2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室, 山东 青岛 266061
2. Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, Shandong, China
0 前言
岛弧-弧后盆地是海底热液活动及热液硫化物矿床发育的重要环境。全球正在活动的岛弧-弧后盆地主要分布在西太平洋，大致北起千岛岛弧，经由伊豆小笠原弧及弧后裂谷、琉球岛弧冲绳海槽、马里亚纳岛弧-海槽及新大不列颠弧马努斯海盆等，终止于克马德克岛弧劳海盆[1]。近年来，岛弧-弧后盆地多金属硫化物的资源前景受到特别关注，国际上多家国际矿业公司和国际组织争相投资对南太平洋岛国专属经济区内的岛弧-弧后盆地的多金属硫化物资源开展勘探。如总部设在加拿大的鹦鹉螺公司(Nautilus Minerals)澳大利亚分公司对巴布亚新几内亚(PNG)的位于东马努斯海盆专属经济区内的Solwara-1多金属硫化物矿床进行了大量钻探工作[2-3]，指出该矿床为全球首个符合NI43-101标准的海底大型硫化物矿床。
自20世纪80年代开始，国际上先后对劳海盆[4-6]、北斐济盆地[7-8]、冲绳海槽[9-10]、马努斯盆地[11-12]和马里亚纳[13]海槽等弧后盆地开展了热液活动调查，陆续发现了一系列热液硫化物区。截止到20世纪末，全球约11%的弧后盆地(总长度约11 000 km)完成了热液活动调查[14]。进入21世纪，弧后盆地热液活动调查进展迅速，截至目前，约35%的弧后盆地完成了热液活动调查，又发现了大量的热液硫化物区。全球岛弧-弧后盆地发现的热液硫化物区数量庞大，约占全球已知海底热液硫化物区的1/3[15]。
近几十年的调查和研究发现，大多数岛弧-弧后盆地上发育的热液硫化物矿床主要为黑矿(Kuroko)型硫化物矿床[16-17]，即产自于中性至长英质的海相火山岩中的块状硫化物矿床。热液成矿作用主要集中在弧后盆地，岛弧上的热液硫化物区的数量较少[18]。国际上对岛弧-弧后盆地热液硫化物调查研究程度较高的国家有日本[8, 10, 13, 16-17, 19-20]、法国[5, 7, 21]、美国[11, 14-15]、德国[1, 9, 18]等。我国的弧后热液硫化物调查研究始于20世纪80年代，主要在马里亚纳海槽[22-23]和冲绳海槽[22-23]进行，近十几年来又相继对劳海盆、马努斯海盆、冲绳海槽开展了调查研究，取得了不少成果[16, 22-24]。
本文基于国内外对西太平洋岛弧-弧后盆地热液活动的调查和研究成果，比较系统地总结阐述了岛弧-弧后盆地热液活动及多金属硫化物成矿特征。
1 西太平洋岛弧-弧后盆地热液区分布西太平洋发育全球典型的主动大陆边缘，其上分布有一系列的岛弧-弧后盆地。这些岛弧-弧后盆地体系在构造演化过程及基底岩石性质上表现出显著差异，但大多弧后盆地正经历着类似于洋中脊的扩张过程，扩张中心处具有很高的热流，并发育了广泛的热液活动。目前西太平洋岛弧-弧后盆地体系所发现的热液区主要集中在伊豆小笠原(Izu-Bonin)弧、马里亚纳(Mariana)岛弧-海槽、冲绳(Okinawa)海槽、马努斯(Manus)海盆、北斐济(North Fiji)海盆、汤加(Tonga)岛弧劳(Lau)海盆和克马德克(Kermadec)弧等区域(图 1)。
岛弧-弧后盆地高温热液硫化物区产出的构造环境可分为火山弧(已发现57处)、成熟弧后扩张中心(49处)和岛弧裂谷(31处)三大类[1]。根据基底岩石性质差异，火山弧可进一步分为洋内火山弧和“转换”型火山弧，岛弧裂谷可分为岛弧型洋壳裂谷(基底为安山质)和裂解大陆边缘(基底为长英质)，成熟弧后扩张中心基底主要为玄武质(表 1)。在成熟的弧后扩张中心区，劳海盆产出热液区数量最多，其次是西马努斯海盆和马里亚纳海槽(图 2a)；在岛弧裂谷区(即不成熟扩张中心)，马努斯海
盆产出热液区数量最多，其次是冲绳海槽(图 2b)；在火山弧区，汤加岛弧产出热液区数量最多，其次是克马德克岛弧和马里亚纳岛弧(图 2c)。
2 西太平洋岛弧-弧后盆地热液活动特征 2.1 喷口水深由于岛弧-弧后盆地各部位水深差异较大，因此其上发育热液喷口的水深也有差别。通过对不同构造环境热液喷口的水深分布特征的统计分析可以看出，岛弧-弧后盆地三大类构造环境下热液活动发育水深具有规律性变化趋势(图 3)。
统计了137处岛弧-弧后盆地高温热液硫化物区水深资料[1]，发现火山弧上热液区水深总体浅于3 000 m。其中，大陆边缘弧及过渡弧(岛弧型洋壳基底上发育的火山弧)上热液区水深普遍浅于1 000 m，过渡弧/洋内弧的后弧上热液区水深较深，介于1 500~3 000 m，而洋内火山弧热液区水深介于两者之间。整体来讲，火山弧环境下热液活动主要集中在浅于1 700 m的水深范围, 由火山弧到岛弧裂谷，再到弧后扩张中心，水深逐渐加深，整个岛弧-弧后热液区水深变化范围较大(可达4 000 m)，并且呈连续过渡。
2.2 喷口温度统计了岛弧-弧后盆地中54处热液喷口流体最高温度数据[1]。其中，火山弧热液区23处，最高喷口流体温度为116～360℃，平均值为225℃，最高喷口流体温度变化范围(ΔT)达244℃；岛弧裂谷热液区14处，最高喷口流体温度为120～358℃，平均值为272℃，ΔT高达238℃；成熟弧后扩张中心热液区17处，最高喷口流体温度为194～383℃，其平均值为317℃，ΔT为189℃。可见火山弧及岛弧裂谷亚环境下热液区具有大致相似的ΔT，而成熟弧后扩张中心的ΔT较火山弧和岛弧裂谷热液区低，同时其上大多数喷口的流体温度较以上两类环境高。
从数值分布(图 4)上来看，岛弧-弧后热液喷口流体最高温度主要集中在220～360℃，火山弧热液区喷口ΔT最大，但主要集中在120～320℃，最高频数(n=7)对应220℃区间，其次是120℃区间，该类环境下相对低的喷口流体温度及较大的ΔT主要受其水深及相分离过程制约；岛弧裂谷热液最高喷口流体温度主要集中在200℃以上，介于200～360℃之间；成熟弧后扩张中心对应的温度集中在280℃以上，均不低于200℃。可见，从火山弧到成熟弧后扩张中心，喷口水深与喷口流体最高温度具有相似的变化特征，前人研究[1]认为两者存在一定的相关性，而这种相关性与岛弧-弧后盆地热液体系中的相分离过程有关，这是因为相分离导致近海底上升区热液流体温度沿沸腾曲线迅速降低，而浅水环境下易于发生相分离。
统计了海底(包括岛弧-弧后和洋中脊)热液喷口流体温度及水深数据(图 5)。相比于其他海底环境，一定数量的火山弧及岛弧裂谷热液喷口流体的温度-深度数据点接近或落在沸腾曲线上，指示了广泛发育的相分离过程。这种普遍的相分离过程原因[1, 27]主要有：1)水深较浅，大多数岛弧热液喷口水深低于2km，上升区高温热液流体承受的上覆水压小，易于沸腾；2)受到岛弧-弧后岩浆活动的影响，流体中H2O、CO2、H2S等挥发分浓度高，易于发生沸腾。岛弧-弧后环境下，相分离过程可以把海水视为纯水、NaCl和CO2的三元混合物，其NaCl的质量分数为3.2%(556毫摩尔/千克)[28]。研究表明[29]，CO2质量分数显著影响相分离曲线的位置和形态，CO2质量分数升高，相分离曲线会向高压及低温方向移动。海底下热液流体沸腾过程中，流体通过蒸汽过程冷却，并且随着压力降低，流体温度沿着沸腾曲线迅速降低，当上升热液流体上升至一定深度时，与海水混合及围岩冷却过程导致沸腾过程停止。
统计了2 700多个岛弧-弧后盆地硫化物主要元素(Cu-Fe-Zn-Pb-Ba)数据，这些数据主要源自Hannington等[30]及Fouquet等[31]等的工作，据此分别绘制了不同构造环境下热液硫化物/硫酸盐的Cu-Fe-Zn、Cu-Pb×10-Zn、Cu-Ba-Zn元素相对质量分数图。为了反映基底岩性对热液产物组分的影响，将岛弧型洋壳(安山质)基底的火山弧(及裂谷)与正常洋壳(玄武质)基底的火山弧分开讨论。
从四类岛弧-弧后环境下硫化物Cu-Fe-Zn相对质量分数图(图 6)上可知，虽然数据点数量存在差别，但各环境下的Cu-Fe-Zn相对质量分数图的投点分布具有显著一致性：大部分数据点集中在Fe-Zn区域，为富Zn和富Fe型，Cu的相对质量分数最大为50%～60%，但仅限于少数数据点，可知硫化物主要为Fe-Zn型。这与洋中脊热液硫化物形成鲜明对比[31]，后者超基性岩上发育的热液硫化物主要为Cu-Zn型，而基性岩上热液硫化物数据点在相对质量分数图中分布比较均匀。
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| a.洋内火山弧；b.洋壳基底的(成熟)弧后扩张中心；c.过渡弧及弧后扩张中心；d.陆壳裂谷。 a. intraoceanic arc; b. intraoceanic back-arc spreading center; c. transitional island arcs and back-arc rift; d.intracontinental rift． 图 6 岛弧-弧后盆地热液硫化物Cu-Fe-Zn相对质量分数图 Figure 6 Relative contents for Cu-Fe-Zn in hydrothermal sulfides from different arc and back arc systems |
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硫化物Cu-Pb×10-Zn相对质量分数图(图 7)可用于考察除元素Fe之外的三类成矿元素的相对质量分数大小。洋内火山弧硫化物的Pb-Cu-Zn数据点分布较为均匀，无显著富集区域(图 7a)；成熟弧后扩张中心数据主要沿着Zn-Pb和Cu-Zn边界分布(图 7b)，具有Pb-Zn和Cu-Zn型两组类型；大部分过渡弧热液硫化物数据主要沿着Pb-Zn边界分布，为Pb-Zn型(图 7c)；陆壳裂谷内的热液硫化物Pb显著富集(图 7d)，占主导地位，为单一的富Pb型。而洋中脊硫化物主要为Cu-Zn型，不富Pb[30]。
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| a.洋内火山弧；b.洋内弧后扩张中心；c.过渡弧及弧后扩张中心；d.陆壳裂谷。 a. intraoceanic arc; b. intraoceanic back-arc spreading center; c. transitional island arcs and back-arc rift; d.intracontinental rift. 图 7 岛弧-弧后盆地热液硫化物Cu-Pb-Zn相对质量分数图 Figure 7 Relative contents for Cu-Pb-Zn in hydrothermal sulfides from different arc and back arc systems |
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Ba在硫化物中主要以脉石矿物重晶石产出，在Cu-Zn-Ba相对质量分数图(图 8)上，数据点分布均较为分散，但相对于Cu、Zn，Ba表现出一定程度的富集特征，而洋中脊环境热液硫化物显著亏损Ba[30]。
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| a.洋内火山弧；b.洋内弧后扩张中心；c.过渡弧及弧后扩张中心；d.陆内裂谷。 a. intraoceanic arc; b. intraoceanic back-arc spreading center; c. transitional island arcs and back-arc rift; d.intracontinental rift. 图 8 岛弧-弧后盆地热液硫化物Cu-Ba-Zn相对质量分数图 Figure 8 Relative contents for Cu-Ba-Zn in hydrothermal sulfides from different arc and back arc systems |
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为了阐明岛弧-弧后盆地各类环境下产出的热液硫化物的元素富集特征，统计了不同构造环境(含洋中脊)内3 800余个硫化物的元素数据[30-31]，分析了主要金属元素Cu、Pb、Zn、Au和Ag的含量变化特征(图 9)。根据基底的差异，岛弧构造环境包括成熟弧后扩张中心、洋内火山弧、过渡弧和弧内裂谷、陆壳裂谷，洋中脊环境包括超基性岩区、无沉积物覆盖的MORB区和有沉积物覆盖的MORB区。
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| A.洋内弧后盆地；B.洋内火山弧；C.转换弧；D.裂解大陆边缘；E.洋中脊超基性岩区；F.无沉积物覆盖洋中脊；G.沉积物覆盖洋中脊。 A.intraoceanic back-arc basin; B.intraoceanic arc; C.transitional island arc; D.intracontinental rift; E.ultramafic-hosted ridge; F.sediment-free ridge; G.sedimented ridge. 图 9 不同构造环境下热液硫化物Cu、Pb、Zn、Au、Ag质量分数对比 Figure 9 Comparison for Cu, Pb, Zn, Au, Ag contents in hydrothermal sulfides from different tectonic environments |
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图 9显示，在包括洋中脊在内的七类构造环境中，洋中脊超基性岩热液硫化物Cu的含量最高，除岛弧型洋壳基底上发育的转换弧外，其他三类岛弧环境及无沉积物覆盖的洋中脊硫化物Cu的含量变化特征基本一致。
Pb在四类岛弧环境热液硫化物区均具有显著的富集优势，尤其是裂解大陆边缘，其次是转换弧，再次是洋内火山弧和洋内弧后盆地。这一定程度上反映了陆内裂谷沉积物组分对成矿物质Pb的贡献，同时也可能反映了基岩岩性变化(中酸性中性基性)对成矿物质的影响[29]。
Zn在四类岛弧环境均具有显著的富集优势，但相比较而言，洋内火山弧热液硫化物的Zn含量相对偏低，并且两类火山弧的Zn含量变化范围均较大，但仍然较超基性岩热液硫化物区显著偏高。
Au在火山弧环境(包括洋内火山弧、成熟岛弧等)具有显著的富集优势，而相比于超基性岩热液区，成熟弧后扩张中心和陆内裂谷热液区的Au富集程度较差。
Ag的含量特征与Pb相似，在四类岛弧环境热液区均具有显著的富集特征，首先是陆内裂谷环境，其次是成熟火山弧及其内裂谷，再次是洋内火山弧，最后是成熟弧后扩张中心。岛弧-弧后盆地热液硫化物的Ag含量均较洋中脊高。
3.3 岛弧-弧后盆地热液硫化物成矿规模Beaulieu等[15]给出了全球已知海底硫化物区的出露面积及估测资源量。其出露面积较为可靠，估算的资源量受到估算方法及调查资料的限制，存在一定的误差，但部分矿体由于有钻孔资料，其数值相对可靠。如Solwara-1热液硫化物区[2-3]，水深约1.7 km，实施了146个钻孔，最大钻深为20 m，初步查明在有烟囱体分布的0.09 km2范围内，多金属硫化物的估计资源量为2.17×106 t。
前人估算的全球海底各类环境下的硫化物资源量如图 10所示，不同的海底环境在产出硫化物矿体规模方面表现出明显的差异。慢速洋中脊大矿体最多，随着扩张速率的增加，大矿体的数量显著减少，快速洋中脊主要以小于1万t的矿体为主。岛弧-弧后盆地热液硫化物矿体规模变化较大，但其单个矿体资源量显著优于中速快速扩张洋中脊，同时不乏大矿体的产出，其产出的大矿体数量虽较慢速洋中脊数量少，但是要优于其他构造环境。
从大型矿床的产出来看，目前预测的全球2Mt以上的大型海底硫化物矿床共计9处(表 2)。其中，6处热液区分布在慢速扩张的北大西洋中脊(NMAR)，1处分布在沉积物覆盖的中快速扩张的胡安·德富卡洋脊，另有2处分布在西太平洋岛弧-弧后盆地，分别是位于伊豆小笠原弧的Sunrise区(预测资源量约3Mt)和位于东马努斯海盆的Solwara-1区，说明岛弧-弧后盆地可以产出大型的海底硫化物矿床。需要指出的是，Sunrise区为火山弧上热液区，说明尽管理论上火山弧岩浆作用强烈，热液系统易于发生相分离过程，但仍然具有发育大型硫化物矿床的可能性。
| 热液区名称 | 估算资源 量/M t |
所处位置(Vs:全扩张速率) | 备注 |
| Middle Valley | ~10 | 胡安德富卡, Vs＝5.4cm/a, | ODP169航次, 面积＞50 000m2 |
| (Bent Hill, ODP Mound) | 沉积物覆盖 | ||
| Puy des Folles | ~10 | 北大西洋中脊, Vs＝2.6cm/a | 不活动 |
| Zenith-Victory | ~10 | 北大西洋中脊, Vs＝2.6cm/a | 不活动 |
| Semyenov | ~9 | 北大西洋中脊, Vs＝2.6cm/a | 不活动, 面积＞300 000m2 |
| TAG | ~3.9 | 北大西洋中脊, | ODP158航次, 海床上堆积2.7Mt, 网脉矿1.2Mt, 面 |
| Vs＝2.4cm/a, MORB | 积=30000m2 | ||
| Krasnov | ~3 | 北大西洋中脊, Vs＝2.6cm/a | 不活动, 面积＞150 000m2 |
| Sunrise | ~3 | 伊豆-小笠原弧 | 火山弧, 活动, 面积=150 000m2 |
| Solwara-1 | ~2.17 | 东马努斯海盆, Vs＝1.4cm/a | 活动, 面积=90 000m2, 2018年实现开采, 水深 |
| 1 700m | |||
| Alvin zone | ~2.0 | 北大西洋中脊, Vs＝2.4cm/a | 不活动, 面积=100000m2 |
| 注:资料引自文献[2]。 | |||
不同于洋中脊的塞浦路斯(Cyprus)型硫化物矿床[32]，岛弧-弧后盆地主要发育黑矿(Kuroko)型硫化物矿床，并且由于热液系统多样化的构造背景，其热液成矿过程更为复杂[30]。而对于不同的岛弧、弧后热液硫化物区，由于其所处的构造环境不同，热液硫化物发育的控矿因素也不同。
3.4.1 岛弧岩浆作用岛弧岩浆作用影响火山弧热液硫化物区，以及毗邻的弧后扩张中心和岛弧裂谷上的热液硫化物区。岛弧岩浆作用除了提供热液成矿的热源外，还间接影响了成矿流体甚至成矿物质组成，同时与岛弧岩浆作用有关的热液系统相分离过程影响了热液产物的组成。
相比于洋中脊构造背景，岛弧-弧后盆地岩浆过程受到了俯冲组分额外加入的影响。本区域的热液喷口流体具有显著升高的CO2浓度[29]，同时其pH值也具有较大的变化范围，部分热液硫化物区显著偏低的喷口流体pH值[30]，与火山岩浆去气(CO2+SO2)过程有关；升高的CO2浓度与异常的pH值，都在一定程度上反映了火山岩浆去气过程对热液系统(流体)的贡献。
从成矿物质来源角度来看，岛弧-弧后盆地热液硫化物的硫同位素组成具有较宽的变化范围，同时部分热液硫化物区具有异常低的δ34S值。如马努斯海盆Conical seamount硫化物的δ34S值在-17.5‰~+6.1‰之间，是迄今为止在现代海底硫化物中发现的最轻的δ34S值[33]。表明弧后盆地热液系统中具有特殊硫源，最有可能是岩浆物质的加入。
从成矿金属元素来源来看，Yang等[34]通过对东马努斯海盆中性熔岩的研究，发现热液硫化物区熔岩的斜长石斑晶中熔体包裹体及玄武玻璃基质中，存在以CO2为主的气泡包裹体，其内具有高浓度的Cl，以及硫化物成矿元素Cu、Zn。由此认为富金属流体存在于未喷发的岩浆中，随着深部岩浆上升减压，以岩浆去气方式凝出以CO2为主的、富含金属硫化物的岩浆流体。
3.4.2 相分离过程沸腾流体上升至海底过程中，流体的减压伴随显著的降温，浅部的喷口普遍具有较低的流体温度。在沸腾过程中，随着气体物质的释放，流体中络合体的浓度和酸碱度发生变化，流体对碱金属及贵金属等的携带能力会改变[35]。
相分离控制了热液流体在海底释放时的最大温度，从而影响了硫化物的金属含量，而喷口温度与水深具有相关性。为了探究相分离过程对热液产物含量的影响，Monecke[1]分别建立了热液硫化物产出水深与金属含量的相关图解(图 11)，包括Cu、Zn、Pb、As、Hg、Sb与水深关系图解。不同构造环境具有不同的构造及岩浆演化史，水深差异较大，导致岛弧体系具有一系列连续变化的水深值。
图 11显示：具有最高Cu含量的热液硫化物均出现在水深超过1 000 m的海底；此外，部分微量元素含量如As、Sb、Hg与水深呈现负相关性；而其他的金属含量与水深没有明显的关系；说明部分元素的化学行为与相分离过程有关。Monecke[1]解释为沸腾的成矿流体在上升过程中，主要金属元素(Cu等)发生选择性的亏损，造成后续低温成矿流体中Ag、As、Au、Hg、Sb等元素的富集，从而在浅水堆积相应高场强元素含量的热液硫化物。
3.4.3 基岩类型基岩的影响主要体现在两个方面：其一是通过影响水-岩反应，为成矿系统提供成矿物质来源，影响热液产物的元素组分[36]；位于弧后扩张初期的弧后盆地，基岩为中酸性的流纹岩，热液矿体的金属类型为Zn-Pb型(如冲绳海槽)；处于扩张中期的弧后环境，如劳海盆南段，基岩为安山岩和玄武质安山岩，热液矿体的金属类型主要为Fe-Zn型；而处于扩张晚期的弧后环境，如北斐济盆地，热液硫化物矿体发育在玄武岩基底上，其金属类型为Cu-Fe型。其二是通过影响洋壳的结构，影响热液矿体的产出结构[5]。典型的实例来自于劳海盆瓦卢法脊(VFR)上热液硫化物区[5]，由于瓦卢法脊南北演化的差异，沿着瓦卢法脊由北向南，熔岩岩性逐渐由基性向中性转变。Vai Lili热液硫化物区位于VFR的中部，岩石以玄武岩为主，小型的断裂、裂隙及地堑式断裂带较为发育，断层控制着热液的排放，发育大规模的硫化物烟囱。而VFR南部的Hina Hine热液硫化物区，基底岩石以安山岩和英安岩为主，岩石高孔隙度是由于中性岩浆高气体含量导致，多孔的安山岩对网脉矿的发育至关重要，围岩强烈蚀变，并且被硫化物以侵染状或细脉状形式矿化，未见显著的烟囱构造。
3.4.4 扩张速率全球弧后扩张中心表现出不同的扩张速率，可从超慢速过渡到快速扩张，但大部分岛弧扩张中心为慢速扩张。根据已有调查资料，结合Beaulieu等[15]给出的各弧后扩张中心热液硫化物区的预测数据，分析了热液硫化物区在各扩张速率间上的分布规律，得出了各扩张速率区间预测的热液区数量分布如图 12所示。随着扩张速率的增加，热液区数量首先大幅增多(超慢速到慢速)，之后逐渐减少(慢速到快速)。热液区数量最多的扩张区间集中在20～40 mm/a，随着扩张速率的增大，单个扩张区间内热液区数量逐渐递减。
本文收集了目前仅有的出露面积及估算资源量的7个热液矿体资料，建立了扩张速率与出露面积及资源量的散点关系图(图 13)。尽管目前资料极为有限，但这有限的资料还是在一定程度上反映了扩张速率与矿体规模的相关性：在全扩张速率低于4 mm/a的情况下，随着扩张速率的升高，单个矿体的规模降低，与洋中脊类似[2]；但从图中可知，当扩张速率继续增大后，硫化物的规模可能会增大。
一部分岛弧-弧后盆地由于靠近大陆边缘，其热液成矿过程受陆源物质供给的影响，沉积物可作为热液成矿物质来源，继而影响相应热液产物的组分。以冲绳海槽为例，曾志刚等[36]对冲绳海槽Jade热液硫化物区开展了系统的Pb同位素研究，发现该区热液块状硫化物的Pb同位素数据呈线形排列，与沉积物和蚀变火山岩的Pb同位素组成一致，而与该区新鲜火山岩相比，具较高的放射成因铅，证实了该区海底块状硫化物中的铅是由沉积物与长英质火山岩来源铅构成的混合铅。
此外，对沉积物覆盖的热液区来讲，沉积物盖层可有效防止成矿物质的散失，类似于胡安·德富卡洋脊的Bent Hill热液区[2]，可作为有限的“保护层”，有助于形成大型矿床。
4 展望与结论相比于洋中脊热液硫化物区，西太平洋岛弧-弧后盆地热液硫化物区水深较浅，同时位置上靠近陆地，有利于开采。未来对岛弧-弧后盆地开展热液硫化物资源调查，主要应关注成矿规模及经济建设中所亟需的金属矿床类别。通过对岛弧-弧后盆地热液硫化物热液成矿作用的分析，结合已有的调查资料，我们认为岛弧-弧后盆地潜在的大型硫化物矿床主要集中在北斐济海盆、东马努斯裂谷、马里亚纳海槽和冲绳海槽等慢速扩张海盆；而就金属富集程度来看，富Pb及Ag的硫化物矿床主要发育在长英质-安山质基底的陆壳边缘裂谷，如冲绳海槽；富Au硫化物目前主要集中在玄武质-玄武安山质基底的火山弧及裂谷，如东马努斯海盆等。主要结论如下：
1)全球岛弧-弧后盆地热液区主要集中在西太平洋。西太平洋岛弧-弧后盆地热液硫化物区水深由火山弧向成熟弧后扩张中心逐渐变深，最高喷口流体温度也相应升高；火山弧和岛弧裂谷主要发育中温低温热液喷口，而成熟弧后扩张中心喷口主要为高温热液喷口；火山弧和岛弧裂谷广泛发育相分离过程。
2)岛弧-弧后盆地热液硫化物以Fe-Zn-Pb型硫化物为主，相对于洋中脊环境，显著富集Zn、Pb、Au、Ag等四类金属元素；在单个矿体规模上面，岛弧和弧后盆地均可产出大型硫化物矿床。
3)岛弧-弧后盆地热液成矿作用的主要控制因素及机制：岛弧岩浆作用显著影响成矿流体组分，相分离影响浅部喷口区Cu、Ag、Hg、Sb的富集特征，基岩差异制约硫化物组分及矿体结构，扩张速率与单个矿体资源量呈负相关的关系，而沉积物盖层可作为成矿物质来源，使其显著富Pb和Ag。
| [1] | Monecke T, Petersen S, Hannington M D. Constraints on Water Depth of Massive Sulfide Formation: Evidence from Modern Seafloor Hydrothermal Systems in Arc-Related Settings[J]. Economic Geology , 2014, 109 (8) : 2079-2101. DOI:10.2113/econgeo.109.8.2079 |
| [2] | Hannington M, Jamieson J, Monecke T, et al. The Abundance of Seafloor Massive Sulfide Deposits[J]. Geology , 2011, 39 : 1155-1158. DOI:10.1130/G32468.1 |
| [3] | Hoagland P, Beaulieu S, Tivey M A, et al. Deep-Sea Mining of Seafloor Massive Sulfides[J]. Marine Policy , 2010, 34 (3) : 728-732. DOI:10.1016/j.marpol.2009.12.001 |
| [4] | Kim J, Son S K, Son J W, et al. Venting Sites Along the Fonualei and Northeast Lau Spreading Centers and Evidence of Hydrothermal Activity at an Off-Axis Caldera in the Northeastern Lau Basin[J]. Geochemical Journal , 2009, 43 (1) : 1-13. DOI:10.2343/geochemj.0.0164 |
| [5] | Fouquet Y, Charlou J, Stackelberg U V, et al. Metallogenesis in Back-Arc Environments: The Lau Basin Example[J]. Economic Geology (Plus the Bulletin of the Society of Economic Geologists) , 1993, 88 (8) : 2154-2181. DOI:10.2113/gsecongeo.88.8.2154 |
| [6] | Lisitsyn P, Malahoff A, Bogdanov Y A, et al. Hydrothermal Formations in the Northern Part of the Lau Basin, Pacific Ocean[J]. International Geology Review , 1992, 34 (8) : 828-847. DOI:10.1080/00206819209465640 |
| [7] | Verati C, Lancelot J, Fouquet Y. Pb Isotope Study of Mineralizations at Oceanic Hydrothermal Vent Fields and Heterogeneities in the North Fiji Back-Arc Basin (SW Pacific)[J]. Comptes Rendus De l Academie Des Sciences SerieⅡ , 1994, 319 (8) : 921-928. |
| [8] | Yukihiro N, Jun-Ichiro I, Takayoshi K, et al. Hydrothermal Plumes Along the North Fiji Basin Spreading Axis[J]. Nature , 1989, 342 (6250) : 667-670. DOI:10.1038/342667a0 |
| [9] | Halbach P, Hansmann W, Köppel V, et al. Whole-Rock and Sulfide Lead-Isotope Data from the Hydrothermal JADE Field in the Okinawa Back-Arc Trough[J]. Mineralium Deposita , 1997, 32 (1) : 70-78. DOI:10.1007/s001260050073 |
| [10] | Kimura M, Uyeda S, Kato Y, et al. Active Hydrothermal Mounds in the Okinawa Trough Back-Arc Basin, Japan[J]. Tectonophysics , 1988, 145 (3) : 319-324. |
| [11] | Scott S D, Binns R A. Hydrothermal Processes and Contrasting Styles of Mineralization in the Western Woodlark and Eastern Manus Basins of the Western Pacific[J]. Geological Society London Special Publications , 1995, 87 (1) : 191-205. DOI:10.1144/GSL.SP.1995.087.01.16 |
| [12] | Both R, Crook K, Taylor B, et al. Hydrothermal Chimneys and Associated Fauna in the Manus Back-Arc Basin, Papua New Guinea[J]. Eos, Transactions American Geophysical Union , 1986, 67 (21) : 489-490. DOI:10.1029/EO067i021p00489 |
| [13] | Horibe Y, Kim K R, Craig H. Hydrothermal Methane Plumes in the Mariana Back-Arc Spreading Center[J]. Nature , 1986, 324 (6093) : 131-133. DOI:10.1038/324131a0 |
| [14] | Baker E T, German C R. On the Global Distribution of Hydrothermal Vent Fields[C]// German C R, Lin J, Parson L M. Mid-Ocean Ridges: Hydrothermal Interactions Between the Lithosphere and Oceans:Geophysical Monograph Series 148.Washington, DC: American Geophysical Union, 2004: 245-266. http://cn.bing.com/academic/profile?id=2170247064&encoded=0&v=paper_preview&mkt=zh-cn |
| [15] | Beaulieu S E, Baker E T, German C R. Where Are the Undiscovered Hydrothermal Vents on Oceanic Spreading Ridges?[J]. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography , 2015, 121 : 202-212. DOI:10.1016/j.dsr2.2015.05.001 |
| [16] | Halbach P Nakamura, Ko-ichi Wahsner M, et al. Probable Modern Analogue of Kuroko-Type Massive Sulphide Deposits in the Okinawa Trough Back-Arc Basin[J]. Nature , 1989, 338 : 496-499. DOI:10.1038/338496a0 |
| [17] | Iizasa K, Fiske R S, Ishizuka O, et al. A Kuroko-Type Polymetallic Sulfide Deposit in a Submarine Silicic Caldera[J]. Science , 1999, 283 (5404) : 975-977. DOI:10.1126/science.283.5404.975 |
| [18] | 侯增谦. 现代与古代海底热水成矿作用 [M]. 北京: 地质出版社, 2003 . Hou Zengqian. Modern and Ancient Submarine Hydrothermal Mineralization [M]. Beijing: Geological Publishing House, 2003 . |
| [19] | Horibe Y, Kim K R, Craig H. Hydrothermal Methane Plumes in the Mariana Back-Arc Spreading Center[J]. Nature , 1986, 324 (6093) : 131-133. DOI:10.1038/324131a0 |
| [20] | Sakai H, Gamo T, Kim E-S, et al. Venting of Carbon Dioxide-Rich Fluid and Hydrate Formation in Mid-Okinawa Trough Back-Arc Basin[J]. Science , 1990, 248 (4959) : 1093-1096. DOI:10.1126/science.248.4959.1093 |
| [21] | Fouquet Y, Stackelberg U, Von Charlou J, et al. Hydrothermal Activity and Metallogenesis in the Lau Back-Arc Basin[J]. Nature , 1991, 349 (6312) : 778-781. DOI:10.1038/349778a0 |
| [22] | 吴世迎. 世界海底热液硫化物资源 [M]. 北京: 海洋出版社, 2000 . Wu Shiying. Global Submarine Hydrothermal Sulfide Resources [M]. Beijing: Ocean Press, 2000 . |
| [23] | 吴世迎. 马里亚纳海槽海底热液烟囱物研究 [M]. 北京: 海洋出版社, 1995 . Wu Shiying. Study of Hydrothermal Chimneys in the Mariana Trough [M]. Beijing: Ocean Press, 1995 . |
| [24] | 曾志刚. 海底热液地质学 [M]. 北京: 科学出版社, 2011 . Zeng Zhigang. Submarine Hydrothermal Geology [M]. Beijing: Science Press, 2011 . |
| [25] | Beaulieu, Stace E. InterRidge Vents Database[DB/OL]. https://www.interridge.org/zh-hans/IRvents_database, 2015. |
| [26] | Koschinsky A, Garbe-Schönberg D, Sander S, et al. Hydrothermal Venting at Pressure-Temperature Conditions Above the Critical Point of Seawater, 5°S on the Mid-Atlantic Ridge[J]. Geology , 2008, 36 (8) : 615-618. DOI:10.1130/G24726A.1 |
| [27] | Foustoukos D I, Seyfried W E. Fluid Phase Separation Processes in Submarine Hydrothermal Systems[J]. Reviews in Mineralogy and Geochemistry , 2007, 65 (1) : 213-239. DOI:10.2138/rmg.2007.65.7 |
| [28] | Bischoff J L, Rosenbauer R J. Liquid-Vapor Relations in the Critical Region of the System NaCl-H2O from 380 to 415℃: A Refined Determination of the Critical Point and Two-Phase Boundary of Seawater[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta , 1988, 52 (8) : 2121-2126. DOI:10.1016/0016-7037(88)90192-5 |
| [29] | Ellis A J, Golding R M. The Solubility of Carbon Dioxide Above 100°C in Water and in Sodium Chloride Solutions[J]. American Journal of Science , 1963, 261 : 47-60. DOI:10.2475/ajs.261.1.47 |
| [30] | Hannington M D, Ronde C, Petersen S. Seafloor Tectonics and Submarine Hydrothermal Systems[J]. Economic Geology , 2005, 100 : 111-141. |
| [31] | Fouquet Y, Cambon P, Etoubleau J, et al. Geodiversity of Hydrothermal Processes Along the Mid-Atlantic Ridge and Ultramafic-Hosted Mineralization: A New Type of Oceanic Cu-Zn-Co-Au Volcanogenic Massive Sulfide Deposit[C]// Peter A Rona, Colin W Devey, Jérôme Dyment, et al. Geophysical Monograph Series 188.Washington, DC: American Geophysical Union, 2010: 321-367. |
| [32] | Hannington M D, Alan G, Herzig P M, et al. Comparation of the TAG Mound and Stockwork Complex with Cyprus-Type[J]. Proceedings of the Ocean Drilling Program: Scientific Results , 1998, 158 : 389-415. |
| [33] | Petersen S, Herzig P M, Hannington M D, et al. Submarine Vein-Type Gold Mineralization Near Lihir Island, New Ireland Fore-Arc, Papua New Guinea[J]. Economic Geology , 2002, 97 : 1795-1813. DOI:10.2113/gsecongeo.97.8.1795 |
| [34] | Yang K, Scott S D. Possible Contribution of a Metal-Rich Magmatic Fluid to a Sea-Floor Hydrothermal System[J]. Nature , 1996, 383 (6599) : 420-423. DOI:10.1038/383420a0 |
| [35] | Susan E Humphris, Robert A Zierenberg, Lauren S Mullineaux, et al. Subseafloor Processes in Mid-Ocean Ridge Hydrothermal Systems[C]//Alt J C. Seafloor Hydrothermal Systems: Physical, Chemical, Biological, and Geological Interactions:Geophysical Monograph Series 91.Washington, D C: American Geophysical Union, 1995: 85-114. |
| [36] | 曾志刚, 蒋富清, 翟世奎, 等. 冲绳海槽Jade热液活动区块状硫化物的铅同位素组成及其地质意义[J]. 地球化学 , 2000, 29 (3) : 239-245. Zeng Zhigang, Jiang Fuqing, Zhai Shikui, et al. Lead Isotopic Compositions of Massive Sulfides from the Jade Hydrothermal Filed in the Okinawa Trough and Its Geological Implications[J]. Geochimica , 2000, 29 (3) : 239-245. |