20世纪60年代红海中部海渊热卤水和多金属矿床的发现, 揭开了现代海底热液多金属硫化物的成矿研究的序幕。目前, 国际上投入洋中脊地区的海上调查日平均已达800 d/a, 平均每年有30段洋中脊被调查, 调查发现的新海底热液活动区的数目多于2处每年^[2]。截止到2010年, 发现的海底热液多金属硫化物“ 矿点” 已经达到了588个, 其中有多处热液点的预测资源量达到百万吨级以上, 具有相当的吨位、品位规模, 具有较大的开采价值^[3~8]。这些具有潜在开采价值的矿床包括冲绳海槽、北斐济海盆、劳海盆、Manus海盆、TAG、Galapagos海盆、勘探者海脊、中谷、红海Atlantis海渊等。在发现许多林立的海底硫化物烟囱、圈定了一大批海底热液“ 矿床” 或“ 矿点” 的同时, 在海底热液成矿理论的研究上也取得了重大突破。

在海底多金属硫化物资源的分布规律方面^[9~11], 现代海底热液多金属硫化物矿床及热液活动广泛分布于大洋张性活动板块边界。从地理位置上看, 现代海底热液多金属硫化物矿床主要集中分布于东太平洋海隆区、西太弧后盆地区、大西洋和印度洋中脊区以及夏威夷火山区等。从构造背景上看, 现代海底热液多金属硫化物矿床主要分布在洋中脊、弧后盆地、岛弧、弧前盆地等构造环境中^[2]。

在海底多金属硫化物资源成矿机制^[12~14]方面, 现代海底热水成矿作用可产生于不同海底环境, 但均与海底扩张作用和断陷活动密切相关。基本的热水作用过程为3部曲：①由扩张中心及其附近岩浆热源驱动海水在海底下循环; ②加热的海水与渗透性壳岩发生反应萃取多金属元素形成含矿热液; ③含矿热液在海底排泄成矿^[15]。在成矿作用过程中, 冷海水沿裂隙向下渗流运移, 由岩浆热源驱动发生对流, 与岩石中的含铁组分或含氧物质发生还原反应而沉淀。由于H₂S、HS^-和S₂^-的活度远远大于SO4^2-和HSO₄^-的活度, 从而导致一种还原的、弱酸性卤水溶液的形成, 酸度增加。由于高卤化物的酸性溶液更容易提取岩石中的铜, 因此这种卤水在沿着通道运移时, 能把周围火山岩和火山碎屑岩中的金属元素淋滤出来^[16], 形成富含金属矿物质元素和化合物组分的高温浮力热液流体, 这些热液流体由地表裂隙部位喷出, 即形成黑烟型和白烟型烟囱^[17], 其中的多金属矿物组分在喷口处及附近低洼地带沉淀, 形成海底多金属硫化物资源（图1）^[18]。

图1

Fig.1

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	图1 热液循环模式示意图[18]Fig.1 Schematic diagram of hydrothermal circulation model[18]

在海底多金属硫化物资源成矿物质来源方面, Von Damm^[13]和Cathles^{[, 15]}通过研究认为热液流体可能是下渗海水与下伏热岩石相互作用产生的; Hedenquist^[19]则认为热液流体可能是岩浆来源的流体和冷海水混合的结果; 曾志刚等^[20]对大西洋洋中脊TAG热液区中块状硫化物的Os同位素进行研究, TAG区海底块状硫化物中的锇可能是海水与上部洋壳岩石来源锇混合的产物, 结合TAG区热液沉积物的REE, S, Pb和稀有气体同位素研究结果, 进一步证实了海水与上部洋壳岩石为TAG区热液沉积物的形成提供了物质来源。

在海底热液成矿控制因素研究方面^[21~22], 海底热液多金属硫化物资源的规模特征受岩浆活动、围岩、断裂构造、基底渗透性等多个因素的控制; 成矿作用受海底断裂构造、岩浆活动、沉积物、洋底扩张速率、水深等多种因素的控制, 不同构造环境下各类因素又存在着差异。

尽管如此, 对海底多金属硫化物资源的研究仍然存在很多不足。特别是现阶段海底多金属硫化物资源预测方面, 国内外几乎还未开展这项工作, 目前在多金属结核资源研究中, 开展过区域性的资源预测工作^[23]。全球海域单大洋中脊, 仅5%的脊段被调查过, 茫茫大洋广袤无比, 加之大洋调查环境恶劣, 调查技术手段和调查区域的局限性, 调查活动成本高, 短期内不可能进行综合的区域性调查工作, 因此到哪里找多金属硫化物资源至关重要, 关系到效率、经济、技术、可行性等一系列问题, 探索区域海底多金属硫化物资源预测方法具有很重要的现实意义。

综合信息分析就是指对已知的海底多金属硫化物资源进行研究分析, 如地形水深资料、重力异常数据、磁力异常数据、洋底扩张速率、洋壳年龄、沉积物厚度、地震监测等, 通过对这些资料进一步的分析处理和信息挖掘, 得到与海底多金属硫化物资源矿化、成矿相关的信息, 以便开展成矿信息的分析和预测工作。

2.1地形找矿信息

海水深度的不同, 热液喷口的压力也不同。水的深度越大, 压力也越大, 水的沸点也越高, 不同的水深环境具有不同的物理化学条件。一般位于3 000 m水深的典型的热液喷口流体的温度为350℃, 当海底热液流体向低洼处迁移或向周围扩散时, 因外界条件的改变就会发生冷却和沉淀。

夏建新等通过对全球已知的145个实地验证的热液活动区和70个推测的观测到喷出热液流柱的可能热液活动区进行统计分析, 得到这些矿床主要分布在40° N~40° S的中、低纬度带之间, 热液区绝大多数位于2 000~2 800 m的水深范围内, 平均水深为2 220 m^[11]。景春雷通过对洋中脊地区的315个热液区进行分析, 得到热液区集中分布于水深2 000~4 000 m的洋中脊地区, 其中在3 000 m左右的大洋洋中脊发现的热液活动区数目最多^[22]。因此可以判定海底多金属硫化物资源的分布与海水深度存在着很大的关系。

对于坡度, 由于考虑地形对热液沉淀的影响而作为一个预测要素进行假设验证。含矿热液从喷口或裂隙喷出后, 由于物理化学条件的变化可能在原地附近发生沉淀沉积成矿, 也有可能保持其化学成分不变以密度流的形式向低洼地方流动, 一般是在隆起带及边缘或者海底盆地等低洼。

2.2地球物理找矿信息

就密度而言, 海底多金属硫化物资源中的主要矿物黄铁矿、黄铜矿、磁黄铁矿的密度均比玄武岩密度大。若硫化物赋存区域存在较厚沉积层且沉积层厚度变化较大时, 密度差异就更大。因此, 海底多金属硫化物资源赋存区域的重力异常特征在剩余基底布格重力异常上多表现为局部重力高异常, 这是重力勘探在热液硫化物矿床勘探中的一个重要找矿标志。此外, 重力数据还可用于推断构造和岩体信息。

就磁性而言, 年轻洋壳的磁化强度主要是由喷发的玄武熔岩引起的, 这是由富含铁的钛磁铁矿颗粒产生的剩余磁化强度引起的, 这种富钛磁铁矿易蚀变。形成海底热液喷发系统的流体呈酸性, 极易与富钛磁铁矿发生蚀变, 从而降低地壳岩石的磁铁矿含矿量, 甚至降低为0。海底热液喷发系统可能位于孤立的蚀变地壳的下方, 该蚀变地壳的磁化强度较未发生蚀变的地壳要低, 因此低磁化强度是热液硫化物矿床的一个重要找矿标志。

电法勘探在寻找和圈定矿体分布中具有重要的作用, 富铜的海底多金属硫化物具有较强的导电性, 与海水、基底玄武岩、沉积物、围岩等都具有较大的电性差异, 因此可以用于识别富铜硫化物, 圈定富铜硫化物的分布范围。

人工地震也是发展较快的地球物理方法之一, 利用人工激发的地震波在不同的反射界面传播规律来勘探和分析地下的情况, 通过专门的处理和计算分析, 能够较准确的测定这些性质不同的界面的深度和形态, 判断断裂、构造面、地层变化, 因此可以利用地震方法来探测海底断裂构造。

通过对国内外海底多金属硫化物资源研究成果进行了综合信息分析和预测实践, 取得以下认识和成果：

（1）海底多金属硫化物资源的分布与水深地形、地球物理、海底扩张速率、沉积物厚度、海底火山地震等有着很大的关系, 通过综合信息分析, 初步建立了海底多金属硫化物资源描述性找矿模型;

（2）以研究程度相对较高的北大西洋中脊地区为研究区, 利用建立的描述性找矿模型, 尝试开展大区域海底多金属硫化物资源预测工作, 预测结果与已有热液点具有较好的叠合度, 预测方法、预测模型具有可信度及可操作性, 对海底多金属硫化物资源调查和评价具有重要的指导意义。