2014, Vol. 30
2000年，BBC的一个纪录片向公众介绍了两个术语：超级喷发(supereruption)和超级火山(supervolcano)，分别用于表述巨量岩浆的喷发过程及其火山产物(Miller and Wark， 2008)。超级喷发被认为涉及到岩浆产量和通道的戏剧性变化及火山灾害，也可以提供形成大型-超大型矿床所需的流体(H2O、CO2)、配合基(S、Cl)及输运金属和驱动流体循环所需要的热(John，2008)，反映了这些超级自然现象的科学重要性和社会重要性。因此，这两个术语很快被科学界接受。超级喷发的基本特征是短时期内产生巨量岩浆，形成巨量体积的火山岩。对于具有同样性质的深成岩浆活动，可仿此称其为超级侵入(superintrusion)，其产物为大型岩基。理论上，这些大型-超大型岩浆体应当与大型-超大型矿床的形成有关。然而，实际上只有很少的大型矿床被认为与超级喷发有关，这被归咎于成矿物质的散失和大型-超大型矿床的形成要求较多的巧合地质过程(John，2008)。值得注意的是，尽管大型-超大型矿床往往与小岩体有关，它们一般形成于超级喷发(如中国攀枝花式铁矿床、智利拉科式铁矿床、俄罗斯诺利尔斯克铜镍硫化物矿床)和超级侵入(如中国个旧锡矿床、马达加斯加安姆巴拉德拉扎卡铁矿床、加拿大沃伊斯贝铜镍硫化物矿床)之后。因此，相应的成矿作用可分别称为超级喷发后(post-supereruption)和超级侵入后(post-superintrusion)成矿作用。鉴于镁铁质岩浆和长英质岩浆都可以形成大型岩基，这种成矿作用可以统称为岩基后(post-batholith)成矿作用。问题在于，如果大型-超大型矿床的形成与超级喷发/超级侵入的关系仅仅是巧合的话，这样的命题将没有任何实际意义。为此，本文试图探讨这种关系的必然性。
大型-超大型矿床直接与小岩体有关，导致了小岩体成大矿理论的诞生(汤中立，2002)。这表明，岩浆侵入体的几何尺度对成矿作用具有重要的约束。为了解释小体积岩浆与大储量矿床之间的质量平衡问题，现有的成矿理论提出：(1)深部岩浆分异模式，包括岩浆熔离-贯入亚模式(对于镁铁质岩浆系统，汤中立和李小虎，2006)和岩浆期后热液亚模式(对于长英质岩浆系统，Heinrich，2005; Sillitoe，2010)；(2)岩浆通道堆积模式(对于镁铁质岩浆系统，Naldrett，2004; Li et al., 2000)；(3)透岩浆流体模式，强调成矿流体具有独立来源(Зотов，1989; 罗照华等，2009; Lightfoot and Zotov， 2014)。在这三种模式中，前两种模式本质上强调大型矿床的产生需要巨量岩浆，尽管与矿体分布位置有关的直接侵入体为小岩体。因此，岩浆与成矿金属的来源具有一致性，大型-超大型矿床的形成与超级喷发/超级侵入之间应当是一种必然的联系。然而，成矿作用与大规模岩浆活动之间的内在联系迄今尚理解甚少。深部岩浆分异模式要求岩石圈或地壳深部存在大型岩浆房，对于熔离-贯入亚模式来说，“矿浆”的定位机制仍是一个不解之谜(罗照华等，2009)；对于岩浆期后热液亚模式，含矿斑岩中暗色微粒包体的产出完全否定了这种可能性(罗照华等，2011)。岩浆通道堆积模式则要求岩浆活动与成矿作用的同时性。在这种模式中，致矿侵入体被解释为连接深部岩浆房(deeper staging chamber)与上覆火山岩系的通道，成矿硫化物的形成依赖于混染了花岗岩类和/或含硬石膏沉积物的岩浆；这些硫化物从快速流经通道向地表供给熔岩流的岩浆中堆积成矿(Naldrett，2004)。镁铁质岩石中硫化物经常呈珠滴状产出(罗照华等，2000；刘平平等，2010)，可以使人相信它们的聚集将可以形成块状硫化物矿石。因此，很难相信快速向上流动的岩浆允许硫化物珠滴堆积在一起。如前所述，大型-超大型矿床一般形成于超级喷发/超级侵入之后，难以用通道模式来解释。例如，在智利拉科式铁矿区，矿浆喷出于广布的安山岩和英安岩之后(Guijón et al., 2011)，没有上覆的熔岩。马厂箐Cu-Mo-Au矿床的观察表明，大规模岩浆活动(马厂箐岩基的形成)与成矿阶段岩浆活动的性质(宽谱系小岩体群)截然不同，暗示了动力学条件的改变。因此，除非镁铁质岩浆成矿作用的性质截然不同于长英质岩浆，通道模式是值得商榷的。相反，透岩浆流体模式将成矿作用之前的大规模岩浆活动作为成矿作用的动力学前提(罗照华等，2009)，不要求二者在化学组成上的继承性。然而，如果将通道模式中的岩浆通道理解为流体通道，则通道模式与透岩浆流体模式将取得一致，暗示了一个构造-岩浆旋回中流体产量、熔体产量及流体/熔体比值的变化。
峨嵋玄武岩中的含铜珠滴和玄武岩夹层中的铜矿化(李厚民等，2004；钱壮志等，2006；廖震文和胡光道，2006)表明，超级喷发时期的岩浆的确含有成矿物质，但是没有形成大型矿床。同样，花岗质岩基中也含有富含金属硫化物的分异体，表明超级侵入时期也可以携出成矿物质。但是，无论是镁铁质岩浆系统还是长英质岩浆系统，大规模成矿作用都是发生在岩浆超级喷发或超级侵入之后。然而，这种观察结果至今尚未给出令人满意的解释。据此，本文以攀枝花式铁矿为例提出一个分析模型，认为构造-岩浆旋回期间熔体产量、流体产量和流体/熔体比值与地球动力学系统的演化有关；地球动力系统的能量水平与熔体产量正相关，而与流体产量反相关；大型-超大型矿床的产生要求巨大流体体积和流体/熔体比，是支撑超级喷发和超级侵入活动的地球动力学系统能量衰竭的结果。因此，超级喷发/侵入后成矿作用并非一种巧合，而是一种必然。 2 峨嵋地幔柱的基本特征
溢流玄武岩省是一种典型的超级火山，其岩浆产量大于≥50000km2(Sheth，2007)或≥100000km2(Bryan and Ernst， 2008)。然而，其喷发时间却只有1~5Myr(Campbell，2005)。目前，普遍接受这种玄武岩省是来自核幔边界的地幔柱部分熔融的产物(He et al., 2003)，但也可能与岩石圈大规模拆沉作用有关(Anderson，2001)。考虑到地幔柱习性的戏剧性变化及其与成矿作用的关系，我们认为也存在“流体柱”的可能性。但是，不管是哪一种模式，谈论超级喷发或超级侵入与成矿作用的关系时都必须考虑地幔柱活动过程中含矿流体的产量。 2.1 千米级地壳穹隆 自从Chung and Jahn(1995)将峨嵋山溢流玄武岩与地幔柱假说联系在一起以来，峨眉山溢流玄武岩省的研究引起了广泛的兴趣(Xu and Chung， 2001)。特别是在揭示该区大规模岩浆喷发之前3Myr内存在千米级地壳穹隆(He et al., 2003)之后，峨嵋山地幔柱被作为一个世界少见的典型实例被广泛引用(Campbell，2005)。根据地幔柱假说的相似模型实验(Griffiths and Campbell， 1990)，预期玄武岩喷发前应当存在一个地壳穹隆期(Campbell and Griffiths， 1990)。因此，这种穹隆构造就成为识别地幔柱的最可靠标志之一(徐义刚等，2007)。
但是，这种认识受到强烈质疑(Ukstins Peate and Bryan， 2008)。争论的焦点在于对玄武岩初始喷发环境的识别，即下伏茅口组灰岩之间是否存在不整合。然而，尽管Ukstins Peate and Bryan(2008)强调了“正确岩石鉴定、详细野外分析及理解火山过程和环境”的重要意义，他们用于否定千米级隆升的证据却是错误的野外观察结果，且其产出位置不处于火山岩系的底部。根据我们的观察，他们所称的火山灰球和海相化石实际上是一种泥砾，而所谓的枕状熔岩则是位于火山岩系中部的球形风化灰岩，“岩枕”及其“胶结物”都是由碳酸盐物质组成。作为反击，He et al.(2010)发表了区域上存在古喀斯特的系列证据。这些证据同样受到Ukstins Peate et al.(2011)的质疑，其主要疑点是喀斯特的形成时间。因此，寻找火山岩系与下伏地层之间的不整合关系仍是论证千米级隆升的关键环节。
我们在峨嵋山溢流玄武岩分布区观察到一些可说明陆相初始喷发环境的证据。如图 1a所示，在丽江黄山(前人曾称为仕满，如Zhang et al., 2006a)，茅口组灰岩表面凹凸不平，并有一层薄的风化壳。风化壳之上为一层厚度变化不定的紫红色砂泥岩，然后是灰绿色凝灰岩，后者被苦橄质熔岩覆盖。由于苦橄岩与灰岩之间未见任何构造破坏现象，可以认为这是火山岩系与茅口组灰岩不整合接触的确定性证据，火山岩形成于陆相环境。此外，黄山苦橄岩中的橄榄石具有溶蚀结构(图 1b)，暗示了斑晶与基质之间的热力学不平衡。由于苦橄质熔体中橄榄石首晶区随着压力的降低而扩大，橄榄石的溶蚀结构表明黄山苦橄岩中的基质不是晶出橄榄石斑晶的熔体。同样，橄榄石斑晶中的氧化物和硫化物是从沿裂隙活动的流体中沉淀的产物，而不是原生包裹体。实际上，橄榄石中的自然金和自然铜(Zhang et al., 2006b)也应当具有类似的成因，因为它们具有沿裂隙分布的特征。因此，黄山苦橄岩的全岩岩石地球化学特征不能直接用来反演地幔柱的形成条件(见本文章节3“冻结岩浆房的活化机制”)。但是，黄山剖面的地质特征(图 1a)和苦橄岩的岩石学特征(图 1b)却可能说明岩浆喷发之前曾经在深部驻留和排气作用，这应当引起地壳体积的膨胀，可作为喷发前地壳穹隆的辅助证据。
 | 图 1 云南丽江黄山(a、b)和宾川白象厂(c、d)峨嵋玄武岩初始陆相喷发环境的证据(说明见正文) Fig. 1 Field evidence for an initial continental eruption environment of the Emeishan basalts in the Huangshan，Lijiang area(a，b) and Baixiangchang，Binchuan area(c，d)，Yunnan Province(see text for details) |
如果真如Ukstins Peate et al.(2011)所说古喀斯特的形成时代还存在争议的话，不整合接触关系(图 1c)与新生代成矿事件(图 1d)应当可以作为存在古喀斯特的确定性证据。如图 1c所示，在宾川白象厂地区，峨嵋山溢流玄武岩第一旋回的玄武质熔岩直接灌入于古喀斯特中，二者之间的接触界面极端凹凸不平，是古喀斯特存在的确定性证据。此外，未完全被玄武质熔岩充填的古喀斯特则成为新生代成矿金属大规模堆积的场所。如图 1d所示，在白象厂Fe-Mo-Cu-Au-S矿床中，含矿流体交代洞穴堆积物形成高品位金矿体。相反，其西侧不发育喀斯特溶洞的山坡上，钼矿化主要发育在不整合面之上的玄武岩裂隙中。
综上所述，新的证据支持千米级地壳穹隆的认识，暗示峨嵋山地幔柱曾经与岩石圈强烈相互作用：地幔柱子系统上涌的速率远大于岩石圈子系统伸展变形响应的速率。据此，可以认为千米级地壳穹隆是地幔柱强大动力系统快速作用于岩石圈的结果。大规模火山喷发之后，地幔柱动力系统的能量逐渐减弱，地表发生沉降，火山岩系中出现海相沉积夹层可作为这种推论的证据。可见，地幔柱动力系统具有短时间内输出巨大能量、而后能量逐渐衰竭的特点。 2.2 脉动式火山喷发
地幔柱模型概率地描述了地幔物质的上升、柱头和柱尾的形成机制、柱-岩石圈相互作用和岩浆活动特征(HerzbergO'Hara，1998)，但其演化全过程的各种细节仍有待进一步理解。已有的观察表明，峨嵋山火山岩系可以划分出8个喷发旋回，两个喷发旋回之间见有明显的喷发间断和沉积夹层。如图 2a所示，在大理东X083公路陡壁上，相邻两套火山岩夹有厚层的粉砂质沉积，其下伏玄武岩发育有凹凸不平的侵蚀面(图 2b)。粉砂岩发育微细水平层理，暗示了缓慢的沉积过程及其相应的地壳伸展变形，可能与地幔柱头水平扩展大于垂直上升有关。因此，峨嵋山地幔柱的岩浆活动具有明显的阶段性。
 | 图 2 大理东沿X083公路剖面上观察到的一些典型现象 人高1.68m，地质锤长32cm，黄色硬币直径2.05cm，白色硬币直径1.95cm Fig. 2 Photographs illustrating the typical geological phenomena exposed on the Road X083 section in the east of the Dali City The highness of the person is 1.68m; the length of the hammer is 32cm; the diameter of the yellow and white coins are 2.05cm and 1.95cm，respectively |
值得注意的是，沿X083公路测制的地层剖面(从略，另文发表)表明，火山岩层序初始以巨厚层为特征，其单层厚度可能大于100m。但是，火山岩的组成却是不均一的。剖面下部见有英安岩夹层，但英安岩与玄武岩之间却缺乏清晰的界面。显微镜观察发现，英安岩具有无斑隐晶质-玻璃质结构，是高温岩浆快速固结的产物。往上，玄武岩中不再见到长英质岩浆的夹层，但可见到大型长英质岩浆球体(图 2c)。再往上，在第一岩浆旋回的中部，可见球颗结构，球颗由浅色组分构成(图 2d)。此后，才可见到厚度较薄(尽管依然很厚，单层厚度大于3~5m)的玄武岩层。这样的变化特征表明，地幔柱系统在初始火山喷发之前已经在深部岩浆房中积累了大量镁铁质岩浆，而且触发了相应的地壳响应。据此可以推测，至少有部分镁铁质岩浆在壳幔边界聚集形成岩浆房，并导致了下地壳的部分熔融。因此，可以认为地幔柱头中产生的镁铁质岩浆在地壳深部被压制(驻留)了很长时间，不仅积累加大了岩浆体积，而且触发了地壳部分熔融形成长英质岩浆。这将导致岩石圈(特别是地壳)的膨胀，可作为千米级穹隆的间接证据。直到开辟了岩浆通道，镁铁质岩浆开始喷出，岩浆房内压力得以大幅释放。由于长英质岩浆位于镁铁质岩浆之上，长英质岩浆在喷发初期可以被较大量卷入镁铁质岩浆中。随着通道条件的改善，卷入镁铁质岩浆中的长英质岩浆数量越来越少，因而它们在玄武岩中的赋存状态从夹层→球体→球颗。如果这种模式对每一个旋回都适应，暗示峨嵋地幔柱存活期间具有周期性内压快速增加和逐渐减小的特征。因此，地幔柱活动每一个阶段的演化特征与整个地幔柱的演化特征具有相似性，与复杂系统的自相似结构一致。
一个上升到较浅部的高温岩浆在较低温环境中不可能不发生结晶作用，因而利用晶体生长速率和详细的成分剖面可以模拟岩浆在深部岩浆房中的驻留时间。Cheng et al.(2014)对四川会东县大桥剖面的斜长石巨晶玄武岩进行了详细的定量化结构分析、全岩地球化学研究、斜长石成分剖面分析和岩浆驻留时间模拟，发现岩浆在地下深处的驻留时间少至500年，多至10000年。在此期间，一方面岩浆热可导致地壳膨胀甚至部分熔融，另一方面岩浆排气作用可导致岩浆房内压力增加，所有这些因素都指向地壳膨胀和隆升。但是，其隆升幅度不会很大。如果按照喷发前的隆升速率1m/3000yr，由于每一阶段的持续时间远小于整个地幔柱旋回的持续时间，各阶段的隆升幅度应当较小，总体上不足以弥补岩石圈伸展造成的沉降幅度。但是，与整个地幔柱系统的隆升效应一样，每一阶段初始时期应当具有较大的隆升速率；一旦岩浆屏蔽层破裂和岩浆溢出，地壳将经受缓慢的较长期沉降过程。因此，无论是整个地幔柱系统存活期间还是其一个演化阶段，都是以地壳初始快速隆升然后缓慢沉降为特征，暗示了地幔柱动力系统驱动能量的振荡式衰减。 3 冻结岩浆房的活化机制
驱动能量的亏盈可以导致戏剧性的动力学效应。如前所述，一个近液相线的高温岩浆上升并驻留于任一较冷的环境中都不可能不发生结晶作用。岩浆上升到较浅深度水平不仅因冷却而促进晶体生长(降温结晶作用)，而且由于熔体中挥发分溶解度随压力降低而减小，也可能发生排气结晶作用，因为流体分压的降低可提高熔体的液相线和固相线温度。随着晶体分数增加，岩浆将逐渐转变为晶粥，不再具有活动性(成为冻结岩浆)，除非受到新的输入能量的激发(活化)。考虑到这一点，就需要重新思考岩浆房动力学机制及影响这些机制的物理参数。因此，本节聚焦于冻结岩浆房的活化机制。 3.1 升温活化机制
过去十多年来，岩浆系统动力学过程的理解得到了加深和显著改变(Bachmann and Bergantz， 2008)。尽管岩浆的基本定义为“可活动的岩石物质”，传统火成岩理论实际上将岩浆理解为熔体。这种理解不仅导致火成岩理论矛盾百出，更导致建立在火成岩理论基础之上的其它理论(如内生金属成矿理论)继承了严重的结构性缺陷，因而引起了新的思考和改变。新观点强调岩浆是一种混合物(罗照华等，2007b; Miller and Wark， 2008)，从流体动力学角度看属于一种多相不均一系统，从复杂系统角度来看则是一种至少由熔体、固体、流体等三种端元子系统组成的复杂性动力系统(罗照华，2011)。因此，岩浆系统的行为受固体(晶体)分数、流体种类和含量、温度亏盈以及各种开放系统过程的支配。本质上，岩浆的活动能力取决于浮力，即岩浆的黏度及其与围岩的密度差。由于黏度的浮力效应远大于密度差，岩浆房的冻结与活化主要取决于黏度。流变学实验表明，岩浆的总黏度随着晶体分数的增加而增加。当晶体分数达到50vol.%、且晶体相互接触时，岩浆达到流变学锁定点(rheological lock-up point)。这时，岩浆不再具有运动能力，称为冻结岩浆(晶粥，Miller and Wark， 2008)。如果这样的岩浆再次发生活动，就必须经历一个活化过程。
注意到熔体黏度随温度上升而减小，当前绝大多数学者将岩浆活化归咎于温度的升高，可以称为升温活化机制。综合文献中的论述，可以划分为传导热活化、岩浆混合活化和“镁铁质风”活化等三种亚机制。 3.2 传导热活化机制
传导热活化机制可以Couch et al.(2001)为代表。但是，他们的切入点却不是冻结岩浆房的活化，而是火山岩晶体群的复杂性。许多火成岩(包括富晶体的喷出岩和超浅成侵入岩)以富含斑晶为特征，且显示出一系列不平衡性质，包括反环带晶体、再吸收表面、宽谱系矿物化学、与基质不平衡的矿物以及同岩浆交代结构(Jerram and Martin， 2008; 罗照华等，2013)。这些性质经常被解释为成分、温度和成因明显不同的岩浆发生混合作用的证据。但是，Couch et al.(2001)提出，这样的性质也可以在单一成分岩浆体内由于对流作用而产生，如果从下面加热和从上面冷却的话。根据Couch et al.(2001)的描述，如果一个长英质冻结岩浆(晶粥)被高温镁铁质岩浆底侵，后者将对冻结岩浆体传导加热。结果，长英质岩浆的底部可以形成一个热边界层。当这个热边界层的厚度达到某个临界值时，整个岩浆体就可以发生对流自混合作用(convective self-mixing)，从而使不同温度的熔体和晶体均匀混合在一起，进而导致各种不平衡现象。
这种活化机制的另一个切入点是巨量花岗质岩浆的均一化(Burgisser and Bergantz， 2011)。基于斯托克定律：
假定晶粥体不活动且恒温，侵入体在晶粥底部成池并与晶粥之间的相互作用仅仅是热传导。数值模拟表明(图 3)，晶粥的加热经历了两个阶段：(1)形成一个对流活动层(图 3，中图)；(2)残留晶粥变得不稳定，并最终反转(图 3，右边内嵌图)，这一过程称为解锁(unzipping)。解锁过程受浮力驱动，可以用图 3左侧的总密度剖面概略说明。根据Burgisser and Bergantz(2011)，活动层厚度d和界面不稳定幅度w可被描述为10个自由参数的函数，随时间增长而变化。设侵入体平均温度为T0(1100℃)而晶粥平均温度为Tm(750℃)，开始加热时活动层底部的温度为Tb(925℃)，发生热传导熔融。随着时间增加，活动层厚度d和界面不稳定幅度w增长，它们达到某一临界值时活动层之上的晶粥迅速对流活化。图 3右侧展示了典型中地壳储源的活化路径。不稳定前锋(w+d)用点划线表示，稳定前锋(d)用中等粗实线表示。水平轴表示活动层开始对流的时间tc、Rayleigh-Taylor不稳定性增长速率快于活动层增长的时间tRT和活动层充填无Rayleigh-Taylor不稳定岩浆房的时间tH。晶粥流变学不确定性引起的时间间隔用灰色影区表示，模型总厚度H为2000m时，发生解锁的最小侵入体厚度为1.9±0.8m(一般为0.2~83m)。
 | 图 3 中地壳呆滞储源被一个岩浆侵入体从下面加热的活化过程(据Burgisser and Bergantz， 2011;说明见正文) Fig. 3 Schematic diagram showing the remobilization process of a stagnant mid-crustal reservoir by magma reheating(after Burgisser and Bergantz， 2011;See text for details) |
根据这种模拟结果，晶粥的活化时间只需要数月，总是小于数百年(Burgisser and Bergantz， 2011)。可见，冻结岩浆房的活化是地质时间尺度上的瞬时过程，图 3展示的不稳定前锋随时间变化的曲线也表明活化过程是一种非线性过程。但是，晶粥的活化主要受控于晶粥黏度、活动层黏度和侵入体温度，这种升温活化模式仅适应于长英质岩浆被高温镁铁质岩浆底侵的情况。 3.3 岩浆混合活化机制
更经常被引用的活化机制是岩浆混合机制，对于花岗质岩浆尤其如此。由于花岗质岩基中常见暗色微粒包体，后者被认为是注入长英质岩浆中的基性岩浆团，因而岩浆混合活化机制被广泛接受。但是，学者们讨论较多的是其中的岩浆混合，而忽略了活化机制的重要意义。这种活化机制也属于升温活化机制，但与本文讨论的问题关系不大，在此不再赘述。 3.3.1 “镁铁质风”活化机制
实际上，绝对的传导热活化机制是否属于真实地质过程可能是有疑问的，因为花岗质岩基几乎都含有多多少少的暗色微粒包体。另一方面，尽管Burgisser and Bergantz(2011)模型给出的活化时间很短，但冻结岩浆房(晶粥)的活化时间可能还是要比热传导模型预测的短得多(Bachmann and Bergantz， 2006)。
由于熔体中挥发分的溶解度随压力降低而急剧减小，可以预期底侵到上地壳冻结岩浆房底部的镁铁质岩浆将会发生挥发分的快速出溶。出溶的挥发分可能以高通量形式进入上覆晶粥中，Bachmann and Bergantz(2006)称其为“镁铁质风”。来自高温镁铁质岩浆的挥发分也具有高温性质，它们导致晶粥被快速加热。两相流(硅酸盐熔体相+H2O-CO2流体相)的热效应模拟表明，挥发分通量>0.1m3/m2yr即可使加热速率远高于热传导模式。
以这种方式加热，体积<0.5km3的席状晶粥仅需要数天至数周时间即可活化。但是，要求输入的挥发分体积与被加热晶粥的体积类似。对于大型硅酸盐系统(>100~1000km3)来说，要求巨量的挥发分。例如，加热7500km3长英质晶粥到升温40~50℃需要~20ka，但要求6000~8000km3气体，相当于至少20000~30000km3的含水玄武岩岩浆(4%~6% H2O)。根据弧玄武岩通量估算(50~100km3km-1Myr-1)，并假定弧段长度为100km，至少需要2~3Myr才能输入足够数量的玄武岩岩浆。因此，Bachmann and Bergantz(2006)认为这个流体通量是不合理的。但是，如果周期性近传导加热和挥发分物流(advection)加热相结合，岩基规模的晶粥活化可能只需要100~200ka。 3.3.2 流体活化机制
Bachmann and Bergantz(2006)提出了一种新的加热机制，即来自深部挥发分的物流加热。奇怪的是，他们获得的活化时间竟然比Burgisser and Bergantz(2011)还长。由于热物流(advection)比热传导(conduction)的传热效率高的多，“镁铁质风”活化机制本应当要求更短的时间尺度。我们注意到，他们没有重视挥发分对岩浆黏度和密度的影响。在他们的模型中，硅酸盐黏度取104.5~105.5Pa·s，密度为2270kg/m3(800℃时)。另一方面，他们的模拟建立在可进入冻结岩浆房中的流体非常有限的前提之上。考虑到这两点，如果可以有更多的流体进入冻结岩浆房中，则流体活化机制(罗照华等，2010)也是可能的。 3.4 流体对岩浆黏度的影响
实际上，挥发分对岩浆黏度有重要影响，因而对晶粥的活化过程也有重要影响。根据Rayleigh数表达式：
由于岩浆黏度η随挥发分含量增加而减小，在临界Rayleigh数Rac=1708(Burgisser and Bergantz， 2011)保持不变的条件下，图 3中活动层的临界厚度dc将随加入挥发分后引起的黏度和密度变化而改变。在压力高于挥发分临界点的情况下，岩浆的总密度变化不大，可近似看作挥发分含量的线性函数。
挥发分含量对岩浆的黏度有显著影响。根据Baker(1998)，800℃条件下往干的铝质花岗岩熔体中加入2% H2O可使其黏度下降6个数量级。随着挥发分的增加，岩浆黏度将进一步下降(图 4)。如果岩浆中的挥发分含量可以达到更高(如20% H2O)，而不是通常的取值4%~6% H2O，岩浆黏度将比Bachmann and Bergantz(2006)的取值减小4~5个量级。但是，岩浆密度仅减小~11%，因而黏度减小后导致的Rayleigh数变化必须由活动层厚度d来弥补。这将导致岩浆活化所要求的活动层厚度d和界面不稳定幅度w(图 3)大大减小，从而实现晶粥的快速活化。
由图 4(内嵌图)可见，岩浆黏度随温度改变的幅度远小于随挥发分含量改变的幅度。挥发分含量对晶粥活化的影响没有得到重视的主要原因可能是一般认为岩浆中挥发分含量非常有限。例如，尽管花岗质熔体在高压条件下可以实现与H2O的完全互溶(Bureau and Keppler， 1999)，一般认为花岗质岩浆只含有3%~6% H2O，平均为4% H2O(C and ela， 1997)。因此，一个根本的问题是流体的来源。这将在“岩浆产量与流体/熔体比值”一节讨论。本节只是强调，流体活化机制是可能的选择(罗照华等，2010)，升温活化机制不总是必须的。
 | 图 4 800℃条件下钠长石-H2O(1)、白榴石H2O(2)和针钠钙石(pectolite)-H2O(3)系统中流体-熔体溶液的外推黏度(据Audétat and Keppler， 2004) Fig. 4 Viscosities of fiuid-melt solutions in the systems of albite-H2O(1)，leucite-H2O(2)， and pectolite-H2O(3)based on extrapolation at 800℃(after Audétat and Keppler， 2004) |
Bachmann and Bergantz(2006)强调了底侵镁铁质岩浆的挥发分出溶作用产生“镁铁质风”的可能性。岩浆系统中有外来(exotic)流体输入的事实得到了越来越多作者(Yang，2012)的承认，并据此提出了透岩浆流体成矿理论(罗照华等，2009)。从另一个角度来说，已有的观念可能是错误的，至少不是普适性的，或者说只是在大多数情况下成立。例如，根据脱水熔融的观点(现代火成岩理论的基石之一)，角闪岩经历部分熔融之后应当转变成没有含水暗色矿物的麻粒岩。实际情况却并非如此。因此，我们可以先避开挥发分来源的问题，仅聚焦于流体活化机制是否客观存在。
假定流体活化机制是一种客观存在，活化岩浆将具有很强的活动性，可以喷出地表或侵入于浅部地壳。需要注意的是，如果活化岩浆喷出地表，将实现熔体与流体的强烈分离，喷出岩将以多斑斑状结构为特征。如果活化岩浆侵入于浅部地壳，侵入体的边缘部分将迅速冷却和脱流体，形成多斑斑状结构。冷凝壳将阻止岩浆侵入体内部的流体快速逃逸，但固相线前锋依然向侵入体核心推进。然而，一方面由于挥发分的大量存在可有效降低岩浆的固相线温度，另一方面由于系统的相关系因压力大大降低而强烈改变，活化岩浆携带到浅部地壳的晶体(斑晶)将被吸回。因此，往侵入体内部方向，斑晶数量将逐渐减少，以致完全消失。相反，基质中的晶体生长将受到激励。在这种情况下，侵入体的结构变化将具有极性，由边缘的多斑斑状结构向侵入体中心方向变为少斑斑状结构→似斑状结构→等粒结构。同时，由于导致晶粥活化的流体系深部流体，也必然是含矿流体，因为流体中的金属溶解度与压力正相关。岩浆快速上升将避免含矿流体因热力学平衡而在运动途中丢失成矿金属，定位后必然发生大规模成矿作用。据此，可以认为多斑斑状结构是有效的深部找矿标志，而矿体产出深度水平上的岩石必然不具有斑状结构，即使斑岩型矿床也是如此(罗照华等，2010)。
 | 图 5 内蒙古乌奴格吐超大型Cu-Mo矿床致矿侵入体的岩石结构变化 (a)-乌奴格图超大型斑岩型Cu-Mo矿床的露天采场(2009年)和取样位置；(b)-最顶部台阶的低品位岩石，具多斑斑状结构，含有大量钾长石斑晶，全部石英斑晶为高温石英；(c)-第三台阶的矿石，少斑斑状结构，细脉浸染状矿石构造，长石斑晶显著减少，部分石英斑晶为高温石英；(d)-第五台阶的矿石，等粒结构，浸染状矿石构造，无高温石英；(e)为局部放大，示石英包裹铜矿物，表明石英形成于低压低温环境，与铜成矿作用同时或成矿之后 Fig. 5 Textural variations in the ore formation-related intrusion of the Wunugetushan super-large Cu-Mo deposit，Inner Mongolia (a)-open pit of the Wunugetushan super-large Cu-Mo deposit showing sampling locations;(b)-low-grade ores on the roof of the open pit. They show poly-phenocryst porphyritic texture and contain a large amount of K-feldspar phenocrysts， and all the quartz phenocrysts are high-temperature quartz;(c)-ores in the third terrace. They show common porphyritic texture and thin-vein disseminated structure; note that the amounts of K-feldspar phenocrysts decrease and only part of the quartz phenocrysts are high-temperature quartz;(d)-ores in the fifth terrace. They show equigranular texture and disseminated structure with no high-temperature quartz;(e)-enlarged photo of(d)displays that quartz includes copper minerals，indicating that quartz crystallized in a low-pressure and temperature environment concurrent or slightly later after the Cu mineralization event |
这样的推论首先在河北涞水安妥岭钼矿得到证实。在那里，地表未见矿化现象的安妥岭斑岩体中被钻孔揭示深部矿体的存在，从而大大增加了该矿床的钼金属储量(梁涛，2010)。这种推论也陆续在其他矿区获得证实，如新疆包古图铜矿和莫阿特金矿、内蒙乌奴格吐Cu-Mo矿、云南北衙金矿和马厂箐Cu-Mo-Au矿，等等。在内蒙古乌奴格吐超大型斑岩型Cu-Mo矿床中，致矿侵入体显示了与上述推论完全一致的结构变化(图 5)。在2009年露天采场(图 5a)中，最高一级开采台阶上出露的岩石具有典型的多斑斑状结构，肉眼估计斑晶含量约为55vol.%，前人甚至报道有斑晶含量高达70vol.%的样品。斑晶矿物主要为钾长石，石英全部为高温石英，具有近圆形或六边形切面(图 5b)。在第三台阶上，尽管出露岩石的化学成分与前一样品相似，且二者之间为渐变过渡关系，其结构特征却明显不同(图 5c)。长石斑晶基本消失，石英斑晶含量不大于15vol.%，且高温石英比例较少。该台阶上的样品已具有较好的矿化，显示细脉浸染状矿石构造。第五台阶上的样品为细粒等粒结构，见有浸染状矿化(图 5d)。值得指出的是，该台阶上的样品含有大量新生石英，从石英晶体中含有铜矿物包裹体的情况(图 5e)和石英结晶习性来看，它们应当形成于铜成矿期甚至更晚。这样的石英晶体可能是从流体中析出的，应当称为流体晶(罗照华等，2013)。
综上所述，形成乌奴格吐致矿侵入体的岩浆曾经是冻结岩浆，富含长石和石英晶体(类似于图 5b)。明显的结构变化表明，这样的冻结岩浆显然不是经过升温活化快速侵位到浅部地壳，因为升温活化的岩浆不会导致大规模成矿作用。由石英晶体包裹有铜矿物可见，含铜流体显然是在岩浆固结之前输入到了岩浆体中，而不是岩浆完全固结之后热液作用的结果。此外，根据流行的脱水熔融模型，高温岩浆应当是贫水岩浆，因为随着部分熔融温度的升高将有更多的无水组分进入岩浆。乌奴格吐含矿斑岩中含有高温石英，表明是高温岩浆固结的产物，由这种岩浆不可能析出大量含矿流体。此外，由于岩浆冻结过程中会失去挥发分，这种岩浆也没有析出大量挥发分的能力。因此，必须有外来流体(exotic fluid或exogenous fluid)的输入，流体活化机制确实存在，且这种机制有利于大规模成矿作用。由此可见，这种流体不仅是外来的，而且透过岩浆发生作用，导致岩浆系统的习性发生了戏剧性的变化，更恰当的术语应当是透岩浆流体(transmagmatic fluid，罗照华等， 2007a，2009)。换句话说，透岩浆流体这一术语不仅强调流体的外来属性，而且强调流体-熔体的强相互作用。
因此，流体活化机制是一种客观存在，尽管目前尚没有完整的证据链说明这种流体的来源，理论预测和实际观察却取得了惊人的一致。 3.6 峨嵋山地幔柱系统的活化晶粥
需要注意的是，大部分作者坚持升温活化的观点，热能来自高温镁铁质岩浆，而冻结岩浆则具有长英质成分。因此，热源与受热体之间具有大的温度差异。例如，Burgisser and Bergantz(2011)取1100℃到750℃，Bachmann and Bergantz(2006)取1000℃到600℃，他们采用的温度差分别为350℃和400℃。如果镁铁质岩浆也存在冻结岩浆房活化问题，则上述流体活化机制将进一步得到证明。 3.6.1 斜长石巨斑玄武岩
斜长石巨斑玄武岩(Giant Plagioclase Basalt，GPB)常见于溢流玄武岩省，被认为反映了地壳深度水平上火山岩浆房中溢流玄武岩岩浆的储存(如Cheng et al., 2014)。峨嵋山溢流玄武岩省发现有至少8处GPB产地，除了Cheng et al.(2014)指出的5处之外，太和、矿山梁子和龙肘山也见有GPB产出。值得注意的是，有几个GPB产地同时也是攀枝花式铁矿的产地。例如，在矿山梁子铁矿露天采区，GPB露头分布在铁矿体附近。难道GPB与攀枝花式铁矿的形成有关？如果是这样，GPB是否可以作为找矿预测的标志？
峨嵋山溢流玄武岩省的GPB可以按斜长石斑晶的展布样式划分为两类：孤立斑状结构(图 6a)和聚斑结构(图 6b)。斜长石巨斑的含量变化很大，目估含量最高可达50vol.%以上(图 6a)，定量化结构分析确定的最高含量为~28vol.%，最低含量为~2vol.%(Cheng et al., 2014)。电子探针成分剖面分析表明，斜长石巨斑的成分变化非常小，基本处于误差范围之内。因此，应当存在一个长期稳定的晶体-熔体平衡过程，或者晶体/熔体分配系数长期保持不变，或者晶体中的组分扩散达到稳定平衡。在前一种情况下，要求岩浆房中有新鲜热岩浆持续补给(Cheng et al., 2014)。对于高岩浆产量的地幔柱系统来说，很容易满足这样的条件。在后一种情况下，需要有一种机制在系统主元素成分不发生显著改变的条件下保持斜长石的结晶条件长期稳定，透岩浆流体作用可能是一种选择。但是，无论是哪一种机制，都会导致岩浆房体积增大，从而增加岩浆房内压力，甚至导致地壳隆升。虽然我们没有进行详细论证，但这种推测与前文谈到的地幔柱系统岩浆活动阶段性的认识一致。
 | 图 6 峨嵋山溢流玄武岩省的斜长石巨斑玄武岩(说明见正文) Fig. 6 Giant plagioclase basalts of the Emeishan flood-basalt province(see text for details) |
数值模拟表明，孤立斑状结构的斜长石在深部岩浆房中驻留了1000~10000年，而聚斑结构的斜长石驻留了500~6000年(Cheng et al., 2014)。这可以用流体动力学机制来解释。与流变学实验结果(Burgisser et al., 2005)相对比表明，孤立斑状结构相当于平流体制，晶体和熔体耦合；聚斑结构相当于紊流体制，晶体与熔体解耦。在后一种情况下，液体的快速运动可形成局部漩涡，导致解耦固体颗粒的局部聚集，形成中尺度结构(Burgisser et al., 2005)。这可与GPB的宏观特征联系在一起。如图 6c所示，孤立斑状结构的玄武岩可见岩浆流动过程中产生的自碎角砾岩，暗示岩浆流动速度较低，因而具有在流动过程中较快速冷却的特点。孤立斑状结构玄武岩中也可见流动构造，表现为斜长石巨斑的定向排列，甚至可见半固结的岩浆团(图 6d)。相反，聚斑结构玄武岩中迄今未见类似的现象。因此，这两种结构的差别主要是岩浆流动体制不同所造成，与晶体驻留时间没有本质的联系。由此产生了问题：为什么同一岩浆房中的岩浆喷出时具有不同的动力学体制？又是什么因素导致驻留在深部岩浆房中的岩浆重新活化？
Cheng et al.(2014)推测两种结构差别形成于同一岩浆房中，聚斑结构形成于岩浆房边部，而孤立斑状结构形成于内部。这样的认识与其估算的晶体驻留时间相矛盾。由于任何一个岩浆体冷却过程中其固相线面都是从边缘向内部推进，很难理解边部的斜长石生长时间短于内部的斜长石。因此，本文认为可能至少存在两个岩浆房，上部岩浆房形成时间较早，主要贡献孤立斑状结构玄武岩；下部岩浆房形成时间较晚，主要贡献聚斑结构玄武岩。岩浆房活化过程中，首先被激活的是下部岩浆房的冻结岩浆，因而它们具有更快的上升速率，导致了中尺度结构(聚斑结构)的产生；而上部岩浆房中的岩浆只是在下部岩浆房岩浆上升过程中被触及，运动速度较慢，主要以平流方式向上运动。如果这种触发机制脉动式发生，就可能形成两种GPB互层产出(Cheng et al., 2014)的情况。这与大理东X083公路剖面见到的长英质岩浆被镁铁质岩浆周期性“捕获”的情况(见前文)非常类似。
此外，斜长石结晶温度大于1170℃(Cheng et al., 2014)，高于前人采用的导致长英质冻结岩浆活化的底侵镁铁质岩浆的温度。因此，简单升温活化机制不再适应，导致GPB岩浆活化的机制要么是岩浆混合作用，要么是透岩浆流体作用。Cheng et al.(2014)采纳岩浆混合活化机制，认为脉动式新鲜热岩浆注入导致了GPB的周期性喷发。但是，GPB中不仅产出有斜长石巨斑，也有钠长石巨斑，甚至有钠长石交代斜长石的现象(程黎鹿，私人通讯)。根据高温高压实验资料，钠长石不可能由常见岩浆中晶出，一般是从超临界流体中析出的晶体(Yang，2012)。因此，这样的晶体被归属为流体晶(罗照华等，2013)。这就是说，GPB活化过程中有大量富钠流体的输入。可见，GPB的产出可作为流体活化机制的证据之一，进而说明峨嵋山地幔柱系统存活期间存在周期性大规模流体活动，后者是区内大规模成矿作用的前提条件之一。反过来，GPB可以作为成矿预测的标志，对于溢流玄武岩省中尚未发现相关矿床的其他几个GPB产地应当格外关注其找矿潜力。 3.6.2 苦橄岩
苦橄岩是一种富含橄榄石斑晶的火山岩，因而化学成分上以富Mg为特征。根据高温高压实验资料，由于低共熔点的位置接近两种辉石(特别是富钙辉石)而远离橄榄石(特别是镁橄榄石)，苦橄岩往往被作为高度部分熔融产生的高温岩浆的代表。如果代表原生岩浆的成分，这样的富镁熔体只能产生于较高压力(3.0 ~4.5GPa)下的地幔熔融(Herzberg and O’Hara，1998)，因而苦橄岩可作为地幔柱的识别标志之一(徐义刚等，2007)。但是，当前流行的苦橄岩分类主要是化学分类(Le Bas，2000)，与传统的矿物分类不完全一致(Kerr and Arndt， 2001)。因此，决定将所观察的苦橄岩作为地幔柱识别标志之前，必须完成原生岩浆的识别过程 。
Rohrbach et al.(2005)发现，岛弧苦橄岩中产出有两类橄榄石“斑晶”，一类是苦橄质岩浆结晶的产物，另一类则来自玻镁安山岩的结晶作用。换句话说，苦橄岩中的橄榄石颗粒可以具有不同的来源。峨嵋山溢流玄武岩省产出的苦橄岩也是这样。如图 1b所示，黄山苦橄岩具有明显的溶蚀结构，表明了晶体-熔体不平衡。这种不平衡可能因为岩浆成分的改变，也可能因为岩浆上升过程中相关系的改变。由图 7a可见，橄榄石在1atm条件下具有很宽的首晶区。因此，玄武岩成分系统中低压下一般是橄榄石先结晶，这与玄武岩中常见橄榄石斑晶的实际情况相吻合。随着压力的增加，橄榄石首晶区显著缩小。在3.0GPa条件下(图 7b)，贫Fo组分的玄武质岩浆可以先晶出铝质辉石。但是，在富含Fo的苦橄质岩浆中，仍应当是橄榄石先结晶。这可能是为什么高压辉石巨晶常见于碱性玄武岩而不是苦橄岩中的内在原因。可见，由于橄榄石首晶区随压力减小而扩大，任何成分的苦橄质岩浆中橄榄石都不会被吸回，反而会增生。因此，图 1b中所见溶蚀现象的较合理解释应当是岩浆喷出之前熔体的成分发生了显著改变。如果是这样，黄山苦橄岩中的橄榄石“斑晶”就可能是来自深部岩浆房的循环晶(antecryst)，是其前导性苦橄质岩浆结晶的产物。
 | 图 7 CMAS-模型上地幔岩的实验相关系 (a)-1atm条件下的相关系；(b)-3.0GPa条件下的相关系(据Milholl and and Presnall，1998).粗实线为矿物首晶区之间的相边界;细实线为响应压力条件下的等温线(旁侧数字为温度值，单位为℃);M为共结点;虚线为铝辉石热坝的迹线 Fig. 7 Phase equilibrium relations of the simplified CMAS system for upper mantle peridotite (a)-phase equilibrium relations under one atm;(b)-phase equilibrium relations under 3.0GPa(after Milholl and and Presnall，1998). Bold lines represent the boundaries between primary phase fields; thin lines represent liquidus isotherms with temperatures in ℃; M represents cotectic point; dashed line represents aluminous pyroxene thermal divide |
注意到苦橄岩之下产出有一层凝灰岩，以及整个溢流玄武岩省火山岩系的底部普遍见有一层火山碎屑岩，可以认为峨嵋山地 幔柱系统大规模喷出玄武岩之前经历了一个岩浆排气作用，后者导致了苦橄质岩浆因失去活力而驻留在深部岩浆房中。因此，目前所见的苦橄岩应当是冻结岩浆房活化的结果，必然有外来成分的补充，因而不能代表原生苦橄岩岩浆。
如果这种分析可信，需要进一步回答的问题就是活化机制。如前所述，对于冻结的长英质岩浆，升温活化机制很容易理解。但是，对于镁铁质岩浆来说，特别是苦橄质岩浆来说，这种机制的地质现实性令人怀疑。根据张招崇等(2006)的资料，由橄榄石“斑晶”成分估算的地幔岩初始熔融温度高达1630~1680℃。Xu and Chung(2001)利用稀土元素反演温度的方法也得出了类似的结论，认为低钛玄武岩的液相线温度>1550℃。根据HerzbergO'Hara(2002)的图 13，这样高温的苦橄质岩浆即使上升到1.0GPa条件下并完全固结，仍具有1200℃的高温。结晶度为50vol.%(流变学锁定点)时，其温度将高得多，很难相信存在另一种高温岩浆可以使其被有效加热并活化。因此，我们寻求流体活化机制的解决方案。
对大理东苦橄岩进行Re-Os同位素研究取得的一个重要发现是斑晶与全岩的Re-Os同位素特征不一致：斑晶显示明显的亏损特征，而基质则显示地壳熔岩的属性(郝艳丽等，2011)。据此，郝艳丽等(2011)认为全岩同位素特征是橄榄石、尖晶石和基质的混合结果。这就是说，与黄山苦橄岩类似，大理东苦橄岩中的“斑晶”和基质具有不同的来源，野外和显微镜观察支持这样的解释。如图 8a所示，大理东苦橄岩的一个突出特征是含有大量浅色珠滴。这些珠滴尽管颜色较浅，且风化产物有类高岭石的粘土矿物，看来主要由长英质组分组成。但是，透射光下却经常有不透明的域，很可能是因为含有粉末状金属矿物(图 8b)。令人惊奇的是，浅色珠滴的结晶程度很差，在高倍显微镜下仅见大量毛发状物质呈放射状展布(图 8c)，非常类似于玄武质熔岩中的球颗(图 2d)。与球颗不同的是，这些珠滴中含有粉末状金属矿物。尽管我们没有进行详细的成分分析，岩相学特征暗示了珠滴是微细长英质物质与金属矿物的混合物。不管珠滴具有什么样的成因属性，都必须回答一个问题：为什么浅色珠滴的结晶程度不如其寄主苦橄质岩浆？
 | 图 8 苦橄岩中的透岩浆流体作用迹象 (a)-大理东苦橄岩中的浅色球粒，硬币直径1.9cm；(b)-(a)中方框位置的放大，单偏光，2.5×；(c)-(b)中方框位置的放大，单偏光，50×；(d)-丽江苦橄岩分布区的岩墙：熔体-流体泡沫流，P为多杏仁体域 Fig. 8 Field and petrographic signatures of the process of trans-magmatic fluids in picrites (a)-leuco variolitic texture of picrites in the east of the Dali City; the diameter of the coin is 1.9cm;(b)-enlarged photo of the rectangle in(a)，PPL，2.5×;(c)-enlarged photo of the rectangle in(b)，PPL，50×;(d)-mafic dykes in the Lijiang area distributed with picrites，showing melt-fluid bubble stream and ploy-amygdaloidal domains P |
如前所述，苦橄质岩浆以高温富镁为特征。因此，如果浅色珠滴是包含在苦橄质岩浆中的长英质熔体(不混熔产物或从外部注入的地壳熔体)，它将具有更充裕的晶体生长时间，可形成粗大的晶体。然而，实际情况却是其组成物质呈隐晶状，这是大过冷度的特征。众所周知，在一般性讨论中，过冷度常常与结晶中心生长速率和晶体生长速率联系在一起。在大过冷度的条件下，结晶中心生长速率远大于晶体生长速率，形成大量小晶体，甚至形成玻璃；反之，晶体生长速率大于结晶中心生长速率，形成少量的大晶体。这种生长机制显然不能解释大理东苦橄岩中浅色珠滴的固结过程。由于挥发分可以有效降低熔体的固相线和液相线温度，过冷度也可以理解为挥发分逃逸的速率。熔体中的挥发分快速逃逸时，其固相线和液相线温度迅速升高，熔体快速结晶，类似于通常情况(挥发分不饱和系统)下的大过冷度(罗照华等，2007b)。由此，我们提出一种猜想，认为浅色珠滴实际上是一种富含硅酸盐和铁质的流体，它在低压下或者不能与苦橄质熔体混溶，或者因苦橄质熔体快速冷却而不能与其有效混溶，在苦橄岩固结过程中这些珠滴一直孤立存在。苦橄质岩浆固结之后，岩石中因体积收缩不均一产生的微裂隙导致珠滴中的流体(特别是相分离产生的蒸气)迅速逃逸，导致其固相线温度迅速升高和快速固结。苦橄岩中橄榄石的蛇纹石化可能就是这一过程的产物。如果这种推测是可信的，大理东苦橄岩中的浅色珠滴就是进入苦橄质岩浆中的富铁流体或流体过饱和的富铁长英质熔体。
这种解释的另一个证据是苦橄岩岩浆供给系统的岩相学特征。在丽江至大具的公路旁，前人报道的苦橄岩出露区附近，我们观察到了一些特殊的岩墙。这些岩墙呈灰绿色，以强烈绿泥石化为特征(图 8d)。同时，岩墙中见有大量多杏仁体域，杏仁体基本由绿泥石组成，暗示充填岩墙的岩浆具有富含挥发分的特征。值得注意的是，多杏仁体域可与少杏仁体域呈逐渐过渡关系，也可以呈角砾存在。因此，整个岩墙类似于侵入角砾岩或熔体-流体泡沫流。如果这些岩墙代表苦橄岩的岩浆供给系统，丽江地区的苦橄岩就不是通常意义上的苦橄岩，而是饱和水岩浆系统，或者说是驻留于深部岩浆房的苦橄质岩浆被壳源流体活化的产物。可见，苦橄岩(至少某些苦橄岩)也经历了透岩浆流体的强烈改造。 4 岩浆产量与流体/熔体比值
综上所述，无论是长英质岩浆系统还是镁铁质超级岩浆系统，岩浆活动的阶段性都是显著的。这意味着某些因素可以导致岩浆被冻结在岩石圈-软流圈系统的不同深度水平上，因而必然要求冻结岩浆的活化过程。冻结岩浆的活化机制可以按触发因素划分为两类：升温活化和流体活化，其中前者可进一步划分为热传导(thermal conduction)活化和热物流(thermal advection)活化，后者还可以进一步划分为岩浆升温活化和流体升温活化。受流体升温活化(Bachmann and Bergantz， 2006)的启发，结合透岩浆流体成矿理论(罗照华等，2009)，罗照华等(2010)提出了流体活化机制。从所列举的实例来看，流体活化机制是一种可能的选项。但是，透岩浆流体来自何处？为什么大规模成矿作用不是发生在超级喷发(超级侵入)之初？在此，我们提出一个分析模型，将大型-超大型矿床的形成与地幔柱系统中的岩浆产量、流体产量和岩浆中流体/熔体比值联系在一起。 4.1 地幔柱系统的部分熔融体制
大部分造岩矿物为固溶体、岩浆起源过程总是始于低共熔点附近且源岩总组成一般与低共熔点不一致、岩浆分凝发生在原岩完全熔融之前，因而岩浆产生过程通常是一种非实比部分熔融过程。部分熔融过程主要受三种因素(升温、减压、加挥发分)控制，相应形成升温熔融、减压熔融和注水熔融等三种端元熔融体制。但是，升温和注水(增加挥发分)都导致源区体积膨胀和上升，一般用减压熔融体制来说明岩浆的产生过程(罗照华等，2007b)。
减压熔融体制对于洋中脊系统和地幔柱系统具有典型代表性。根据洋中脊地幔的熔融柱模型(Langmuir et al., 1992)，较快速上升的底辟体在较深处开始熔融(与固相线相遇)，且熔融过程结束的深度较小；较慢速上升底辟体的熔融始于较浅的深度水平，熔融过程结束的深度水平反而较大，因为底辟体将因与环境间的热交换而失去更多热量。如图 9所示，以夏威夷地幔柱系统源区底辟上升速率的地幔底辟体，如果在较浅的深度水平改变上升速率，其与固相线相 交的深度水平将变浅。假定岩石圈厚度位于3GPa处，且岩石圈可以有效阻止源区继续底辟上升，底辟体至多可以上升到A点与固相线相交(如果要满足发生部分熔融的条件)。在更低上升速率的条件下，部分熔融将不再发生(如路线B和C)。
 | 图 9 地幔柱系统的减压熔融体制(据Herzberg and O’Hara，2002修改)及其随时间的演变(据Herzberg and O’Hara，1998重绘) Fig. 9 Pressure-reduced melting mechanism(modified after HerzbergO'Hara，2002) and thermal and petrological evolution with time(redrawn after Herzberg and O’Hara，1998)of a mantle plume system |
底辟体的上升速率与岩浆产量成正比。一方面，部分熔融是一个吸热过程，将导致系统温度降低；另一方面，部分熔融程度的增加促使系统的体积膨胀，因而也增加系统的浮力。因此，底辟体与固相线相遇之后，即开始部分熔融。后续的熔融过程将发生在温度下降和深度变浅的环境中，这样的熔融体制被称为变压部分熔融(polybaric melting)。如图 9所示，快速上升的底辟体具有较长的熔融路径(如曲线a)，因而熔融程度较高，具有较大的岩浆产量。相反，熔融程度较低，岩浆产量较小(如曲线b和c)。
部分熔融体制的变化也强烈影响岩浆产物的化学性质，因为元素的相容性决定了它们进入熔体相的比例随时间(部分熔融程度)变化。部分熔融之初，强不相容元素(如Na)大量进入熔体相，而强相容元素则趋于保留在难熔残余相中。因此，随着部分熔融程度的增加，岩浆中相容元素的比例越来越高(如岩浆中MgO含量较多)，而不相容元素的比例越来越低(如岩浆产物的Na2O含量较少)。因此，依据元素地球化学性质不仅可以识别源区的性质，而且可大致判断岩浆产生速率和速率的变化。 4.2 岩浆产量与地幔柱系统的演化
已有的研究表明，岩浆产量与大洋扩张速率成正比。大洋扩张速率变化于<10mm·yr-1~200mm·yr-1左右。在扩张速率=100mm·yr-1时，上涌地幔从初始熔融深度上升到地表只需要约1Myr；在10mm·yr-1条件下，到达地表将需要~10Myr，且不发生熔融(Langmuir and Forsyth， 2007)。因此，扩张速率可作为岩浆产量的标志，在底辟速率与扩张速率取得平衡的条件下，也可以作为源区底辟速率的标志。但是，在这种平衡关系达到之前，扩张速率与岩浆产量和源区底辟速率无关。
以地幔柱系统的演化为例，至少在底辟体到达岩石圈底界之时，底辟体的上升速率将急速下降甚至停止上升。岩石圈的高抗拉强度和地幔柱物质上涌惯性的强相互作用，将导致柱头的产生和岩石圈整体抬升。以峨嵋山地幔柱为例，如果按照洋中脊扩张速率与地幔上涌速率的关系来考虑，将具有30mm·yr-1的岩石圈伸展速率。实际上，这种伸展却没有发生在峨嵋山溢流玄武岩省，而是转换为地壳穹隆。这表明，将会有大量幔源岩浆堆积在岩石圈/软流圈界面附近，如图 9中Belingwe地幔柱的情况所示。在这种情况下，尽管可以产生大量岩浆，却没有显著的岩浆活动。但是，无论是地幔物质快速上涌的动能还是部分熔融导致的体积膨胀力，都将使岩石圈整体抬升，直到岩石圈局部破裂形成岩浆通道为止。这时，柱头实际上受到内部超压的作用，熔融体制的压力条件可远大于理论上的岩石圈底界压力。这种压力不仅作用于岩石圈，也作用于持续上涌的地幔底辟体，使其速率持续减小。一旦岩浆通道产生，将导致岩浆大规模喷溢，内部超压减小或消失，岩石圈整体回落(如图 9中的Gorgona所示)。由于岩石圈的低温特性，如果岩浆通量不能保持恒定，岩浆通道将被频繁关闭，前面所述的情况将再次发生。
需要注意的是，底辟体中名义无水矿物的脱水作用可以使地幔黏度增加2~3个数量级(Ito et al., 1999; Ito，2001)。如果底辟体上升速率减小有利于名义无水矿物的脱水反应，则脱水后的地幔将进一步抑制底辟体的上升，因而也减小熔体产量，直到岩浆上升通道打开为止。在岩浆通道再次打开之前，虽然熔体产量下降，挥发分产量却反而增加。所产生的挥发分将可能沿着已有的岩浆通道上升，活化先存于较浅深度水平上的冻结岩浆房。结果，地幔柱系统的内压力得到有效释放，大规模岩浆喷发再次发生。如此反复，地幔柱系统的时空结构上可以记录周期性的地壳隆升与沉降、岩浆喷发与间歇、沉积物剥蚀与堆积。直到大陆岩石圈大规模破裂和大洋岩石圈产生，地幔底辟体的上升速率才有可能与岩浆产量和扩张速率达到近似平衡(如图 9的Hawaii所示)。在这种情况下，地幔柱系统产生的岩浆不可能在深部大规模积累，但由于岩浆通道周期性打开和关闭，岩浆周期性喷溢的规律仍得以保持(如大洋中的岛链)。
如果这种分析是可信的，意味着地幔柱系统的演化初始以地壳大规模隆升为标志，接着是大规模岩浆喷发。此后，岩浆产量越来越小，火山喷发强度越来越低，柱尾岩浆活动的持续维持有赖于大陆裂解和大洋打开。在岩石圈仍有较大厚度的条件下，特别是在远场应力场以挤压为特征的构造背景条件下，柱尾阶段的地幔上涌将受到岩石圈的压制，因而地幔柱系统的演化将快速终止。
这样的分析似乎特别符合峨嵋山地幔柱系统。如前文的综述，峨嵋山地幔柱系统的时空结构中不仅有大规模岩浆喷发前的千米级隆升，而且每一个阶段都有初始喷发时期的巨厚层火山岩的产生，也存在周期性的沉积夹层。在此过程中，幔源岩浆活动的规模越来越小。最后，当壳源岩浆大规模活动时，幔源岩浆活动趋于停止。此外，由于岩浆通道的周期性关闭，每一个岩浆阶段之初都涉及到冻结岩浆房的活化。 4.3 地幔柱系统的流体产量
成矿作用的基本解是成矿金属从流体中析出。由于流体中成矿金属的溶解度与压力呈正相关，来自地球深部的流体必然富含成矿金属，因而是含矿流体。据此，流体产量和上升速率是成矿作用的关键之一。
考虑地幔柱系统时，流体主要有两个来源：含水矿物和名义无水矿物。流行理论认为地幔中的水主要赋存在含水暗色矿物(如角闪石、金云母)中，含水矿物的分解反应有利于降低地幔岩的固相线温度。因此，在相同的温度条件下，含水矿物的分解将提高岩浆的产量。假定地幔岩中含水暗色矿物含量为2%，地幔岩中的平均含水量约为0.1%。因此，部分熔融产生的岩浆一般为流体不饱和系统。在这种情况下，成矿作用所需要的巨量流体必然有赖于巨量岩浆的分异作用。近十几年来，大量研究表明名义无水矿物中含有更多的挥发分(Hirschmann et al., 2009; Ardia et al., 2012)。因此，地幔矿物的H2O储量和脱水反应是地幔岩发生注水熔融的关键约束机制。与橄榄岩矿物组合平衡(饱和橄榄岩)时，矿物的H2O储量低于仅与流体共生的矿物，因为含水部分熔融稳定于低H2O活度条件下。实验表明，橄榄石的饱和橄榄岩水储量在1450℃条件下从5GPa的57±26×10-6上升到8GPa的254±60×10-6。结合前人的资料，Ardia et al.(2012)给出了一个1450℃、5~13GPa条件下饱和橄榄岩的橄榄石水含量计算公式：CH2Ool(×10-6)=57.6(±16)×P(GPa)-169(±18)。这表明了橄榄石中的水含量随深度增加而增加的趋势(图 10)。水储量随着温度的升高而减少，但总H2O量介于0.47%~1.0%之间时不受影响。根据Ardia et al.(2012)的估算，在150~250km深度区间，初始熔融要求CH2O=270×10-6~855×10-6。因此，可以说在这种深度水平上，对于H2O含量为50×10-6~200×10-6的典型对流上地幔(如洋中脊之下的地幔)不会发生饱和水熔融(Ardia et al., 2012)。
 | 图 10 计算的上地幔橄榄岩H2O储量(据Ardia et al., 2012) 其不确定性用水平线段表示，取决于铝含量和DH2Opx/ol的变化.灰色线假定DH2Ogar/ol=4.2，粗黑线为9.0，细黑线为0.9；粗点线为CH2Ool洋脊底辟体的计算结果；垂线表示Green et al.(2010)估算的CH2Ool；黑色粗虚线表示Hirschmann et al.(2009)估算的橄榄岩H2O含量；渐变灰色带表示估算的上地幔H2O含量，介于50×10-6~200×10-6 H2O之间；底部的黑色区域表示Tenner et al.(2012)计算的更高压(410GPa)条件下橄榄岩中H2O的溶解度范围 Fig. 10 Calculated H2O storage capacity of peridotite within the upper mantle(after Ardia et al., 2012) The uncertainties are suggested by the horizontal lines which are related to variations in Al content and DH2Opx/ol. The grey line was calculated assuming DH2Opx/ol of 4.2，thin black lines for values of 9.0， and thick black lines for values of 0.9. The thick dotted line is CH2Ool calculated for the ridge adiabat. The vertical line represents the CH2Ool estimated by Green et al.(2010). The thick dashed black line refers to the H2O concentration in peridotite estimated by Hirschmann et al.(2009). The graded grey zone between 50×10-6 and 200×10-6 H2O represents the estimated H2O concentration in the upper mantle. The bottom in black shows the range of H2O dissolved in peridotite under higher pressure(410GPa)which are calculated by Tenner et al.(2012) |
然而，注意到地幔橄榄岩中H2O含量随深度的变化，从深部源源不断上涌的地幔橄榄岩必然释放多余的H2O。例如，根据Ardia et al.(2012)的方程式，从10GPa深度上升到3GPa深度的地幔橄榄岩可以释放~400×10-6 H2O，这将足以引发饱和水熔融。但是，谈论饱和水熔融的可能性时还涉及到名义无水矿物释放H2O的速率。出露于地表的橄榄岩样品中检测到名义无水矿物含有较多“水”，可以认为是样品快速到达浅部地壳的结果；而含水暗色矿物的产出或者是样品快速上升的标志，或者表明样品来自岩石圈地幔未受部分熔融影响的区域。但是，不管是哪一种原因，较慢速上升的地幔橄榄岩都可以释放出更多的挥发分。与地幔柱系统的演化和相应的熔体产量联系在一起，由于底辟体上升速率与熔体产量正相关而与流体产量反相关，可以得出结论：大型岩浆系统具有小的流体/熔体比值，而小规模岩浆系统具有大的流体/熔体比值。对于峨嵋山溢流玄武岩省来说，假定其分布面积为0.25×106km2(Chung and Jahn， 1995)，平均厚度为5km，形成这些火山岩的地幔岩平均部分熔融程度为15%，则大致有10×106km3的地幔岩参与了部分熔融过程。如果橄榄岩可以释放400×106 H2O，意味着整个地幔柱系统存活期间析出了4000km3 H2O。如此巨量的水流体，对超大型矿床的形成无疑具有重要的意义。但是，这些水并没有完全从地幔岩中释放出来，因为只有底辟速率减小时名义无水矿物的脱水反应才能较彻底地完成。
同样，对于中酸性岩浆系统来说，大规模岩浆系统的产生要求更多的能量和无水组分参与，因而具有小的流体/熔体比值。相反，小型岩浆系统将具有更大的流体/熔体比值。这就是说，不管是镁铁质岩浆系统还是长英质岩浆系统，产生熔体的过程与产生流体的过程都具有重大区别。对于熔体产生过程来说，源区的物理状态必须达到固相线位置；而流体的产生却可以发生在低于固相线的P-T条件下。因此，即使不发生岩浆，也可以有含矿流体的聚集。由于流体具有很强的活动能力，特别是在前导性岩浆通道关闭之前，含矿流体可以沿着这些通道快速聚集，从而导致大规模成矿作用。但是，与镁铁质岩浆系统不同，长英质岩浆系统往往需要一个动力学转换阶段，如岩石圈拆沉作用导致的含矿流体大规模上涌。
如果上述分析可信，意味着超级喷发/侵入后成矿作用和小岩体成大矿都是必然现象。但是，所谓的通道成矿作用其实并不是岩浆通道成矿作用，而是流体通道成矿作用，或者说成矿流体借用了现存的岩浆通道，这是透岩浆流体成矿理论强调的内容。 5 攀枝花式铁矿的分析模型
攀枝花式铁矿的致矿侵入体曾经被认为是深成侵入体，作这种假定的目的是为了有利于解释岩浆的高度分异作用。火成层理的发育表明岩浆曾经历过高度分异作用，在传统成矿理论中，这被认为是岩浆型铁矿床形成的先决条件之一。然而致矿侵入体侵入于峨嵋山玄武岩中，甚至被认为侵入于第三旋回的玄武岩中。迄今为止，峨嵋山火山岩系的地层剖面记录了其最大厚度约5000m，暗示岩浆侵位深度应当小于这个值。如果前面关于岩浆产量逐渐减小的分析是合理的，攀枝花式铁矿的致矿侵入体侵位深度有可能<3km。因此，这些镁铁质致矿侵入体与斑岩型矿床中的致矿侵入体类似，都属于高位侵入体(high-level intrusion)或浅位侵入体(shallower intrusion)。这样就提出了一个问题：为什么在同样浅的深度水平上长英质岩浆不发生分离结晶作用而镁铁质岩浆却发生了强烈的分离结晶作用？
为了回答这个问题，首先需要对峨嵋山溢流玄武岩省铁矿床的基本特征进行概略评述。综合前人的研究资料，作者认为该区的铁矿床可以分为三种类型：层状侵入体型、矽卡岩型和脉状侵入体型，以层状侵入体型铁矿为主。 5.1 层状侵入体型铁矿床
攀枝花式铁矿床主要与层状侵入体有关，后者的火成层理被普遍认为是岩浆分离结晶作用+双扩散对流的结果，因而攀枝花式铁矿的成因与强烈的岩浆分异作用联系在一起。但是，主要铁矿体并不是某种富含铁矿物的分异岩，而是脉状铁矿体，后者往往切割层状侵入体的火成层理，因而熔离作用+晚期贯入又成为铁矿成因机制的必要选项。然而，这两种成矿机制都无法解释为什么有些岩体含矿而另一些岩体不含矿的问题。
红格铁矿床是攀枝花式铁矿的一个超大型矿床，成矿金属主要包括Fe、Ti、V、Cr，并有少量Ni和PGE。最新研究资料表明，该矿床显示了很好的PGE找矿前景(李佑国， 2013，私人通讯)。红格岩体沿着峨嵋山玄武岩与下伏变质岩系之间的喷发不整合面侵位，与峨嵋山玄武岩呈明显的侵入接触关系，表现为玄武岩呈不规则状破碎，是岩浆体强烈膨胀的结果。沿着玄武岩中的同侵入裂隙有长英质脉充填，暗示后者很可能是红格岩体岩浆分异的产物(图 11a)。红格岩体及其中赋存的矿体都受到玄武岩脉的侵入切割，表明成矿作用不是该区地幔柱旋回最晚期构造-岩浆活动的产物。红格岩体导致下伏变质岩叠加了接触变质作用，形成各种角岩。这些特征表明，红格岩体属于浅成-超浅成侵入体。然而，根据前人对侵入体北部的描述，该岩体具有比较明显的层状构造，且自上而下可划分出辉长岩和超镁铁岩两个带。因此，红格岩体习惯上称为基性-超基性层状侵入体，成矿作用被归咎为强烈的分离结晶作用。但是，与攀西地区的其他攀枝花式铁矿一样，红格矿区的富铁矿实际上也是“矿浆型”矿体(图 11b)，而不是金属矿物局部富集的分异岩型矿体。矿浆型矿体既阻挡“高分异”熔体，又被这种熔体穿切(图 11b)，表明这种矿体形成于相关岩浆子系统的末期，这是Naldrett(2004)及其合作者提出的岩浆通道成矿模型(magmatic conduit metallogenic model)难以解释的。
 | 图 11 攀枝花式铁矿床的基本特征 (a)-致矿侵入体顶板玄武岩(深色)的不规则裂隙及充填裂隙的长英质组分(浅色)；(b)-红格矿区具有柱状节理的矿浆型铁矿脉，矿脉既阻挡长英质分异物的上侵，又被长英质分异物切割，暗示了它们形成时间的同时性；(c)-矿浆型铁矿脉中的孔洞及充填孔洞的硫化物，后者被氧化而呈棕红色粉末状；(d)-米易县城城东的无矿辉长岩体中的粗粒辉长岩；(e)-红格矿区的黑云母斜长岩，示黑云母与斜长石的共结结构；(f)-太和铁矿区的伟晶状辉长岩，主要由单斜辉石和斜长石组成，见少量石英 Fig. 11 General characteristics of the Panzhihua-type iron deposits (a)-irregular cracks and filled(leuco)felsic components within the(melano)basalts on the roof of the ore formation-related intrusion;(b)-vein-type iron orebody with columnar joint in the Hongge ore district;(c)-caverns and filled sulfide within the vein-type iron orebody; note that the sulfide has been oxidized and became brownish red powder;(d)-doarse-grained gabbro in the ore-barren intrusion in the east of the Miyi County;(e)-biotite anorthosite in the Hongge ore district，showing the cotectic texture between biotite and plagioclase;(f)-pegmatitic gabbro in the Taihe iron ore district，mainly consisting of clinopyroxene and plagioclase with minor quartz |
据此，有关攀枝花式铁矿的成因存在两个基本科学问题：(1)熔离作用产生的“矿浆”侵入硅酸盐岩石中的机理；(2)分离结晶作用的条件。
由几乎100%铁矿物组成的矿脉和喷出的铁熔体(Park，1961)使人确信存在氧化物矿浆；富铁硅酸盐熔体经熔离作用产生铁熔体的过程早已得到高温高压实验的证明，使人确信存在这种机制的可能性。但是，矿浆的侵位存在密度倒转问题。由于铁氧化物组成的矿浆具有比硅酸盐岩石大得多的密度，很难想象矿浆可以侵入于硅酸盐岩石中，除非受到了强烈的构造挤压。在攀枝花式铁矿分布区，迄今尚未发现介于硅酸盐岩浆和氧化物矿浆之间的构造挤压活动迹象，这种机制不能得到论证。此外，铁的氧化物具有很高的固相线温度，它们与硅酸盐组分在一起时也许可以降低结晶温度，一旦形成独立的“矿浆”，其固结的速度将会快于硅酸盐熔体，而不会在硅酸盐熔体固结后仍有上侵能力。因此，所谓的“矿浆”与其说是岩浆熔离作用的产物还不如说是富铁流体丢失挥发分后的结果。矿浆型矿体中经常可见气孔状构造(图 11c)，使得后一种认识显得更为合理。据此，本文认为富铁流体的排气作用可能是形成铁矿浆的根本原因。如果岩浆系统中存在独立的富铁流体流，后者将在沿断裂构造到达浅部地壳后发生强烈的相分离，产生矿浆、水流体和蒸气；由于蒸气和水流体都容易散失，最终将在断裂构造中留下“矿浆”固结的产物：铁矿脉。如图 11b所示，铁矿脉中有时可见柱状节理，暗示其形成时间明显晚于致矿侵入体，更适合于用富铁流体流模型来解释。
另一个重要的科学问题是含水矿物和“巨晶”问题。根据流行的火成岩理论，岩浆为含少量水系统，因而在岩浆固结过程中首先晶出的应当是无水矿物；随着结晶作用的进行，残留熔体中挥发分含量逐渐增加，以致达到饱和，将可以晶出含水暗色矿物；同时，流体的增多将增加组分的扩散速率和降低岩浆的固相线温度，使晶体获得较快的生长速率和较长的生长时间。因此，残余岩浆固结的产物中常见含水矿物和巨晶。无矿岩体中观察到的现象(图 11d)符合这种逻辑。但是，如图 11d所示，“巨晶”集合体的主要组成矿物是无水矿物，含水暗色矿物的含量很少。这表明，“正常”岩浆的分异作用不可能产生形成超大型矿床所要求的巨量含矿流体。然而，在含矿岩体中，含水暗色矿物的含量要多得多，并形成与无水矿物的共结关系(图 11e)。尤其是，红格岩体底部与变质地层直接接触的岩石是黑云母辉长岩，含有大量黑云母，表明富含挥发分是该岩体母岩浆的基本特征，而不是岩浆分离结晶作用的结果。此外，含矿岩体中往往含有高固相线温度的矿物巨晶(图 11f)。按照分离结晶作用的机制，象辉石这样的高固相线矿物，其分离时间应当紧接在橄榄石之后；在浅成条件下，则应当在斜长石之后。但是，在图 11f中，却可以见到辉石、斜长石和石英呈共结关系。因此，我们认为与其说岩浆分异作用导致了含矿流体的富集，不如说含矿流体的注入导致了强烈的岩浆分异作用。
对于长英质岩浆与镁铁质岩浆在分离结晶作用方面的区别，不仅与岩浆黏度的差别有关，而且也与晶体与熔体的密度差和液相线与固相线的温度差有关。在长英质岩浆中，即使注入大量的挥发分，晶体与熔体的密度差也很小，且固相线与液相线的温度差很小，很难导致分离结晶作用。而在镁铁质中，晶体与熔体的密度差很大，且固相线与液相线的温度差也很大，矿物晶体有足够的时间与残余岩浆分离。因此，一旦注入足够数量的含矿流体，也会同时触发快速的分离结晶作用。玄武岩中斜长石巨斑的成分剖面和驻留时间表明(Cheng et al., 2014)，流体触发的岩浆过程是非线性的。流体的注入也可以大大降低岩浆的固相线温度，可以更好地解释镁铁质浅成-超浅成岩浆侵入体中发生强烈分离结晶作用的原因。
据此，可以认为攀枝花式铁矿是地幔柱旋回或其某一阶段末期大规模含矿流体输入的结果。利用已经开辟的岩浆通道，含矿流体大量、快速向浅部地壳汇聚，并冲刷、携带部分岩浆侵位于火山层系之下，形成高位侵入体和超大型矿床。按照这种模式，巨厚的火山岩系起着屏蔽层的作用，以防含矿流体冲出地表散失在空中。 5.2 脉状侵入体型铁矿床
峨嵋山溢流玄武岩省产出的另一类代表性铁矿床是脉状侵入体型铁矿床，以盐源县平川镇矿山梁子铁矿为代表。该矿床产于大板山辉长岩岩体西侧的早二叠纪碳酸盐建造中或火山岩系与沉积岩系的接触带，被归属为次火山岩型铁矿床(杨时惠，1983; 曾令高，2011; Wang et al., 2014)。矿山梁子铁矿床最初被认为含有三种成因类型(张开国等，1982①)：(1)高温气液接触交代型铁矿床，主要产于道坪子矿段，矿山梁子矿段的4号矿体也属于这种类型；(2)次火山气液充填-交代铁矿床，产于矿山梁子矿段；(3)火山喷发-沉积型铁矿床，苦荞地矿段6号矿体。此后，该矿床很少得到研究，前人多将其归属为火山热液矿床。但是，该矿床的主要矿石类型为矿浆型。因此，姚祖德和燕永清(1991)认为矿山梁子铁矿是深部熔离作用形成的矿浆定位到早期火山机构的结果。总体上，该矿床的形成被普遍认为与火山机构有关(张开国等，1982)，但迄今尚未报道可信的火山地质证据。
①张开国，文菊生，马树民，王喜林. 1982. 四川省盐源县矿山梁子铁矿区矿山梁子矿段详细勘探地质报告. 四川省地质局攀西地质大队第一区队，1-151
作为一个重要特征，矿山梁子矿区产出大量苦橄岩、辉绿岩和辉长岩岩床，其中苦橄岩以含有大量橄榄石为特征。化学分析表明，苦橄岩含有低的SiO2(37.12%~47.39%)和高的MgO(19.22%~29.08%)，表明含有过量的橄榄石(Wang et al., 2014)。野外观察表明，苦橄岩岩床大致平行排列(图 12a)，从铁矿体往远离矿体方向，苦橄岩中的橄榄石含量逐渐增多(李博等， 2014，私人通讯)；围岩蚀变由矽卡岩化逐渐变为大理岩化和角岩化；在主矿体附近，苦橄岩本身也遭受了矽卡岩化形成内矽卡岩。这样一种地质特征显示，无论是苦橄质岩浆还是含矿流体，都是从现今矿体所在位置向远处传输的，但很难用分离结晶作用和火山热液过程来解释。从岩浆分离结晶作用来说，橄榄石具有比熔体大的密度，岩浆前锋的苦橄岩应当含有较少的橄榄石晶体；从热液过程来说，既然岩浆能够沿着层间裂隙作远距离传输，含矿热液则应当可以传输更远的距离，从而引起广泛的围岩蚀变。实际情况却是，碳酸盐岩的矽卡岩化仅限于矿体附近，远离矿体仅表现为大理岩化，暗示围岩仅受到苦橄质岩浆的热烘烤作用。如果将橄榄石的搬运归咎于高温气体流，且高速运动的含矿流体流从深部向浅部地壳运动过程中穿过了某个深部岩浆房，就可以更好地解释岩浆前锋橄榄石增多的现象。由于气体流的温度足够高，它不会导致碳酸盐岩的蚀变(因为蚀变矿物通常形成于较低温条件下)，但高速运动的气流却可以搬运大量的固体颗粒。如果这种分析是可信的，则铁矿的形成伴随着大规模瞬时性流体活动。
 | 图 12 脉状侵入体型铁矿床的典型成矿现象 (a)-矿山梁子铁矿露天采场，是辉长岩、苦橄岩、玄武岩、大理岩、硫化物富集带、内矽卡岩、磁铁矿矿体和褐铁矿矿体的空间位置，特别关注苦橄岩、内矽卡岩和磁铁矿矿体的过渡关系；(b)-牛场铁矿矿浆型矿石中的氧化物珠滴(据姚祖德和燕永清，1991)，示富铁流体流的排气过程；(c)-矿山梁子铁矿的隐爆角砾岩，苦橄岩形成角砾，被铁矿石胶结；(d)-矿山梁子铁矿中的矿浆型铁矿脉，示矿体和围岩的变形特征(说明见正文) Fig. 12 Typical ore-formation phenomena related to the vein-type intrusive iron deposits (a)-open pit of the Kuangshanliangzi iron deposit，showing spatial relations of the gabbro，picrite，basalt，marble，sulfide concentration zone，endo-skarn，magnetite and limonite orebodies; note the transitional relations of the picrites，endo-skarn and magnetite orebodies;(b)-Fe-Ti oxide globules in the massive ores from the Niuchang iron deposit(after Yao and Yan， 1991)，showing the degassing process of Fe-rich fluid;(c)-cryptoexplosive breccia in the Kuangshanliangzi iron deposit，showing that the brecciated picrites are cemented by iron ores;(d)-vein-type iron orebody in the Kuangshanliangzi iron deposit，showing the deformation characteristics of the orebody and wall rocks. See text for details |
这样的分析得到了矿石特征和矿体特征的支持。矿山梁子矿区的矿体主要由矿浆型矿石组成。根据姚祖德和燕永清(1991)的描述，相邻的牛厂铁矿的矿石具有典型的“杏仁状”构造(图 12b)。“杏仁体”多呈椭圆形，长0.2~0.35mm，具有壳、幔、核三层结构，外壳普遍在一侧(图 12b右侧)有一至二处破裂张开的“浅气孔”。这种特征充分表明矿浆是富含气体的，并在固结过程中不断向外排气。此外，矿体附近的隐爆角砾岩(图 12c)也可以作为矿浆强烈排气作用的证据。因此，“矿浆”能够快速上升的主要原因是含有大量气体。假定铁熔体的密度与磁铁矿(5.16~5.18g/cm3)相近，流体的平均密度为1.01g/cm3，镁铁质熔体的密度为2.70g/cm3，则“矿浆”中的流体含量至少占59%。含有如此巨量流体的“矿浆”不太可能在平衡条件下运移，高速运动是其不可缺少的前提。可能正是因为这个原因，矿体不仅侵位于玄武岩系之下的碳酸盐岩中，而且也可以侵位于玄武岩中，形成树状水平矿体集群(图 12a)。
野外观察表明，矿体形成后经受了挤压变形的影响，表现为薄层围岩碳酸盐岩的布丁化和矿体中出现垂直矿体边界的等间距张性裂隙(图 12d)。这意味着，现今的矿体产状是强烈构造变形后的结果。因此，根据现今矿体分布在断裂交汇部位的特征判断矿山梁子矿床位于破火山口机构中的认识是值得商榷的。
综上所述，可以提出一个新的模型来解释该铁矿的成因。在大板山岩体侵位之后、峨嵋山地幔柱系统演化的末期，尚未关闭的先存岩浆通道转换为流体通道，含矿流体沿着通道大规模上涌。这些流体通过深部接近冻结的岩浆房时，对那里的主要由橄榄石组成的堆晶层造成强力冲击，导致橄榄石颗粒被携带到更浅的深度水平。在这个深度水平上，富矿流体流强烈相分离导致橄榄石颗粒被气体猛烈地向远处搬运，直至通道堵塞。这时，含矿流体沿着断裂系统上升到更浅的深度水平，并再次重复沿层间裂隙侵位的过程。如此反复进行，直到成矿系统的内压力不再支持含矿流体流继续上侵。因此，成矿金属主要堆积在通道附近，意味着矿山梁子地区深部仍有找矿潜力。但是，该区成矿后构造(包括褶皱构造和断裂构造)变形强烈，矿田构造研究乃是当务之急。 5.3 攀枝花式铁矿的成矿模型
综上所述，尽管不同作者报道的观察结果和研究资料详简不一，最大的共同点是强调成矿作用与峨嵋山地幔柱系统有关，虽然有时隐含了这样的表述；尽管部分作者强调了分离结晶作用的重要性，多数作者倾向于岩浆熔离作用的关键意义。但是，几乎所有作者都回避了一个关键性科学问题，即为什么成矿物质聚焦于特定的岩浆侵入体，以及为什么攀枝花式铁矿集中出现在攀西裂谷区。此外，尽管矿床学家历来强调流体对内生金属成矿作用的重要性，攀枝花式铁矿的研究成果中很少见到有关流体活动的报道。姚祖德和燕永清(1991)虽然详细描述了矿浆型矿石中的排气现象，却将磁铁矿珠滴误认为杏仁。结合本文谈到的岩浆产量与流体/熔体比值的关系，李德东等(2011)提出的透岩浆流体通道模型可能有助于回答上述问题。
假定存在一个流体富集带，且流体富集带之上分布有众多尚未固结的岩墙通道，如果岩墙中充填的岩浆物理性质相同但岩墙通道的宽度不等(图 13a)，含矿流体将优先进入宽度较大的岩墙中(图 13b)；如果岩墙的宽度相等但充填岩墙的岩浆物理性质不同(图 13c)，含矿流体将优先进入充填岩浆黏度较小的岩墙中(图 13d)(李德东等，2011)。这一认识强调，由于岩浆的渗透率接近于零，含矿流体通过岩浆通道上升的先决条件是岩浆的黏度足够小、通道足够大，才能允许含矿流体以对流的方式快速上升。由于流体的加入可急剧降低岩浆的黏度，一旦某个或某些通道被含矿流体优先进入，它或它们将成为含矿流体上升的主通道，可以为超大型矿床的形成提供充足的成矿物质；反之，另一些通道将快速关闭，先期侵位的岩浆侵入体将成为无矿岩体(图 13)。
 | 图 13 岩墙岩浆成矿作用的连通管模型(据罗照华等，2012;说明见正文) Fig. 13 A connecting pipe model showing metallogenic processes by the diking magmas(after Luo et al., 2012; see text for details) |
另一方面，岩墙通道的冷却速率与地热增温速率有关。同一岩墙通道，其浅部的冷却速率大于深部。因此，当上下宽度相等的通道浅部已经因冷却而关闭时，其深部可能仍允许含矿流体源源不断涌入(图 13e)。特别是当含矿流体可以从通道向周边环境泄出时，沿着岩墙通道可以向地壳浅部输运大量成矿物质，有利于形成超大型矿床(罗照华等，2012)。如果岩墙通道始终不能有效关闭，将导致成矿物质流失到空中或水体中。在前一种情况下，大规模成矿作用将不发生；在后一种情况下，如果含矿流体泄流到饥饿盆地中，将形成火山喷流沉积矿床。对于超级喷发/侵入后成矿模式来说，由于现存的巨厚火山熔岩和岩基堵塞了含矿流体通向地表的通道，含矿流体将聚集在屏蔽层(火山熔岩和岩基)之下，大规模析出成矿金属，形成超大型矿床。
需要注意的是，由于含矿流体在地壳浅部发生相分离可产生巨大的流体超压，屏蔽层中应当有一定的渗透率，以许可无矿气体逃逸。否则，即使屏蔽层之下的通道始终保持开放状态，含矿流体也不能大规模上升。因此，成矿系统是一个开放系统，既要允许含矿流体持续涌入，又要允许“无矿”气体不断逃逸。这就决定了超大型矿床应当形成于低于含矿流体临界点的压力条件下。这种推论与前述攀枝花式铁矿的超浅成地质特征相吻合。因此，如果超浅成侵入体的上部冷凝壳中不断产生微细裂隙，后者将有利于排气作用而又不致矿质流失。这样，被铁质充填的微细裂隙将可以作为找矿标志。但是，排气作用也可以通过侧翼的微细裂隙进行(图 13e)。在这种情况下需要格外小心，一些被认为“无矿”的侵入体也可能仅仅是浅部无矿，或许是真的无矿。即使在无矿气体可以逃逸的情况下，由于排出的气体可以在围岩裂隙中沉淀某些物质，从而导致裂隙的堵塞，含矿流体也不能以均一速率上升。只有在内压力达到一定程度之后，才能形成新的裂隙通道或打开先存裂隙通道，触发新的排气过程。这可能是成矿作用以比岩浆活动更频繁的脉动式发生的根本原因。
在超级喷发/侵入系统(如地幔柱系统)中，岩浆供给系统由大量的岩浆通道组成。理论上，所有的岩浆通道都有可能在岩浆供给不足而流体供给强劲时转变为流体通道。但是，一些几何尺度太小的通道很容易被关闭，流体或者因为上升速度太慢而在上升过程中卸载矿质，或者因为缺乏形成对流的空间根本没有进入这些通道中。因此，在岩浆-流体转换期，含矿流体主要沿着先存的岩浆主通道上升。含矿流体对上升通道的选择是一种自组织过程，一旦某个或某些先存岩浆通道成为含矿流体通道，该通道中残留岩浆的黏度将会迅速减小，后续的含矿流体更容易进入这种通道，从而使其变成含矿流体主通道。此外，在岩浆活动的主通道附近，脉动式岩浆活动和相应的构造作用可以导致先存岩石更加破碎，从而有利于无矿气体的逃逸。因此，可以说先存的岩浆主通道通常是后来的含矿流体主通道，其附近是寻找大型-超大型矿床的有利地区。
对于峨嵋山溢流玄武岩省来说，攀西裂谷带可能是当时岩浆喷发的主通道之一，在地表堆积了巨厚的熔岩(图 14a)。随着地幔柱系统驱动力的衰竭，岩浆通道逐渐转变为含矿流体通道。这些含矿流体不仅本身携带有成矿金属快速上升，而且“冲刷”通道中的残存熔体快速向上运动，并使后者呈小岩体形式侵位于火山岩系的底部附近(图 14b)。小岩体的几何尺度比通道大得多，有利于含矿流体减压排气。含矿流体的不断涌入不仅使小岩体中的成矿金属快速富集，而且有效降低岩浆的黏度和固相线温度，导致了岩浆侵入体的分离结晶作用和火成层理的产生。这时，可产生分异型矿体(图 14c)。当通道中残存的熔体很少时，沿着通道上升的就只有含矿流体，后者涌入同成矿断裂构造，排气后形成矿浆型矿体(图 14d)。正因为如此，攀枝花式铁矿中的富铁矿都是矿浆型铁矿。实际上，矿浆型铁矿不仅仅产于小岩体中，任何构造负压空间都可以吸引富矿流体充填，并在那里排气形成矿浆型矿体(图 12d)。但是，小岩体所在地具有先存岩浆通道沟通且有利于含矿流体剧烈相分离，更有利于成矿金属大规模堆积。
 | 图 14 攀枝花式铁矿的成矿模型(说明见正文) Fig. 14 Cartoon illustrating the metallogenetic model of the Panzhihua-type iron deposits(see text for details) |
如前所述，峨嵋山地幔柱系统具有自相似结构，从大的旋回到小的脉动都具有驱动力从骤然增高到缓慢降低的特点。因此，上述成矿过程既适应于整个地幔柱旋回，也适应于它的某个演化阶段。但是，单个演化阶段的含矿流体流容易被紧接着的岩浆流所截断，其成矿规模不会很大。例如，廖震文和胡光道(2006)报道了黔西北地区峨眉山玄武岩铜矿地质特征，并划分出4种矿化类型，其中Ⅱ型矿化赋存于杏仁状-气孔状玄武岩、熔结角砾岩、火山角砾岩中。矿化主要表现为自然铜及少量硅孔雀石与石英、沸石、绿帘石、绿泥石、钠长石、榍石、铁阳起石等共生，产于玄武岩的气孔中；自然铜呈豆状及环状产出，有时呈弯月状产于绿泥石杏仁中。据此，他们认为自然铜是成矿流体在气孔中沉淀的产物。尽管我们对自然铜是杏仁还是珠滴尚有存疑，但玄武岩喷发期间有成矿物质被带出却是不争的事实。由此可见，大型-超大型矿床形成于超级喷发/侵入之后。 6 结论
大型-超大型矿床的形成是否与超级喷发和超级侵入有关，至今仍是一个争论的话题。John(2008)认为，尽管多数超级火山都具有热液系统且许多具有成因上相联系的矿床，但这样的实例很少。究其原因，他认为缺乏大型-超大型矿床的原因可能是：(1)超级火山的爆发性质以及随后富金属(？)岩浆蒸气散失到大气中；(2)形成大型矿床要求有大量巧合的地质过程。我们认为这可能是对超级喷发/超级侵入过程与超大型矿床之间联系的片面理解。本文基于大规模成矿作用通常滞后于大规模岩浆活动之后和小岩体成大矿的观测事实，以探讨峨嵋山地幔柱系统与攀枝花式铁矿成矿系统的关系为主线，试图阐明超级喷发(超级侵入)与超大型矿床成矿作用之间的必然联系。通过对观察事实的总结和理论分析，得出以下几点结论。
(1)峨嵋山地幔柱系统是一个复杂性动力系统，整个地幔柱旋回的演化与其所包含的各阶段的演化具有自相似结构：以突发性的地质事件为开端，接续于各种缓慢的地质过程。这种特征反映了两个动力学子系统(如上升的地幔柱和岩石圈子系统)之间的强相互作用和弱相互作用。在地幔柱系统启动之初，地幔柱与岩石圈的强相互作用表现为千米级地壳快速隆升和缓慢剥蚀，第一岩浆旋回底部玄武岩直接充填喀斯特地表是千米级隆升的确定性证据；然后是岩石圈破裂与巨量火山物质快速堆积，岩浆产生速率随时间振荡性减少，以及岩石圈伸展和地表海拔高度的降低。
(2)随着岩浆产生速率的减小，幔源岩浆上升逐渐乏力，必然导致岩浆侵位于岩石圈的不同深度水平。这一过程将使岩浆冻结于岩浆房(特别是地壳岩浆房)中，部分岩浆可能被冻结于地幔岩浆房中。因此，冻结岩浆的活化过程成为必需。尽管绝大多数学者持热活化的观点，本文详细阐述了流体活化机制及其动力学意义和找矿意义。对于长英质岩浆系统，流体活化机制的理论分析已经转换为找矿标志，初步取得了若干成功的案例；对于镁铁质岩浆系统，流体活化机制的找矿应用尚有待工程验证。
(3)为了阐明超级喷发/侵入与成矿作用的必然联系，本文从地幔柱动力学和岩浆起源基本控制因素出发，分析了地幔底辟体上升速率与岩浆产量、流体产量和流体/熔体比值的内在联系。基于前人的分析资料，揭示地幔快速上涌将增加岩浆产量，同时减少流体产量和流体/熔体比值；相反，将减少岩浆产量，同时增加流体产量和流体/熔体比值。因此，尽管超级喷发/侵入期间也有巨量的含矿流体相伴随，一般难以形成超大型矿床，大型-超大型矿床与小岩浆体具有必然的内在联系。
(4)基于上述内容，结合对攀枝花式铁矿的实际观察和前人研究资料，本文提出地幔柱系统中岩浆通道向流体通道的转换具有重要的成矿意义。随着岩浆产量减少和流体产量增加，在先存的岩浆通道彻底关闭之前，含矿流体可以借用这些通道大规模涌出。这些含矿流体不仅“冲刷”残存于通道中的岩浆，而且也冲刷积淀于岩浆房中的晶体和熔体，使得致矿侵入体的组成异常复杂。但是，与镁铁质岩浆成矿系统不同，长英质岩浆成矿系统从典型岩浆系统向典型成矿系统的转换要求有一个特殊的动力学机制：岩石圈拆沉作用。
(5)据此，本文提出了一个攀枝花式铁矿的新成因模型，认为攀枝花式铁矿的成矿系统至少包含两类子系统：层状侵入体子系统和脉状侵入体子系统，两个子系统之间可能存在紧密的成因联系。因此，我们不认为脉状侵入体型铁矿床是火山热液矿床。
(6)通过本文，我们提出了两个新的科学命题：(1)是岩浆分异产生了含矿流体还是含矿流体的注入导致了岩浆的强烈分异？(2)矿浆是岩浆熔离作用产生的富矿熔体还是富矿流体排气作用的产物？在没有取得进一步的证据支持之前，我们初步倾向于含矿流体的注入导致了岩浆强烈分异和矿浆是富矿流体排气作用的产物。 致谢
邓晋福教授长期从事火成岩理论的教学和研究工作，在火成岩理论及其相关的构造过程、成矿作用和深部机制等方面做出了杰出的贡献。他的学识对我们的学术成长起了关键性的作用，我们对此终身难忘。谨以此文恭祝邓晋福教授八十华诞和从事地质工作六十周年，并向他表示深深的谢意。
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