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冷泉是指来自海底沉积界面之下与海水温度相近，以 H2S、CH4及其他富碳氢化合物为主的流体的渗漏活动。1983 年美国科学家 Charles Paull 首次在墨西哥湾佛罗里达陡崖发现冷泉[1]，之后世界范围内不断涌现有关冷泉的报道。现代活动冷泉多发育于被动/主动大陆边缘等断层发育的海域。与此同时，有关地质历史时期冷泉(古冷泉)，主要形成于泥盆纪到第四纪之间的报道也越来越多(图 1)。与热液具有短暂性(10 年尺度)的特征不同，冷泉渗漏可以持续很长时间(万年尺度)。尽管对冷泉已做了大量的研究，获得了许多宝贵的认识，然而我们对冷泉的认识还仅局限在近 20 年来的研究积累，还存在许多相关的重大科学问题尚未解决。 6 `/ Q8 C1 [' M: G
图 1 全球现代冷泉、古冷泉分布图 冷泉渗漏的直接后果之一是大量 CH4进入海洋水体甚至大气中。CH4是比 CO2威力更强的温室气体，大量 CH4进入大气中必然会加速全球气候变暖。那么每年究竟有多少 CH4通过冷泉渗漏的方式进入大气圈？人们对这个问题还不清楚，其原因是对冷泉系统 CH4的生物地球化学过程还不甚了解。事实上，冷泉渗漏的 CH4在从深部底层向上渗漏过程中，绝大多数在穿透缺氧带沉积层过程中会被 CH4氧化生物群落消耗，这是一种在缺氧环境下以微生物为媒介的 CH4氧化作用，通常与硫酸盐还原作用同时发生(图２)。用化学方程式可表述为：CH4+ SO42- ➡ HCO3-+ HS- + H2O。然而，由于 CH4缺氧氧化速率在空间上的变化非常大(高达 1~２个数量级[5])；此外，对于整个海洋区域内冷泉的空间范围也不清楚。因此获得更准确 CH4缺氧氧化速率和冷泉空间广度数据是限定 CH4缺氧氧化在全球 CH4平衡乃至全球碳循环中的作用的关键。现场观测研究、显微观察、稳定和放射性同位素测定及分子水平上的生物标志化合物与基因组成分析是解决以上问题的重要研究手段与方法。此外，加大海洋地质调查确定冷泉的空间广度也至关重要。
图 2 大陆边缘冷泉系统流体迁移、典型的冷泉生物群落、天然气水合物的分布及冷泉碳酸盐岩沉淀等示意图 插图为缺氧沉积物中甲烷及硫酸盐剖面浓度示意图。在硫酸盐甲烷界面，由于耦合的甲烷缺氧氧化和硫酸盐还原作用，硫酸盐和甲烷浓度都达到最低。右上角的插图为甲烷缺氧氧化和硫酸盐还原作用的新陈代谢作用示意图，图中集合体内红色部分为甲烷氧化古细菌，绿色部分为硫酸盐还原细菌。 冷泉渗漏的另外一个显著特征是在海底形成了冷泉生物群落。由于 200m 水深以下的海底缺乏光照，光合作用无法进行，长期以来深海环境被认为是生命的禁区。 然而，海底冷泉系统中，存在以化能自养细菌为初级生产者的食物链，繁衍群落结构非常独特的生态系统(图２)。在初级生产者的基础上，繁衍着管状蠕虫、蛤类、贻贝类、多毛类动物以及海星、海胆、海虾等一级消费者和鱼、螃蟹、扁形虫、 冷水珊瑚等二级消费者，它们最终被线虫类动物分解而回归自然环境，形成一套完整的冷泉生态系统。在高等生物分类学上，冷泉与热液环境的生态群落相似，但冷泉系统的生物量高而生物多样性低，且冷泉生物通常生长速度较慢，一些大型的管状蠕虫年龄可达数百年，被认为是地球上最古老的动物。冷泉生物群落的繁衍与死亡受冷泉渗漏的控制，一旦冷泉“休眠”(甲烷停止渗漏)，该生物群落死亡，并在新喷口附近形成新的群落。冷泉生物对其生存环境的变化异常敏感，因此群落可在很小的范围(几米)内迅速变化[5]。近年来的海洋调查和研究获得了大量原始资料， 极大地拓展了我们对冷泉生物的认识，我们已经知道冷泉生态系统的演化由与冷泉相关的地质活动来驱动，然而对该背景下生态系统的响应还不清楚。另外，由于冷泉研究的特殊性，强烈依赖高科技和高投入，以及全球各地的研究程度不同，目前对冷泉生态系统在时空上的演化，特别是空间上的演化还知之甚少。加强同一海域不同水深及不同海域的冷泉系统的对比研究，加强现代冷泉研究的同时，深化对古冷泉生态系统的研究，探讨地质历史时期冷泉系统中地质与生物的相互作用是突破 这一瓶颈的有效措施。
图3 北大西洋边缘冷泉渗漏（NOAA, 2012） 就冷泉渗漏的强度而言，可以是强烈的“喷发”系统（图3），也可以是肉眼看不见的“扩散”系统。已有研究表明冷泉渗漏的强度与海平面变化有关，表现为低海平面 时期强渗漏，高海平面时渗漏减弱。然而，上述观点仍有许多有待证实之处， 如果冷泉渗漏的强度与海平面变化有关，那么这种关联应该是全球性的，而且在地质历史时期也存在这种关联。此外，冷泉生态系统是如何响应冷泉渗漏强度的变化？地球生命是否起源于冷泉系统？对冷泉生态系统的研究直接影响到我们对极端环境地质－生物相互作用规律的认识。可以说，对冷泉及冷泉生态系统的研究才刚刚开始，前沿科学家正在搜寻这些问题的线索，许多谜底还有待于今后的科学家 来一一揭开。 说完了海底冷液，我们接下来讨论海底热泉。
图4 全球海底热泉与冷泉位置分布 海底热泉（又称海底热液）系统的发现是以1948年瑞典科学家利用“信天翁号”(Albatross)考察船在红海发现高温高盐溶液为标志。1963-1965年国际印度洋调查期间，在红海的轴部及中央盆地中识别出层化的高温高盐溶液，发现了热液多金属软泥,从而揭开了海底热液活动研究的序幕。在随后的调研中，在大洋中脊多处发现了黑烟囱、块状硫化物及喷口生物，海底热液活动也成了科学家了解地球深部构造及地球生命起源的一个重要窗口。 海底热液活动在离散板块边界和汇聚板块边界均可出现，但都集中在拉张性构造带上，主要分布于洋中脊、弧后扩张中心等。其形成的机理是：海水沿裂谷张性断裂或裂隙渗入洋壳内部，受炽热的熔岩影响后与基底玄武岩发生反应，形成酸性、还原且富硫化物与成矿金属的热液，温度高达350～400℃。反应程度随温度和压力的增加而增加，直到岩石变得难以渗透，含矿热液就上升回到海底。当它们从喷口涌出时与冷海水相遇，导致黄铁矿、黄铜矿、纤锌矿、闪锌矿等硫化物及钙、镁硫酸盐的快速沉淀，最后不断堆积成一种烟囱状的地貌。烟囱高低粗细各不相同，高的可以达到一百多米，矮的也有几米到几十米。因温度和组分差异，形成白烟囱或黑烟囱：当热液温度为100～350℃时，形成主要由硫酸盐矿物(硬石膏、重晶石)、二氧化硅和白铁矿组成的白烟囱。当温度≥350℃时，形成由暗色硫化物如磁黄铁矿、闪锌矿和黄铜矿等堆积而成的黑烟囱。
图5 海底热液区示意图 热液生态系统与陆地-浅海光合作用为基础的生命体系有根本区别，它们形成以嗜热硫还原细菌为基础生产力的食物链，构成一个自养自给的共生系统，目前认为海底热液是其营养物质的初始来源。这一环境内的生物组成主要有细菌、双壳类、铠甲虾，与细菌共生的巨型管栖动物、管水母、腹足类和一些鱼类，这在压力巨大、一片漆黑的海底形成了一片繁华的生命奇景。这一群落随着“热液”的长消而出没，当“热液”停止喷发，这一群落也随着消失。当新的“热液”产生时，又能形成新的群落。 多金属硫化物矿床是热液活动的产物，富含Cu、Zn、Fe、Mn、Pb、Ba、Ag、Au、Co、Mo等金属和稀有金属，赋存于2000～3000米水深的海底，是继大洋锰结核和结壳之后发现的又一具有巨大开发远景的海底矿产资源。它和深海热液喷口生物、大洋多金属结核、富钻结壳、天然气水合物等新型资源一起被誉为21世纪人类可持续发展的战略接替资源，具有很好的科研与商业应用前景。
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