内生金属矿床大多与岩浆岩有着广泛一致的时空联系，它们或共生或相伴或隐伏或相距不远。因此，普遍认为内生金属成矿作用与岩浆活动紧密相关，这种关系的研究历来受到矿床学家的重视。但我们在长期从事内生金属成矿勘查及研究中，每每强调岩浆活动与成矿作用密切联系时，发现了许多与之不一致的地质事实，在回顾了内生金属成矿作用理论的某些基本概念的同时，怀疑这些基本概念存在某些瑕疵，并可能是导致成矿理论出现重大缺陷的根源。

综合前人文献可以看出，内生金属成矿作用的关键在于趋于分散的金属异常聚集在一个有限的空间范围内，使其能工业开采并获得经济利益(Laznicka, 2006)。由于认识到内生金属成矿作用与岩浆活动紧密相关，岩浆便自然地被认为是成矿金属的来源。因此，成矿系统就一定和岩浆岩有关。对于长英质岩浆系统而言，相关成矿系统主要依赖于岩浆热液过程(Nielsen, 1968; Burnham, 1979; Burnham and Ohmoto, 1980; Lowenstern, 1994; Heinrich, 2005; Sillitoe, 2010)。岩浆的结晶分异作用导致了岩浆热液的聚集，后者的进一步活动导致了成矿金属的堆积。因此，岩浆热液是岩浆结晶分异过程中或后期生成的，所以也称岩浆期后热液(翟裕生等, 2011)。这大概是岩浆热液成矿理论的基本内容。一百多年来，岩浆热液成矿理论得到了极大的丰富与发展，成为国内外最广为接受的内生金属矿床成矿理论。但是，所有的岩浆都可能发生分异作用，却只有极少数岩浆侵入体具有成矿潜力；对于大体积岩浆而言，理论上应当可以经分异产生更多的成矿流体，聚集更多的成矿金属，形成大型-超大型矿床。但事实上，大型-超大型矿床往往与小岩体有关(卢欣祥, 1985)。这样的地质事实表明，由岩浆系统到成矿系统的转换中，必然涉及到除岩浆分异作用之外的其他地质过程。回顾作者多年来的所见所闻，似乎成矿系统存活期间经常发生一些非线性过程，如角砾岩化。因此，成矿系统本质上是一种复杂性动力系统，沿用岩浆热液成矿理论的最重要前提之一就是将岩浆成矿系统看作是理想系统：名义无水矿物结晶就会产生岩浆热液、成矿金属就会跟随着富集在热液中、热液通过浓缩就会卸载金属。所有这些过程看起来都是无懈可击。但是，岩浆固结过程中产生的热液为什么有的成矿有的不成矿？成矿金属为什么有时聚集在小侵入体中(如斑岩型矿床)，有时却在远离小侵入体的地方堆积？为什么成矿金属会大规模堆积在一个很小的空间范围内？类似的问题在岩浆热液成矿理论中都没有得到合理解释。由此可见，可能正是将复杂系统看作理想系统才不可避免地导致了岩浆热液成矿理论在解释矿床成因时存在重大缺陷(罗照华等, 2011)。

本文通过对东秦岭-大别山钼成矿带斑岩型钼矿床的系统研究和思考，认为岩浆热液成矿理论是有缺陷的。正如Marsh (2013)所述，不正确或牵强的前提条件必然得不到正确的结果。换句话说，尽管岩浆热液成矿理论取得了巨大的成功，由于其前提的不正确，不能全面解释成矿作用与岩浆活动的有机联系，也不能继续向前发展，因为任何改变都有可能损害岩浆热液成矿理论的基本架构。据此，本文进一步提出了透岩浆流体成矿理论的框架性模型，试图更全面与合理地阐释岩浆活动与内生金属成矿作用的内在联系。

基于内生金属矿床与岩浆岩的密切时空联系，岩浆热液成矿理论是当前国内外最流行的金属矿床成矿理论。但是，不同作者的表述方式略有不同。例如，翟裕生等(2011)指出，岩浆热液是指由岩浆结晶分异过程中分出的气水溶液，由它们形成的矿床即为岩浆热液矿床。这类矿床的形成作用发生在岩浆结晶作用的末期或期后。矿床与岩浆岩有密切的时间、空间和成因联系。矿床与侵入体之间存在地球化学亲缘性(成矿专属性)；胡受奚等(1982)认为：在岩浆结晶过程中，由矿化剂氟、氯、硼等将金属成矿物质从岩浆中带出，形成富含金属物质的成矿溶液，这种成矿溶液沿着裂隙等进行流动，并在一定的温度、压力和其它有利的地质条件下集中成矿。总之，岩浆热液成矿理论认为成矿作用与花岗岩类有关；热液和金属来自岩浆，是岩浆上升带上来的；岩浆分异作用导致了成矿作用的发生和成矿物质的富集；因此，岩浆就成为工业用金属的主要来源。由于岩浆热液是岩浆结晶分异过程中或后期生成的，所以也称岩浆期后热液。

岩浆热液成矿理论主要源于Goranson (1931)的大岩基成矿说(图 1)和尼格里的岩浆期后热液成矿说，并成为岩浆热液成矿理论的所有学派的共识和理论基础(图 1、图 2)。大岩基成矿说的基本模型如图 1所示，可以看出，由于大型岩浆侵入体的结晶分异作用，产生了岩基的深度分带，由下至上依次为深部岩基带(Ⅰ)、深内岩基带(Ⅱ)、内接触岩基带(Ⅲ)、浅部岩基带(Ⅳ)、顶部岩基带(Ⅴ)、潜岩基带(Ⅵ)。每一个岩基带都分布有相应的矿床类型，但成矿作用主要发生在Ⅳ-Ⅴ带内(受密集的裂隙控制)。原苏联著名地质学家Ферсман (1955) 和Бетехтен (1955) 在图 1的基础上作了发展和细化，非常清晰地勾绘了岩浆热液成矿作用的过程和结果，由图 2可见，岩浆热液在远离岩浆体的过程中依次卸载相应的成矿金属，这一认识至今仍非常有用。需要注意的是，图 2不再强调成矿作用发生在岩基与围岩接触边界的两侧，而是主要发生在围岩一侧。

图 1

Fig. 1

图 1 受岩基控制矿床分带图(据Stein, 1997) Fig. 1 Deposits zoning controlled by batholith (after Stein, 1997)

图 2

Fig. 2

图 2 热液矿床围绕火成岩分布的一般图解(据Ферсман, 1955; Бетехтен, 1955) Fig. 2 Hydrothermal deposits around igneous rock distribution (after Ферсман, 1955; Бетехтен, 1955)

总体上，岩浆热液成矿理论可以概述为：(1) 源区岩石部分熔融产生了巨大体积的挥发分不饱和岩浆，形成深部岩基；(2) 岩浆在有利的通道条件下上升侵位，并发生挥发分流体的减压出溶作用(一次沸腾，绝对过饱和)和结晶出溶作用(二次沸腾，相对过饱和)；(3) 由于成矿金属具有显著小的分配系数D^{溶体/流体}和D^{晶体/流体}，它们在流体出溶过程中趋向于富集在流体相或稀岩浆相中；(4) 流体相或稀岩浆相沿着有利构造通道或自生长裂隙通道上升，在深部岩基顶部或岩基之上一定距离的深度水平上再度侵位；(5) 由于快速冷却，再次发生熔体-流体相分离，其中熔体固结成小岩体，在更低的温度条件下成矿金属开始卸载；(6) 成矿金属的卸载与环境条件密切相关，但总体上从岩浆体(热源)向远处依次析出越来越低温的元素或元素组合，因而内生金属矿床往往有很好的金属分带；(7) 流体组分同时与围岩发生水-岩相互作用，导致相应的围岩蚀变，因而围岩蚀变分带是成矿金属分带的良好指示器；(8) 致矿侵入体(小岩体)可以从“脐带”源源不断汲取从深部大型岩浆体分异产生的含矿流体，因而侵入体体积与其成矿规模没有必然联系；(9) 挥发份的临界点(岩浆系统的第一临界点)具有低P-T的特征，大规模成矿作用一般发生在浅部地壳。

由此可见，岩浆热液成矿理论认为，内生金属成矿作用的基本过程是成矿作用含矿流体从岩浆中析出，同时这些岩浆体还导致近矿围岩发生强烈而广泛的热液蚀变。由于内生金属矿床的时空分布与岩浆体之间具有广泛的一致性，因此成矿就和岩浆体有关，似乎很好的揭示了内生金属的成矿过程。但是，地质勘查和矿床研究中却经常发现许多与岩浆热液成矿理论认识不一致的现象。例如，大岩浆体(岩基)规模大、存活时间更长，按理说可以发生更彻底的分异作用，分异出更多的含矿流体，理论上应当可以产生更多成矿物质，应该生成大矿。但绝大多数大岩体不成矿。有些矿床产于岩基中，似乎支持大岩浆体可以成矿的观点。但是，这些矿床通常规模较小，东秦岭的五朵山岩体是一个典型实例。该岩体由加里东期花岗岩组成，出露面积达千余平方千米，其中分布的一些规模很小的金矿(化)点被认为典型的大岩基分异成矿。但是研究表明，金矿化全部与岩体中的小断层有关(卢欣祥等, 2002a)，产在断裂带中。有时这种断裂带的活动还有穿层穿时性，据测年资料显示，成矿时间为白垩纪晚期(99Ma, ⁴⁰Ar/³⁹Ar)，显然，断裂和成矿时代远远晚于岩基形成时代，是不同构造旋回的产物。很难想像一个早已冷却固化的岩体还可以分异出成矿热液。

对秦岭-大别山成矿带几十年来的勘查与成矿学研究表明，经济意义较大的矿床都不是形成于大岩基，而是那些规模很小(小于1km²)的小岩体(朱训等, 1983; 卢欣祥, 1978, 1985; 卢欣祥等, 1980^①, 2002a; 芮宗瑶等, 1984; 乔怀栋等, 1985^②)。如上所述，岩浆热液成矿理论对这种现象的解释是：小岩体的深部存在大岩体。大量地球物理探测结果表明，深部的确存在大型花岗质岩体，似乎为岩浆热液成矿理论提供了有力证据。地壳具有英安质的平均成分，深部地壳中存在花岗质侵入体也是可能的，问题在于如何判断这种侵入体就是致矿侵入体的母体。一个有效的途径是检验产生斑岩型矿床的岩浆是否为某种母岩浆分异的产物。但是，从物理化学和岩相学资料看，大岩体的形成温度较低，约600~700℃，其在Q-Ab-An相图上多投影在低温槽附近，属低温岩浆，而小斑岩体含有高温β石英，形成温度高达900~1100℃, 多位于Q-Ab-An图解中石英首晶区内，属高温岩浆(邓晋福, 1987)。由低温岩浆分异出高温岩浆是不可能的，所以斑岩体下有大岩浆房的设想是值得怀疑的。野外观察表明，这些小斑岩体往往含有暗色微粒包体(王晓霞等, 1986; 罗照华等, 2007, 2009)和复杂的矿物组合，这与分异作用的基本功能(产生单矿物岩，如斜长岩、纯橄榄岩)明显相佐。换句话说，暗色微粒包体和复杂矿物组合的存在不仅说明形成这些斑岩体的岩浆没有发生过显著的分异作用，更不可能是深部岩浆分异的产物。因此，上述关于岩浆热液成矿理论的第(2) 条内容不符合客观实际。此外，区域成矿学研究表明，大型-超大型矿床形成于大规模岩浆活动之后(罗照华等, 2014)。据此，成矿作用发生时应当已经缺乏大型深部岩浆体。成矿只与这些未分异或分异很差的浅成和超浅成的斑岩、玢岩等小侵入体有关。这类矿床不仅数量多，而且规模大。中国及世界大型和超大型的Cu、Mo等有色金属矿产无不与这些小岩体有关，华南、秦岭、昆仑山、兴安岭那么多不同时代的大花岗岩基，鲜见有产出大型金属矿床的报道就说明了这一点。

① 卢欣祥, 彭万夫, 刘长命.1980.河南省秦岭-大别山地区中酸性小岩体地质与矿化特征.河南省地质局地质科学研究所科研报告. 1-146

② 乔怀栋, 许永仁, 董有. 1985.洛南-豫西地区燕山期中酸性小岩体与钼矿成矿关系的研究.河南省地矿局科研所科研报告

因此，大岩基成矿说可能是以个别的和局部的地质事实为依据，不具普遍性。而且，大岩基中的矿多数情况是和断裂有关。不论在中国，还是在世界上与大岩基有关的热液矿床仅占热液矿床的很小一部分。由此可见，岩浆热液成矿理论的前提不具有普适性，这种缺陷不可能通过某些过程的精细化得到修补。因此，需要重新回顾内生金属矿床的基本成矿事实，构建新的成矿模型。

与成矿有关的岩体很小，出露面积一般为0.01~1km²(表 1、图 3)，很少大于1km²，如果岩体稍大(大于1km²)，成矿常常在岩体的局部，仅与其中的花岗斑岩有关。从我们长期的研究和众多前人的研究，已充分证明发生大规模成矿作用的主要为小岩体(小岩浆)(朱训等, 1983; 卢欣祥, 1978, 1985; 卢欣祥等, 1980, 2002a; 汤中立和李小虎, 2006)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 东秦岭-大别山钼成矿带成矿岩体面积及矿床规模统计表 Table 1 Table of metallogenic rock mass area and mineral deposit scale in in the eastern Qinling-Dabie molybdenum metallogenic belt

表 1 东秦岭-大别山钼成矿带成矿岩体面积及矿床规模统计表 Table 1 Table of metallogenic rock mass area and mineral deposit scale in in the eastern Qinling-Dabie molybdenum metallogenic belt

图 3

Fig. 3

图 3 秦岭-大别山地区主要小岩体形态和规模示意图（据卢新祥等，1980及相应勘探报告） Fig. 3 Shapes and scale of intrusion in eastern Qinling-Dsbie mountain

秦岭-大别山地区有超过200多个小岩体，但能生成Mo金属储量超过10万吨以上的大型钼矿仅有十多个(含超过50万吨的超大型钼矿有7个)；其余众多小岩体不成矿或成小矿。甘肃、夏河-宕昌地区有数十个小岩体，但成矿的很少，只有枣子沟一个大型矿床；白银、黑石山地区有八个小岩体，只发现了一个中型斑岩铜矿(张旗, 2013)。熊耳山地区小斑岩及爆破角砾岩超过40余个，也只有雷门沟、祁雨沟(Au)、石门沟(螃蟹沟)和店房几个小岩体成矿。陡岭地区有10余个小岩体，成矿的也只有琵琶沟和毛堂两个岩体，且为小矿或矿点。陕西山阳-柞水地区有数十个小岩体，只有个别为小矿，多数无矿或微弱矿化。由此可见，尽管大型-超大型矿床与小岩体有关，但小岩体未必总是与大型-超大型矿床有关！换句话说，小岩浆(小岩体)只能是成矿的先决条件之一，但不是形成大型-超大型矿床的充分条件。

这一点很难从岩浆热液成矿理论得出合理的解释。理论上，小岩体应当具有类似的形成机制，因而所有小岩体都应当是致矿侵入体。但是，事实并非如此，表明成矿作用还受到其他因素约束。

实际上，矿床学家早就发现，大规模热液蚀变是内生金属矿床形成的显著标志，其基本特征是含水矿物置换无水矿物，或者有大量挥发分参与。可以说流体作用是成矿作用的核心和必备条件。

在东秦岭-大别山地区的各类钼矿床中，热液蚀变表现十分强烈而典型，主要为：钾、硅化-(矽卡岩化)-石英绢云母化-青磐岩化。其中，红色的钾质蚀变和灰白色硅化作用最为重要，它们可以呈面式(斑岩型)，也可呈线式(石英脉型、构造蚀变带型)。成矿元素依次为高温-中温-低温变化并构成特征的地球化学异常区，成为一个完整的地球化学单元(卢欣祥等, 1984)，热液蚀变越强，矿化强度越大。热液蚀变带规模远远大于岩体数十倍甚至上千倍，是如此小的岩体所无法提供的。据已知资料统计(卢欣祥等, 2011^①)：上房沟岩体面积为0.05km²，蚀变面积为0.3km²，300m以下达0.65km²，蚀变面积是岩体面积的60~130倍。东沟岩体面积0.001km²，蚀变面积达11km²以上，蚀变面积是岩体面积的1100多倍(图 4)。金堆城岩体面积为0.067km²，蚀变面积为0.54km²。南泥湖岩体面积为0.12km²，但蚀变面积超过5km²以上(图 5)。德兴铜(钼)矿田中朱砂红、铜厂、富家坞三个斑岩体的总面积为0.96km²，但热液蚀变范围却达5km²以上(朱训等, 1983)。

图 4

Fig. 4

图 4 东沟钼矿地球化学异常图(据吕庆伟等, 2005②) Fig. 4 Geochemical anomalies map of Donggou Mo deposit

图 5

Fig. 5

图 5 南泥湖-三道庄钼矿热液蚀变水平分带图及矿体分布图(据河南地质局地质三队, 1980③) 1-岩体深部边界；2-钾长石化带；3-硅化带；4-沸石-碳酸岩化带；5-阳起石-绿帘石-绿泥石化带；6-矿体范围 Fig. 5 Level zoning of hydrothermal alteration and orebody distribution of Nannihu-Sandaozhuang Mo deposit

① 卢欣祥, 罗照华, 黄凡, 谷德敏, 李明立. 2011.河南省花岗岩类及与成矿关系研究-透岩浆成矿理论体系与河南省钼矿成矿作用.河南省地质科学研究所科研报告

② 吕伟庆, 付治国, 李济营. 2005.河南省汝阳东沟矿区钼矿勘探报告.河南省地质矿产勘查开发局第二地质勘查院

③ 河南地质局地质三队. 1980.河南省栾川县三道庄矿区钼钨矿详细勘探报告

热液蚀变或成矿元素具有明显的水平与垂直分带。强烈而宽广的蚀变带与很小的斑岩体是很不相称的。研究表明，侵位于地壳浅部的小斑岩体本身含水是很低的(如3%~6%)。换句话说，形成致矿侵入体的岩浆不能产生形成大型-超大型矿床所需要的流体。可见，成矿时必须有外来流体的加入，才使得这种大规模的热液蚀变得以发生。这种现象(质量不守恒)与前面关于小岩体缺乏显著分异作用纪录(动力不平衡)的论述，完全有悖于岩浆热液成矿理论。

在许多内生金属矿床(特别是斑岩型矿床)中都可以观察到热液蚀变和矿化组合围绕致矿侵入体呈分带的现象，这种现象是岩浆热液成矿理论的根基之一。这种现象表明，含矿流体直接来自致矿侵入体，并逐渐向远离致矿侵入体的方向迁移，沿途卸载相应的挥发分和成矿金属或金属组合(罗照华等, 2008; Sillitoe, 2010)。但是，也普遍可见热液蚀变和成矿作用以接触带为中心分别向岩体(内部)和围岩推进的现象，如著名的金堆城钼矿和德兴铜(钼)矿(图 6)的“内三带”、“外三带”的蚀变分带(朱训等, 1983)。

图 6

Fig. 6

图 6 金堆城钼矿(左, 据陕西地质矿产局第十三地质队, 1989①)和德兴铜钼矿(右, 据朱训等, 1983)热液蚀变分带图 1-浅变质岩；2-浅变质岩的绿泥石(绿帘石)-伊利石-碳酸盐化带；3-浅变质岩的钾长石-绿泥石(绿帘石)-水白云母化带；4-浅变质岩的硅化-绢云母化带；5-二长花岗斑岩的水白云母-伊利石化带；6-二长花岗斑岩的钾长石-绢云母(水白云母)化带；7-二长花岗斑岩的硅化-绢云母化带；8-蚀变分带界线；9-矿体界线 Fig. 6 Hydrothermal alteration zoning map of Jinduicheng Mo deposit (left) and Dexing Cu-Mo deposit (right, after Zhu, 1983)

① 陕西地质矿产局第十三地质队. 1989.陕西省金堆城-黄龙铺钼矿成矿规律及成矿探讨.科研报告

本区及国内研究程度高的斑岩型铜钼矿床中，热液蚀变均不是以岩体为中心向外逐步扩散，而是以接触带为中心分别向岩体和围岩推进。东秦岭-大别山地区所有与斑岩有关的钼矿床的矿化作用和热液蚀变是一致的，多沿岩体与围岩的接触带展布，主要矿体分布在接触带两侧，成矿流体沿接触带向两侧交代成矿，且多数矿量分布在外接触带(围岩)中，有的则远离岩体数十-数百米，如南泥湖-三道庄矿区。围岩中的矿量占总储量的三分之二以上或更多，岩体中只占三分之一或更少。有的几乎没有，如东沟、沙坪沟、千鹅冲、夜长坪、大银尖等大型钼矿床的矿体主要在围岩中。

三道庄钼矿全部在围岩中，远离南泥湖岩体近千米以上(图 5)，表明成矿和热液蚀变作用是沿构造薄弱带——岩体与围岩的接触带进行的，而不是以岩体为中心向外分异成矿和蚀变，接触带是矿化蚀变最强的部位。据南泥湖-三道庄钼矿区的勘探资料(河南地质局地质三队, 1980)，有些部位的矿体受到岩体侵入切割，有的则是钼矿体贯入了花岗斑岩中，不少勘探剖面(9线、1线、13线)均有矿体切穿岩体及成矿流体回贯岩体之中的现象(图 7)，表明钼矿并非是从南泥湖斑岩体分出的。秦岭及全国几乎所有成矿斑岩大多不是从上到下全岩矿化，而是空心的，在岩体中心和下部多出现无矿核。按岩浆期后热液成矿理论，矿液应由岩体分异出来，并自岩体向外逐渐扩散，矿化强度应在岩体及与岩体相近的地方最强。但事实上斑岩成矿是自接触带为中心分别向两侧的岩体(内)和围岩(外)扩散，只是由于岩浆岩和围岩的性质、孔隙度、空间不同，向岩体一方矿化就差，范围也窄，向围岩矿化就强，范围也大。尤其遇到活泼的化学边界层时成矿流体更容易与围岩发生反应生成厚度巨大的矿体，形成矿量大部分在围岩中的现象。以上地质事实显然与岩浆期热液的成矿模式不一致，表明二者没有成因联系。

图 7

Fig. 7

图 7 河南栾川南泥湖-三道庄钼钨矿矿区地质和勘探线剖面地质简图(据罗铭玖等, 1991; 河南地质局地质三队, 1980) 横17线显示南泥湖斑岩切断了钼矿体，横9线显示钼矿体回贯南泥湖斑岩中 Fig. 7 Geological map and the profile geological map of Nannihu-Sandaozhuang Mo deposit (after Luo et al., 1991)

东秦岭-大别山地区虽然成矿岩体很小但矿床规模很大，造成的钼矿床不少为大型-超大型矿床(表 1)，成为典型的小岩体成大矿的地区之一。这种现象在内生金属矿区普遍存在，可归结为小岩体成大矿(卢欣祥, 1978, 1980, 1988^①, 2002b; 汤中立和李小虎, 2006)。在这类矿床中，钼金属储量从十几万吨到几十万吨甚至更大，如金堆城、上房、南泥湖、东沟、鱼池岭、夜长坪、石门沟、沙坪沟、汤家坪等钼矿，其中沙坪沟钼矿钼金属储量最大，达220万吨。如此巨量的金属堆积是这些小斑岩体无法提供的。

① 卢欣祥. 1988.东秦岭花岗岩类地质特征及其与成矿关系研究.河南省地质科学研究所科研报告

例如，河南东沟斑岩钼矿已探明65万吨钼金属量。东沟花岗斑岩面积为0.01km²，下沿6km，岩体最大体积为8.1km³。按此计算，岩体的钼含量应该达到30.28×10^-6才能分异出65万吨钼。这个值已远远超出了中国花岗岩的(0.49×10^-6)和碱长花岗岩(0.71×10^-6)背景值，分别达到背景值的61.7倍和42.7倍。最新溶解度实验表明，MoO₃在含矿流体中的最大溶解度只有1×10^-6~29×10^-6。按含矿流体密度为1.3g/cm³估算，形成65万吨钼的超大型矿床至少需要27km³的含矿流体，如此巨量的流体显然不是溶解或包含在东沟斑岩体中。据此，表明该岩体不是成矿流体的来源，而仅仅是通道作用(黄凡等, 2009)。又如，金堆城超大型斑岩钼矿花岗斑岩面积为0.067km²，钼矿的储量为100多万吨，如果岩浆中含有10%的水(事实上在浅部地壳是不可能的)，按每升水含钼0.1g计算，生成100多万吨钼矿的岩浆体积至少需要 > 100km³，这显然是不可能的，一定是外来流体参与了成矿作用。

可见，从金属的质量平衡角度看，岩浆热液成矿理论难以对上述地质事实给出合理的解释。

前已述及，尽管大规模成矿作用发生在晚中生代，Mo的成矿作用实际上对围岩的形成时代没有选择性，成矿围岩的形成时代可以是前中生代的任何时代。同样，成矿作用对围岩的岩性也没有选择性，侵入岩(从基性到酸性)、火山岩、变质岩(片岩、片麻岩、大理岩)等都可以成为成矿围岩，只是遇到碳酸岩地层时，由于其化学活泼性较强往往矿化较强并有块状矽卡岩矿石出现，矿床类型由斑岩型变成斑岩-矽卡岩型，如：三道庄、大银尖、上房等钼矿床(罗铭玖等, 1991)。这种现象说明，只要深部流体突集于浅部并遭受冷却，都可以析出大量成矿金属。围岩的化学性质可以加快或延缓金属卸载的速度，当围岩化学性质活泼的碳酸岩时，往往就形成矽卡岩型矿体。

在汤家坪斑岩钼矿区，含矿的石英细脉(矿脉)不仅切穿了花岗斑岩中的石英和长石斑晶，还切过与花岗斑岩同时或稍晚的辉绿岩墙(图 8)；在南泥湖岩体中也发现了类似现象(图 9)。这表明成矿流体活动于花岗斑岩成岩之后，两者形成于不同地质系统。如果成矿流体由花岗斑岩中淅出，它应该不会切过自身的矿物颗粒。成矿流体仅仅可能是借助花岗岩斑岩所提供的通道，向上运移。汤家坪钼矿化主要发生在斑岩体中，钼矿与斑岩体几乎是同空间的，使得成矿流体被圈闭在岩浆中，从而构成了浸染状细脉和浸染状矿化。

图 8

Fig. 8

图 8 汤家坪矿区成矿岩体切过高温石英斑晶和辉绿岩墙 Fig. 8 Intrusion cut off high temperature quartz phenocryst and diabase dyke in Tangjiaping Mo deposit

图 9

Fig. 9

图 9 南泥湖斑岩体中含辉钼矿细脉未完全切穿高温石英斑晶 ① 号石英未被切穿，其边部有辉钼矿结晶；② 号石英被切穿，断断续续有辉钼矿结晶 Fig. 9 Molybdenite-bearing fine veins incompletely cut through high temperature quartz phenocryst in Nannihu intrusion

东秦岭-大别山地区钼多金属矿床与花岗岩体关系研究表明，两者紧密联系，按矿体与岩体的空间配置关系，分为四种小岩体与钼矿体组合样式，其特征及形成机理分述如下。

通常小岩体的浅部不含矿，与无矿岩体非常类似，但钻探工程可揭示其深部的矿体。这种情况可以解释为优势通道的上部存在一个岩浆侵入体，下部存在一个含矿流体囊(图 10a)。侵入岩浆体可能是上一次岩浆脉动因冷却而滞留在通道中的岩浆，也可能是本次岩浆脉动因丢失挥发分而黏度升高的岩浆，其典型特征是黏度较大，但仍有一定上升能力。这时，低密度，大浮力的含矿流体囊就好像安放在岩浆体下部的助推器一样，推动熔浆快速上升运动。由于上覆岩浆体具有高得多的黏度，好似一个流体阻隔层，可以阻止含矿流体向上进入岩浆，更不会改变岩浆性质。从这个意义上说，岩浆成矿系统类似于一个液压活塞装置。但是，在岩浆侵位以后的冷却固结过程中，岩浆体中将会出现减压收缩裂隙。这时，含矿流体可以注入到这些裂隙中，会导致火成岩的裂隙式矿化，造成脉型及构造蚀变岩型矿化，如大南沟、马脖壕、竹园沟等钼矿床。

图 10

Fig. 10

图 10 岩浆体系和流体体系及与矿床类型相互关系图(据罗照华等, 2009修改补充) Fig. 10 Sketch map of relationship of magma system, fluid system and location of different types of Mo deposits (after Luo et al., 2009)

第二种组合样式是矿体赋存于岩浆侵入体之内，岩体边部和围岩中不产出矿体。这种情况可以设想为岩浆侵入体顶部岩浆黏度较高，下部岩浆黏度较低，因而从下部上来的含矿流体可以进入岩浆体并与其合为一体(图 10b)。这时，岩浆侵入体的平均密度大大降低，浮力大大升高，因而具有快速上升的潜力。由于侵入体顶部的岩浆具有较高的黏度，虽然低密度、大浮力的流体对岩浆的侵位起到推动作用，但流体始终无法摆脱岩浆的束缚。因此，含矿流体将会浸润岩浆系统的每个角落，形成浸染状矿化，成矿作用将完全局限在斑岩体内部(图 10b)。随着温度下降，侵入体内会产生收缩裂隙，从而产生细脉状矿化。据此，这种组合样式总是造成细脉状矿化叠加在浸染状矿化之上，形成典型的细脉浸染型矿化，如汤家坪、银家沟、八宝山、柳关等钼矿床(点)，多数情况下岩体即矿体(卢欣祥, 1984; 卢欣祥等, 1980, 2002b)。

这种情况在岩浆热液成矿理论中经常被误解为岩浆分异产生了成矿物质，也是成岩物质与成矿物质同源证据的主要来源。实际上，由于经历了流体与熔体的均匀混合过程，它们各自的原始化学信息都已经改变，多数方法获取的都是它们的混合信息。由于含矿岩体本身缺乏岩浆分离结晶的证据，许多作者就推测含矿流体来自深部岩浆的结晶分异。然而，我们无法获得深部岩浆的样品，这可能就是这些作者将赋矿侵入体本身也是深部岩浆分异产物的主要理由。实际上，如上所述，赋矿侵入体并未经受过显著的分离结晶作用。因此，岩浆热液成矿理论的解释是缺乏依据的。但是，从另一个角度来说，如果不强调赋矿侵入体与含矿流体的同源性的话，关于成矿流体来自深部岩浆分异作用的解释实际上已经承认含矿流体是外来的。这是成矿流体借助熔体开辟的通道向上运移时，成矿流体与熔体流动速率近于一致，流体被圈闭在熔体之内，反映出岩浆与成矿流体同步运移的特征。在剥蚀面(平面)上成矿体系将限于岩体内部，这是典型的斑岩型矿床的成矿特征。

第三种组合样式表现为岩体在内而矿体在外，矿体往往分布在岩体与围岩的接触带两侧，即所谓的接触带控矿。这种样式与第二种相反。对于这种组合样式，是由于岩浆侵位深度较大或过冷度较小，意味着岩浆上升速度较慢，流体上升速度较快，流体不仅可以随意进入岩浆体中，而且可以溢出岩体之外(图 10c)。换句话说，岩浆体不能有效圈闭含矿流体。这时，含矿流体一般沿接触带向两侧的斑岩体及地层渗透交代成矿，由岩体向接触带依次产生斑岩型和接触带型矿床。当接触带围岩为活泼的化学边界层(如灰岩)时，接触带型矿床就是常见的矽卡岩型矿床(如上房Mo矿)；若围岩为其它岩石类型，则形成接触带高温蚀变岩型矿床(如金堆城Mo矿)。由于围岩相对于斑岩来说更不均一，具有更多的裂隙或化学性活泼的岩石，所以常常出现围岩内金属量大于岩体的金属量，而岩体的下部及中心常出现无矿核的现象。

秦岭-别山大部分斑岩型或斑岩-矽卡岩型钼矿，金堆城、上房、南泥湖等矿床都属此类。

这种组合关系的典型特征是矿区内缺乏与成矿作用明显直接相关的岩浆侵入体，甚至没有岩浆岩的出露，说明含矿流体早已脱离岩浆。对于这种情况，可以假定岩浆的黏度较小，含矿流体可以快速逃离岩浆的束缚；也可以假定岩浆在较深部位发生了熔体-流体相分离，导致流体上升速度变快而岩浆上升速度变慢。前一种情况是假定通道上部先存有岩浆侵入体，然后经历了流体-岩浆相互作用，因而岩浆和流体具有不同的来源；表现为含矿流体在上而岩浆在下，矿体和岩体有一定距离(图 10d)。这时，斑岩体将不含矿或仅具有微弱的矿化。由于含矿流体大规模进入围岩中，如果成矿流体足够多和丰富，就会在岩体上方形成厚大的层状、似层状矿体，如千鹅冲、三道庄等钼矿床。千鹅冲钼矿主要产在各种变质地层中，钼矿体不在斑岩体内，距岩浆岩有一定距离，无论平面上或剖面上二者都不在一起。矿化呈细脉或浸染状产在围岩的层理或节理裂隙中，斑岩与矿体之间有一无矿带或弱矿化带。矿体与岩体的距离最小的0~20m(东沟钼矿)，最大的300~400m(千鹅冲钼矿)。矿体与岩体未直接接触，除矿体与岩体之间有厚200~300m的微弱的矿化或无矿带外，在岩体中的矿化也相对零星。这说明成矿流体与岩浆体系未能同步运移，成矿流体运移之速度远高于岩浆的侵位速度，流体透过岩浆时仅留下极其微弱的成矿痕迹，在浅部常或构成细小的矿体。由于成矿温度的降低，出现Ag、Pb、Cu的矿化作用，并构成矿化元素在不同的成矿浓度阶段的典型垂直分带现象。

此外，也有产在各种裂隙中的脉状或构造蚀变带型矿床。矿田或矿床内地表或浅部均不出现岩浆岩，甚至在一个相当大的范围内都没有岩浆岩，成矿受浅层的不同构造薄弱带控制，如断层、片理、节理等等。矿体呈脉状，规模较小。

与上述不同，石英-碳酸岩脉型矿床成矿流体多为地幔来源(黄典豪等, 1984, 1985)，特别引人注目。

综上所述，岩浆热液成矿理论在许多方面都出色地解释了成矿作用与岩浆活动的联系。但是，在质量守恒和能量守恒两方面都存在重大缺陷。在质量守恒方面，由于小岩体缺乏显著分离结晶作用的证据，很难将其成岩成矿作用与深部岩浆房的分异作用联系在一起；在能量守恒方面，由于熔体-流体相分离所需要的时间远短于岩浆上升和固结所需要的时间，岩浆热液成矿理论并未详细论证岩浆流体聚集的机制。例如，一个大型岩浆房的生命周期可以达到~10Myr(Coleman et al., 2004)，为什么其分异产生的含矿流体要等到岩浆活动末期才开始上升并卸载成矿金属？基于这两方面的考虑，我们引入了透岩浆流体概念，并发展成为透岩浆成矿理论。

岩浆成矿系统中有外来流体(external fluid)的输入已经不再是一件新鲜的事情。实际上，岩浆热液成矿理论本身也强调含矿流体是来自深部岩浆房，而不是直接侵入体(与成矿作用直接相关或赋矿的岩浆侵入体)。相对于直接侵入体来说，这些含矿流体也是外来流体。近年来，越来越多的作者强调了外来流体的重要性(Yang，2012；Yang et al., 2014；Blundy et al., 2015)。但是，一些作者仅仅依据各种不同的化学指标强调了输入流体化学效应(Blundy et al.(2015)关于斑岩Cu系统中Cu金属的来源的认识)；另一些作者则仅仅依据猜想的流体来源强调了输入流体的动力学效应(Bachmann and Bergantz, 2006; Parmigiani et al., 2014)。本文第一作者及其合作者为了同时强调地质流体的这两种效应，采纳了Коржинский (1952) 提出的术语透岩浆流体(transmagmatic fluid)。

需要指出的是，该术语的提出最早是为了解释花岗岩化问题(罗照华等, 2009)。后来，Зотов (1989) 将其引入到内生金属成矿过程的解释。他认为，幔源流体或壳下流体可以进入浅位岩浆侵入体，卸载成矿金属后再排出贫矿流体。Маракушев et al. (2014)则认为透岩浆流体应当来自地核，由于其初始强还原特性，它们进入浅位岩浆后不是带入而是带出金属。他强调，即使是纯H₂O流体，通过镁铁质岩浆后也可以携带大量的Si、Al、Na、Fe、Ca。可见，无论是Коржинский本人还是后来的透岩浆流体假说拥护者，都没有论述过流体-岩浆相互作用的动力学效应。Martin (2012)的实验似乎支持Маракушев et al. (2014) 的观点。相反，本文第一作者及其合作者引入术语透岩浆流体首先考虑的是流体过程的动力学效应而不是化学效应(罗照华等, 2011)。但是，Зотов (1989) 关于贫矿流体被输出的认识给了很好的启示。据此，可以详细考虑岩浆系统中流体输入/输出通量与岩浆系统动力学行为的关系。换句话说，只有在输入通量总是大于或等于输出通量的条件下，岩浆才能以足够快的速度上升；岩浆只有快速上升，流体中溶解的金属才较小损失，因而具有较大的成矿潜力。因此，术语透岩浆流体被重新定义为透过岩浆活动并触发岩浆系统行为发生非线性变化的外来流体(罗照华等, 2009)。这样，不仅强调了流体的外来属性，而且也强调了其触发岩浆系统的行为发生非线性变化的功能。这是前人所没有考虑到的。

引入透岩浆流体概念的有益之处首先在于揭示了大多数岩浆系统不成矿的问题：输入了含矿流体的岩浆成矿，未输入含矿流体的岩浆不成矿。由于岩浆侵入体的固结时间与其半径的平方成正比(李德东等, 2011)，小岩体实际上也是一种物理化学边界层，可以起到圈闭含矿流体的作用。严格说来，“小岩浆大流体成大矿”实际上是指岩浆成矿系统具有足够大体积的含矿流体和流体/溶体比值。相反，大岩基要求很长的固结时间，且蕴藏有巨大的热能，可以驱赶含矿流体远离岩体。因此，即使大岩浆体中输入了大量的含矿流体，成矿物质也会在岩浆固结过程中散失。

透岩浆流体成矿理论提出(罗照华等, 2007, 2009)以后，许多同行追问流体的来源。这个问题已经在《透岩浆流体成矿作用导论》(罗照华等, 2009)一书中作了详细的阐述，反复的提问可能出于大家习惯于阐明成矿流体的来源，特别是其同位素示踪依据。实际上，这些所谓的依据并不是真正的依据，而仅仅是一种解释。例如，本文也指出：石英-碳酸岩脉型Mo矿床的成矿流体多为地幔来源(黄典豪等, 1984, 1985)，也是根据同位素类比得出的认识，并不能肯定这些含矿流体就是来自地幔。

但是，我们可以肯定地说，俯冲板片、深部构造滑脱层(低速高导层)、软流圈顶部带、地幔过渡带都可以成为含矿流体的来源。有些作者强调岩浆源区的富水特征是产生致矿侵入体的先决条件，主要是基于理想系统和源区为含少量水系统的认识。源区为含少量水系统的认识主要来自二十世纪几位著名岩石学家的误导(见Weinberg and Hasalová, 2015)。实际上，岩石学家长期坚持自然系统为流体饱和甚至过饱和系统，其饱和度随着P-T-f_O2条件变化而改变。因此，在较高P-T条件下，地壳和地幔中存在广泛的流体活动，这有利于成矿金属的萃取和注水熔融(water-fluxed melting或fluid-fluxed melting)体制的产生。在注水熔融体制下，深部流体可以聚集于岩浆通道，这一过程有利于成矿金属的收集，因为流体中成矿金属的溶解度与P、T正相关。在这种情况下，所产生的岩浆有两种极端变种：(1) 岩浆快速上升，成为流体饱和或过饱和的小型侵入体；(2) 岩浆与源区岩石发生挥发分平衡过程，扩大岩浆产量，成为流体不饱和岩浆。自然系统大多介于这二者之间，因而岩浆中流体的含量主要不是取决于源区的含水矿物数量，而是取决于岩浆系统的动力学过程。正如Plank et al. (2013)所述，玄武质弧岩浆含有~4% H₂O的现象并不意味着其初始含水量为~4%，而是岩浆上升和驻留期间与围岩相互作用的程度对岩浆性能演化的影响和制约。

这样的认识有可能使岩浆热液成矿理论的支持者感到不可思议，特别是考虑到火成岩的成矿专属性时，难以理解广泛的流体混合可以导致火成岩具有成矿专属性。罗照华等(2009)认为，如果将流体子系统与熔体子系统分开来考虑，它们既可以同源也可以不同源。由于这个原因，火成岩的成矿专属性表现为似有若无，金刚石矿仅产于金伯利岩和钾镁煌斑岩中，充分说明了这种专属性；铜既可以产于基性岩中(岩浆型Cu-Ni硫化物矿床)，也可以产于花岗岩中(斑岩型铜矿床)，明显没有专属性。对于这种现象，可以解释为：流体与岩浆来自相同源区时，表现出火成岩成矿专属性；否则，没有成矿专属性(罗照华等, 2009)。实际上，同位素示踪结果表明，致矿侵入体的同位素比值经常具有较大的变化范围，大多数作者将其理解为源区的不均一性。从透岩浆流体过程的角度考虑，则可以解释为不同来源流体的混合。

由此可以认为，流体的来源不是一个可以反驳透岩浆流体成矿理论的科学问题！

岩浆来源于地壳，成矿流体来源于地幔，从而构成了秦岭钼矿成矿作用的双层结构。这是东秦岭小岩体成矿的基本事实，并为大量的地质、地球化学和地球物理资料所证实。东秦岭斑岩岩浆来源于下地壳(卢欣祥, 1978, 1988; 卢欣祥等, 1980, 2002a; 安三元和卢欣祥, 1984; 薛祖雷等, 1982^①; 乔怀栋等, 1985; 毛景文等, 2003)，王晓霞等(1986)首先在斑岩中发现二辉麻粒岩体，更多的岩石Sr、Pb、H、O同位素也证明其地壳属性。成矿流体成份主要为含CO₂、CH₄及H₂O等包裹体(罗铭玖等, 1991; 徐兆文等, 1998; 杨永飞等, 2009, 2011; 叶会寿等, 2006; 陈小丹等, 2011; 杨泽强等, 2007; 李红超等, 2010)，这与杜乐天(1988)的幔汁(HACONS)成份相似；矿石矿物的Pb同位素位于扎特曼Pb同位素图解的地幔与造山带之间多数在地幔线附近；S同位素分布范围窄，基本小于4‰(卢欣祥和孔大刚, 1982; 乔怀栋等, 1985; 周作侠等, 1993)；C同位素(C¹³)为-2‰~-8‰之间(卢欣祥等, 2000)，以上表明成矿流体基本为地幔流体。李廷栋(2010)在研究我国长江中下游及俄罗斯远东科累马金、银、锡等矿集区的地壳与地幔精细结构的反射地震剖面后，均发现有切过莫霍面并直达地表的的“透明体”或“莫霍面天窗”，该“透明体”或“莫霍面天窗”应为该矿集区地幔流体上升的通道(图 11、图 12)。肖庆辉等(2014^①)、邢集善等(2009)也根据地震层析成像分析确认，中国东部所有矿集区之下都有软流圈上涌的现象(图 13)。这一切均说明东秦岭-大别山地区岩浆活动与成矿作用的关系具有明显的垂向双层结构，二者是两个独立的地质系统。岩浆来源于地壳，成矿流体主要来自地幔。岩浆和流体(热液)二者的耦合和解耦应该是内生金属矿床成矿作用发生的关键(图 8)。

图 11

Fig. 11

图 11 俄罗斯远东科累马金、银、锡等矿集区下深反射地震(据李廷栋, 2010)所揭示的地壳-上地幔精细结构(切断莫霍面的“透明体”，也叫“莫霍面天窗”) Fig. 11 The fine structure of crust and upper mantle ("transparent body" cut through the Moho, also called "Moho skylight") revealed by deep reflection seismic in Kolyma Au-Ag-Sn ore concentration area in Far East, Russia (after Li et al., 2010)

图 12

Fig. 12

图 12 长江中下游铜陵铜矿矿集区下方深反射地震剖面所揭示的岩石圈深部精细结构(“透明体”切断Moho，为幔源流体上涌通道所留下的遗迹)(据李廷栋, 2010) Fig. 12 The lithosphere deep fine structure of Tongling ore concentration area in Middle and Lower Yangtze River metallogenic belt revealed by deep seismic reflection ("transparent body" cut through the Moho, which may be the upwelling channels of mantle-derived fluids) (after Li et al., 2010)

图 13

Fig. 13

图 13 华北沿112°E地震层析成像之南北向剖面(据肖庆辉等, 2014; 邢集善等, 2009) 上涌区出现Mo、Au矿集区，与岩石圈厚区陡接触带形成Cu、Fe Fig. 13 S-N section of seismic tomography along 112°E in North China (after Xing et al., 2009)

① 薛祖雷等. 1982.陕西省洛南石坡-黄龙铺一带中酸性小岩体含矿性研究报告.陕西省地质局综合研究队

① 肖庆辉, 冯艳芳, 刘勇. 2014.中国东部软流圈上涌与花岗岩成因初探.学术报告

透岩浆流体成矿理论是以复杂地球科学理论(於崇文, 2003)为指导、以小岩体成大矿(朱训等, 1983; 卢欣祥, 1978, 1985, 1988; 卢欣祥等, 1980, 2002b; 汤中立和李小虎, 2006)为切入点、以东秦岭-大别山地区钼成矿作用及其相关的地质实际为基础提出的新成矿理论。实际上，作者早在1970年代就已经系统研究过东秦岭-大别山地区内生金属矿床与小岩体的成因联系。但是，由于当时的科技发展水平及认知能力，这种联系一直没有得到有效阐明。当前研究证明，成矿系统是一种非常典型的复杂系统，其物理性质和化学性质的频繁突变充分展示了复杂系统的多重分支现象、初始条件敏感性和自组织性(於崇文, 2003)；而岩浆系统是由熔体、固体(晶体)、流体(挥发分)等三种端员子系统组成的复杂性动力系统。为此，我们重新定义了透岩浆流体这一术语。(1) 透岩浆流体不是岩浆体自身分异产生的流体，而是注入岩浆体的外来流体；(2) 透岩浆流体可以导致岩浆成矿系统的习性发生非线性变化，如爆破作用；(3) 岩浆是含矿流体的通道而不是其初始来源。根据这种新定义，我们将岩浆重新定义为主要有熔体、流体和固体等三个端元子系统组成的复杂性动力系统。由这三个端元子系统可以两两结合构成三个二元系，其中熔体-固体二元系相当于传统的岩浆系统，熔体-流体二元系相当于传统的岩浆成矿系统，而流体-固体二元系则相当于水-岩(流体-岩石)相互作用系统(图 14)。

图 14

Fig. 14

图 14 岩浆-流体-固体关系图(据罗照华等, 2011) Fig. 14 Relational graph of magma-liquid-solid (after Luo et al., 2011)

由于流体中成矿金属的溶解度与P、T正相关，深部流体具有成矿潜力的先决条件是快速上升。因此，尽管有透岩浆流体成矿理论导出的成矿过程和成矿系统(罗照华等, 2008)与岩浆热液成矿理论的成矿过程和成矿系统(Sillitoe, 2010)有一些类似之处，但透岩浆流体成矿理论可以解释许多不平衡现象。由于岩浆热液成矿理论对成矿作用与岩浆活动的关系的前提条件(同源岩浆演化)不存在，所得出的认识经常相互矛盾。从平衡热力学的角度来看，巨量的流体必然导致巨量的岩浆，因而岩浆成矿系统应当是一种热力学不平衡系统。基于这种认识，岩浆成矿系统(熔体-流体二元系)或者产生于流体-岩石相互作用(反映流体流模型或注水熔融模型)，或者产生于流体与先存岩浆(熔体-固体二元系)的强相互作用(冻结岩浆活化模型)。这两种模型都要求有深部流体从岩浆体底界面源源不断输入，并从岩浆体顶面持续溢出，即透岩浆流体模型。因此，岩浆成矿系统实际上是一种流体(挥发份)过饱和系统或熔体-流体流。由于流体的输入可以大大地降低岩浆的黏度，这样的岩浆具有极大的活动能力，可以通过小的裂隙快速上升到地壳浅部。含矿流体实现相分离，排出贫矿蒸气，卸载成矿金属。这就是透岩浆流体成矿模型的基本特征。

综上所述，透岩浆流体成矿理论可以更为符合实际地解释东秦岭-大别山地区的内生金属成矿特征：注入含矿流体的岩浆可以成矿，没有含矿流体注入的岩浆不成矿；具有大流体/熔体比的岩浆成大矿，小流体/熔体比的岩浆不成矿。

通过长期的观察与研究，发现了岩浆热液成矿理论是有缺陷的，进而提出了透岩浆流体成矿理论。根据透岩浆流体成矿理论可以得出以下结论。

(1) 岩浆热液成矿理论是建立在大岩基分异演化基础上的即建立在同源岩浆演化理论的基础之上，这个理论与多种地质实际及物理、化学条件相矛盾，尤其成矿往往与未分异和分异不好的小型高位侵入体有关相矛盾。尽管该理论仍然是最流行的热液矿床成矿理论，但岩浆成矿系统(或岩浆相关成矿系统)是一种复杂性动力系统，对成矿系统基本属性的错误认识必然导致许多矛盾。许多地质事实已凸显出该理论无法予以解释。因此，岩浆热液成矿理论需要根据地质事实进行重新审视和检讨；

(2) 东秦岭-大别山地区的钼成矿系统研究表明，岩浆和流体成矿关系可以分成四个类型：① 矿体产在岩体内；② 矿体位于小岩体的深部；③ 矿体分布在小岩体与围岩的接触带；④ 矿体分布在小岩体之围岩中。

(3) 小岩浆大流体成大矿，是最基本的地质事实。成岩与成矿具有本质的区别，岩浆和流体是两个互相独立的系统，二者不同源，具有明显的双层结构，成矿流体来自地幔，而岩浆来源于下地壳，二者不具分异演化关系。小岩体不是成矿的必备条件，只有出现大流体及大的流体/熔体比时才能成大矿，小流体成小矿，无流体不成矿；

(4) 透岩浆流体成矿理论是一种创新性内生金属成矿理论，吸取了国内外矿床学家的重要成果，包括岩浆热液成矿理论的精华部分。该理论是一种非岩浆流体成矿理论，岩浆和流体分属两个独立的地质系统；岩浆是沟通深部与浅部的通道，是“开路先锋”；当二者耦合便共同运移，解耦便沉淀成矿。最佳的成矿环境是岩体与围岩的接触带，所以成矿作用多沿接触带向岩体和围岩同时进行，当围岩有活泼的物理、化学边界层时便会生成斑岩-矽卡岩型矿床。

基于作者数十年勘察与研究的实践和火成岩理论研究的最新进展，本文从全新的视角对岩浆活动和成矿作用关系进行了解释，这种解释与流行的成矿理论有很大的不同，甚至截然相反，但对认识已有的地质事实和指导找矿实践很有帮助，并得到一线工作与部分高校和研究者的响应。透岩浆流体成矿理论可以解释岩浆热液成矿理论已经合理解释过的现象，也可以合理解释它所不能解释的现象，还具备指导找矿的功能。总之，透岩浆流体成矿理论看起来有点离经叛道，却能更好的符合客观的实际。当然，任何理论的进步、发展和完善，如同科学的进步和发展一样，是永无止境的；透岩浆流体成矿理论仍需更多地接受实践验证，进而不断修改和完善。