1977年在加拉帕戈斯隆起发现海底热液喷发事件，开启了一个大规模的海底调查研究时代并持续至今(Hannington et al., 2011).海底热液活动是现代地学界和生物学界的重大前沿研究领域之一，是岩石圈与水圈在大洋中脊、弧后弧前盆地、板内火山中心等离散型板块边界环境中发生的热-化学交换作用的产物，它可以改变洋壳的物质组成、影响海水的化学成分、形成富含金属的矿床并为深海生物群落提供能量源泉(Rona and Scott, 1993; Tivey, 2007；李军等，2014).

Os是地壳中最稀少的元素之一，由于Os在熔融过程中表现出相容性而富集在地球深处，故从地核到地壳其含量逐渐降低.大洋中脊的热液活动是深部来源Os运移到地表系统的一种重要方式，是地球系统Os循环的一部分，并能对海洋的Os收支产生重要的影响(Sharma et al., 2007; Sharma, 2011; Georg et al., 2013).由于现代洋中脊热液系统中各端元组分的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值差异很大，因此Os同位素还是热液系统中各种反应的敏感示踪剂.Os同位素研究为研究者提供了洞察洋壳或出露地幔物质的水岩蚀变作用及相关产物堆积形成的机制、持续时间及范围的机会(Ravizza and McMurtry, 1993; Ravizza et al., 1996; Sharma et al., 2000, 2007; Peucker-Ehrenbrink and Ravizza, 2000, 2012; Cave et al., 2003; Baioumy et al., 2011).

1.   Os在洋中脊热液系统中的来源与演化

Os在洋中脊热液系统中的物质循环主要表现在循环热液流体与围岩的反应过程中，这种反应首先是在低温的洋脊侧翼下渗区发生，且该反应会持续延伸到高温的热液循环系统最深部，然后，具有浮力的热流体迅速地通过渗透性较好的上涌区喷出海底，在与冷海水的混合及之前在海底之下的循环中，以及在羽状流的漂浮沉降进程中形成了各种热液产物(Alt, 1995; Tivey, 2007; German and Seyfried, 2014).在以上整个过程的不同阶段和不同产物中，Os及其同位素表现出不同的地球化学行为特征(图 1)，现简述如下：

图  1  Os在洋中脊热液系统中的循环过程

底图改编自美国国家海洋和大气管理局网站(http://oceanexplorer.noaa.gov/explorations/02fire/background/vent_chem/media/chemistry.html)，圆括号中从左到右依次标注的是热液系统各端元和产物的Os同位素组成特征及Os含量的平均值(单位为10^-12)，方括号中标注的是其可能的组成形态，数据出处见下文

Fig.  1.  The cycle process of Os in the mid-ocean ridge hydrothermal system

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1.1   海水中的Os

洋中脊热液系统中原始流体的成分是海水.从20世纪末开始对开阔大洋中Os的含量及其同位素组成特征进行直接测试起就存在着Os是保守元素还是非保守元素之争(Levasseur et al., 1998; Woodhouse et al., 1999).随着近年来分析测试方法的改进以及高精度仪器的使用，海水中Os的含量和同位素组成特征的分析结果变得更加精确可靠.最新的分析结果显示Os在开阔大洋的垂向水体中分布并不均匀，表层海水中Os的含量要比深层海水的值低(Chen and Sharma, 2009)，随着深度的增加，Os的含量逐步升高，但在中上层位中可能再次出现低值(Woodhouse et al., 1999; Chen and Sharma, 2009)，深层海水的Os含量多在6×10^-15~14×10^-15的范围内(Levasseur, 1998; Woodhouse et al., 1999; Chen et al., 2009; Chen and Sharma, 2009).Os的这种分布特征可能与海水的营养盐剖面有关(Woodhouse et al., 1999; Chen and Sharma, 2009; Sharma, 2011).Os同位素组成特征在深度剖面上同样表现出不一致性，表层海水的值要明显低于深层海水的值，深层海水的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os值多在1.05~1.08的范围内变化(Sharma et al, 1997; Levasseur et al, 1998; Woodhouse et al., 1999; Chen and Sharma, 2009)，表层海水的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值较低，可能与人类活动所造成的污染有关(Chen et al., 2009; Chen and Sharma, 2009).

Os在海水中可能存在多种化学形态，在高度氧化的开阔大洋环境中，Os保持+8价态，也许主要以诸如HOsO₅^-或H₃OsO₆^-含氧阴离子的形态溶解在海水中，部分可能以还原性惰性有机态的形式存在.X射线吸收精细结构(XAFS)研究显示，在含Os的海水-沉积物体系物质中，与Os最相邻的原子是O而不是Cl，从而表明Os与海水中最主要的阴离子之一的Cl之间可能没有必然的联系(Woodhouse et al., 1999; Yamashita et al., 2007; Chen and Sharma, 2009).Os在富含有机质的海底和湾区等相对低氧的环境中可以被还原，从而更普遍地以难溶的+4或+3价态以及有机络合物的形式被吸附进入沉积物中(Yamashita et al., 2007).

1.2   洋壳中的Os

海水(及其后来演化形成的热液流体)在下渗进入洋壳的裂隙和上升返回海底表面的过程中，与洋壳发生的相互作用会导致彼此的Os丰度及其同位素组成特征发生明显变化.对洋壳而言，与热液流体发生的蚀变反应不仅影响着地球上部圈层的演化进程，而且还是海水中溶解性Os的重要的源或汇(Peucker-Ehrenbrink et al., 2003).由于¹⁸⁷Re是放射性成因¹⁸⁷Os的母体同位素，且其相对摩尔丰度占自然界中Re的62.6%(Berglund and Wierer, 2011)，因此随着时间的累积，Re的含量变化会在相当程度上改变洋壳¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os的比值.包括Os在内的铂族元素(PGE)在硫化物/硅酸盐中的分配系数非常高，其在自然界中除了最常见的自然金属元素态外，还呈吸附态、硫化物、金属互化物、硅酸盐类质同象以及以上各种形态的超显微形式等存在(Dill, 2010).在洋中脊玄武岩中，PGE主要呈小球体或者颗粒间边缘态高度富集在微小的Fe、Cu和Ni硫化物相中(Roy-Barman et al., 1998; Gannoun et al., 2007).洋中脊玄武岩中的Re、Os丰度变化比较大，Re、Os含量的低值可分别低至约2×10^-10和2×10^-13，高值可分别达到3 000×10^-12和110×10^-12，¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值为0.126~0.335(Escrig et al., 2004, 2005; Gannoun et al., 2007; Yang et al., 2013).Peucker-Ehrenbrink et al. (2012)综合分析了阿曼蛇绿岩套和DSDP/ODP钻探岩心样品后，给出的洋壳Re、Os平均含量为736×10^-12和45×10^-12，初始¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值为0.146.

在热液流体与围岩发生相互作用的时候，洋壳中的Os和Re是得到补给还是遭受损失在很大程度上取决于反应时氧化还原环境的不同(Koide et al., 1986; Colodner et al., 1993; Peucker-Ehrenbrink et al., 2003; Reisberg et al., 2008).在经历了与下渗流体的相互作用后，洋中脊玄武岩上部受热液作用影响程度较深的火山碎屑层段具有明显的“摄取Os，损失Re”的特征(Reisberg et al., 2008).此处Os含量增加的原因很可能是富Os的Fe-Mn羟基氧化物加入的缘故(Ravizza et al., 2001; Baker and Jensen, 2004; Reisberg et al., 2008)，也有可能是来自于洋中脊扩张中心低温热液流体形成的富Fe-Si的热液沉淀物的清扫作用(Alt and Teagle, 2003; Rouxel et al., 2003)，因为此层段的渗透性较好且会经历很高程度的氧化性蚀变，而且这些矿物在离海水较近的洋壳上部层段中也是广泛存在的.而在洋壳的中下部火山碎屑层段中，岩体深处更倾向于还原性环境中的热液蚀变作用对于Os的含量几乎没有什么影响(Reisberg et al., 2008)，因为在这种环境中生成的次生黄铁矿中的Os含量很低(Brügmann et al., 1998; Stein et al., 1998).Re与Os不同，不易被Fe-Mn羟基氧化物所吸附，因此，洋壳上部火山碎屑层段中Re的损失除了岩浆的脱气作用外(Lassiter, 2003)，氧化性蚀变过程中Re以ReO₄^-阴离子溶解态的形式被释放进入海水中也是非常重要的因素，因为Re在氧化性条件下具有很高的溶解度，但在还原性环境中则变得很稳定(Peucker-Ehrenbrink et al., 2003; Yamashita et al., 2007; Reisberg et al., 2008)，所以Re在中下部火山碎屑层段中的损失程度要比上部的低很多，且由于在此区域中富含Re的还原性次生黄铁矿的大量出现(Roy-Barman and Allègre, 1994; Brügmann et al., 1998; Ravizza et al., 2001)，使得在中下部火山碎屑层段中对Re的补给可能超过Re的损失(Reisberg et al., 2008).

对于洋壳上部受热液作用影响程度相对较浅的枕状熔岩层段而言，虽然Os的含量比处于临近区域的上部火山碎屑层段的低，但相比于中下部枕状熔岩层段，其赋存的Os的数量明显高的多(Reisberg et al., 2008).因为洋中脊玄武岩中Os的丰度并非主要受控于硅酸盐的结晶作用，而是受控于硫化物和其他副矿物的熔离作用(Burton et al., 2002; Gannoun, 2004)，在岩浆分异过程中Os的相溶性行为导致了这些微量矿物大部分通过存在于包裹体内或与分馏的主要硅酸盐矿物共沉淀的形式迁移出来，因此Os在枕状熔岩不同层段中含量的差异更可能主要反映的是诸如岩浆分异作用、部分熔融程度或是物源成分特征的差异，而非热液蚀变的贡献(Reisberg et al., 2008).Re在所有枕状熔岩层段中的含量都要比火山碎屑层段中的含量高，同时也比典型新鲜洋中脊玄武岩的含量高，这可能也是得益于富集Re的次生黄铁矿的存在(Reisberg et al., 2008).

不管是在洋壳的枕状熔岩层段还是火山碎屑层段中，¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值都随着深度的增加而变大，这代表了洋壳深部区域对Re的吸收(Peucker-Ehrenbrink et al., 2003; Reisberg et al., 2008).同时，处于同一深度段内的枕状熔岩层段的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值要明显高过于火山碎屑层段的值，这与前者中较高的Re/Os比值相一致，而通过年龄推算得到的洋壳各层段初始¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值的差异则主要归因于洋壳在经历了热液作用后Re、Os的增加或者是损失的程度，而越接近海底表面，海水对围岩的Os同位素组成特征的影响越重(Peucker-Ehrenbrink et al., 2003; Reisberg et al., 2008).

虽然洋中脊热液系统的形成时间普遍不长，但不同区域洋脊扩张速率的不同，会造成孕育热液活动区围岩的年龄也有较大差异，同时，围岩性质和热源深度的不同也都是影响洋壳的Os含量和同位素组成特征的重要因素.比如东太平洋海隆9°50′N附近轴部岩浆房的最浅深度约为海底之下1.5 km(Tolstoy et al., 2008)，而在慢速扩张的大西洋中脊TAG区域，其轴部岩浆房的最浅深度可能深达4~7 km(German and Seyfried, 2014).由于洋中脊玄武岩的热液蚀变无法提供足够的非放射性成因Os来平衡河水汇入海洋带来的放射性成因Os，虽然天体尘埃也许是潜在的可能给海洋提供更多非放射性成因Os的源泉，但其仍不足以平衡海洋的Os库存(Sharma et al., 2007).所以地幔来源的远比玄武岩的Os含量高且有着较低¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值的超镁铁质岩石，例如出露在洋中脊区域且发育诸如Logachev和Rainbow等热液区的橄榄岩和蛇纹岩的水岩反应很可能是海洋中非放射性成因Os的另一个重要来源(Cave et al., 2003).最终，以上所有因素的结合使得发育洋中脊热液系统的洋壳其Os丰度和同位素组成特征呈现出较大的差异性.

1.3   热液流体中的Os

热液流体是海底之下热液作用的参与者，也是热液反应产物的接受者和运移的主要载体，在现代海底热液系统中具有非常重要的地位.Sharma et al.(2000, 2007)对来自胡安德福卡洋脊段上的轴部高温流体、离轴低温流体以及弥散流进行的Os含量和Os同位素组成特征分析结果显示，所有24个样品的Os含量为1.2×10^-15~39.4×10^-15，其中大部分样品的Os含量与海水的值接近或者低于海水的值，这暗示了热液流体相对于海水并不富集Os.高温和低温热液流体在Os丰度上并没有明显的区别，但在Os同位素组成特征上则有较大的不同，高温热液流体的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值为0.129~0.401，这表明其Os同位素组成特征几乎完全受控于围岩，在海底之下的反应区中初始热液流体(即海水)与围岩之间存在明显地Os元素交换现象(Sharma et al., 2000, 2007).离轴低温热液流体和弥散流的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值(0.43~1.04) 比较接近，且都要比高温热液流体的值高的多，这表明它们可能是高温热液流体和下渗海水组分在近海底表面区域内混合的结果(Sharma et al., 2000, 2007).

Cl离子是热液流体中最主要的阴离子，热液流体中大部分的阳离子以Cl的络合物的形式存在(German and Seyfried, 2014)，虽然OsCl₆^2-也可能是海水中溶解态Os的一种形式(Koide et al., 1991; Yamashita et al., 2007)，但研究表明热液流体中Cl与Os在丰度上不存在相关性，因此氯的络合物几乎不可能是热液流体中Os溶解度的主要控制因素(Sharma et al., 2000).

当热液流体在高温的反应区形成后，因为热浮力的缘故会向上运移，在经历冷却传导或者与下渗海水混合反应后喷出海底.在这个过程中，会生成大量的还原性硫化物，例如在热液系统内部普遍存在的黄铁矿.虽然黄铁矿中并不富集Os，但因其巨大的储量，使得热液流体通过蚀变作用从岩石的硫化物相中摄取出来的Os有可能因为黄铁矿的沉淀而又从流体中迁移出去(Brügmann et al., 1998; Sharma et al., 2000, 2007)，从而影响热液流体中Os的含量和同位素组成特征.

1.4   热液产物中的Os

海底热液活动过程中形成的各种产物类型丰富，分布广泛，它们既可以生成在海底之下上千米的深处，也可以覆盖在海底表面形成各种巨大的堆积体.常见的热液产物包括硫化物烟囱体、块状网脉状硫化物丘体、低温弥散流成因的Fe-Mn羟基氧化物和硅酸盐、以及热液羽状流的细颗粒沉降物等.

1.4.1   热液硫化物中的Os

热液成因硫化物中的Os含量普遍不高且变化范围较大，对用电视抓斗和拖网采集自东太平洋海隆、大西洋中脊、中印度洋脊、西南印度洋脊不同热液区的37个块状硫化物样品进行的分析表明Os含量主要位于1.7×10^-12~118.0×10^-12之间，仅有一个来自烟囱体内部的样品其Os含量达到了3 990×10^-12(Ravizza et al., 1996; Zeng et al., 2014).而Brügmann et al.(1998)所分析的10个样品则来自ODP 158航次在TAG热液丘体中钻取的岩心，这些硫化物样品的Os含量更低，为0.04×10^-12~4.20×10^-12.相比之下，所有以上样品的Os同位素组成值的变化范围不大，除了那个来自烟囱体内部的样品的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值低至0.16外，其余样品的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值为0.44~1.21，剔除了样品中¹⁸⁷Re放射性衰变的影响后，这些样品的Os同位素组成值基本介于海水组分和洋中脊玄武岩组分端元之间，这表明样品中的Os主要来自以上两个端元组分的混合，且可能更多地是来自于海水组分(Ravizza et al., 1996; Brügmann et al., 1998; Zeng et al., 2014).

Os在TAG热液系统的垂直剖面上似乎呈现出主要富集在顶部区域的特征，由于此区域主要由硫化物烟囱体及其塌陷产物以及热液羽状流的沉降物组成，受海水的影响明显，所以该区域中相对富集的Os可能是硫化物矿物在沉淀形成的过程中对溶解在海水中的Os的吸附或是共沉淀的结果，此外也可能与热液流体将早期形成的Os重新活化并将其向顶部运移有关(Brügmann et al., 1998).TAG丘体顶部硫化物样品具有与海水相似的Os同位素组成特征也印证了这一观点(Brügmann et al., 1998).在TAG热液系统的中下部，硫化物样品的Os含量相对变低，且Os同位素组成特征更倾向于洋中脊玄武岩组分(Brügmann et al., 1998).然而，Os含量高达3.99×10^-9的由拖网获取的硫化物烟囱体内部样品则与以上观点相左，其¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os值低达0.16，这表明Os的富集机制可能还受到其他因素的制约，包括热液流体Os含量的不同、流体与硫化物样品之间的分配系数、样品形成区域的氧化还原环境的变化以及多期次的热液蚀变作用等(Ravizza et al., 1996; Zeng et al., 2014).

虽然洋中脊区域发育的热液系统年龄一般较小，但是其较高的Re/Os比值也可能在短时间内给样品带来大量的放射性成因Os，所以有关热液系统中Re含量和分布的信息也十分重要.在TAG热液系统中，钻探所取的硫化物样品的Re含量的变化范围为2.1×10^-9~72.0×10^-9，其分布特征也与Os截然相反，呈现出上部低下部高的特征(Brügmann et al., 1998)，而由电视抓斗取自全球不同热液区的硫化物样品的Re含量为0.1×10^-9~33.5×10^-9(Zeng et al., 2014)，比Os的含量高3~5个数量级，这也与在东太平洋海隆21°N热液区由阿尔文号深潜器所取的硫化物样品的Re/Os比值相似(Roy-Barman and Allègre, 1994).Re和Os一样，在热液丘体中的分布同样受到氧化还原环境的制约.虽然在海水中Re主要以高铼酸盐离子(ReO₄^-)的形式稳定存在，但在热液系统内部还原性环境下的H₂S会将其还原成溶解性很差的+4价态(Brügmann et al., 1998; Yamashita et al., 2007).而且，研究表明Re确实具有倾向于富集在还原性环境中的特征，所以在热液系统的较深处可能成为Re的汇聚场所(Brügmann et al., 1998; Reisberg et al., 2008).因此，样品中的较高的Re/Os比值和分布特征的差异也是影响热液硫化物中Os的丰度变化和同位素组成特征的一大因素.

海底热液系统中常见的不同类型硫化物对Os和Re的富集程度也不一样，Zeng et al.(2014)的研究表明，黄铁矿和Fe-Cu硫化物集合体样品的Os和Re的平均含量(分别为17.76×10^-12和11.46×10^-9)以及¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os平均比值(11 980) 通常比闪锌矿和富Zn硫化物矿物集合体样品的值(平均Os、Re含量分别为7.09×10^-12和0.31×10^-9，平均¹⁸⁷Re/¹⁸⁸Os比值为207) 高.这暗示了Re和Os更容易进入富含Fe和Fe-Cu的硫化物矿物相中(Zeng et al., 2014)，且可能主要以吸附态存在于矿物表面(Brügmann et al., 1998; Woodhouse et al., 1999; Yamashita et al., 2007).

1.4.2   热液沉积物中的Os

海底热液系统中的热液沉积物一般有两类来源，一类是来自热液羽流物质的沉降，另一类是来源于活动热液喷口附近块体物质的崩塌(Mills et al., 1993; German and Seyfried, 2014).因为从热液系统深部迁移到海底的溶解性物质一般只有一部分沉淀在近喷口区域，形成以块状硫化物为主的堆积体，而更多的物质通过浮力和非浮力羽状流扩散到了洋脊的周边甚至更远的地方，所以热液沉积物相对于热液硫化物而言分布更广且总量更大(German and Seyfried, 2014).Sharma et al.(2007)对胡安德福卡洋脊Endeavour段Hulk热液喷口上方1.00 m和2.75 m处的热液羽状流的研究发现，Os含量与海水的值接近，分别为8.8×10^-15和14.1×10^-15，Os同位素组成特征也与海水的值一致，¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值分别为1.01和1.00，且Woodhouse et al.(1999)对东太平海隆近喷口区域的热液羽状流的分析结果也与此一致，这表明热液羽状流虽然刚离开喷口区域，但海水已经主导着其Os含量及同位素组成特征.Ravizza and McMurtry(1993)对东太平洋海隆和临近的Bauer海盆的8个表层含金属沉积物进行的分析显示Os含量位于129×10^-12~553×10^-12之间，所有样品的Os同位素组成特征与海水的值几乎一样，从而推断这些沉积物中的Os基本都是水生成因的.之后，Ravizza et al., (1996)又对阿尔文号深潜器用插管取心的方式采集自围岩为玄武岩的大西洋中脊TAG热液区的热液沉积物样品进行了分析，这段沉积物由上部热液硫化物物质崩塌后的碎屑堆积和下部热液羽状流的沉降物质组成(German et al., 1993)，相比于下部物质197×10^-12~277×10^-12的Os含量和1.038~1.053的接近海水的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值，上部物质的Os含量更高，为404×10^-12~509×10^-12，Os同位素组成值的变化范围大，为0.579~1.055.在剔除了远洋正常沉积的钙质和硅质物质的影响后，沉积岩心柱上部物质更高的Os含量和变化范围更广的Os同位素组成特征是硫化物物质本身、及其形成后的氧化作用和堆积区海水的渗入共同作用的结果(Ravizza et al., 1996).而下部的羽状流沉降物质虽然离活动高温热液喷口仅约100 m，但其¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值依旧没有明显受到洋壳组分的影响，反而一致性地表现出了近似于海水的Os同位素组成特征(Ravizza et al., 1996).

Cave et al.(2003)对围岩为超基性岩的Rainbow热液区获取的柱状热液沉积物样品进行了研究，这些样品的热液组分基本来自热液羽状流物质的沉降，因为离尚在活动的热液喷口较远(2~25 km)，所以样品中碳酸盐的含量基本位于80%~90%之间(Cave et al., 2002).即便如此，样品中的Os含量((67~544)×10^-12)也远比正常远洋沉积物和平均洋壳的Os含量高得多(Koide et al., 1986; Cave et al., 2003; Peucker-Ehrenbrink et al., 2012).样品中Os的埋藏通量是背景值的6~9倍，这说明样品中约85%~90%的Os都来自热液清扫作用(Cave et al., 2003).样品的Os同位素组成特征与海水相似，且离活动喷口较近的样品的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值比较远的样品略低，以上这些证据可能暗示了围岩为超基性岩的热液系统相对于发育在玄武岩中的热液系统而言更富集Os(Cave et al., 2003).

2.   洋中脊热液系统中Os循环的控制因素

洋中脊热液系统在固体地球和海洋的Os循环之间扮演了重要的角色.在海底热液循环过程中，Os在海水与洋壳之间的化学和同位素的交换方向和交换程度取决于温度和渗透性的不同，这在热液系统的深度方向上尤其明显.在温度较低、渗透性较好的浅部离轴下渗区，海水(及其被改造后的热液流体)对围岩中的Os的摄取能力较弱，而围岩却可能因为富Os的含Fe、Mn、Si羟基氧化物的沉淀而使其Os含量得到增加(Ravizza et al., 2001; Alt and Teagle, 2003; Rouxel et al., 2003; Baker and Jensen, 2004; Reisberg et al., 2008).从图 2中可以看出，绝大部分低温热液流体的Os含量比海水的值低，即使考虑到低温热液流体可能是由高温热液流体被下渗冷海水稀释而成的，而不仅仅只是传导性加热的结果，但因为大部分高温热液流体的Os含量也比海水的值低，所以依旧可以表明水岩反应过程中流体内的Os会遭受损失.低温热液蚀变过程中流体内的Os迁移出去的机制尚不清楚，但由于Os与氧化物的表面具有较高的亲和力(Yamashita et al., 2007)，因此低温水岩蚀变过程中含Fe、Mn、Si羟基氧化物的形成对流体内的Os的清扫作用可能具有重要意义.Os同位素在围岩与流体之间的交换作用可能也较微弱，这体现在低温热液流体的Os同位素组成特征主要还是受海水的控制.

图  2  高温和低温热液流体的Os含量的倒数与Os同位素组成之间的关系

高温和低温热液流体数据引自Sharma et al.(2000, 2007)；海水的数据引自Levasseur(1998)、Woodhouse et al.(1999)、Chen and Sharma(2009)；洋壳的数据引自Peucker-Ehrenbrink et al.(2012)

Fig.  2.  Os contents versus ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os plots for the high temperature and low temperature fluids

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在温度较高且处于还原性环境的深部反应区，由于大部分涉及矿物和流体的反应其温度越高反应速率越快(Seewald and Seyfried, 1990; Seyfried and Shanks, 2004; Pester et al., 2011)，所以此区域的水岩反应较为剧烈.高温热液流体会将席状岩墙杂岩体的基底部位或是靠近基底部位的岩石中的Os摄取出来，从而使自身的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值大幅降低.但高温热液流体的Os含量相对于海水并没有显著增加，相反大部分样品的Os含量比海水的值低.高温和低温热液流体随着Os含量的升高，其¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值分别趋向于洋壳端员和海水端员(图 2)，这反映了高低温热液流体Os含量的控制因素之间的差异.高温热液流体的¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值明显比低温热液流体的值低，但Os含量同样没有优势，这表明高温热液流体内的Os同样存在向外迁移的情况，甚至比低温热液流体中的迁移程度更高.Os从高温热液流体中迁移出去的机制和途径现在同样不清楚.Sharma et al.(2000)猜测Os从高温热液流体中迁移出去是通过流体从反应区到海底表面的上升过程中硫化物的析出沉淀来实现的.虽然海底之下赋存着的规模巨大且Os含量比热液流体高几个数量级的硫化物矿层(Humphris et al., 1995; Zierenberg et al., 1998)，可以让我们就做出以上推断.然而，胡安德富洋脊Baby Bare热液区的低温热液流体样品中溶解性硫酸盐的含量约为17 mmol/kg，而硫化物的含量极低，这暗示了硫化物的沉淀可能不是Os从热液流体中迁移出来的唯一机制(Sharma et al., 2007).相分离作用是制约热液流体中许多金属元素丰度的重要因素，因为大部分金属离子在高温流体中是以氯络合物的形态运移的(Helgeson et al., 1981; Tievy, 2007; German and Seyfried, 2014).但对于Os而言则可能是个例外，虽然目前并不清楚热液流体中Os的物质组成形态，但研究表明热液流体中Os和Cl的含量之间不存在相关性(Sharma et al., 2000)，所以相分离作用造成的低氯或高氯热液流体对于Os的迁移可能影响甚微.Yamashita et al.(2007)通过实验发现海水中的溶解性+8价态Os难以被Fe、Mn、Si的氧化物所吸附，但当其发生还原反应后，则比较容易从海水中迁移出来.这说明还原性环境对于热液流体中Os的析出具有重要意义.此外，由于低价态的Os比+8价态Os溶解度低得多(Yamashita et al., 2007)，所以深部反应区中的Os也可能因为溶解能力的变化而从流体中释放出来.

当热液流体达到最高温度后，由于其相对于冰冷的海水极具浮力，因此会快速上涌返回海底.在上涌的过程中，随着传导性冷却以及与下渗海水的混合，Os会因为硫化物的逐步析出而从热液流体中被清扫出来.热液流体喷出海底表面后，与冷海水的混合而造成的温度骤降和氧化还原环境等巨变会迅速导致硫化物的大规模沉淀堆积.热液系统不同深度硫化物中的Os含量和同位素组成由此具有不同的特征(图 3)，硫化物堆积体的顶部区域相对于底部区域而言会富集Os，同时，Os同位素组成值也比底部区域的值高.以上现象的出现可能是以下两种情况共同作用的结果：(1) 海水中的Os含量比热液流体的含量高，所以表层硫化物从海水中清扫出来的Os含量也高，因此其¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值也高；(2) Os的活性比较高，早期形成的硫化物中的Os会被上涌的流体携带而沉淀在浅表层.在剔除了¹⁸⁷Re衰变所造成的影响后，硫化物的Os同位素组成基本位于海水和热液流体端员之间，表明硫化物中的Os基本是这两者混合的结果.此外，从图 3中可以明显看出，通过电视抓斗、拖网等工具从海底表面获取的硫化物样品的Os含量比通过钻探获取的深部硫化物样品的Os含量高得多.受限于深部硫化物样品的采样数量较少且采样区域单一，海底之下硫化物与海底表面硫化物Os含量的巨大差异是特例还是普遍现象目前还不得而知，假如这是一种普遍现象，那么表明氧化还原环境对硫化物清扫Os的效果影响巨大，硫化物在氧化环境中对Os清扫的能力可能要比在还原性环境中强的多.

图  3  热液硫化物的Os含量与Os同位素组成之间的关系

表层硫化物数据引自Ravizza et al.(1996)、Zeng et al.(2014)；深部硫化物数据引自Brügmann et al.(1998)；海水的数据引自Levasseur(1998)、Woodhouse et al.(1999)、Chen and Sharma(2009)；洋壳的数据引自Peucker-Ehrenbrink et al.(2012)

Fig.  3.  Os concentrations versus ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os plots for the hydrothermal massive sulfide

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3.   结语

Os在洋中脊热液系统中的循环起始于海水的下渗，被加热后温度持续升高的海水与围岩中的Os会彼此发生交换，使得正在形成中的热液流体释放出其自身的放射性成因Os组分，得到源自洋壳的非放射性成因Os组分，从而降低其¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os比值.在这个过程中，上部围岩可能因为富Os的含Fe、Mn、Si羟基氧化物的沉淀而使其Os含量得到增加，下部围岩Os含量增加的幅度可能因为以黄铁矿为代表的硫化物较弱的清扫能力而减低，而高温和低温热液流体的Os含量则普遍比海水低.热液流体在从围岩中摄取出Os的同时，热液沉淀物的析出也会从热液流体中带走大量的Os，热液流体中Os的此消彼长取决于温度、氧化还原环境以及溶解度等的不同.当流体到达热液系统的深部，温度上升到最高值后，会因为浮力作用而开始快速上升返回海底表面，在海水与热液流体的混合过程中，近喷口区域会形成高耸的硫化物堆积体，而远离喷口区域的地方由于热液羽状流的漂移，会沉淀形成含金属沉积物.从高温热液流体到低温热液流体乃至热液羽状流，海水组分所占的比重越来越大，这直接导致了不同类型热液产物的Os含量及同位素组成特征差别巨大.由于富集铁羟基氧化物的含金属沉积物强大的清扫能力，使得其相对于热液硫化物而言更富集Os.热液硫化物中的Os同位素组成特征虽然更多地与海水接近，但依旧可以看出热液流体参与的迹象，且硫化物在热液系统浅部氧化环境中对Os清扫的能力可能要比在深部还原性环境中强的多，而含金属沉积物的Os同位素组成特征则基本受到海水的控制.