隐伏岩体对于热液矿床找矿是非常重要的。寻找隐伏岩体的方法很多，物探和化探是最常使用并非常有效的方法(王维和汤静如，2013)。物探方法探测隐伏岩体通常采用磁法、电法、重力法、地震法等，唯独缺少了一个热法(即岩浆热场法)。磁法、电法、重力法、地震法等使用的范围非常宽广，高至几百千米之上的太空(如卫星探测)，常用的有航空遥感法，最常用的是地表探测，还可深入地下，在矿井、钻井中进行探测。上述物探方法的应用也非常广泛，其主要任务无疑是找矿，此外，还可用于探测地壳结构、断层、褶皱、盆地底部形态、储油构造、地层、推覆体、变质岩、火成岩(包括超基性岩和花岗岩)、地下水等。隐伏岩体只是它探测的对象之一。热法属于地球物理探测的方法之一，广义的热法(或地热法)是地热学研究的方法，研究对象是地表及地下深部的热状态。岩浆热场法是地热法的分支，顾名思义是研究岩浆热场的热状态。

除了上述方法外，在地质找矿中，研究隐伏岩体的方法还有接触变质晕法、包裹体测温法、蚀变分带法等。长期以来，人们对隐伏岩体进行了很多研究，取得了很好的效果，袁奎荣(1989)还有专著面世。

利用岩浆热场法寻找隐伏岩体不是一件新鲜事，煤田和石油部门早在半个世纪以前即应用这个方法寻找隐伏岩体，并且取得了很好的效果(杨起等，1987; 汤达祯等，2000; 刘洪林等，2005)，岩浆热场法判别的一个最大优势是判别结果的唯一性，判别的就是隐伏岩体，没有其他的多解性。在岩石学和矿床学领域，很早已经有人在尝试应用岩浆热场的概念对隐伏岩体进行研究了，如吴江和李思田(1993)利用热作用参数对滇黔桂地区成矿作用与隐伏岩体关系的研究，宋鸿林和朱宁(1998)对房山岩体的研究，邓军等(2001)对胶东金矿的研究，张嵩松(2011)应用数值模拟方法对个旧岩体的研究等，只是不为大多数人所知而已。本文介绍岩浆热场方法的原理、方法及其应用，希望起到抛砖引玉的作用，希望有更多的人关注这一领域。 2 原理

炽热的岩浆侵位必定在周围形成一个热场(图 1)，国外在20世纪20年代即对岩浆热场有比较深入的研究，“岩浆热场”的术语也很早就出现在国内文献中了(王伏泉，1989; 罗文积和陈家清，1997; 於崇文等，1998)，但是，把岩浆热场作为一个科学概念加以阐述的却并不多见(张旗等， 2013，2014a，b，c)。

图 1

Fig. 1

图 1 岩浆热场与镜质体反射率的关系示意图图中呈水平分布的为地热场，岩浆热场等温线围绕岩体分布，叠加在地热场之上Fig. 1 The relationship to magma thermal field and vitrinite reflectance

图 1是一个理想的岩浆热场分布图。在图 1a中，地热场的等温线大体是水平方向分布的，岩浆热场等温线则围绕侵入体分布，由侵入体向外温度逐渐降低。在垂直剖面上，如果在相应的深度得到的R_o值与全球平均值接近(例如，当深度达到5000m时，R_o仍然<1%，图 1b)，其演化线指示该区为正常的地热场。图 1c钻孔2的上部显示为正常地热场的特征，下部R_o逐渐增高，在同样的深度上，R_o明显大于钻孔1得到的R_o值(例如>3%，图 1c)。下部R_o值的明显增高应当为岩浆热场的影响。钻孔3开孔在岩浆热场范围，R_o值很高(在2%~5%之间)。R_o值与深度关系的曲线变缓，指示受岩浆热场的控制(图 1d)。钻孔4同钻孔1一样，R_o值变化属于正常地热场的特征。但在局部深度R_o出现异常高值(如R_o>3%)，过了这个深度又恢复到正常地热场的情况(R_o值<1%)。暗示钻孔旁侧有岩床或岩株出现，虽然在钻孔中并未见到侵入体。

岩浆热场说是建立在岩浆物理性质和岩浆动力学和热力学基础上的，它依赖于对岩浆的形成、侵位、冷却、固结及其对围岩的影响等知识的了解。牵涉到岩浆的温度、压力、黏度、密度、流变等基本问题。岩浆热场的含义概括有如下几点：(1)它是由岩浆引起的，是岩浆侵位时带来的热导致的；(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1~2Myr；(3)岩浆热场的规模很小，通常离岩体只有几米或几至十几千米。与岩体的规模、性质，围岩的传热性以及流体的有无有关；(4)热异常和等温线是变化的，主要取决于岩体的规模、围岩的岩性、热散失的速度、地层的产状、断层的性质等。如果岩体侵位深度较浅，热场可能出露于地表(张旗等，2013)。

“岩浆热场”的定义是：在一个很短的时间内，在一个局部的地区出现的岩浆活动，使该区域地热梯度明显上升，形成一个局部区域的瞬间热场。热场的规模通常很小，离岩体约几米至几或十几千米。热异常和等温线叠加在地热场之上，大体垂直于地热场分布。岩浆热场范围的大小和形状与侵入体的温度、成分、形态、大小、侵入深度以及流体、构造、围岩性质等有关(张旗等，2013)。

任何一个侵入体都会形成一个热场，热场围绕岩体分布，我们只要能够恢复这个热场的形态，即可追踪到这个岩体。如果岩体出露地表，形成的热场必定围绕岩体分布；如果岩体隐伏于地下，如果热场的范围未超出我们能够感知的范围，即可根据热场的等温线恢复隐伏岩体的位置。当然，如果岩体侵位深度很大，目前的方法还无法检测，则本方法无效。 3 方法

测定古温度场的方法很多，常用的有：接触变质晕的变质矿物组合(变质相)法、矿物地质温压计方法(包括角闪石-斜长石、石榴石-黑云母、白云石-方解石温度计等)、方解石脉中钙镁含量法、热液蚀变分带法、包裹体测温法、磷灰石裂变径迹法等；岩石组构、孔隙度、渗透率等；粘土矿物类型及组合法(如各种粘土矿物的相对含量、混层比、尤其是伊蒙混层中伊利石的含量等)；伊利石结晶度(Ic)、晶层厚度(Å)及b₀值；绿泥石结晶度(Chc)、绿泥石与黑云母堆垛现象(反映绿泥石与黑云母之间相互转变的程度)；自生矿物组合(包括沸石、粘土、绿泥石、伊利石温度计等)；煤变质指标(包括煤质、煤级、煤阶、煤结构、煤孔隙、煤化学等)；微古生物法(包括牙形石色变指数、孢粉体半透明度、孢子体荧光性等)；有机质成熟度指标(包括孢粉色变度、笔石、几丁虫和虫牙反射率、固体沥青反射率、甲基菲指数、镜质体反射率、干酪根碳重量等)；同位素方面有氧同位素和⁴⁰Ar/³⁹Ar比值等；此外，区域上还有有居里面及热泉分布等(Warr and Rice， 1994; Han，2000; Ji et al., 1999; Ji and Browne， 2000; 吴江和李思田，1993; 索书田和毕先梅，1999; 赵杏媛和张有瑜，1990; 吴盾，2014; 郭国鹏，2012; 赖旭龙等，1995; 曹代勇和张守仁，2000; 蒋国豪等，2001; 胡大千等，2012)。

上述方法中，有些是直接的，有些是间接的；大多是定性的，少数可以定量；有些是微观的，有些是宏观的；在可靠性、适用性方面也多有不同：有的适用于温度比较高的情况，如矿物变质组合方法，有的适用于温度比较低的情况，如有机质方法等。其中以煤级、镜质体反射率、牙形石色变度、伊利石结晶度等方法研究程度较高，实际应用较多，取得效果比较显著。本文简要介绍其中的几种方法，希望对地质找矿的应用有利。 3.1 接触变质晕方法

这是地质研究与找矿中经常应用的方法，大家都很熟悉。本文在这里予以重复是想说明，接触变质作用实质上就是岩浆热场的具体体现。岩浆热场不是摸不着看不见的，从岩体边缘向外，依次出现辉石角岩带、角闪石角岩带、黑云母角岩带、绿泥石角岩带、斑点板岩带(或十字石带、石榴石带、黑云母带等)，就是岩浆热场温度梯度变化造成的(图 2)。我们完全可以按照上述角岩带反推隐伏岩体的位置，这是万无一失的。只是接触变质带的范围有限，一般为1km左右，故限制了该方法的使用。另外，不是所有的围岩都可以出现接触变质作用，如花岗质岩石侵位于一些麻粒岩中，可能只是围岩发生烘烤作用。

图 2

Fig. 2

图 2 接触变质带分布图传统的接触变质带仅限于距侵入体1km左右的范围，如果加上极低级变质作用的标志，接触变质作用的范围将扩展数倍。图中极低级变质作用A带和B带见毕先梅和莫宣学(2004)和表 1. 主要依靠伊利石结晶度作为区分标志(需要说明的是，这是针对泥质围岩而言的)Fig. 2 Distuibution of contant metamorphic belts

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 高级成岩带-极低级变质带-低级变质带划分表(据毕先梅和莫宣学，2004)Table 1 Division of high-grade diagenetic，very low-grade metamorphic and low-grade metamorphic zones(after Bi and Mo， 2004)

表 1 高级成岩带-极低级变质带-低级变质带划分表(据毕先梅和莫宣学，2004)Table 1 Division of high-grade diagenetic，very low-grade metamorphic and low-grade metamorphic zones(after Bi and Mo， 2004)

实际上，接触变质作用的距离远不止1km，据煤田地质的研究，接触变质作用的影响可达6~8km(杨起等，1987)。由于传统的接触变质作用是以变质矿物相为研究对象的，温度范围限于800~300℃或400℃。低于斑点板岩，低于300℃，属于极低温变质作用阶段。极低级变质作用是介于成岩作用与低级变质作用之间的一种地质作用(毕先梅和莫宣学，2004)。极低级变质作用的特点是：矿物间的转变处于准平衡状态，不符合Gibbs相率，不存在矿物间的平衡共生，且研究对象的颗粒又很细小，在偏光显微镜下很难对其进行深入研究。因此常规的以岩相学观察和热力学平衡理论为基础的变质作用研究手段难以解决这一科学问题(Lippmann，1981; Jiang et al., 1990; Essene and Peacor， 1995)。直到Kübler(1967)创新性的提出了极低级变质带的概念，并用X射线衍射方法测量了伊利石的结晶度，才开创了极低级变质作用的研究领域。1999年出版的《Low-Grade Metamorphism》一书，系统总结了多年来国外极低级变质作用研究的成果(Frey and Robinson， 1999)，奠定了极低级变质作用的理论基础。我国学者在这一领域研究较晚，也取得了许多重要的成果(索书田等，1998; 毕先梅等，1988; 毕先梅和莫宣学，2004)。按照目前的认识，接触变质作用可延续至极低级变质作用阶段。如图 2所示，如果加上极低级变质作用的指标，接触变质带的范围可扩展几倍，大大拓展了接触变质作用的概念和应用。识别极低级变质作用不能采用常规的变质岩相学指标，而是以粘土矿物、有机质、镜质体反射率、伊利石结晶度、牙形石色变度等为指标(表 1，据毕先梅和莫宣学，2004)。 3.2 煤质和煤级方法

煤是一种对温度和压力十分敏感的有机岩，温度增加会导致煤发生一系列物理、化学、结构和构造方面的变化。煤化作用进程中“变质作用”的起始温度仅50~60℃(R_o<0.5%)，大大低于无机岩类变质作用的起点(约350℃，据Stach et al., 1982; 杨起等，1987; 韩德馨，1996)。煤质和煤级的变化是古温度很好的指示，从气煤-肥煤-焦煤-瘦煤-贫煤-无烟煤-石墨-天然焦，是温度逐渐升高的产物(表 2，宋洪柱，2013)。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 煤类、煤阶与热变质温度示意图(据宋洪柱，2013)Table 2 Schematic diagram of coal，coal rank and thermal metamorphic temperature(after Song，2013)

表 2 煤类、煤阶与热变质温度示意图(据宋洪柱，2013)Table 2 Schematic diagram of coal，coal rank and thermal metamorphic temperature(after Song，2013)

由于岩浆接触变质和正常变质的显著差异性，国内外学者对此进行了广泛的研究(Karayigit and Whateley， 1997; Golab and Carr， 2004; Amijaya and Littke， 2006; Cooper et al., 2007; Jiang et al., 2011; Yao et al., 2011; Yao and Liu， 2012; Aarnes et al., 2010; Chen et al., 2012)。Rimmer et al.(2009)发现岩浆热变质煤相对于深成变质煤的镜质体反射率与挥发份产率之间的关系以及其他的一系列的煤变质指标 H/C，O/C及H元素和C元素之间的关系有很大区别。这对研究正常深成变质作用煤与受岩浆热作用尤其是接触变质煤的形成方式有一定参考价值。Golab and Carr(2004)发现与正常煤相比，受岩浆侵入影响的煤中硅铝酸盐含量、氧化物、碳酸盐、硫化物、有机成分比较富集，而部分与硅铝酸盐相关的元素消失，体现了岩浆岩对煤中矿物的影响行为。Karayigit and Whateley(1997)研究了土耳其西部中新世Soma Formation亚烟煤受岩浆热影响的煤质变化特征，指出接触变质所形成的天然焦的煤化温度较低(<650℃)。Amijaya and Littke(2006)研究了印度尼西亚Tanjung Enim地区South Sumatra盆地的第三纪煤，研究显示，受接触变质的影响，该区煤变质程度从镜质组反射率0.52%~0.76%升高到1.87%~6.20%，高变质程度煤中的矿物含量比低变质程度煤要高很多，接触变质作用的煤化温度在700~750℃之间。Mastalerz et al.(2009)研究了宾夕法尼亚州受岩浆接触影响煤样的煤质特征，发现在距离岩体5m左右的范围内，煤镜质体反射率从0.62%急剧变化到5.03%，显示了岩浆接触变质具有较强的局限性。Susilawati and Ward(2006)研究了印度尼西亚南部Sumatra受侵入体影响的亚烟煤中矿物的变化特征。结果显示，受岩体影响的煤体镜质组反射率从0.45%~0.65%增加到4.17%，低变质程度烟煤中含有结晶度较好的高岭石和石英；中等变质烟煤中含有结晶度中等的高岭石、钠云母以及伊蒙混层矿物，高变质烟煤中含有一定量的绿泥石。

吴盾(2014)研究发现，(1)随着煤变质程度增高，Raman一级模和二级模谱带反映出煤分子排列逐渐趋向芳香环高度稠合的“类石墨”化结构。煤芳香环缩合程度增大，桥键、侧链和含氧官能团减少；(2)受接触变质作用形成的高变质无烟煤、无烟煤和贫煤表面孔隙总数量较正常煤的少，但煤中微孔和小孔数量却非常发育(吴盾，2014)。郭国鹏(2012)对煤层的扫描电子显微镜观察表明，受岩浆热和压力影响的煤变形强烈，孔径增大、数量增多，裂隙发育，渗透性好；气孔发育程度随着远离岩浆体而减少；在未受岩浆影响的区域，煤的结构以原生结构为主，同时存在深成变质作用形成的气孔和构造运动形成的裂隙。煤的X射线衍射分析表明，煤的晶体结构参数随岩浆热的影响而有规律性的变化，从与岩浆体接触部位开始，随着逐渐远离岩浆体，煤的芳香核的延展度(La)和堆砌度(Lc)显著降低，层面间距(d002)明显增大(郭国鹏，2012)。

对富集型有机质(煤)和分散型有机质(干酪根)的研究表明，尽管自然界不同来源、成因的沉积有机质具有不同的成分和结构类型，但其基本化学结构相似，均遵循相似的演化途径。有机质演化是一种富碳、去氢、脱氧的过程，一方面侧链和官能团依据键能大小相继裂解析出，形成各种烃类；另一方面，通过芳构化和缩聚作用实现分子重排、密集、有序畴增大，最终演变为具三维晶体结构的石墨(Stach et al., 1982; 杨起等，1987; 韩德馨，1996; 王启军和陈建渝，1988; 秦勇，1994)。上述演化历程的温度区间为50~700℃(Stach et al., 1982; 杨起等，1987; Techmüller，1987)，相当于无机岩的成岩作用至低、中级变质作用阶段。研究成果表明在无烟煤-高阶(变)无烟煤阶段，围岩中矿物出现明显变化，标志无机岩变质作用开始(Stach et al., 1982; 杨起等，1987; Kisch，1987)(表 3)。

表 3

Table 3

表 3(Table 3)

表 3 有机质演化与变质作用阶段对比(据Kisch，1987简化)Table 3 Correlation between organic matter evolution and metamorphism stages(modified after Kisch，1987)

表 3 有机质演化与变质作用阶段对比(据Kisch，1987简化)Table 3 Correlation between organic matter evolution and metamorphism stages(modified after Kisch，1987)

按照煤变质理论，与国外煤层对比，中国的煤盆地厚度普遍较薄，以石炭纪二叠纪煤层来说，按照上覆地层厚度应当产出低级煤，至多达到肥煤-气煤阶段(杨起等，1987; 杨起， 1989，1999)，大体相当于70~140℃范围(见表 2，据宋洪柱，2013)，镜质体反射率R_o<；1.0%；而中国大量晚古生代煤却是中-高级变质程度的烟煤、无烟煤甚至超无烟煤(无烟煤的温度通常>170℃，宋洪柱，2013)，R_o>2.5%。因此，对于中国来说，烟煤和无烟煤大多是岩浆热场影响的结果。这可能成为中国煤质的一个普遍准则：无烟煤(或R_o>2.5%)是岩浆热场作用的结果。

图 3是杨起(1989)总结的中国煤级分布图，从图中看出，中国无烟煤主要分布在下述4个地区：(1)中国东南区；(2)鄂西-川东区；(3)南华北区；(4)晋南-冀西南区。其中，除东南区燕山期岩浆活动集中外，其余3个地区均很少岩浆岩出露，暗示主要可能受深部隐伏岩体的控制。中国高变质煤主要分布在川西-藏东-藏南、重庆-黔西-滇东-桂北、皖南-赣北-鄂南-鄂西、南华北、晋南、甘肃河西走廊等地区，暗示该区岩浆活动也是影响煤级的主要因素。按照杨起(1989)的煤级分布，在中国寻找隐伏岩体的范围是非常有前景的。

图 3

Fig. 3

图 3 中国煤级分布图(据杨起，1989)Fig. 3 The distribution of coal rank of China(after Yang，1989)

在极低级变质作用过程中，泥质岩石中没有特征变质矿物，缺乏矿物共生组合标志，因此以平衡热力学理论和岩相学观察为基础的变质作用研究方法难以解决这一科学问题。自Kübler(1967)研究了近变质带内伊利石结晶度指数，才奠定了泥质岩石极低级变质作用的研究基础(胡大千等，2012)。伊利石结晶度即矿物的结晶程度，包括伊利石结构的完整性和三维空间的延续性两方面内容。影响伊利石结晶度的因素有温度、压力、介质、构造应力等，但温度是其主控因素。Kübler(1967)的研究表明，随温度增加，伊利石结晶度变小，伊利石多型由1M_d-1M_d+2M₁-2M₁型，镜质体体反射率值变大。伊利石结晶度指数与温度呈现负相关性，正是这种对应关系，才把伊利石结晶度与极低级变质作用的关系联系起来。

Frey and Robinson(1999)、毕先梅和莫宣学(2004)归纳总结了伊利石结晶度与形成温度之间的关系，提出了成岩-极低级变质作用的划分方案。Frey and Robinson(1999)给出了镜质体反射率与古地温(变质温度)之间的关系：晚期成岩带，R_o<2.0%，最大温度200℃；近变质带，R_o=2.0%~4.0%，最大温度300℃；浅变质带，R_o>4.0%，温度一般>300℃(表 4)。

表 4

Table 4

表 4(Table 4)

表 4 成岩带-极低级变质带-低级变质带划分表简表(据Frey and Robinson， 1999)Table 4 The relationship of the diagenetic zone-very low grade metamorphic belt-low grade metamorphic belt(after Frey and Robinson， 1999)

表 4 成岩带-极低级变质带-低级变质带划分表简表(据Frey and Robinson， 1999)Table 4 The relationship of the diagenetic zone-very low grade metamorphic belt-low grade metamorphic belt(after Frey and Robinson， 1999)

牙形石色变指数(CAI)是根据牙形石颜色的变化主要取决于温度而不受压力和时间干扰并且是不可逆的特点(杨起等，1987)制定的，是另一个有效的古地热场评价指标。

牙形石(Conodont)是一类已绝灭的分类位置未定的某种海生物的骨骼器官，其化学成分为磷酸钙，是一种微体古生物。牙形石化石广泛分布于寒武纪至三叠纪的各种海相地层中，尤以碳酸盐岩中最为丰富。实践和实验证明，牙形石的色变度-CAI值(Colour Alternation Index)是反映有机质热变质程度或古地温的有效指标，可用于研究低级-极低级变质作用，并通过牙形石CAI值与其它矿物温度计的相互验证，有助于深化碳酸盐岩的低级-极低级变质作用研究(赖旭龙等，1995)。

实验结果表明，牙形石的颜色随温度的升高由浅黄色(琥珀色)变为褐色、黑色，这种颜色由浅到深的变化是有机质发生碳化作用的结果； 随温度继续升高，黑色牙形石逐渐变为灰色，最后到无色透明晶体，这个过程为去碳作用的结果。实验证明牙形石颜色随温度变化而变化的过程是不可逆的。实验结果同样表明影响牙形石颜色变化的主要因素是温度和时间，与压力、沉积环境无关，因而牙形石是一项较好的古地温指标。Epstein et al.(1977)还将实验得到的牙形石颜色变化的标本和野外采集的标本组成一套标准，并确定了5个等级的牙形石色变指标(CAI 1~5)。Rejebian et al.(1987)将牙形石CAI值补充划分到8个等级，其指示的古地温范围高达600℃以上，尤以300℃以内更为精确(见表 5)。

表 5

Table 5

表 5(Table 5)

表 5 牙形石CAI值与古地温对应关系(据Rejebian et al., 1987修改) Table 5 The relationship between conodont CAI value and paleotemperature(after Rejebian et al., 1987) CAI值 牙形石颜色 温度(℃) 1 淡黄色 <50~80 1.5 很淡的褐色 50~90 2 褐-深褐色 60)~140 3 深灰褐色-紫褐色 110~200 4 黑褐色-黑色 190~300 5 黑色 300~480 6 中度暗灰色-中度灰色 360~550 6.6 中度浅灰色-浅灰色 440~610 7 极淡的灰色-白色 490~720 8 无色透明晶体 >600

表 5 牙形石CAI值与古地温对应关系(据Rejebian et al., 1987修改) Table 5 The relationship between conodont CAI value and paleotemperature(after Rejebian et al., 1987)

利用牙形石CAI值反映古地温实践证明是一种有效的手段，只要在岩石中获得牙形石，即可在双目镜下对照标准比色鉴定出其CAI值，进而推算古地温。由于牙形石颜色变化系列是不可逆的，因此CAI值反映的古地温是受热变质的最高古地温。图 4中CAI 1~5为Epstein et al.(1977)的成果，CAI 6~8为Rejebian et al.(1987)的成果。灰色阴影区指示用于确定每一CAI值温度范围的最大热事件在地质上持续的时间。例如，如果CAI值为6.5，要达到这个等级可以在610℃的温度下受热1000年(空三角所示)；也可以在440℃的温度下受热500Ma(实心三角)。受热时间较短的多用于判断接触变质温度，而受热时间较长的值多用于判断区域变质温度。据图 3，只要知道含牙形石岩石的变质类型、牙形石的时代以及CAI值，便可得出一个具体的古地温值。

图 4

Fig. 4

图 4 牙形石CAI值、古地温、受热时间关系图(据赖旭龙等，1995)Fig. 4 Conodont CAI，paleotemperature，heating time diagram(after Lai et al., 1995)

镜质体是一种凝胶体，是高等植物经过降解、凝胶等一系列化学作用后形成的，其本身为属于Ⅲ型干酪根。镜质体反射率是指镜质体表面反射光与入射光的比率，用R_o表示(Zhou et al., 1992)。控制镜质体反射率的因素主要是它所遭受的最高古地温和有效古地温持续的时间，次要因素有沉积坏境、岩石类型等，其中温度是重要控制因素，时间起补偿作用(秦建中等，2009)。

镜质组反射率是衡量古地热场的定量性指标，由于它具有对热的敏感性和变化的不可逆性且易于精确测定，近些年来一直被视为灵敏的地质温度计。用镜质体反射率可划分有机质演化阶段及成熟度。一般认为，镜质体反射率R_o小于0.5%时，有机质处于未成熟阶段；R_o为0.5%~1.3%时，是有机质的成熟阶段，即石油的生成带；R_o为1.3%~2.0%时是有机质的高成熟阶段，即湿气和凝析气的生成带；R_o大于2.0%属于过成熟阶段，有机质只能生成干气(Tissot，1984)。

杨起等(1987)给出的镜质组最大反射率与温度的关系是：R_omax1.0=195℃，1.5=220℃，2.0=235℃；3.0=260℃，4.0=275℃，5.0=290℃。据国外25个煤田时代从二叠纪至第三纪的22540个镜质组反射率的统计分析，深成变质作用下与埋深1000m、2000m、3000m、4000m所对应的R_o(%)众数值分别为0.344、0.415、0.530和0.630。如果一个地区可以估计的最大埋深的R_o数值超过了上述数值，则表明有另外的热源来源。

镜质体反射率地质温度计估算的温度值与伊利石结晶度和伊利石(白云母)多型类型有一定的相关性：估算温度值较高的样品，其伊利石结晶度通常较小，伊利石(白云母)多型多为2M₁型；估算温度值较低的样品，伊利石结晶度通常较大，伊利石(白云母)多型多为1M_d型。烟煤和无烟煤的形成与高级成岩和极低级变质作用有关。烟煤的镜质体反 射率R_ran在0.47%~2.35%之间，与高级成岩带(R_o=>0.5%~2.0%)基本吻合；无烟煤的镜质体反射率R_ran在2.35%~4.98%之间，与极低级变质带(R_o=2.0%~5.0%)相吻合。镜质体反射率与煤阶(美国标准)、干酪根成熟阶段接触变质带以及有机碳、有机氮之间的对应关系见表 6(Boudou et al., 2008)。

表 6

Table 6

表 6(Table 6)

表 6 变质带、煤阶、镜质体反射率、有机碳、有机氮及其与温度的关系(据Boudou et al., 2008)Table 6 Correlative overview on kerogen maturation stages，coal ranks(adopting US nomenclature)，graphite and transitional phases，selected geochemical parameters， and fluid hydrocarbon generation(after Boudou et al., 2008)

表 6 变质带、煤阶、镜质体反射率、有机碳、有机氮及其与温度的关系(据Boudou et al., 2008)Table 6 Correlative overview on kerogen maturation stages，coal ranks(adopting US nomenclature)，graphite and transitional phases，selected geochemical parameters， and fluid hydrocarbon generation(after Boudou et al., 2008)

利用镜质体反射率计算古地温的方法较多，主要有Karweil-Bostick图解法(经Teichmuller校正)、Hood法、Cannan法、TTI拟合计算法、镜质体反射率梯度法、镜质体反射率温度计法等。Barker and Pawlewicz(1986)、Barker and Pawlewicz(1994)、Mullis et al.(2001)先后研究了镜质体反射率与古地温之间的关系，提出了不同的镜质体放射率地质温度计，利用镜质体放射率估算古地温的优点在于不需要考虑有效时间持续的因素(蒋国豪等，2001)。

Barker and Pawlewicz(1986)建立的镜质体反射率与古地温的关系式为：

Barker and Pawlewicz(1994)重新完善了镜质体反射率与古地温的关系式，给出了修改后的温度计：

Mullis et al.(2001)总结前人研究成果，对镜质体反射率与古地温的关系给出了自己的认识：

上述诸方法中，由于接触变质作用的范围很小(通常只有1km左右)，其应用大受限制。煤质变化是一个很好的指标，但它主要限于煤田范围内。牙形石方法的精确度不如煤质和镜质体反射率方法，它适合从寒武纪至三叠纪的地层，主要出现在碳酸盐岩中。伊利石结晶度应用较广，但是其划分的级别比较粗糙。比较起来，镜质体反射率方法是一个更为精确、简单、适用的方法，不论与上述几种方法对比，还是与磁法、电法、重力、放射性、地震等方法对比。因此，下面主要介绍镜质体反射率方法的应用。 4.1 镜质体反射率方法的优越性

(1)镜质体反射率方法应用的范围广泛，大至一个或数个省区，小至一个地区，一个矿区，一个坑道，一个岩体、岩脉、岩床、岩株、岩枝均可应用。大区域方面如吴江和李思田(1993)对滇黔桂地区的研究，赵俊峰等(2010，2011)对南华北地区的研究；小范围如刘洪林等(2005)对太原西山煤田的研究以及许多煤矿中对岩墙、岩床侵入造成的接触变质作用的研究等(杨起等，1987; 亢方超和姬广亮，2011; 吴盾，2014)，不胜枚举。

(2)该方法简单、精确、适用：简单是因为它经济省钱，设备简单，只需要一台带油浸镜头的光学显微镜即可。我们甚至可以不用添加设备，不用建立实验室，野外采样直接送相关实验室测试即可。精确是由于镜质体属于有机质，对温度十分敏感，可以感知十几度范围内温度的变化；因此，R_o的灵敏度很高，数据精确可靠。适用是该方法应用领域广，只要是志留纪及其以后的含泥质的地层即可满足测定R_o的需要。

(3)磁法、电法、重力、地震等方法都有一个探测结果的多解性问题，都需要排除干扰。虽然经过几十年的努力，这个问题已经有了很好的解决办法。相比之下，岩浆热场法就不存在这个问题，岩浆热场法所获得的结果的唯一解是岩浆侵入体。它需要排除的是构造的影响，地热场的影响。这个问题比较容易解决，只要镜质体反射率的数值足够大(例如R_o>3%)，R_o的等值线具一定的形状(圆形、椭圆形，不成为狭长的带状)，在较小的范围内R_o的变化较大，就可能是岩浆热场的影响。此外，磁法、电法、重力等方法的应用还受地形、人工建筑(如房屋、铁轨、电力线、地下管网、坑道、电气等)的干扰，而镜质体反射率只与温度有关，探测中不受上述因素的干扰，特别适合在矿区、钻孔及坑道的研究。

(4)该方法适合老矿区，也适合新矿区。老矿区资料多、钻孔多，使用该方法的空间大，范围广，有条件开展三维立体研究；对于新矿区来说，钻孔少是一个严重的限制，但是，可以及时了解钻孔钻进过程中R_o的变化。尤其注意钻孔中某些深度R_o突变的情况以及随钻进深度增加R_o增加的情况(条件是R_o至少>2%)，以便及时指导找矿。前者暗示在R_o突变处附近有岩体的显示(如图 1e)；后者暗示深部可能有岩体存在(图 1c，d)。 4.2 镜质体反射率方法的局限性

(1)由于镜质体是有机质的残留物，有机质在志留纪才开始出现，因此，此方法不适合老于志留纪地层的地区，不适合应用于古老地层区。

(2)镜质体在煤和泥质岩中保存较多，在碳酸盐岩中含量很少(如果是碳酸盐岩地层，必须有泥质岩夹层才行)，因此，不是所有的围岩都适合做镜质体反射率测定的。

(3)岩浆热场只对比隐伏岩体侵位早的围岩起作用，比它晚的围岩基本上不受影响，因此，需要了解隐伏岩体可能的时代，在早于这个时代的地层中选择合适的围岩进行测定。

(4)大片第四纪覆盖区无法采用这个方法，如果大片覆盖区有钻孔或地下开采的矿井，而且有比预期隐伏岩体较早的地层出现，才可以在这些地方采集合适的样品。 5 结论

(1)寻找隐伏岩体有许多方法，有些很有效，有些不怎么有效。其中物探(磁法、电法、重力、地震等)方法是应用得最广泛、效果最好的。本文介绍的岩浆热场法，是专门寻找隐伏岩体的方法。它以岩浆热场理论为基础，以各种能够恢复古温度场的方法为标志。岩浆热场法也属于地球物理方法，它以感知热场为目的，没有多解性是它最大的优点。

(2)接触变质带方法是最容易理解的，它是岩浆热场直接的具体的体现。传统的接触变质带范围有限，一般不超过1km。但是，如果考虑到温度<350~170℃的极低级变质带，引进有机质和粘土矿物研究的成果，将大大扩展接触变质带的范围(6~8km)。这将极大地提升接触变质作用对寻找隐伏岩体的作用。

(3)利用煤级进行隐伏岩体预测是一个非常有价值的方法。据杨起等(1987)；杨起(1989，1999)研究，中国无烟煤和高级煤主要与区域岩浆热变质作用有关，预示高级煤，至少无烟煤指示了岩浆活动的影响，如果无烟煤出露区无岩浆出露，则暗示深部可能有隐伏岩体。这是一个十分有效的指示，大大扩大了中国隐伏岩体分布的广泛前景。这是杨起先生和煤田地质部门对中国隐伏岩体探测的最大贡献。

(4)在寻找隐伏岩体的各种方法中，笔者推荐镜质体反射率方法。镜质体反射率方法是煤田和油气地质部门使用得非常娴熟的方法。该方法具有简单、适用、经济、快速、低成本、高效率的特点。尤其煤田部门，已经应用镜质体反射率等值线预测隐伏岩体方面做了许多有益的尝试，取得了丰硕的成果，证明该方法是行之有效的。与物探方法比较，该方法最大的优点是没有多解性。但是，与物探方法的普适性相比，本方法有一定的局限性。因此，如果能够将该方法从煤田和石油部门移植到岩石和矿床部门，与磁法、电法、重力法配合使用，相辅相成，可以提高寻找隐伏岩体的效果，推进深部隐伏矿床的找矿实践。