論透巖漿流體成礦作用

0透巖漿流體成礦作用巖石流的成礦作用（i）。早在1947年,科爾任斯基在研究花崗巖化問題時就注意到巖漿作用與交代作用同時進行的現(xiàn)象,并于1952年正式提出了透巖漿流體(Сквозьмагматическийфлюид或Трансмагматическийфлюид)的概念。這一概念的提出是基于以下觀察事實:(1)圍巖被巖漿置換的現(xiàn)象廣泛分布;(2)大體積巖漿巖的化學成分十分均勻;(3)巖漿置換前鋒之前的側翼巖石出現(xiàn)深度化學置換,直至形成與巖漿成分相近的帶狀交代巖體。根據(jù)這種理論,巖漿在與圍巖相互作用的過程中可以攝取巖漿所缺少的組分,并使圍巖受到改造成分逐漸接近于巖漿。照此理解,從機制上說,透巖漿流體作用與同化混染作用沒有本質(zhì)的區(qū)別,只是更強調(diào)與圍巖相互作用的是流體而不是巖漿本身。因此,雖然這種概念后來在阿爾丹夕卡巖型鐵礦等礦床的研究中得到了進一步發(fā)展,但是透巖漿流體成礦作用理論并沒有得到廣泛的傳播。佐托夫?qū)ν笌r漿流體成礦作用理論作了發(fā)揚光大,明確指出透巖漿流體就是穿過液態(tài)巖漿的超臨界幔源氣體流,并以諾利爾斯克銅鎳硫化物礦床為例說明了透巖漿流體在成礦過程中的作用,指出礦床的規(guī)模取決于透巖漿流體的規(guī)模。由此可見,透巖漿流體的概念一方面強調(diào)了流體作用幾乎與巖漿作用同時進行,另一方面則強調(diào)了其搬運成礦物質(zhì)的能力。然而,佐托夫的定義過分強調(diào)了流體的幔源屬性,與杜樂天理解的幔汁(HACONS超臨界態(tài)流體)和毛景文等理解的深部流體概念相近,不利于將透巖漿流體成礦理論擴展到所有可能與火成巖有關的成礦作用研究中。盡管幔源流體是重要的,地幔的總含水量可以達到現(xiàn)今水圈的10%,甚至數(shù)倍于水圈;但進變質(zhì)作用中的脫水(脫碳酸)反應,特別是俯沖板片的脫水(脫碳酸)反應也不能忽視。例如,在碰撞造山過程中,含水礦物(如黑云母)的脫水反應對于觸發(fā)下地殼的部分熔融是重要的。因此,我們更偏向于認為透巖漿流體是穿過液態(tài)巖漿的深部流體,而對深部流體的概念則傾向于楊雷等的定義:將來自盆地基底以下的流體統(tǒng)稱為深部流體,包括地幔流體和深部地殼流體。當巖漿與流體共生時,由于晶體從流體中晶出比從熔漿中晶出的溫度低得多,透巖漿流體成礦作用理論原則上應當可用于解釋許多內(nèi)生礦床的形成機制。然而,迄今尚未見報道透巖漿流體成礦作用的概念是否也適應于長英質(zhì)巖石。“流體與成礦有著不解之緣,它對成礦實在太重要了。但是我們至今對地球內(nèi)部流體還知之有限,許多問題有待進一步探討”。因此,在現(xiàn)代礦床學中,盡管成礦流體被賦予了非常重要的意義,大多數(shù)情況下我們?nèi)匀恢幌抻谘芯苛黧w成礦作用的具體表象,對其深層機理了解不夠。最近,我們重溫了有關透巖漿流體的概念及其與內(nèi)生金屬成礦作用的可能聯(lián)系,以及有關地球排氣作用的研究成果,結合野外地質(zhì)現(xiàn)象的實際觀察作了較深入的理論思考,發(fā)現(xiàn)透巖漿流體成礦作用理論有可能適用于大部分與內(nèi)動力地質(zhì)作用有關的成礦作用。因此,透巖漿流體在成礦作用研究中的意義是不應當被忽視的。1深部流體的研究盡管這個問題已經(jīng)有許許多多的文獻論述過[4,5,10,11,12,4,5,10,11,12],我們還是打算原則性地探討一下深部流體的重要性。按照一般的思維邏輯,成礦作用的研究涉及成礦物質(zhì)的來源、搬運方式和有用組分的堆積。因此,成礦物質(zhì)的來源成為我們考慮的首要問題。為此,必須剖析內(nèi)生金屬礦床的一般特征:與火成巖密切相關、廣泛而強烈的圍巖蝕變和分級的構造控制。1.1成礦物質(zhì)來源內(nèi)生金屬礦床可以劃分為巖漿礦床、巖漿-熱液礦床和熱液礦床三類。大量成礦作用的事實表明,火成巖與內(nèi)生金屬礦床的成礦作用密切相關,即使傳統(tǒng)上被認為與火成巖無關的金屬礦床,可能也與巖漿活動有著密切的聯(lián)系。例如,裴榮富主編的《中國礦床模式》一書包含92種成礦模式,其中與火山巖有關的17種,與侵入巖有關的36種,二者之和占所有礦床模式的57.6%,巖漿活動對成礦作用的意義由此可見一斑。實際上,許多變質(zhì)礦床和沉積礦床也是直接(如海底噴流沉積礦床)或間接(如綠巖帶金礦)與巖漿活動有關的,甚至一些沒有任何蛛絲馬跡顯示與火成巖有關的礦床,也可能脫離不了與巖漿活動的干系(如硼礦)。例如,雅魯藏布江縫合帶兩側都有含硼礦物,但是藏北以鹽類礦物為主,喜馬拉雅山脈則主要呈電氣石出現(xiàn),很可能表明它們有著某種內(nèi)在聯(lián)系,只是目前還不是很清楚。傳統(tǒng)上,將由富含有用組分的那些熔漿部分分餾冷凝而產(chǎn)生的礦床稱為巖漿礦床,因而不同的火成巖對應著相應的礦床類型,被稱為火成巖成礦專屬性。然而,一些基本事實似乎又否定了火成巖成礦專屬性的正確性。例如,西藏岡底斯沖江斑巖銅礦礦區(qū)和東秦嶺的斑巖鉬礦帶,含礦巖體與非含礦巖體的巖性相同,很難通過肉眼或常規(guī)分析方法把它們區(qū)分開來。這表明,成礦物質(zhì)的來源可能與寄主火成巖沒有必然的關系。實際上,火成巖中成礦物質(zhì)的豐度通常很低(表1)。例如,根據(jù)東秦嶺86個花崗巖株、巖基幾百個樣品的統(tǒng)計,含金豐度只有1.156×10-9,相當于維氏值的四分之一,低于國內(nèi)一般花崗巖的金含量,這樣低的豐度值不符合礦質(zhì)從巖漿中分異出來的認識。因此,為了說明成礦物質(zhì)來源和寄主火成巖有密切的關系,一些學者常常寄希望于巖漿的分異作用或者從圍巖中萃取有用組分。然而,如果成礦物質(zhì)是由巖漿分異作用而得到濃聚,這意味著必須具有大體積的熔漿進行充分的分異作用。如果這種解釋是正確的,必然具有下列結果:(1)礦體與寄主巖火成巖具有同樣的來源;(2)寄主火成巖比一般的無礦火成巖更貧有用組分;(3)礦床的規(guī)模與火成巖的體積成正比;(4)成礦作用與成巖作用大致同時發(fā)生。遺憾的是,這些推論沒有得到證明,至少在多數(shù)情況下是不成立的。例如,西藏岡底斯帶的銅礦和東秦嶺及國內(nèi)外其他地區(qū)的斑巖銅鉬礦資源絕大多數(shù)賦存在規(guī)模很小的斑巖體中,與花崗質(zhì)巖基帶沒有直接的關系。在秦嶺地區(qū),成巖成礦時代相差很大,一般認為與成礦關系密切的花崗巖體,如巨大的五朵山花崗巖基,其中確實有不少金銅礦床和礦點,但五朵山花崗巖的時代為早古生代,成礦時代卻是燕山晚期,二者相差達三億多年。這樣早已固結的巖漿已沒有所謂的巖漿期后熱液可以分出,成礦作用應是另外的地質(zhì)系統(tǒng)所為。此外,從巖漿固結的物理過程來說,巖基花崗巖具有中粗粒結構,有利于含礦流體的分離;斑巖是巖漿快速結晶的產(chǎn)物,成礦組分應當更加分散。斑巖型礦產(chǎn)的這種產(chǎn)出特征可能意味著成礦物質(zhì)的濃聚與巖漿固結過程沒有聯(lián)系,因而成礦物質(zhì)應當另有來源。葡萄牙中部PanasqueiraW-Cu(Ag)-Sn熱液礦床中毒砂和黑鎢礦的氦同位素研究表明,盡管礦脈在時空上與S型花崗巖緊密共生,卻有約75%的氦來自地幔。看來花崗巖與成礦作用沒有直接的關系,熱液成礦系統(tǒng)所需要的熱和氦主要由地幔支持。類似的例子也見于煌斑巖與金礦化的關系。由此可見,火成巖成礦專屬性的涵義可能只是表明火成巖與成礦作用具有某種內(nèi)在聯(lián)系,而不是簡單的直接相關。也就是說,成巖系統(tǒng)與成礦系統(tǒng)是兩個獨立的地質(zhì)系統(tǒng),它們因處于同一地球動力學體制中而建立了某種有機聯(lián)系。1.2小巖體成大礦或許像許多作者所強調(diào)的那樣,成礦物質(zhì)是巖漿從圍巖中萃取的或多來源的。但是,這樣的解釋可能遭遇動力學問題。首先,巖漿、特別是花崗質(zhì)巖漿的固相線溫度和液相線溫度之差很小,這意味著當巖漿熱用于供給從圍巖中大量萃取有用組分時將因為快速冷卻而失去上升能力。這樣,巖漿體將會成為含礦熱液向上運動的驅(qū)動者而不是攜帶者。因此,巖漿在成礦作用過程中僅僅起到熱機的作用,本身并不能含礦。然而,事實卻是經(jīng)常出現(xiàn)小巖體成大礦的情況。如上所述,岡底斯和秦嶺斑巖銅鉬礦主要不是與巖基有關,而是賦存在很小的斑巖體內(nèi)(多數(shù)小于1km2)。類似的情況比比皆是,早已引起礦床學家的關注,早在20世紀六七十年代,世界和中國的地質(zhì)學家在研究斑巖型銅鉬礦床時就關注到這一現(xiàn)象,并總結為“小巖體成大礦”。小巖體一般規(guī)模很小(0.01～1km2),它所能提供的熱能數(shù)量遠比它大幾百倍的巖基小得多,因而從圍巖中萃取有用組分的能力也小得多,從一個側面對巖漿從圍巖中萃取有用組分的機制提供了否定的證據(jù)。其次,巖漿主要為一種粘稠的液體,其物理化學性質(zhì)與圍巖中的流體差別很大,將阻礙巖漿與含礦流體的有效混合。同時,巖漿的高溫屬性將產(chǎn)生一種向外的熱壓力,導致圍巖中的流體難于進入熔漿中。例如,堪察加半島Tolbachik火山1975年噴發(fā)時形成了4個玄武質(zhì)火山渣錐。噴發(fā)過程中有一個超淺成的巖墻注入到了鄰近的1004火山渣錐中,引起火山渣錐的變形和坍塌。1995年,對坍塌塊體進行了2m深處溫度、電磁異常和地質(zhì)單元填圖,這些資料揭示了超淺成巖墻冷卻速率的詳細情況(圖1),包括:(1)所測量的溫度高達475℃;(2)沿著一個與層理斜交的長160m、寬30m的帶,溫度變化大于200℃;(3)在80m深處有一個低電阻帶,表明巖墻可以與下面的一個大侵入體分開;(4)從熱異常軸向外有一個15～20m寬的干燥帶;(5)在這個干燥帶之外有一個凝聚帶,其特征是冒蒸汽的地面和高對流熱通量。這項觀測表明,巖漿可以是圍巖熱水循環(huán)的驅(qū)動力源,但圍巖中的物質(zhì)很難進入巖漿中。換言之,從圍巖來的含礦流體進入巖漿體的最佳方式是由下往上,而不是側向進入。除非巖漿的運動速度大于含礦流體,否則這個過程可能很難實現(xiàn)。1.3巖漿預防金礦床形成的作用機制水是硅酸鹽熔體中含量最豐富的流體,可以大量溶解在花崗質(zhì)熔漿中,因而深部流體可能來自于巖漿本身的溶解物。例如,在700MPa條件下,花崗質(zhì)熔漿可以溶解質(zhì)量分數(shù)高達14%的H2O。水在熔漿中的溶解度主要依賴于壓力,因此,當花崗質(zhì)熔漿向低壓區(qū)運動時,其含H2O量就會逐漸減少。當飽和水體系最低點溫度的簡并花崗巖(haplogranite,albite-orthoclase-quartz)熔漿向低壓方向運動時,巖漿就會結晶,因為飽和水固相線在p-T空間內(nèi)具有負斜率(圖2A)。因而,隨著結晶作用的進行,H2O逐漸析出形成流體相:含有溶解H2O的巖漿→晶體+H2O(流體相)。在熔漿為簡并花崗巖(haplogranite)體系的情況下,巖漿中的晶體為石英、鈉長石和正長石,但在自然條件下也可以出現(xiàn)其他礦物,包括含水礦物,從而可以增高H2O的含量。一個不解之謎是,由于飽和水巖漿會發(fā)生減壓結晶作用,水應當是在深部地殼中捕獲的!然而,我們觀察到的是淺部的飽和揮發(fā)份的花崗巖和火山。如果花崗質(zhì)熔漿開始是水不飽和的,由于這樣的熔漿可以向地殼較高水平位置移動而不發(fā)生結晶作用(因為水不飽和固相線具有正斜率),這個問題就可以得到解決。當水不飽和花崗巖巖漿侵入到地殼較高水平時(典型的為～50MPa),它們就會變?yōu)轱柡退畮r漿并析出超臨界流體:含一定溶解H2O的水不飽和熔漿(高壓、小體積)→飽和水干熔漿+H2O流體(低壓、大體積)晶洞花崗巖中的孔洞聚集了很自形的晶體,表明晶體生長過程是與流體接觸的,使我們可以追索揮發(fā)份析出和流體形成的過程。根據(jù)地層判斷,大型晶洞花崗巖晶洞出現(xiàn)在侵位壓力<100MPa的花崗巖中。在100MPa條件下,花崗巖可以溶解質(zhì)量分數(shù)為3.5%～4%的H2O,因此,典型花崗巖熔漿可能含有質(zhì)量分數(shù)約為～3%的H2O。有些情況下,晶洞花崗巖的晶洞可以形成三維網(wǎng)絡,表明晶洞形成時部分固結的巖漿是允許流體(潛在的含礦流體)通過的。根據(jù)這種思想,巖漿直接參與成礦的可能性將取決于流體的析出以及流體中的金屬含量。由圖2B可見,超臨界熱鹵水中Au的濃度強烈依賴于溫度和壓力的變化。在壓力保持不變的條件下,Au濃度隨著溫度的下降而急劇降低,超臨界熱鹵水中Au含量(金主要以AuHS(H2S)3形式存在)從約625℃時的1000×10-6(圖2B中的a點)下降到350℃時的約1×10-6(圖2B中的b點),下降約1000倍。由此可見,隨著巖漿的冷卻可望從超臨界流體中析出大量的成礦物質(zhì)。然而,即便如此,成礦物質(zhì)完全來自巖漿的設想也是不現(xiàn)實的。例如,如果巖漿中質(zhì)量分數(shù)約為3%的H2O都可以析出成為超臨界流體且飽和Au,那么花崗巖中Au的豐度將達到～0.0003%(質(zhì)量分數(shù))或3g/t。因此,僅僅從巖漿中析出Au元素不太可能形成具有工業(yè)價值的礦床。但是,如果將壓力的因素也考慮在內(nèi),發(fā)生成礦作用的可能性就會大大增加。例如,在溫度保持不變的條件下,如625℃,金含量可以從400MPa時的1000×10-6降到50Pa時的10×10-6(圖2B中的c點),下降約100倍。顯然,熱鹵水的含金能力強烈依賴于溫度和壓力,深部流體成礦作用的問題取決于高壓熱鹵水如何甩掉硅酸鹽熔漿而突然上升,或者含金熱鹵水集中在巖漿體的某些部位(如因為流體運動速度快于硅酸鹽熔漿而富集在巖漿房頂部)。據(jù)此可以得出結論:(1)巖漿溫度越高其成礦元素的豐度越大,高溫巖漿更有利于成礦作用;(2)巖漿來源深度越大越有利于成礦作用,幔源流體常常攜帶有豐富的成礦物質(zhì);(3)深部高溫流體必須快速上升才有利于成礦作用事件的發(fā)生(圖2B中的a→c→d點),緩慢的上升過程將會導致流體在上升過程中大量卸載成礦物質(zhì),因而不利于成礦;(4)如果深部流體是緩慢上升的,必須要有更大規(guī)模的流體活動才能形成大型礦床;(5)大規(guī)模成礦作用可能是一個災變事件,而不是持續(xù)的過程。由此,含礦流體有可能不是與巖漿同源的,至少大部分流體具有更深的來源,由此派生出另一個問題,即對深部流體的來源認識。與傳統(tǒng)的觀念相反,近年來有大量的文獻論述了地幔深部富含揮發(fā)份的可能性。雖然名義無水礦物(nominallyanhydrousmineral)中的揮發(fā)份含量可能不是很多,由于地幔的體積巨大,從深部析出大量流體是可能的。另一方面,俯沖板片的脫水反應可以向地幔釋放大量流體,這部分流體也可以參與地幔的流體再循環(huán)。如果前面的實驗論述是正確的,這些流體將攜帶更豐富的成礦物質(zhì)。因此,與成礦作用有關的流體可能主要來自深部。這樣就很容易解釋,為什么主要特征完全一致的火成巖有些含有豐富的金屬資源,而另一些則是貧礦的。因為巖漿系統(tǒng)與成礦流體系統(tǒng)可能是兩種不同的地質(zhì)系統(tǒng)。多種同位素示蹤研究也已表明,成礦作用過程具有多種同位素系統(tǒng)的貢獻。只有這兩種系統(tǒng)疊加在一起時才有可能導致大規(guī)模成礦作用。2型和金屬種類的對應關系如果巖漿系統(tǒng)與成礦系統(tǒng)是兩個完全獨立的系統(tǒng),為什么經(jīng)常發(fā)現(xiàn)火成巖與成礦類型和金屬種類具有很好的對應關系呢?例如,S型花崗巖常含有錫礦和鎢礦,I型花崗巖常含有金礦和銅礦,層狀鎂鐵質(zhì)-超鎂鐵質(zhì)雜巖常含有銅鎳硫化物礦床。這些火成巖與礦床的共生關系可能不是偶然的巧合,與巖漿和流體的起源密切相關。2.1巖漿流體作用的語既然含礦流體起源于深部,流體是如何上升到地表或近地表參與成礦作用的呢?眾所周知,野外地質(zhì)觀察、超深鉆研究計劃和地球物理測深揭示,地球內(nèi)部具有層狀結構,不同的圈層抑或具有不同的化學組成,抑或具有不同的相特征。因此,當深部流體通過滲濾作用(infiltration)由深部向地殼淺部運動時,必然伴隨著與被滲濾介質(zhì)發(fā)生化學反應,且會降低金屬及其化合物的溶解度,或者改變被溶解金屬及其化合物的種類。結合前面的論述,一個可以預期的結果就是流體中的成礦元素含量將非常低,因為流體中的大部分金屬在深處已經(jīng)隨著壓力降低而卸載了。地球化學家給出了兩個定義不太嚴格但很有用的術語,即相容元素和不相容元素。由于元素的相容性取決于體系的總組成和溫度、壓力條件,成礦元素在通過巖石圈上升的過程中其相容性必然發(fā)生巨大的變化,因而會卸載一部分金屬并載入另一部分金屬。幔源成礦元素將難于達到近地表,包括熱液礦床在內(nèi)的所有與內(nèi)動力地質(zhì)作用有關的成礦作用,理論上都應當以圍巖所含的成礦元素為主。這似乎與成礦事實不符,因為大部分金屬礦床都帶有深部來源的證據(jù)。如果深大斷裂可以直通成礦流體源區(qū),深部流體成礦作用的另一個途徑就是深部成礦流體沿著深大斷裂上升。然而,由于普遍認為巖石圈存在多個地震低速層或大地電磁高導層,后者被認為可能是脆韌性變形帶或水飽和帶。這樣的通道似乎很難存在,或者說不是一種普遍現(xiàn)象,在此不作討論。從本文討論的問題來說,巖漿被認為是含礦流體上升的通道,即透巖漿流體作用(圖3)。含礦流體如果位于巖漿體內(nèi),其周圍介質(zhì)(巖漿)的物理化學性質(zhì)將變化很小,有利于含礦流體的長距離運移。在這種情況下,深部流體中成礦金屬的含量主要受溫度壓力的影響,因而也受巖漿上升速率的影響。當巖漿快速上升時,在成礦金屬從流體中析出的速率較低的條件下,深部流體中的成礦金屬豐度可能變化很小,因而大部分成礦物質(zhì)可以被攜帶到地殼淺部參與成礦作用。如果巖漿上升的速度足夠慢,成礦物質(zhì)將會析出到巖漿中,是否能夠被帶到地殼淺部將取決于成礦金屬或其化合物在巖漿中的分離速度。由此,我們可能得出另一個推論,擠壓構造環(huán)境中一般很難發(fā)生大規(guī)模成礦作用(萬天豐,2006,私人通訊)。例如,花崗巖基一般認為是在擠壓環(huán)境中形成的產(chǎn)物(礦物結晶粗大暗示巖漿較緩慢冷卻,巖石中缺失同巖漿作用蝕變指示流體已經(jīng)離開或未進入巖漿體內(nèi)),巖漿的侵位不僅取決于巖漿的浮力,而且也與構造擠壓力密切相關。在這種情況下,從巖漿體之下上來的深部流體很難有效地攜帶成礦物質(zhì)。例外的是巖漿體之上的深部流體,受巖漿熱的驅(qū)動有可能運移很遠的距離,形成低溫熱液礦床,或者進入沉積盆地促成熱水對流循環(huán),以利于成礦物質(zhì)的不斷萃取和沉淀。2.2含礦流體的作用這樣一種流體可能也是巖漿上升定位所必須的。眾所周知,在巖漿侵位機制研究過程中,絕大部分研究者都十分關注浮力和構造擠壓力。但是,對這兩個方面的考慮都或多或少地存在一些問題,或者說考慮不全面。首先,導致巖漿上升定位的構造擠壓力的作用水平應當是深于巖漿源區(qū)的深度水平,發(fā)生擠壓作用時巖漿才有可能向上運動,但這樣的條件并不總是能夠發(fā)生。其次,某些環(huán)境的巖漿上升速度足夠大,可以攜帶比其密度大得多的巖石碎片到地表,僅憑密度差很難使巖漿具有這樣大的浮力。例如,地殼的平均密度為2.8g/cm3,玄武質(zhì)巖漿的平均密度為2.9g/cm3,按照浮力原理,玄武質(zhì)巖漿必然不能噴出地表。事實卻是,地球表面所見的火山巖絕大部分都是玄武質(zhì)巖石,而后者一般都被理解為張性環(huán)境下的產(chǎn)物,表明構造擠壓力和熔漿浮力并不是玄武質(zhì)巖漿上升的真正原因。因此,可能還存在第三種力量,亦即透巖漿流體的內(nèi)部推力。流體不僅可以稀釋硅酸鹽巖漿,從而增加巖漿的體積,使其具有更大的浮力;流體的體積還隨壓力下降而急劇膨脹,也可以對巖漿上升侵位產(chǎn)生一種推動力。從而有助于巖漿快速定位于地殼淺部。如果這種解釋是正確的,就很好理解為什么含礦巖體經(jīng)常具有較細粒的結構特征了。根據(jù)晶體生長理論,細粒結構意味著結晶中心的生長速度大于晶體生長速度,這是巖漿快速冷卻的結果。由粘滯體Stock定律:v=gΔρR2/3η式中v為底辟體上升速度,g為重力加速度,Δρ為巖漿與圍巖的密度差,R為底辟體半徑,η為巖漿的粘度。可見,巖漿粘度越小,與圍巖密度差越大,巖漿上升的速度就越快。流體的存在有利于巖漿快速上升。因此,含礦流體實際上也是巖漿快速上升的動力(圖3)。含礦流體越多,巖漿上升的速度就越快,越容易形成大型、超大型金屬礦床。2.3巖漿起源的災變屬性所決定的必然以及一定的親子關系、兄弟節(jié)拍巖漿與成礦流體的這種相互依存關系可能為火成巖成礦專屬性提供了某些依據(jù)。在長期的地質(zhì)歷史進程中,地球的排氣作用可能導致地球內(nèi)部不同圈層形成了含礦流體富集帶。與硅酸鹽熔漿不同,流體富集帶的產(chǎn)生可以是一個連續(xù)的過程,即地球在不斷的排氣過程中使揮發(fā)份向上運動聚集在某些層位,如果其上覆圈層不具有滲透性或低滲透率的話。杜樂天曾經(jīng)提出地球存在5個氣圈的論述,并將其與油氣資源的形成聯(lián)系起來,具有一定的科學依據(jù)。但是,由于沒有詳細的資料,實際存在多少個富集揮發(fā)份的圈層(連續(xù)或不連續(xù))依然不是很清楚。這些被封存在不同深度水平上的流體長期作用于周圍環(huán)境,將溶解與其相應的各種不相容元素,包括成礦元素,因而深部流體是富含成礦元素的。相反,巖漿的產(chǎn)生則是一個災變過程,亦即需要地質(zhì)環(huán)境的突然改變,如軟流圈絕熱底辟隆升、巖石圈拆沉作用或幔源巖漿底侵作用。但是,與深部流體一樣,巖漿的成分也取決于其源區(qū)的物質(zhì)組成。巖漿起源的災變屬性決定了深部物質(zhì)突然獲得了上升通道,意味著可以上升侵位。一旦巖漿發(fā)生侵位,深部流體就可能填補巖漿離去時留下的空間,并跟隨巖漿一道上升,最終由于減壓導致的體積膨脹成為巖漿上升的推動力。由此可見,不同源區(qū)的巖漿將與相應源區(qū)的深部流體共生在一起。因此,火成巖及其共生礦石的親緣關系并不一定是親子關系,很可能是兄弟姊妹關系。這大概就是火成巖成礦專屬性的根本原因。如果這個解釋成立,我們有可能排列出不同的巖漿-流體共生組合,從而有助于區(qū)域找礦預測工作。例如,斑巖銅礦屬于殼源巖漿和幔源流體的組合,很可能是巖石圈拆沉作用的產(chǎn)物。在拆沉作用體制下,地殼可能受到軟流圈或玄武質(zhì)巖漿的突然加熱而發(fā)生部分熔融。但是,地幔減壓熔融形成巖漿的速率小于深部流體填補拆沉空間的速率,大量含礦流體的涌入使得殼源花崗質(zhì)巖漿很快從源區(qū)分離出來并快速上升,從而形成含礦斑巖體。3混沌邊界成礦接下來的一個重要問題是含礦流體將會在什么地方堆積成礦物質(zhì)。透巖漿流體成礦作用理論提供了一種很寬松的環(huán)境,使得大規(guī)模成礦作用成為可能,因為有大量含礦流體源源不斷從深部進行補給。即使含礦流體中成礦元素的溶解度十分有限,也可以保證有巨量金屬從深部帶出。因此,接下來的一個問題就是“滾滾長江東流去,何處淤積沙和泥”,亦即成礦物質(zhì)沉淀的邊界條件是什么?於崇文院士通過多年的理論研究和實踐,提出了混沌邊界成礦理論。我們對於先生的理論了解不多,卻也想借用這種思路來談一談邊界成礦的問題。按照熵定律,地球成礦物質(zhì)趨于分散,我將這種狀態(tài)稱為混沌狀態(tài)。例如,塔克拉瑪干大沙漠之上的熱空氣并不是不含有水分,甚至其含量要遠遠高于天山之上的空氣。但是,塔克拉瑪干沙漠腹地很少下雨,因為它處在混沌狀態(tài),空氣體系是穩(wěn)定的。只有當兩個混沌體系發(fā)生碰撞的時候,在混沌邊界附近才可能發(fā)生降雨,例如當西伯利亞冷空氣入侵的時候。將這種設想應用于成礦作用過程,想必應當類似于於先生的混沌邊界成礦理論。成礦作用的邊界條件可以劃分為化學邊界和物理邊界兩類,多數(shù)情況下可能同時包含化學和物理學兩方面的因素。3.1巖石學和礦物學化學邊界系指具有不同化學組成的體系的碰撞,這在地質(zhì)界是廣為人知的,例如,成礦流體與膏鹽層的化學反應,因而膏巖層常常是一個重要的找礦標志。究其實質(zhì),乃是膏巖層可以離解出更多的離子或離子團與成礦流體發(fā)生反應,促使流體中的成礦元素溶解度減小,從而發(fā)生大規(guī)模堆積。類似的情況還有碳酸鹽巖層,因為碳酸鹽礦物也很容易分解。因此,化學邊界層是一個重要的找礦標志,在今后的工作中需要特別注意。除此之外,還需要注意流體的空間分布和成分變化。莫宣學等(2001)首次提出了流體地質(zhì)填圖的概念,為深部流體成礦作用的空間分析提供了首批適用性地質(zhì)資料。3.2含礦流體的地球化學性質(zhì)物理邊界層可以是構造裂隙(破碎帶,剪切帶)、層間裂隙或溫度陡變帶等各種物理因素,也包括盆地流體、喀斯特溶洞、砂巖孔隙度等等,甚至包括巖漿體自身。巖漿體中裹挾的成礦流體在寄主巖漿快速冷卻的條件下,將由于寄主巖漿的冷凝外殼的形成而封存在巖漿體內(nèi)。礦石礦物的結晶溫度通常低于硅酸鹽礦物,只有火成巖體冷卻到一定溫度時成礦作用才開始發(fā)生。因此,這類礦體的賦存部位與侵入體緊密相關,如斑巖型礦床及某些銅鎳硫化物礦床。同時,卸載了成礦物質(zhì)之后的無礦流體將會引起寄主巖體發(fā)生多階段蝕變,直到流體完全失去活動能力為止。相反,無礦巖體內(nèi)沒有流體的封存,將不會引起巖漿期后熱液蝕變。例如,劉波等對比了西藏岡底斯沖江斑巖銅礦含礦巖體與無礦巖體的熱釋光特征,發(fā)現(xiàn)無礦巖體具有雙峰特征,而含礦巖體為單峰特征(圖4)。這很可能就是熱液蝕變的結果,因為高溫巖漿的快速結晶更容易引起晶格缺陷,在熱液蝕變條件下則可以逐漸得到缺陷的修復。這大概就是成巖作用往往早于成礦作用的真實原因,以往所稱的巖漿期后熱液成礦作用模式可能需要重新考慮。如果在成礦作用過程中侵入體發(fā)生破裂或侵入體冷卻速度較慢,成礦流體就有可能溢出,成礦物質(zhì)堆積在接觸帶附近或圍巖中。假如巖漿冷卻足夠慢,成礦流體可以輕易擺脫寄主巖漿的束縛,甚至可以實現(xiàn)遠距離運移,在適當?shù)牡胤蕉逊e下來形成遠程低溫熱液礦床。由此可見,成礦作用與巖漿的冷卻速度有關,而冷卻速度又與巖漿的侵位深度有關,因而關注巖漿侵位機制和深度以及區(qū)域地熱梯度是研究成礦作用的必要環(huán)節(jié)。成礦流體脫離寄主巖漿進入構造裂隙之后,成礦元素在流體中的溶解度不僅與元素及其化合物的化學性質(zhì)有關,而且也與流體的運動速度有關。在總壓力不變的條件下,成礦流體運動的速度取決于裂隙的寬度和介質(zhì)的滲透性質(zhì)。在構造膨大部位,流體運移速度驟然變化,類似于河流三角洲,因而有利于成礦作用的發(fā)生。這就是我們?yōu)槭裁匆匾暤V田構造研究的原因。某些砂巖型銅礦可能也是由于這種方式形成的,特別是鈣質(zhì)膠結的砂巖。另一個物理邊界可能是屏蔽層。泥質(zhì)巖石雖然很難與成礦流體發(fā)生化學反應,但是可以作為成礦流體運動的屏蔽層,迫使成礦流體按照某個方向運動,可以使其集中成礦。深部上來的含礦流體還可能與盆地流體匯合在一起,導致成礦作用的發(fā)生。如果含礦流體發(fā)生成礦物質(zhì)的卸載,殘余流體仍然可以繼續(xù)運動。因此,礦區(qū)的流體活動至少可以劃分為兩種類型,含礦流體和無礦流體,理論上礦體應當分布在成礦流體的前鋒地帶和無礦流體的末端(圖5)。由此可見,判別流體的運動方向與流體的物理化學性質(zhì)同樣重要。從這個角度來說,以往的流體包裹體研究工作可能過于偏頗,因為大多數(shù)研究者僅研究了含礦流體的各種參數(shù)。3.3小巖體成大礦的原因小巖體成大礦的理論,是70年代世界及中國學者研究斑巖銅(鉬)礦床時已經(jīng)認識和提出的一個概念,如在1973年地礦部直管局在合肥召開的美洲斑巖銅礦考察匯報會和1995年在德興召開的全國斑巖銅礦現(xiàn)場會上就已提到。1992年,湯中立院士注意到與銅鎳硫化物礦床共生的基性-超基性巖體規(guī)模十分有限,并逐步將其總結,于2006年召開的第八屆全國礦床會議上系統(tǒng)地論述了這一理論。全世界斑巖型礦床無不都與小型斑狀花崗巖有關。中國及世界的成礦斑巖體積都很小,最小的只有0.01km2,一般多小于1km2,如此小的巖體卻攜帶幾十萬甚至上百萬噸的金屬堆積,與其本身不成正比。關于小巖體成大礦的原因,學者們常常歸咎于流體的運動速度大于巖漿,因而成礦流體常常聚集在雜巖體的頂部,如巖枝中。實際上,許多含礦侵入體未必就是有根的,或者說它們可能不是大巖基派生的產(chǎn)物。不僅小巖體,甚至大巖基有時也是無根的,例如東秦嶺巨大的花崗巖基,地球物理測量已證明不是向下無限延伸的,在10km以下已變成另外的物質(zhì),說明是無根的。在這里,若從透巖漿流體成礦理論出發(fā),也許可以對小巖體成大礦的原因作出較為合理的推斷:(1)如果成礦流體完全被封存并分散在巖漿體中,巖體中有用組分的百分含量必然與寄主巖體的體積成反比。成礦流體體系的體積一定,并且成礦物質(zhì)都將在侵入體中沉淀,那么巖漿體系的體積越大,單位體積內(nèi)的有用元素含量就越低,相反則可以形成高品位的礦床,因而小巖體有利于成大礦。(2)成礦流體體系位于巖漿體下方推動巖漿快速上升,或稀釋巖漿使其獲得更大的浮力。那么,巖漿體越小其上升所需要的能量消耗就越少,越容易實現(xiàn)快速上升。因此,小巖體侵位的速度是流體/巖漿體積比的函數(shù),小巖體產(chǎn)出的本身就是流體/巖漿體積比較大的證據(jù)。這也有利于小巖體成大礦的假說。(3)巖漿體積越大,其所包含的總熱能越多,在冷卻固結過程中可以使圍巖溫度大大升高,因而將延緩巖漿的冷卻。這樣,成礦流體就可以輕易逃逸出巖漿體系進入到上覆巖層中,這大概也是大巖基無礦的原因之一。相反,如果巖漿體積較小,將可以很快散失熱能導致固結,成礦流體將被封存在巖體之內(nèi)或接觸帶附近富集成礦。以上三點可能是小巖體成大礦的主要原因,都有利于淺成、超淺成小侵入體的成礦作用,甚至形成含礦隱爆角礫巖。華北克拉通燕山期成礦作用主要介于120～110Ma,東秦嶺主要成礦作用集中在140～110Ma,這正好是巖漿活動主期之后,只有少量的小巖體和廣泛分布的脈巖活動。小巖體對于成礦作用的重要性由此可見一斑。4巖石組成與巖石結構作為一個實例,我們可以通過西藏岡底斯帶曲水巖體中的含銅暗色微粒包體來展示透巖漿流體成礦作用的過程。曲水巖體為一個巖基,巖石組成非常復雜,但主要構成為花崗巖類。巖體中的暗色微粒包體隨處可見,是巖漿混合成因花崗巖的重要特征。大多數(shù)情況下,暗色微粒包體具有閃長質(zhì)成分,因為幔源基性巖漿團與寄主巖漿相互作用后成分有一定的變化。但是,很少有人報道含金屬硫化物的暗色微粒包體。我們在西藏岡底斯曲水巖體工作過程中,發(fā)現(xiàn)了大量與暗色微粒包體有關的礦化現(xiàn)象,有可能用來說明透巖漿流體成礦作用。4.1含銅基性巖漿團演變特征結果實際上,含銅暗色微粒包體普遍見于巖漿混合成因花崗巖中,如北京房山巖體、東昆侖格爾木南山口巖體、西昆侖阿卡阿孜巖體、西藏岡底斯曲水巖體及東秦嶺的板山平巖體等。在曲水縣城西北側花崗閃長巖中,含有大量(體積分數(shù)約為5%)形態(tài)各異的暗色微粒包體,包體直徑大小一般為20cm,少數(shù)較大的暗色閃長質(zhì)巖塊直徑可達十數(shù)米。包體通常呈扁平的平面形態(tài),細粒結構,塊狀構造,少數(shù)包體見有冷凝邊,可以確認是基性巖漿團固結的產(chǎn)物。含銅包體通常直徑較小(5cm左右),與無銅包體一起呈不規(guī)則狀分布在巖體中(圖6A)。與無銅包體相比,含銅包體核部常呈黃褐色,顯示硫化物被氧化、分解的特征(圖6A,B);向外寄主巖的方向,星散狀分布有孔雀石、銅藍和黃銅礦等;包體之外主巖中見有深色蝕變邊。這種特征說明:(1)含銅包體是呈液態(tài)進入花崗閃長質(zhì)巖漿中的;(2)包體中富含含銅流體,并且造礦礦物一般是在包體和寄主巖都已經(jīng)固結之后開始結晶的;(3)含銅組分在析出過程中具有向外擴散的現(xiàn)象(圖6B、C);(4)無銅流體比含銅流體向外擴散的距離更遠,并導致圍巖蝕變(圖6B);(5)含銅包體結構較粗(中細粒結構)是由于富含揮發(fā)份的緣故,固相線和液相線溫度均較低。類似的情況也發(fā)生在俄羅斯諾利爾斯克銅鎳硫化物礦床中,那里的金屬硫化物經(jīng)常呈液滴狀(圖6D),寄主巖中也有蝕變邊,且硫化物具有分異現(xiàn)象,密度較大的鎳黃鐵礦在下部,密度較小的黃銅礦在礦滴的上部,圍巖蝕變呈半環(huán)形分布在金屬礦滴的上面,顯示流體向上運動的特征。這樣的現(xiàn)象展示了含銅基性巖漿團的演化過程。富含成礦流體的基性巖漿團進入花崗質(zhì)巖漿中以后,由于其高溫特征而迅速冷卻形成冷凝變,不能與寄主巖漿發(fā)生混合作用。同時,巖漿團發(fā)生熔離作用形成不混溶的(immiscible)硅酸鹽熔體和含礦流體相。然后,硅酸鹽熔體因失水而快速結晶固結成巖,流體相則除了晶出少量造礦礦物之外,一直保持到寄主巖漿固結之后才開始實質(zhì)性的結晶作用,同時向寄主巖進行化學擴散或發(fā)生滲濾交代作用,直到含礦流體消耗殆盡。4.2混合作用的發(fā)生另一種含銅硫化物的分布特征是呈浸染狀、位于花崗質(zhì)巖石中(圖7A)。通常,當不同溫度和成分的巖漿在一起混合時,熱傳遞會導致巖漿流變學性質(zhì)的不斷改變。由于熱擴散速率比化學擴散速率快好幾個數(shù)量級,參與混合的巖漿在成分均一化之前早就變得具有相同的溫度了。因此,巖漿發(fā)生混合的能力取決于其熱平衡之后的物理性質(zhì)。鎂鐵質(zhì)和長英質(zhì)巖漿的粘度和晶體含量是其初始溫度的函數(shù),也是鎂鐵質(zhì)巖漿在混合物中的比例的函數(shù),從物理上可以劃分為三種情況:(1)玄武質(zhì)巖漿的粘度總是比長英質(zhì)巖漿低;(2)鎂鐵質(zhì)巖漿由于結晶而變得粘度比長英質(zhì)巖漿還大;(3)鎂鐵質(zhì)巖漿由于含有大量晶體實際上已經(jīng)接近于固結或者說離固相線位置很近,這時不能發(fā)生完全混合作用(mixing),但鎂鐵質(zhì)巖漿可以呈固態(tài)捕虜體或包體分散在長英質(zhì)巖漿中。當兩種巖漿溫度差異很大或長英質(zhì)巖漿所占比例很大時,鎂鐵質(zhì)巖漿就會呈捕虜體或巖石包體產(chǎn)出。完全混合只能發(fā)生在兩種巖漿都呈液態(tài)且具有相同的溫度。當長英質(zhì)巖漿占有很大比例時,它只能與進化的鎂鐵質(zhì)巖漿(安山質(zhì)巖漿)發(fā)生混合作用。因此,我們常常可以發(fā)現(xiàn),包體成分具有與寄主巖漿相似的變異趨勢。在高溫條件下,巖漿的粘度較低,容易實現(xiàn)相互間的混合。因此,當基性巖漿團進入寄主花崗質(zhì)巖漿中時,兩種巖漿發(fā)生混合作用的可能性取決于基性巖漿團所能提供的熱能。如果基性巖團規(guī)模很小,所能釋放的熱能非常有限,基性巖漿團將迅速冷卻固結,不能產(chǎn)生有效的巖漿混合作用(圖6);反之,如果基性巖漿的溫度很低,即使巖漿團的規(guī)模很大也不能發(fā)生與寄主酸性巖漿的有效混合(圖7B)。因此,巖漿混合成因花崗巖中經(jīng)常產(chǎn)出有直徑很小的鎂鐵質(zhì)包體和同生巖墻,其成分比大包體更偏基性。相反,如果基性巖漿團的規(guī)模足夠大,就有可能給周圍的寄主花崗質(zhì)巖漿注入足夠的熱能,使其處于過熱狀態(tài)(高于液相線溫度),減小巖漿粘度,因而有利于巖漿混合作用的發(fā)生。由此可見,兩種巖漿發(fā)生充分混合的必要條件,是巖漿的溫度足夠高和巖漿團的規(guī)模足夠大,或兩種巖漿的溫度差別不大,有利于兩者發(fā)生充分物質(zhì)交換。可以預期,當含銅包體的規(guī)模足夠大時,將與寄主巖漿充分混合,因而包體中的含礦流體將進入寄主巖漿中。在曲水縣城之東,廣泛分布的浸染狀銅礦化(圖7A)可能是這種過程的有力證據(jù)。由圖7A可見,雖然含銅礦物星散狀分布在寄主巖中,硫化物浸染暈的存在表明它們曾經(jīng)是聚集在一起的,是含銅包體解體的產(chǎn)物,或者不混溶的含礦流體相進入了寄主花崗質(zhì)巖漿中。4.3曲水巖體或圍巖中含銅石英脈含銅包體解體之后,流體的散失和寄主巖漿溫度較低這兩個因素將促使成礦物質(zhì)發(fā)生結晶作用(圖7A)。如果巖漿中含有足夠數(shù)量的含礦流體,它們就有可能聚集并沿確定的方向(通常是從下往上)運移(圖6C)。在巖體的邊部,較早固結的寄主巖外殼可能由于應力差發(fā)生破裂,含礦流體就容易沿裂隙運移,形成脈狀礦化帶(圖7C,D)。隨著溫度的降低,含礦流體中的硅酸鹽礦物大部分發(fā)生結晶作用,只有少量的SiO2溶解在流體中。據(jù)此,應當可以在巖體或其圍巖中發(fā)現(xiàn)含銅石英脈。這個預測在遠離曲水縣城的巖體邊部被證實,含銅石英脈分布在同巖漿裂隙中,沒有證據(jù)表明充填有石英脈的裂隙是巖漿固結之后構造作用的產(chǎn)物。據(jù)此,我們可以將所有這些觀察現(xiàn)象聯(lián)系起來,說明曲水巖體形成過程中的確遭受過透巖漿流體成礦作用。但是,由于曲水巖體規(guī)模很大,成礦物質(zhì)有可能過于分散,沒有形成大的礦床,也有可能在某些地方發(fā)生了成礦流體的聚集(雄村?),由于沒有詳細的野外工作而被忽略了。如果這個解釋是正確的,那么岡底斯帶就應當存在兩期銅成礦作用:50Ma左右和14Ma左右。5含礦流體成礦作用綜上所述,透巖漿流體成礦作用理論是非常重要的。在透巖漿流體成礦作用理論中,雖然成礦作用常常與巖漿活動伴生在一起,但后者并不是必需的,因為成礦系統(tǒng)可以獨立于巖漿系統(tǒng)存在。設想深部存在一個富含成礦物質(zhì)的流體囊或?qū)?當深大斷裂切穿其上覆蓋層時,含礦流體將獨立上升,形成與巖漿作用完全無關的礦床(圖8A)。含礦流體也可能是在巖漿形成過程中產(chǎn)生的,由于源區(qū)巖石的脫水(脫碳酸)熔融形成了超臨界流體,后者溶解了大量的成礦元素。但是,這種流體將主要位于巖漿體的上方,受巖漿熱的驅(qū)動很容易向上運動,或者沿斷裂上升到近地表參與成礦作用(圖8A),或者滲濾到巖石圈的不同圈層而消失得無影無蹤,甚至參與沉積盆地的流體對流系統(tǒng)(圖8B)。比較典型的是與斑巖銅礦有關的成礦作用(圖8C),因而以斑巖銅礦為例來說明透巖漿流體成礦作用系統(tǒng)。5.1含礦斑巖巖漿起源分析斑巖Cu(-Mo-Au)礦床簡稱為斑巖銅礦,這類礦床實際上為熱液礦床或巖漿-熱液礦床。斑巖銅礦中的礦石一般具有圍繞巖體中心的帶狀分布形式(圖9),礦化結構由下而上為浸染狀→細脈浸染狀→大脈狀;共生礦物組合由下而上為鉀硅酸鹽-硬石膏-硫化物→石英-絹云母-硫化物→綠泥石-碳酸鹽-硫化物;成礦金屬組合由下而上為Mo(Sn、Bi、W)→Cu(Au、Ag)→Pb、Zn(Ag)→Co、Ni、Mn。玉龍斑巖銅礦帶是青藏高原最重要的斑巖銅礦帶,長約300km,寬約15～30km,產(chǎn)有一個超大型、兩個大型、兩個中小型斑巖銅礦床和20多個銅礦體。玉龍斑巖銅礦帶位于成都地塊中,后者的地質(zhì)結構類似于揚子大陸,其主要組成部分為元古宙—早古生代結晶褶皺基底和中晚古生代地臺型碳酸鹽巖及碎屑沉積巖。斑巖帶與第三紀鉀質(zhì)火山巖和富堿侵入巖緊密共生,受印度—亞洲大陸碰撞導致的怒江—哀牢山大型走滑斷裂系的控制。含礦斑巖的同位素年齡測定表明,巖漿活動至少可以劃分為三個階段,峰期時間分別為52、41和33Ma。由于用于統(tǒng)計的測年數(shù)據(jù)多為K-Ar法分析結果,不能認為已經(jīng)解決了含礦斑巖的形成時代問題。但是,含礦斑巖的形成時代與本文分析的問題關系不大,我們主要關注含礦斑巖的內(nèi)部結構特征。與島弧或大陸邊緣弧的鈣堿性含礦斑巖相比,玉龍斑巖銅礦帶的斑巖體具有高K2O和富集Rb、Ba的特征,顯示了鉀玄質(zhì)巖漿的屬性。在球粒隕石標準化圖解中,痕量元素配分形式具有強烈的Nb、Ta、P、Ti谷和Rb、Ba、Th、LREE峰,暗示具有弧巖漿的特征或巖漿起源較深,并有豐富的流體參與巖漿起源。侵入巖的143Nd/144Nd=0.51243～0.51253,87Sr/86Sr=0.7065～0.7077,分布范圍較小,介于EMII和MORB之間,在εNd-εSr圖解中更接近于EMII。這表明,斑巖巖漿很可能起源于被拆沉下地殼或俯沖大洋板片的部分熔融。玉龍斑巖銅礦侵入體大小為1000×600×850m3,主要的礦化巖石為強蝕變二長花崗斑巖。從巖體中心向外,依次出現(xiàn)強硅化帶、含鉀硅酸鹽蝕變帶、云英巖化帶、粘土化帶、角巖化帶、富銅礦體和夕卡巖-大理巖帶(圖9)。這種不連續(xù)的環(huán)狀蝕變巖結構不能從成巖后熱液蝕變得到解釋,導致賦礦巖體蝕變的流體早在巖體定位之初就已經(jīng)被包含在巖漿之中了。有意義的是前人在這里識別出了三個熱液階段:(1)早期富鉀硅酸鹽蝕變階段(400～700℃),斑巖體經(jīng)受了強烈的鉀化和硅化,同時圍巖發(fā)生接觸變質(zhì)作用形成夕卡巖及其Cu-Mo礦化;(2)云英巖化階段(200～500℃),伴生Cu-Mo-Fe礦化;(3)泥化和青磐巖化階段(～230℃),發(fā)育在接觸帶和周圍的晚三疊紀沉積地層中,伴生有熱液型Au-Ag多金屬礦化。與這三個階段相應的礦物組合是:(1)富鉀硅酸鹽蝕變階段形成細脈浸染狀礦石,黃鐵礦+黃銅礦+輝鉬礦+磁鐵礦;(2)第二階段形成黃鐵礦+黃銅礦+磁鐵礦+鈦鐵礦組合,含有少量輝鉬礦、輝鉍礦,在透鏡狀夕卡巖礦體中還有銅藍;(3)黃鐵礦+黃銅礦+方鉛礦+閃鋅礦,分布在遠離斑巖體的晚三疊紀沉積巖系中。斑巖銅礦床中還發(fā)現(xiàn)有少量斑銅礦、方黃銅礦、自然金、自然銀以及黝銅礦。這樣的劃分實際上是有問題的,但已經(jīng)足以讓我們看到透巖漿流體成礦作用的影響了。因為礦化蝕變的溫度變化區(qū)間很大(700～230℃),表明巖漿固結之前就已經(jīng)開始礦化蝕變作用過程了,這正是透巖漿流體成礦作用的特征。芮宗瑤等(1995)更全面地總結了斑巖銅礦的一般特征,指出大約650～750℃時開始發(fā)生巖漿的二次沸騰,并導致頂部和圍巖產(chǎn)生網(wǎng)狀破裂系統(tǒng),成礦作用溫度最低可達180℃。所有這些特征都指示含礦熱液來自于巖漿體自身。但正如前面所述,由于硅酸鹽熔漿所能溶解的揮發(fā)份和成礦組分有限,必須尋找另外的來源。透巖漿流體成礦作用是一種較好的解決方式,因為同源區(qū)的巖漿和流體在許多方面都具有類似的地球化學特征(圖8C)。按照這種理解,玉龍斑巖銅礦的蝕變分帶可能就要考慮是否存在疊加蝕變的問題。5.2斑巖銅礦與葉巖體的侵位深度設想暗色微粒包體中硅酸鹽熔漿系統(tǒng)與含礦流體系統(tǒng)的關系可與斑巖銅礦中的熔漿系統(tǒng)和含礦流體系統(tǒng)類比,那么斑巖體中所包含的成礦流體系統(tǒng)也可以脫離巖漿的束縛進入圍巖中。在包體-流體系統(tǒng)中,含礦流體逃逸的可能性取決于基性巖漿團的過冷度,亦即取決于基性巖漿團的溫度和規(guī)模大小(圖8C)。在斑巖-流體系統(tǒng)中,含礦流體逃逸的可能性也應當取決于斑巖巖漿的過冷度,或者說取決于巖漿的規(guī)模和侵位的深度(圖8C)。因此,當巖漿上升且冷卻速度足夠快時,流體成礦系統(tǒng)僅位于斑巖體的深部(圖8Ca);如果巖漿上升速度稍慢,且?guī)r漿的粘度足以阻止成礦流體系統(tǒng)逃逸,成礦作用將完全局限在斑巖體內(nèi)部進行(圖8Cb);當巖漿侵位深度較大時,含礦流體有可能被釋放到接觸帶中參與成礦作用(圖8Cc),特別是當圍巖為化學邊界層或存在構造空隙時尤其如此;假如巖漿上升速度足夠慢,允許成礦流體系統(tǒng)完全逃逸,斑巖體將不含礦(圖8Cd)。由此,在圖8Cc成立的條件下,可以預期斑巖銅礦與夕卡巖型銅礦的共生組合。作為一個推論,如果總金屬量一定,斑巖銅礦的規(guī)模應當與伴生的夕卡巖型銅礦成反比。芮宗瑤等(1984)的研究可以作為這種推論的證明。根據(jù)它們的研究,與斑巖銅礦有關的成礦作用中,礦體的賦存部位與巖漿的侵位深度密切相關,等效于礦體賦存部位與斑巖冷卻速度有關。隨著含礦斑巖體侵位深度的不同,礦體在斑巖體內(nèi)部與圍巖中分配比例大有差別,侵位淺者,例如馬拉松多斑巖體推測侵位深度大約為0.5km,幾乎全部礦體產(chǎn)于斑巖體中;玉龍代表中等侵位深度,推測大約為1.5～2km,2/3礦體產(chǎn)于斑巖體中,1/3礦體產(chǎn)于圍巖中;德興礦田的銅廠和富家塢代表中深侵位,推測侵位深度大約為3km,1/3礦體產(chǎn)于斑巖體內(nèi),2/3礦體產(chǎn)于圍巖中。但是,礦體賦存部位與巖漿侵位深度的關系可能會更復雜,特別是當考慮熔漿系統(tǒng)與流體系統(tǒng)的規(guī)模比例時,流體系統(tǒng)的膨脹能力有可能導致斑巖體被炸碎,或者當巖漿快速上升到淺部但仍未達到地表,由于減壓膨脹,巖漿就會發(fā)生地下隱蔽爆炸,生成隱爆角礫巖及隱爆角礫巖型礦化。如果巖漿侵位足夠深,成礦流體就有可能從巖漿體完全逃逸出來(液態(tài)不混溶),在遠離巖體的合適地點形成遠程低溫熱液礦床(圖8Cd)。5.3礦床形成機制的地質(zhì)解釋所謂的遠程低溫熱液礦床,究其實質(zhì)是不能與區(qū)域巖漿活動建立直接關系的礦床。如圖8所示,這類礦床至少包括三種成因機制。但就礦床形成機制本身而言,我們并不能有效區(qū)分它們,而是需要其他方面的地質(zhì)證據(jù)。對于與透巖漿流體成礦作用有關的礦床來說,遠程低溫熱液礦床應當是巖漿緩慢侵位的結果,或者是巖漿體足夠大所造成的。這時,巖漿體起著熱機的作用,驅(qū)動含礦流體作長距離運移。由于我們還沒有掌握這方面的實際資料,對遠程低溫熱液礦床暫不多作討論。6巖漿流體成礦作用內(nèi)生金屬成礦作用是一個很復雜的過程,它包括成礦物質(zhì)來源、運移、淀積和改造4個大的成礦過程和階段,為探索這個“系統(tǒng)工程”,學者們投入了大量的人力物力進行研究,至今仍然在許多方面存在爭議。我們以岡底斯帶曲水巖體的野外地質(zhì)觀察為依據(jù),結合礦床學家的研究成果,對透巖漿流體成礦作用的可能意義進行了綜述,可以看出該理論的巨大潛力,對今后的區(qū)域找礦預測工作具有巨大的指導意義。綜上所述,我們可以重新描述透巖漿流體成礦作用理論如下。由于地球的排氣作用和各圈層的封閉效應,在地球內(nèi)部廣泛存在被封存的深部流體。在高溫高壓以及富含礦化劑的條件下,這些深部流體含有豐富的成礦物質(zhì)。當巖漿發(fā)生并向上遷移時,這些流體就會跟隨著巖漿一起上升,并推動巖漿快速侵位;當巖漿快速侵位并冷卻時,深部流體不能或很少進入巖漿(圖8Ca),有可能在巖漿體冷卻收縮形成的接觸帶構造裂隙中堆積成礦。如果巖漿上升速度與流體同步,含礦流體就有可能進入巖漿體內(nèi)(圖8Cb),既降低巖漿的密度使其得以快速上升,又可以尋求巖漿的保護,使其成礦元素的濃度不會因為流體與圍巖接觸而降低。巖漿到達地殼淺部后,成礦流體與硅酸鹽熔體發(fā)生不混溶分離,分別形成貧礦的熔體和富礦的流體。隨著溫度的下降,在寄主熔體固結成巖之后或固結過程中,成礦流體開始析出有用組分(成礦作用)。因此,所有的礦化作用都限于巖體內(nèi)部,如形成斑巖型礦床。如果成礦流體上升的速度稍快,他們就有可能從巖漿體中逃逸或逃逸一部分,在巖體頂部和圍巖中成礦(圖8Cc)。成礦流體上升速度足夠快時,它們可以完全穿透巖漿進入圍巖或流體通道中,這時巖漿體僅僅是含礦流體繼續(xù)上升的驅(qū)動熱源(圖8Cd)。按照這個理論,成礦