相对更低。A区蚀变辉橄岩绿泥石形成温度约在288～341℃之间，B区在291～314℃之间。A区蚀变辉长岩绿泥石形成温度约在300～325℃之间，B区在265～302℃之间。A区A04-1、A04-2两份样品皆出现糜棱构造，证明其受到更深部拆离断层所造成的剪切力作用，而A区靠近活动的高温热液喷口，流体温度相对较高，并可能受后期多次岩浆作用影响，所以绿泥石形成温度普遍高于B区。对于蚀变玄武岩中的绿泥石来说，A区绿泥石形成温度约在201～209℃之间，而C区约在239～303℃之间，总体上高于A区绿泥石的温度结果。结合岩相学结果，C区蚀变玄武岩90%以上发生强烈的脆性变形，且绿泥石化程度较A区更强。这与蚀变岩的采样位置有关，A区蚀变玄武岩位于拆离断层的上盘，与热液喷口距离较远，C区的蚀变玄武岩样品则位于热液区喷口附近，受热液流体作用程度更强。

5.4 龙旂热液系统的流体循环模式

海底热液系统的热源类型和位置、流体通道及基岩类型是热液区岩浆和构造活动共同作用的体现，也影响着热液流体的性质、喷口特征和循环模式[36]。超慢速扩张洋脊是一类特殊的洋中脊类型[37-38]，传统的岩浆平衡理论已经难以解释超慢速扩张洋脊热液活动频度和分布特征[39-40]。

基于研究区蚀变岩的研究结果，并结合龙旂热液区所在西南印度洋28脊段岩浆和构造活动的认识[18,25]，初步提出了龙旂热液系统的流体循环模式（图14）。

图13 龙旂热液区各类岩石的绿泥石形成温度直方图Fig. 13 Histograms of the chlorite formation temperature in the Longqi hydrothermal field rocks

图14 龙旂热液区热液循环模式Fig. 14 Hydrothermal circulation model of the Longqi hydrothermal field

28脊段岩浆供给不足，使得板块向两侧运移过程中多发育大型的正断层或低角度的走滑正断层（拆离断层），这种断层可以延伸到轴部底部，与岩浆熔体相通，高温的热液流体能够沿着拆离断层上涌，上涌到近海底时受到局部洋壳性质的制约，可以在断层的上盘沿裂隙喷溢，形成的热液系统类似与北大西洋中脊的TAG区，也可以在断层的下盘沿裂隙喷溢，形成的热液系统与Rainbow, Logatchev区相似[5]，研究区的LQF-3热液区（C区）属于该种情况。

在28脊段的局部区域，轴部的岩浆熔体沿着大型正断层向脊轴的一侧或者两侧运移，并在脊轴裂谷的轴侧区域发生扩张后期的小规模岩浆侵入或者喷发，这将为热液流体循环提供充足的热源，同时大型的正断层或者拆离断层为流体的上涌提供了通道，研究区LQF-1热液系统属于这种情况。

6 结论

（1）研究区A区块邻近龙旂1号热液区，岩石类型主要为蚀变玄武岩、蚀变辉长岩、蛇纹石化辉橄岩和蛇纹岩。B区块位于中脊壁的底部，岩石类型包括蛇纹岩、蚀变辉长岩、蚀变辉橄岩等。C区块位于龙旂3号热液区，以蚀变玄武岩样品为主。从总体上看，龙旂热液区的蚀变岩石95%发生了地壳浅部的脆性变形作用，靠近龙旂1号热液区约有5%的蚀变岩石混合发育了脆性变形及脆性-塑性变形特征。

（2）龙旂热液区的岩石蚀变属于中-低温变质作用，变质相近似绿片岩相，变质矿物组合为绿泥石-绿帘石-钠长石-阳起石-榍石-石英。绿泥石温度计算结果在201～341℃之间，A区的岩石中绿泥石形成温度高于其他区域，并且蛇纹石、阳起石、绿泥石中的主量元素含量与其他地区相比，Fe含量普遍较高，表明了龙旂1号热液区附近的流体环境温度可能较高，并且相对偏酸性。

（3）龙旂热液区所在洋脊段发育的拆离断层为热液流体的向上运移提供了通道，轴部的岩浆熔体沿着大型正断层向脊轴的一侧或者两侧运移，并在脊轴裂谷的轴侧区域发生扩张后期的小规模岩浆侵入或者喷发，为热液流体循环提供了充足的热源。

致谢：感谢参加大洋第30、34、40航段调查工作的科考队员；感谢自然资源部第二海洋研究所朱继浩副研究员对本文电子探针实验提供的指导及帮助！