“岩浆热场”指的是由岩浆引发的瞬间热场，这不是一个新概念。岩浆热场实际上指的就是岩浆对围岩的热效应，这个问题早在20世纪初就引起了国外学者的广泛重视。尤其是20世纪60年代Jaeger的成果发表以来(Jaeger, 1961, 1964)，岩浆的热效应问题已成为地学界重要的科学问题。国外很早就开始尝试用数学计算对侵入体周围的热传导和热液活动过程进行模拟计算(Carslaw and Jaeger, 1959; Feoktistov, 1972; Fedotov, 1976; Delaney, 1987; Duffield and Ruiz, 1992; Rubin, 1995; Webber et al., 1999; Gunson et al., 2000; Ascencio et al., 2006; Eldursi et al., 2009; Kol’tsov, 2010)。常识告诉我们，炽热的岩浆侵位必定在周围形成一个热场(切列缅斯基，1977；罗文积和陈家清，1997)。“岩浆热场”的术语也很早就出现在国内文献中了(魏洲龄，1994；吕新彪等，1997；罗文积和陈家清，1997；高贵荣和张勉斌，1998；饶超，2007；邵飞，2007；金旭东等，2010)，许多人还讨论了现代和古代岩浆活动与地热场的关系(周江羽等，1997；万志军等，2005；杨兴科等，2005；郭进京和周安朝，2008；周安朝等，2010；朱传庆，2010a, b；赵慈平等，2012)。但是，把岩浆热场作为一个科学概念加以阐述却并不多见。其中，以罗文积和陈家清(1997)的研究令人刮目相看。他们早在20世纪90年代就明确表述了对“岩浆热场”的认识。他们指出，花岗岩浆侵入围岩必然要形成一个以岩浆熔体为中心的热场。花岗岩浆缓慢冷却的时间可达数百万年，花岗岩浆的温度大约在700~800℃以上，过热的岩浆还可更高些(切列缅斯基，1977；Petford et al., 2000; 罗文积和陈家清，1997；周安朝等，2010)。当这些高温融浆大规模侵入围岩时，它将有足够的时间和热容量使围岩增温形成热场，并引起围岩热力变质。与侵入体直接接触部分温度较高，随远离侵入体围岩温度逐渐降低，形成一个以岩浆熔体为中心的热场，并出现一个明显的由内向外递降的温度梯度。侵入体对围岩的热力影响有一个较大的范围。岩浆热场范围的大小和形状还与侵入体的温度、成分、形态、大小、侵入深度及围岩性质有关(罗文积和陈家清1997)。

众所周知，中国东部中生代存在大规模岩浆活动和大规模成矿作用(陈衍景等，2004；毛景文，2005，2007)，但是，为什么大规模岩浆活动与大规模成矿作用有密切的关系？按照流行的见解这似乎不成为问题，因为流行的理论认为，岩浆与成矿在时间、空间和成因上有关，热液和成矿金属皆来源于岩浆。但是，这种解释存在几个困难：(1)这种解释的前提是花岗岩质岩浆必须富水，而且能够分异和演化，在岩浆固结以后温度压力降低能够分出大量的流体，花岗岩体越大分出的流体越多。上述理论与花岗岩的实际不符。实际情况是：花岗岩绝大多数是在缺水条件下部分熔融的(Rutter and Wyllie, 1988; Thompson et al., 1995; Harris et al., 1995; 刘勇胜和高山，1998；张旗，2012)，侵位的花岗岩是干的岩浆，没有水分出，尤其越是大的花岗岩越没有水被分出的现象(花岗岩边部出现的是烘烤现象和接触变质作用)，水仅出现在少数小岩体及其边部。(2)野外存在岩浆活动与成矿作用不匹配的现象，如胶东存在3期岩浆活动，而成矿只与后两期岩浆活动有关，最早的一期无矿化。广西存在加里东期、海西期、印支期和燕山期花岗岩，而钨锡成矿主要与最后一期岩浆活动有关，虽然上述各期花岗岩的地球化学性质接近(均为有利于钨锡成矿的南岭型花岗岩，张旗和李承东，2012)。(3)研究表明，在下地壳底部，流体的出现早于岩浆(张旗，2012)，而大量的矿床实例却告诉我们，成矿往往在成岩之后。

我们知道，流体是极其活泼的，流体从下地壳底部上升到地壳浅部的速度可能比岩浆快得多，但是，需要能够保持一个高温状态。如果温度很快下降了，流体可能迅速冷却就无力继续上升了。含矿热液相当于水，但不是水；水在0℃结冰，不同成分的含矿热液大约在500~150℃范围内沉淀。因此，为了流体的上升，前提是需要在地壳内存在一个高温热场，而且需要保持一个相当长的时间(如几年、几万年或几个百万年)，以使热液有足够的时间上升、对流、循环、萃取赋存于围岩中成矿元素并最终在地壳浅部沉淀成矿。构造、岩浆都有可能造就一个高温热场。但是，相对而言，岩浆的侵入是形成高温热场的最佳可能。因为岩浆(尤其是酸性岩浆)上升的速度慢、降温慢、向围岩散热范围广、持续时间长。热场持续的时间取决于岩浆冷却的速度。一般来说，热场存续的时间很短暂，或许只有几年，几万年或几百万年，上述时间对于地质演化来说仅仅是一瞬间。因此，岩浆热场属于突发性热事件产生的瞬间热场，是一个由岩浆引发的规模很小，时间很短的热场。为了区别于“地热场(Geothermal field)”，本文称其为“岩浆热场(Magma-thermal field)”。

“岩浆热场”的确立很主要的一个方面是依赖于对岩浆物理性质和岩浆动力学的了解。例如，岩浆是怎么形成的？怎么侵位的？上升和冷却的速度是多少？向围岩散发热量有多少？最远距离多少？保持的时间多少？新叠加的热场对围岩有什么作用？如何使围岩中的水进一步被释放出来？释放出来的水是个什么状态？在热场中水是怎么循环对流的？对于成矿有什么作用？等等。由于我们对岩浆物理性质和岩浆动力学研究的长期忽视，只有少数学者在这方面作了一些探索(马昌前，1986; 马昌前等, 1994；吴传荣，1992；周珣若等，1993；周涛发等，1995；冯乔和汤锡元，1997；杨坤光和杨巍然，1997；张健和石耀霖，1997；王涛，1999a, b；万天丰等，2000；冯佐海，2003；罗照华等，2007；章邦桐等，2007；李德东等，2011；Zhao et al., 2003)；而国外对这方面的研究比我们早50~100年，而且取得了重要的研究成果(Barner, 1979; Turcott and Schubert, 1982; McBirney and Murase, 1984; Sparks et al., 1984; Marsh, 1982; Castro, 1987; Paterson and Tobisch, 1992; Pitcher, 1987, 1993; Evans et al., 1994; Speer et al., 1994; Petford et al., 1993, 2000; Kay and Kay, 1993; Weinberg and Podladchikov, 1994; Roman et al., 1997, Roman-Berdiel et al., 1995; Ferré et al., 1995; Hutton et al., 1990)。例如，许多人对火成岩侵入自身的热性质和热效应进行了大量的研究(Jaeger, 1961, 1964; Hall, 1971; Hildreth, 1981; Brandeis and Jaupart, 1986; Webber et al., 1999; Gerya and Burg, 2007)；对不同形状侵入体(包括岩墙、岩床、岩株、岩筒、岩盖以及一些不规则的侵入体)的热效应进行了二维、三维模拟(Jaeger, 1964; Simmons, 1967; Guerrero-Martínez et al., 2013)；计算了瞬时侵入导致的热影响的规模(Carslaw and Jaeger, 1959; Feoktistov, 1972; Fedotov, 1976; Delaney, 1987; Duffield and Ruiz, 1992)；解释了岩墙和岩床边部缺少变质晕的现象(Kontorovich et al., 1981; Delaney and Pollard, 1982; Raymond and Murchison, 1988; Thrasher, 1992)；对围绕侵入体的热液过程、热传导、流体循环以及成矿作用进行了研究(Rubin, 1995; Webber et al., 1999; Gunson et al., 2000; Ascencio et al., 2006; Eldursi et al., 2009; Kol’tsov, 2010)；准确评估了热场对围岩有机质热成熟度的影响(Galushkin, 1997)等。国内对于这方面的研究起步很晚，至今也很少受到关注(马昌前，1986; 马昌前等，1994；吴传荣，1992；周珣若等，1993；周涛发等，1995；冯乔和汤锡元，1997；杨坤光等，1997；张健和石耀霖，1997；王涛，1999a, b；万天丰等，2000；冯佐海，2003；罗照华，2007，2009,2011；章邦桐等，2007；李德东等，2011；Zhao et al., 2003)。

本文不属于综述性或评论性文章，而是笔者研究花岗岩与成矿关系的一点体会、感想或猜想。因为，岩浆热场理论是建立在岩浆物理学、岩浆动力学和流体动力学基础上的，它需要专门的知识，而笔者于这些方面是门外汉。由于它可能对成矿有特殊的意义，笔者才关注它。本文只是抛砖引玉，希望能够引起有关专家和有兴趣同行的关注和批评。

据我们的初步认识，岩浆热场可能具备如下几个特征：

(1)它是由岩浆引起的，是岩浆侵位时带来的热导致的。罗文积和陈家清(1997)指出，花岗岩浆侵入围岩必然要形成一个以岩浆熔体为中心的热场。花岗岩浆的温度大约在700~800℃以上，过热的岩浆还可更高些。当这些高温融浆大规模侵入围岩时，它将有足够的时间和热容量使围岩增温形成热场，并引起围岩热力变质。与侵入体直接接触部分温度较高，随远离侵入体围岩温度逐渐降低，形成一个以岩浆熔体为中心的热场，并出现一个明显的由内向外递降的温度梯度。侵入体对围岩的热力影响有一个较大的范围。岩浆热场范围的大小和形状还与侵入体的温度、成分、形态、大小、侵入深度及围岩性质有关。一般认为，地球内热有以下3种传送方式：热传导、热辐射和热对流。热传导不是地球内热传导的主要方式，因为岩石是极不良的热导体，热导率很小。由于在近红外和可见光区域内硅酸盐矿物不易发生辐射，故热辐射也不可能是地球内热传送的主要方式。于是，热对流即成为地球内热传导的主要方式(Roy et al., 1972; Villas and Norton, 1977; Torcotte and Schubert, 1982; Chapman and Rybach, 1985; Best and Christiansen, 2001; 切列缅斯基，1977；马东升，1998；万志军等，2005；章邦桐等，2007；王满等，2012；张旗等，2013)。

(2)它是瞬间发生的，只代表岩浆侵入及其冷却过程中发生的事件，不包括岩浆冷却固结后由于放射性元素蜕变产生的热。由于岩浆本身携带的热量不同，岩浆性质的不同，岩浆冷却时间的不同，这个瞬间可以短到几千年，也可能短到几个百万年。唐晓音等(2013)最近对琼东南盆地长昌凹陷烃源岩成熟度的研究表明，一个面积为300km²厚约10km的侵入体，对围岩温度场有显著影响的时限不超过1Myr，对烃源岩有机质成熟度影响的最大距离不超过2km。Petford et al. (2000)认为，岩浆上升侵位的时间可能不到0.1Myr。笔者认为这个时间可能不够，因为，酸性岩浆的黏性很高，而且岩浆并不是统统沿断裂侵入的，许多岩体呈浑圆状产出，如房山岩体、姑婆山岩体等，表明它们是底辟侵位的。因此，岩浆侵位及其冷却时间在几个百万年以内是可以接受的。

(3)热异常和等温面大体是垂直分布的，就如一个盐丘底辟造成的等温面的分布一样(图 1，引自切列缅斯基，1977)。由于许多岩体的侵入，使热场的形状更加复杂一些而已。这一点明显不同于大致呈水平分布的地热场，这是由于岩浆的垂直上升决定的，如图 2所示。

图 1

Fig. 1

图 1 盐丘的地热剖面 灰色示盐丘，实线示等温线 Fig. 1 Geothermal profile of salt domes

图 2

Fig. 2

图 2 岩浆热场示意图 图中呈水平分布的为地热场，岩浆热场等温线大体为垂直分布，切割地热场.花岗岩来自下地壳底部部分熔融区 Fig. 2 Schematic diagram of magma-thermal field

(4)热场的规模很小，通常只离岩体几米或几千米。与岩体的规模、性质，围岩的传热性以及流体的有无有关。如果考虑温度可以降低至300~100℃，足够引发煤质的改变以及油气藏的变化，其影响的范围可能达到几、十几至几十千米。瞬间侵入的岩体对围岩温度的影响，在有孔隙水气化的情况下估计的岩席-围岩的接触温度Tc最高，达到852℃，无孔隙水也能达到818℃，而缓慢侵入的热传导模型计算的接触温度最低，仅为706℃(王大勇等，2011)。对比模拟结果和镜质体反射率测量数据表明，瞬间岩浆的热影响的范围不超过75m，大约为侵入体厚度的5倍。看来，小岩墙、岩株、岩脉影响的范围很小，顶多不超过岩体接触带几米或十几米；而岩基的影响范围就大一些，有些接触变质带的宽度可达1km，热场则可超过岩体边界几千米。因此，岩浆热场的规模变化很大。如果是一个辉绿岩墙，由于它的黏性低，侵位的速度快，所形成的热场的宽度就大大不如花岗岩岩墙，大约只有几米或几十米，继续的时间也非常短暂(图 2a)。50m宽的侵入岩体的有效影响范围约200m，对于100m宽的侵入岩体的有效影响范围约500m(王满等，2012)。规模较大的热场可能由一个大岩体或岩基引起，热场的宽度比岩墙大多了，持续的时间也长多了(图 2b)。图 2c为规模巨大的岩浆热场，由大规模的岩浆活动引起，大规模岩浆活动必定有多期岩浆的侵入，图中分为4期，分别以红色、蓝色、绿色和黄色表示，持续的时间约几个或十几个百万年。

(5)热场可大致可分为高温热场和低温热场，笔者估计高温热场的温度至少>600~500℃(图 2b和c表示了温度为600℃和400℃的热场范围)，在这个温度以上，可能有利于流体的运动，有利于流体从围岩中萃取出金属组分；<400℃为低温热场。低温热场的温度虽然低，但是，能够明显改变煤和石油的品质，对于沉积热液矿床的富集可能也是有意义的。

总之，“岩浆热场”指的是：在一个很短的时间内，在一个地区出现的岩浆活动，可能会造成该区域地热梯度相对周边地区明显的上升，使之形成一个局部的热场。热场的热主要来自未固结的岩浆，岩浆加热了围岩，使下地壳、中地壳和上地壳的下部在一个短暂的时间内保持一种高热状态。

岩浆热场最重要的意义是，它是热液赖以上升的场所。这样的热场有利于来自下地壳底部和壳幔过渡带的流体(热液)的活动(张旗，2012)，使含矿热液得以顺利上升，并在热场范围内进行充分的活动、对流循环、萃取围岩中的成矿金属元素，并在地壳浅部岩浆热场之上合适的部位沉淀富集成矿。

岩浆热场不同于地热场，它们的区别是：

(1)热的来源不同。地热场以温度、地热梯度、地热流密度以及热源放热(吸热)的强度及其分布来表示。地壳及其地表的热力场取决于宇宙和地球内部的热源以及地球内部的动力作用，受多种因素制约。地壳的热力场是由放热和吸热热源的强度和分布、地层的热力学性质以及地表温度决定的(切列缅斯基，1977)。多数人认为地壳和地幔所含放射性元素的衰变是地球内部热源最主要的来源(Roy et al., 1972; 切列缅斯基，1977；从柏林，1978)。而岩浆热场的热主要来自岩浆的侵入，包括基性和酸性的岩浆，但主要是中酸性的岩浆。

(2)热的分布不同。地热场的温度是随地壳深度递增的，上部温度低，深部温度高，因而是近水平分布的。地热场的分布是大体均匀的，在一个地方测定的地热增温率可以代表一个较大区域的热状况。而岩浆热场的热的分布是极不均匀的，主要取决于岩浆的性质、岩浆的规模、岩体的形状，并且可能受构造活动的影响。岩浆热场的热是围绕岩体分布的，靠近岩体温度高，远离岩体温度低，而不是受地壳深度控制的，故岩浆热场的等温线大体是垂直分布的，不同于地热场的水平分布。岩浆热场的顶部形态因岩体侵入的位置不同而变。此外，岩浆热场的分布还与构造有关，如果有开放性的构造，可以把热传递到远离岩体的部位。但对于岩浆热场来说，这种现象是局部的。

(3)地温梯度不同。地热场的温度随深度增加，地温梯度总体上却有一个随深度增加减小的趋势(图 3a)。也就是说，在地壳浅部，地温梯度可能比较大，随着深度增加，地温梯度变小了(万志军等，2005)。由岩石本身放射性元素获得的地温曲线直达下地壳底部，温度可能也不会超过800℃，依靠地温梯度的增加可能不会导致花岗岩的部分熔融。在某些地区，地球物理探测如果深部某个部位存在一个或几个低速带(由未固结的岩浆引起)，地温梯度将在低速带处明显升高，过了低速带，温度下降，地温梯度曲线为瘤状(图 3b)。岩浆热场不同，地温曲线很复杂：在地表附近，地温梯度即异常的高(图 3C，假定为50℃/km)，进入岩浆热场范围地温梯度进一步升高(达到约90℃/km)，到达侵入体顶面温度有一个跳跃式的升高，即深度不增加，温度可增加100~200℃或更高。这是因为侵入体接触部分与围岩之间存在一个明显的温度差所致。进入未固结的岩浆后，地温梯度即急剧下降(<10℃/km)，一直到下地壳底部，温度仅升高100~200℃(图 3c)。

图 3

Fig. 3

图 3 示意的地热场与岩浆热场地温梯度对比 (a)-正常地热场地温梯度分布；(b)-地热场中有低速带存在的分布；(c)-岩浆热场地温梯度分布.详细说明见正文 Fig. 3 Schematic comparing to geothermal gradient between geothermal field and magma thermal field

(4)热场的规模不同。地热场是全球性的，在全球任何地方都存在，只是温度梯度不同而已。岩浆热场是局部性的，只在有岩浆活动的地方才出现，且规模很小，无法与地热场相匹敌。岩浆热场的规模小到几米或几十米，由岩墙的侵入所引起；大的与大规模岩浆活动有关，长宽均可达几百至上千千米，如中国东部中生代大规模岩浆活动期间(示意见图 2)。

(5)热持续的时间不同。地热场可以持续很长的时间，如果没有构造变动，可以持续几十、几百或几千个百万年。朱传庆等(2010a, b)利用石油钻井的Ro(镜质体反射率)资料采取古热流恢复方法得出的四川盆地的热流史表明，在加里东期之前，该区热状态是稳定的，热流值较低；至海西期热流开始增大，在259Ma左右热流值达到最高，多数钻井的最高古热流值在60~80MW/m²之间，少数钻井经历的最高古热流超过了100MW/m²，此后热流持续降低直到现今(图 4)。图 4中从加里东期至今，地热场大体不变或变化不大，原因是维持地热场的放射性热的来源没有变。在259Ma出现的高热流属于岩浆热场，其余时间段属于地热场。岩浆热场是由于峨眉山玄武岩的喷发造成的，反映了东吴运动期间玄武岩喷发时岩浆活动导致的(瞬时)热效应朱传庆等(2010a, b)。

图 4

Fig. 4

图 4 四川盆地代表性钻井的古热流(据朱传庆等，2010a) Fig. 4 The drilling representation paleo-heat flow of Sichuan basin (after Zhu et al., 2010a)

(6)热与水的关系不同。地热场提供的热是使地层中的水释放出来，随着深度的增加和热的增加，赋存在地层中的水逐渐减少。地热是将水向上驱赶，温度越高水含量越低。岩浆热场不同，通常伴有明显的热液活动。热液一部分来自深部(下地壳底部、壳幔过渡带)，一部分来自温度升高对地层中原有水的萃取。如果构造条件合适，岩层流通性好，热液可以在热场中进行充分的对流循环，汲取围岩中的金属元素，成为金属矿床的来源之一(Norton and Taylor, 1975; Ferry, 1984; 罗文积和陈家清1997；马东升，1998；张映红和顾家裕，2003)。在火山岩发育地区和热泉活动的地区的热虽然归入地热场的范畴，实际上是来自岩浆热场的(与侵入和喷出的岩浆岩有关)。

(7)研究方法不同。地热场是地球物理学研究的内容之一，现代地热场可以通过地表和钻孔测量以及地球物理方法得到。而岩浆活动时期的岩浆热场则根据岩浆活动带给围岩的一系列变化来估计。包括岩浆岩的规模、岩浆侵入的深度、热液蚀变的宽度、构造活动的强度、围岩孔隙开放的程度等。

由于岩浆热场的存在，可造成地壳局部地区温度的急剧升高，高温(>700~800℃)可从地壳浅部开始，维持达几十千米的深度，这种现象是极具吸引力的。但是，关于岩浆热场我们的认识还很肤浅。例如，岩浆热场的边界在哪里？以多高的温度为标志比较合适？岩浆热场的范围多大？受什么因素制约？在诸多因素中哪些是主要的，哪些是次要的，哪些因素在哪些情况下是变化的？

瞬间热场的出现把局部地区的地温梯度急剧提高，它对地热场会产生什么影响？流体和热液在岩浆热场中是怎样运动和循环的？对温度的限制是多少？哪些因素有利于流体的对流循环？哪些情况下它可以从围岩中萃取出金属元素来？次生金属的加入会使热液发生什么变化？包裹体测温测到的700~800℃的高温是发生在什么地方？热场与成矿是什么关系？成矿在热场之内还是之外？在什么情况下沉淀成矿？这些，已经有过一些研究，但是，许多问题仍然是需要继续探索的。

令人惊叹的是，岩浆热场说对于热液成矿可能具有非常重要的意义，这也是笔者为什么努力去探索岩浆热场说的原因之一。例如，与花岗岩有关的金铜与钨锡成矿有些是相悖的，有些是相伴的，热场说可能会给出一个新的解释。热场说还解释了为什么大多数矿床是多金属成矿的问题。关于多金属成矿学术界已经有很多很好的讨论，笔者相信，很多矿床中的低品位的伴生金属元素可能来自于热场范围内的围岩，是被在热场中活动的流体萃取出来的。热场说还解决了成矿为什么总是晚于成岩的问题，为什么大规模岩浆活动与大规模成矿作用密切相关的问题，它也从一个新的角度解释了“就矿找矿”的理论为什么仍然适用的问题。此外，热场说还可以解释一些沉积热液矿床的成矿问题、如某些卡林型金矿问题、某些层控SEDEX铅锌矿床再富集问题、某些远离侵入岩的夕卡岩成因问题。不仅如此，热场说对煤层热演化和煤层气生成也有显著的控制作用，对油气的生成、运移、聚集和油气藏的形成与保存也有明显影响，还可能解释某些地区的地热异常问题。

总之，岩浆热场是一个极具创新性的课题，其意义究竟怎样，还有许多是我们不知道的。本文只是揭开了岩浆热场面貌的一角，更加精彩的部分正等待人们进一步地去挖掘。

后记

岩浆热场问题是笔者从思考花岗岩与成矿关系中悟出来的，这只是一个猜想，它是否可信，是允许怀疑和讨论的。笔者觉得，在自然界可能存在一个瞬间的岩浆热场，它与岩浆活动有关，与成矿的关系可能也很密切。岩浆热场说建立在地热学、岩浆物理学、岩浆动力学和流体动力学理论的基础上，笔者于上述几方面均是外行，虽然临时抱佛脚学了一点点，只是皮毛而已，欢迎大家评头论足。科学研究的本质是探索，是向未知领域探求真理。岩浆热场说是否有价值，希望今后的实践予以检验。论文撰写过程中向赵平研究员讨教过意见，两位审稿人提出了很好的意见，罗照华教授与笔者交流、提供了许多重要的参考文献，使笔者受益匪浅，在此一并表示衷心的感谢。