海底热液活动是海底正在持续进行的大规模成矿作用, 具有金属元素富集程度高、成矿速率大等特点, 是海底矿产资源的重要组成部分。海底热液活动的形成与海底扩张和板块构造有内在联系, 同时海底热液活动也是地球深部圈层与全球大洋间的物质与能量交换过程, 对研究全球气候变化、大洋热平衡以及深海生物圈有着重要意义。开展岛弧-弧后盆地体系构造-地球物理以及岩浆作用对热液活动及其成矿作用的控制及制约研究, 有助于了解海底热液活动形成机制, 进而为地球深部动力学、物质与能量循环过程提供新的证据。

对现代海底热液活动区的深入研究表明, 海底热液活动主要分布在与地震、火山、断裂、扩张密切相关的地质构造不稳定的区域^[1]。1977年, 美国“Alvin”号载人深潜器在Galápagos扩张中心首次发现热液产物丘状体和海底热液喷口生物群落^[2]。此后, 海洋地质学家们又陆续在西太平洋岛弧-弧后盆地体系, 如马里亚纳海槽^[3]、冲绳海槽^[4]、北斐济^[5-6]、劳海盆^[7]、马努斯海盆^[8]等地区发现热液活动, 并开展了大量研究工作。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, 但大多数弧后盆地的扩张中心处具有很高的热流, 并发育了广泛的热液活动^[9-10]。

然而并不是所有的海底扩张构造带均能发育热液活动, 热液活动产生于特定区域的特殊构造部位上, 热液活动与构造作用的耦合机制尚不明确。因此, 本文选取马努斯海盆热液区为主要研究对象, 从构造活动、岩浆作用两方面入手, 剖析其对热液活动的影响。

1 区域构造概况

马努斯海盆位于西南太平洋俾斯麦海的东北部, 新爱尔兰岛和新大不列颠岛之间, 在构造位置上处于停止活动的马努斯海沟(北部)和正在活动的新不列颠海沟(南部)之间(图 1)。马努斯海盆经历了复杂的扩张历史, 在晚中新世(距今约10 Ma)之前, 太平洋板块沿马努斯海沟向西南俯冲, 形成了一条连续的岛弧链, 即马努斯岛、新爱尔兰岛、新不列颠岛及新几内亚大陆的休恩半岛。在约10 Ma, 翁通-爪哇海底高原与新爱尔兰岛、马努斯海沟和北所罗门弧发生碰撞, 导致太平洋板块沿马努斯海沟的俯冲停止^[11], 同时使得俯冲极性倒转, 所罗门海板块开始沿新不列颠海沟向北俯冲^[11-14]。在距今3.5~4 Ma, 新不列颠岛弧-休恩半岛与新几内亚大陆碰撞之后发生逆时针旋转, 导致俾斯麦海盆张开, 马努斯海盆形成^[15]。同时, 新不列颠-休恩半岛与新几内亚大陆碰撞带的旋转形成了3个大型左旋转换断层(Willaumez、Djaul、Weitin转换断层), 并导致马努斯微板块发生顺时针旋转^[11]。虽然马努斯海盆地质年龄相对年轻, 但已经形成海底扩张中心^[11], 在距今 < 0.78 Ma时, 马努斯海盆抬升, 在马努斯微板块北端的扩张转换带(ETZ)及马努斯扩张中心(MSC)开始出现海底扩张^{[11, 16]}。目前, 马努斯海盆仍以较高的速度扩张(最高可达137 mm/a), 是世界上扩张速度最快的海盆之一^{[15, 17]}。此外, 位于马努斯海盆东部边缘的东南裂谷岩浆活动较活跃, 但是缺乏发育良好的磁异常条带, 表明其仍处于扩张的早期阶段^[13]。

马努斯海盆的地形明显受构造作用的控制, 呈近似菱形^[12], 水深在2 000~2 700 m之间^[15]。马努斯海盆的扩张形成了几个重要的构造单元^[11]:马努斯微板块(MMP)、Willaumez转换断层(WIT)、Weitin转换断层(WT)、Djaul转换断层(DT)、马努斯扩张转换带(METZ)、马努斯扩张中心(MSC)、东南裂谷(SER)和南部裂谷(SR)(图 1)。Willaumez、Djaul、Weitin断层均为NW-SE走向左旋转换断层, 呈左阶雁列式分布。Willaumez转换断层位于马努斯海盆的西部边界Willaumez隆起带的东部边缘。Weitin转换断层从东南裂谷火山脊的最东端向东南延伸, 穿过了新爱尔兰岛的南端。马努斯微板块位于马努斯海盆的中部, 形状也近似菱形, 其边界非常复杂:北部边界为马努斯扩张中心, 东南边界为南部裂谷, 东北边界为Djaul转换断层, 西南边界则为一挤压构造带。马努斯扩张中心长度约为120 km, 北东走向, 呈“S”形, 其南端向西弯曲, 东北端向东弯曲, 不发育转换断层及其他横切断层, 扩张速率快, 南端的平均扩张速率大于92 mm/a^[19]。马努斯扩张转换带长度约为90 km, 北西走向, 东南端与马努斯扩张中心的西南端相接, 形成一个“V”形, 西北端与Willaumez转换断层相连。南部裂谷为宽阔的断裂带, 发育一个水深超过2 400 m的地堑, 裂谷向西逐渐变窄^[18]。东南裂谷则位于Djaul和Weitin两个转换断层之间, 由一系列地堑组成^{[19, 20]}。

2 基底背景特征

通过对已知现代海底热液活动区的详细研究, 已证实热液活动区主要分布在与地震、火山、断裂、扩张紧密相关的地质构造不稳定区。海底热液活动的存在需要3个基本条件:热源、热液循环通道、热液循环水体, 能够产生热液活动的区域其地质环境必须满足上述条件^[21]。板块理论认为, 弧后盆地是板块俯冲及弧后扩张的产物, 该区域火山、地震、断裂频繁, 是易于发育热液活动的场所。各弧后盆地的演化阶段不同, 导致在构造特征、地壳性质和基底上存在差异, 进而影响着热液活动的发生-发展过程。

马努斯海盆已具有成熟的海底扩张中心^[11], 发育洋中脊特征的条带状磁异常^[15], 并有MORB型玄武岩产出, 地球物理资料显示, 马努斯海盆的地壳具有类似洋壳的结构^[20], 表明马努斯海盆中已经出现洋壳。马努斯海盆西部主要由海盆扩张成熟期产生的大洋中脊玄武岩组成^[22], 属于成熟弧后扩张中心。马努斯海盆东部是一个拉张裂谷, 处于扩张的早期阶段^{[13, 19]}, 属于不成熟弧后扩张中心。该区由一系列北东向的雁列式新火山脊组成, 火山活动发育, 火山岩为玄武岩到流纹英安岩系列^{[8, 12, 23-24]}。

其他弧后盆地, 如冲绳海槽也属于不成熟的扩张中心, 各段上部地壳结构与东海陆架盆地的地壳结构有相似性^[25], 但是中南段的下部地壳结构表现出洋壳的特征^[26]。在冲绳海槽中南段, 已发现有拉斑玄武岩出露^[27-28], 地球物理数据显示, 在海槽中段轴部追踪到了线性磁条带异常^[29], 表明冲绳海槽南段的中央裂谷带可能正在发生着海底扩张, 并有新生洋壳形成。对马里亚纳弧前基底岩石的研究表明, 主要由始新世形成的玻安岩和岛弧拉斑玄武岩组成, 其次还有少量始新世以前形成的岩石, 包括太平洋洋壳玄武岩^[30]。马里亚纳海槽中部出露玄武质火山岩, 表明已有洋壳形成, 为成熟的弧后扩张中心。北斐济海盆是西南太平洋边缘最大的边缘海盆之一, 其内部有现今仍在活动的扩张中心^[31], 为现今仅存的高成熟度活动边缘海盆, 具有非刚性的特征, 热流值较高, 存在异常上地幔^[32]。劳海盆北部已有大洋中脊玄武岩(MORB)出露, 地壳类型为洋壳, 是成熟的弧后扩张中心, 而劳海盆南部则属于裂谷化弧, 主要出露安山岩^[33]。

根据构造特征差异, 岛弧-弧后盆地热液区构造环境主要可以分为3类(表 1): (1)火山弧(如, 马里亚纳岛弧); (2)成熟弧后扩张中心(如, 北斐济海盆、西马努斯海盆/马努斯扩张中心); (3)岛弧裂谷(即不成熟弧后扩张中心, 如, 冲绳海槽、东马努斯海盆/马努斯海盆东南裂谷)^[9]。这3类不同的构造环境, 其基底岩石性质也存在较大差异, 岛弧型洋壳裂谷基底为安山质, 裂解大陆边缘基底为长英质, 而成熟弧后扩张中心基底主要为玄武质^{[9-10, 34]}。

3 结果与讨论

通过对前人已发表的数据结果分析, 发育热液活动的构造环境非常复杂, 虽然并不是所有的海底扩张构造带、火山作用或断裂构造均能发育热液活动, 但发现大洋中的热液活动主要分布在与地震、火山/岩浆作用、断裂、海底扩张等密切相关的地质构造不稳定区域。这是由于, 复杂的构造环境可以为海底热液活动提供其3个必要条件, 即热源、循环水体及物质、运移通道。岩浆作用是海底热液活动最主要的热源, 与热液活动几乎是同时存在的, 在时间和空间上密切相关。同时, 岩浆作用不仅为热液活动提供热源, 而且也可能提供部分物源。热液通道是热液流体发生对流循环的重要场所, 岩石中的空隙、裂隙及断层是热液对流的主要通道, 构造活动是形成这种通道的主要控制因素。

下面, 以马努斯海盆热液区为重点, 从区域构造背景和岩浆活动两方面进行剖析, 探讨其对热液活动的影响。

3.1 构造环境的影响

研究发现, 现代海底热液活动发育的构造环境主要是, 扩张轴上的中轴谷、无中轴谷的扩张轴、火山口、陆壳、大陆裂谷、沉积物区和三叉区等^[35]。其中, 海底火山是发育热液活动的重要场所之一, 热液活动往往发育在海底火山口内侧坡或口底部^[35]。

马努斯海盆热液活动主要分布在马努斯扩张中心(MSC)和海盆东部的东南裂谷区域(SER), 其中Vienna Woods热液区位于MSC, PACMANUS热液区、DESMOS热液区以及Susu Knolls热液区则位于SER^{[18, 36]}。

Vienna Woods热液区位于马努斯扩张中心附近, 水深2 470 m左右, 具有似MORB的玄武岩基底, 沉积物覆盖极少, 偶有1~2 m宽的沿轴裂隙, 其南部0.5 km处发育新火山^[36]。热液流体清澈, 与海水混合没有明显可见的沉淀, 流体温度在273~285℃, pH相对较高(4.2~4.9, 25℃), CO₂含量低(4.4 mmol/kg)^[36]。

PACMANUS热液区位于SER西部的Pual火山脊上, 水深约1 640~1 740 m, 是东马努斯海盆已知热液区中热液活动最活跃的地区^[18]。Pual火山脊由浅层独立岩浆房连续喷发而形成, 长约20 km、宽1~ 1.5 km宽、高于周围海底500~600 m^{[8, 18]}。PACMANUS热液区分布着多个热液活动点, 每个热液点的直径在100~200 m。尽管各热液点之间距离只有几百米, 但是不同热液点的喷口流体的温度、化学组成均有明显的差异^[36]。其中, Roman Ruins、Roger’s Ruins、Satanic Mills以及Fenway热液点的热液流体属于高温热液流体, 其温度范围分别为272~341℃、274~ 320℃、241~295℃以及284~358℃; 相反, Snowcap和Tsukushi(弥散流)热液点流体温度则相对较低, 分别为152~180℃以及 < 100℃^[36]。此外, 大部分喷口流体酸性非常强(pH=2.5~3.5, 25℃), 并具有较高的K/Ca比值, Mn、Fe、Pb等的含量也较洋中脊热液流体的含量高, 喷口流体盐度变化范围较大, 暗示流体中出现相分离, 说明烟囱体下部的温度可能超过350℃^[24]。总体看来, PACMANUS热液区的热液流体的温度主要分布在相对较高的范围内。同时, 喷口流体的δD_H2O值较负, 说明在Pual火山脊下部有岩浆水的加入, 部分喷口流体的pH(25℃, 2.6~2.7)较低, CO₂(高达274 mmol/kg)含量较高, δ³⁴S_H2S值(低至–2.7‰)较低, 说明在岩浆演化过程中有酸性挥发分进入热液流体^[36], 进一步指示了PACMANUS受火山活动影响显著。

DESMOS热液区的热液活动, 主要分布在DESMOS火山口西北缘的Onsen热液点, 白色的热液流体沿火山壁, 从裂隙和岩屑中喷出^[37-38]。Onsen热液点是在海底发现的首个硫酸型热液活动, 其热液流体温度为88~120℃, pH为1.54~2.1^{[37, 38]}, 具有较高的H₂S浓度(9.6 mmol/kg), 较低硅酸盐含量(3~ 5.82 mmol/kg), SO₄浓度为33 mmol/kg, Mg的浓度为48~53 mmol/kg^[39]。DESMOS热液区流体成分与典型热液流体组成形成对比, 表现为浅层热液循环, 主要受到岩浆挥发分的直接影响, 以及流体-岩石相互作用的少量影响^[40]。因此, 在这个热液区, 火山作用是控制其热液活动的主要因素。

SuSu Knolls热液区位于SER东部, 水深1 160~ 1 550 m, 由分布在北北西向的Tumai洋脊上的Suzette、North Su、South Su三个陡峭火山峰或圆丘组成^[41]。Suzette顶端, 发现1 500 m×100 m不连续的富集Cu-Au的活动硫化物烟囱体, 并被厚约5.6 m的层状黑色硫化物沉积所覆盖^[41]。North Su和South Su为两个熔岩穹丘, 在North Su南部斜坡上发现有大量白烟囱喷口喷发酸性流体, 热液活动十分剧烈^[42]。

MSC(成熟扩张中心)与SER(岛弧裂谷, 即成熟弧后扩张中心)相比, 前者与大洋中脊的热液活动相似, 而后者因受到火山、俯冲作用影响更为显著, 流体具有酸性岩浆流体和俯冲流体的特征。此外, 二者流体温度也存在差异, 流体的温度在一定程度上可以反映热液活动的强度。有学者对岛弧-弧后盆地热液区的构造环境及热液喷口的温度进行了统计及分析(图 2), 发现发育于火山弧的热液流体温度为110~ 360℃, 平均温度220℃左右; 发育于岛弧裂谷的热液流体温度为120~350℃, 平均温度270℃左右; 发育于成熟弧后扩张中心的热液流体温度为200~380℃, 平均温度320℃左右^[10]。总体看来, 火山弧及岛弧裂谷构造环境下热液区具有大致相似流体温度, 不同热液区的温度差异较大, 而成熟弧后扩张中心的热液流体温度普遍偏高。由于热液流体的温度一定程度上可以反映热液活动的强度, 因此从火山弧到成熟弧后扩张中心, 随着弧后盆地演化程度的增加, 热液活动的强度也逐渐增强^[9]。这可能是由于随着海盆演化程度的增加, 海底扩张的机制逐渐发生转变, 下部岩浆作用强度也在发生变化^[10]。然而, 马努斯海盆范围内, 岛弧裂谷环境(SER)下的热液活动强度高于成熟扩张中心(MSC), 与上述结果相悖, 可能与马努斯海盆地区岩浆作用强度、热液区水深, 以及岛弧—弧后盆地热液体系中的相分离过程有关。现代海底热液活动区发育的场所几乎不在海盆的最底部, 而是位于高于海盆底部以上超过1 000 m或更高的位置上^[35]。我们统计了全球岛弧-弧后盆地热液区水深分布特征(图 3, 热液喷口数据获取自http://vents-data.interridge.org), 从图中可以看出, 岛弧-弧后盆地区域的热液活动主要集中在1 000~ 3 000 m以内。很明显, 海底热液活动区的水深分布特征和其成因机制密切相关。与Vienna Woods热液区相比(水深2 470 m左右), 位于SER的PACMANUS、DESMOS以及SuSu Knolls三个热液区的水深相对较浅(1 150~1 740 m), 其下部岩浆作用更强烈, 间接影响了热液活动的强度。

3.2 岩浆作用的制约 3.2.1 岩浆脱气作用

在东马努斯海盆PACMANUS热液区, 岩浆流体在火山喷发之前及其过程中进行脱气作用, 并形成块状硫化物^[22]。东马努斯火山岩具有多变的孔隙度以及孔隙大小, 可能记录了岩浆脱气过程。从基性火山岩到中酸性火山岩, 其孔隙度逐渐降低, 表明岩浆演化过程中发生了脱气作用^[22]。孔隙度与全岩中Si、K、Ba、Zr等元素含量呈负相关关系, 与Ca、Mg、Fe和Sc等元素在全岩中含量呈正相关关系, 表明挥发分脱气作用可能与岩浆的结晶分馏有关^[22]。随着火山气体的凝华作用, 一些金属络合物会沉淀析出, 为进一步研究气相对金属元素的搬运提供了良好的地质证据。在PACMANUS热液区火山岩玻璃基质孔隙壁中, 发现了富含金属元素的无定型沉积物, 这些沉积物可能由于岩浆气体凝华而沉淀于孔隙壁。研究发现凝华物中所蕴含的金属元素种类与岩石类型有关^{[22, 43]}。例如, 玄武岩及玄武安山岩孔隙壁凝华物中金属元素以Ni、Cu、Zn和Fe元素为主, 安山岩则以Cu、Zn和Fe元素为主, 英安岩以Cu和Fe元素为主, 流纹英安岩和流纹岩孔隙壁凝华物中则分别含有Fe, Fe和Zn元素^{[22, 43]}。因此, Fe、Cu和Zn元素, 几乎在所有类型的火山岩孔隙壁凝华物中均有发现, 这可能意味着, Fe、Cu和Zn等元素在岩浆演化的各个阶段均可以通过岩浆脱气作用进行运移。Yang和Scott^[43]在东马努斯海盆火山岩斑晶及玻璃基质熔体包裹体中发现, 在富集CO₂气泡中具有较高含量的Fe、Cu和Zn氯化物和硫化物。熔体包裹体中流体相的存在表明, 岩浆房中挥发分达到了饱和^[22], 因此在岩浆喷发前, 岩浆中可能已经有富集金属元素的流体存在, 并随着压力的降低从岩浆中逸出来^[43]。熔体包裹体中玻璃的含水量与碱金属的含量呈负相关, 表明岩浆结晶时有流体相的存在, 而结晶过程中, 可能流失了65%的挥发分^{[22, 44]}。Yang和Scott^[22]研究发现, 在PACMANUS热液区, 可能有质量分数为1.7%的H₂O通过出溶作用从岩浆中逸出。因此, 若浅层岩浆房内富集流体组分, 并沿着扩张至海底的构造带排出, 那么将直接向海底热液系统贡献大量的挥发分及金属元素。而这些通过脱气作用进入到热液系统中的岩浆流体可能会是硫化物和烟囱体中Fe、Cu、Zn和Pb等元素的物质来源。

3.2.2 数值模拟

PACMANUS热液区数值模拟计算证据也表明, 除了淋滤作用外, 岩浆流体的输入对热液系统金属元素含量具有重要影响^[45-46]。Moss等^[45]以及Beaudoin和Scott^[46]分别估算了PACMANUS热液区海底块状硫化物的总量约为42 613 t和1 841 893 t, 并论证了PACMANUS热液区硫化物中Au和Pb具有岩浆流体来源。Moss等^[45]通过淋滤模式研究发现, 当淋滤、转移和沉淀总效率较低时(< 20%), 仅仅通过淋滤作用无法满足PACMANUS热液区海底块状硫化物中Au的总量。随着SiO₂含量的降低, 火山岩中Au含量呈现先增加后降低的趋势, 并在m(SiO₂)= 57%时, 其含量为最高, 这主要是由于, 随着早期橄榄石、辉石等贫Au等矿物的结晶作用, 使得熔体中Au的含量增加, 随后随着岩浆演化, Au等金属元素随着岩浆脱气作用逸出, 从而含量降低^[45]。Beaudoin和Scott ^[46]发现, 即使是在100%淋滤、转移以及沉淀效率下, 仅仅通过淋滤作用所产生的Pb含量也远远无法满足PACMANUS热液区热液矿床中Pb的含量。有研究表明, 50%~60%的Pb可以通过热液蚀变作用从海底玄武岩中淋滤出来^[47], 而在实际情况中, Pb的沉淀效率仅为10%~20%^[48-49]。因此, 进一步说明了PACMANUS热液区海底块状硫化物中的Pb, 除淋滤来源外, 还应具有岩浆脱气来源, 且岩浆脱气来源可能贡献了大部分的Pb^[46]。

4 结论

由于弧后盆地与大洋中脊的地质环境差异, 热液活动分布主要受控于弧后盆地岩浆作用及其区域构造环境, 弧后盆地演化阶段一定程度上影响着热液活动的强度。与马努斯扩张中心Vienna Woods热液区相比, 东南裂谷区PACMANUS、DESMOS以及SuSu Knolls三个热液区因受到火山、俯冲作用影响更为显著, 其热液流体具有岩浆流体和俯冲流体的特征。PACMANUS、DESMOS以及SuSu Knolls三个热液区位于火山脊或火山口, 其下部岩浆作用强烈, 间接影响了热液活动的强度。此外, 岩浆脱气作用和数值模拟结果表明, 热液系统中具有岩浆流体的输入。与马努斯扩张中心相比, 东南裂谷区的热液活动受到岩浆作用影响更为显著。