0 引言

与花岗岩有关的金属矿产种类丰富，矿化类型多样，是金属矿产资源的重要来源。与花岗岩有关金属成矿作用能持续多长时间？成矿作用可在地下多大深度发生？矿化蚀变的范围有多大？这些问题的解决，对找矿预测具有重要指导意义。但是，由于地质作用的复杂性，人们对这些问题的研究还很不深入。本文拟对前人相关研究成果进行初步总结，以期抛砖引玉。

1 成矿作用持续的时间

花岗岩有关金属矿床成矿作用持续的时间除与流体的来源、补给的时间、体系的封闭程度等因素有关外，主要与成矿流体运移的速度有关。成矿流体的运移速度前人很少关注，但油气的运移速度前人研究较多。黄海东等（2013）通过CO₂驱动油气的实验，获得 CO₂在地层中的运移速度，差异很大，慢的为 3.7 m/d，快的达 95.7 m/d，可见气体在地层中的运移是很快的，尤其是当有断裂构造的情况下，流速更快。而南海东北部陆坡水合物钻探区测试结果显示，流体运移速率为 25~38 cm/a（王力峰等，2017），其运移速度慢得多。可见油气运移速度变化很大，由此推测热液矿床成矿流体运移的速度也应变化很大。

与花岗岩有关成矿系统持续的时间取决于岩浆侵入体冷却的时间。岩浆热液成矿作用晚期流体的温度会降至 200℃以下，因此侵入体冷却到 200℃以下，热液成矿作用也将结束（表1）。张健和石耀霖（1997）通过计算认为，半径为1 km的侵入体产生的热扰动其影响范围可达约 10 km，持续时间可达 2 Ma。田文广等（2005）估算了岩浆侵入体冷却时间，认为岩浆侵入体冷却所需的时间受侵入体的厚度、侵入深度、侵入岩和围岩的热扩散率以及侵入瞬间盆地的热结构等因素的控制。侵入体的冷却在侵入体侵入后的前 1000 a是非常迅速的，以后逐渐减慢，在1 Ma内侵入体温度大致降到正常地温。岩浆侵入体冷却所需的时间随侵入深度的增加而增加，随侵入体厚度的增加而增加，但大部分侵入体冷却所需的时间在1 Ma内，说明岩浆侵入体的冷却速度是非常快的。岩浆侵入对围岩有加热作用，随着距岩浆侵入体距离的增加，升温的时间随之后延，围岩达到最高温的时间也依次后延；无论距离侵入体远近，围岩都迅速升温，达到最高温之后，温度缓慢降低，通常会在一个百万年后侵入体的加热作用结束。侵入体温度越高，围岩加热的温度也越高，赵慈平等（2011）计算了云南腾冲新生代火山区现存 3 个岩浆房的温度，南部五合—龙江 —浦川岩浆房的现今温度在 464~1163℃，平均 773℃，温度最高；中部腾冲—和顺—热海岩浆房的现今温度在 438~773℃，平均 566℃，温度次之；北部马站—曲石—永安岩浆房的现今温度为 397~651℃，平均524℃，温度最低；岩浆房的边缘温度可能在 400~600℃，中心温度可能在 700~1200℃；腾冲地区热液循环作用至今仍在进行，沿断裂发育62 个热泉群，其中“热海”热泉群在早更新世火山喷发活动后到中更新世火山喷发活动前就出现热泉，发育至今至少有 0.8 Ma 的活动历史。叶天竺等 （2014）总结认为，由于缺乏有效的研究手段，对形成热液矿床所需要时间的认识很不一致，从数千年到几十百万年。青海共和盆地干热岩勘查发现，早三叠世—中三叠世花岗岩、黑云母二长花岗岩（侵入年龄 248~224 Ma）目前在 2927~3102 m 深处的温度仍达 180~182℃，在 3705 m 深处的温度达 236℃ （图1，谢文苹等，2020），冷却时间超过2亿a。因此，热液成矿系统的持续时间变化很大，短的在 1 Ma 内，长的可达数十百万年，甚至数亿年。

2 成矿的深度

热液成矿可以发生于近地表，也可以发生于地下。刘家齐（1989）根据西华山钨矿床流体包裹体群体分析的气体组成数据，估算压力为30~60 MPa，推断成矿深度为 1000~3000 m；黄惠兰等（2006）根据西华山钨矿床石英脉绿柱石中气液包裹体与不混溶熔融包裹体等容线相交法，获得形成压力 200 MPa，估算成矿深度约为 8 km。席彬彬等 （2008）通过部分不混溶 CO₂和 H₂O 流体包裹体研究，估算了流体包裹体捕获温度和压力，获得赣南大吉山钨矿成矿深度为 5~5.5 km。叶天竺等 （2014）总结了主要类型内生矿床成矿深度，认为接触交代型矿床、造山型金矿和伟晶岩型矿床最大深度可达 12 km，卡林型金矿和脉状钨矿最大深度可达 8~10 km，斑岩型矿床最大深度达 5~7 km。秦克章等（2021）在大量典型矿床实地调查和国内外综合对比研究的基础上，认为受控于流体渗透率制约的中上地壳深成、中成和浅成岩浆热液矿床的最大成矿深度以地壳尺度流体渗透的下限为底界，伟晶岩型和花岗岩型矿床最大成矿深度为 6~12 km，最大延深垂幅为2~3 km。

地下围岩的孔隙和裂隙是成矿热液充填-交代成矿的空间。Varlamoff（1978）认为 4000 m以下，压实作用使得岩石孔隙被封闭，向下不再有开放裂隙，因此该深度以下也不再有源自岩浆气体和流体的持续溢出。郭武林（1983）认为，当压力超过 2×10⁸ Pa 时，岩石中大部分微裂隙几乎消失；在 4× 10⁸ Pa 压力下，岩石微裂隙基本处于封闭并发生体积压缩率的急剧变化。刘震等（2007）认为深处 3000 m以下岩石的孔隙度变化很小。但是，俄罗斯 Kora 半岛的超深钻在 11 km 深处发现流体，德国 KTB 超深钻在 9.1 km 的深处发现有大量的卤水流进钻孔。

岩浆侵位深度限定了与其有关钨锡多金属矿床的最大形成深度。图2 的 XYZ 线为 H₂O-NaCl 临界曲线，在约700℃和1250 bar（1 bar=101325 Pa）下与水饱和花岗岩固相线相交（Z点），与BEBLIP饱和固相线在约650℃和1100×10⁵ Pa下相交（Y点）。假定 XYZ 可用到大多数含 BEBLIP 元素的水溶体系中，如华南钨锡多金属矿，则该 XYZ 线将给出一个水溶流体（已发生过沸腾的硅酸盐熔体）再次发生沸腾的最大深度——5.5 km；根据岩浆初始水含量为 2%~4% 时，考虑白云母花岗岩为 BEBLIP 岩浆，侵位深度和热液出溶应在6 km以浅；如果岩浆初始含水最大为 6.5 %，岩浆侵位和热液出溶深度将达到约8 km。

理论、实验和观测表明，地震易发生在地壳介质脆性层，尤以中上地壳脆性层与下地壳韧性流动层之间的脆-韧性过渡带最多，马宗晋等（1990）认为具有部分熔融和流变特性的低速高导层，是产生地震的底部边界条件。段星北（1997）研究发现中国地震震源深度＜9 km 者占 81. 0%，<5 km 者占 55.5%，下地壳韧性流层与上地壳脆性圈层之间的脆-韧性剪切、拆离、解耦产生层状分布的浅源地震。因此，浅源地震的震源深度，也限定了热液成矿作用发生的深度。

流体发生对流的深度也约束了热液矿床的形成深度。Nesbitt（1988）通过 Rayleigh-Darcy 方程计算了多孔介质中自由对流的 Ra（瑞利）数，Ra≥40是假定对流可以产生的最小值，这是假定 400℃等温线的含水层厚度来确定的，400°C 等温线的上限由从脆性向韧性体制的流变学过渡来确定。Cathles et al.（1999）通过数值模拟研究指出，约在350 °C时渗透率出现截断，即对所有对流热液系统来说，最大的流体温度为 350 °C，大于该温度岩石将变为塑性，通过流体的断裂将会封闭，岩石将不可渗透。 Driesner and Geiger（2007）对热液系统多相流体流动的数值模拟表明，主岩渗透率决定着围绕一个冷却侵入体的热是以传导为主（渗透率小）还是以对流为主（渗透率中等到高），两种机制渗透率界线为 10^-16 m²（0.1 mD），作为经验规则，深度＞5 km，主岩渗透率低，侵入体形成接触变质晕，流体压力达静岩压力，而流体流动的总量相当少，方向从侵入体向外，时间尺度较长（10⁴~10⁵ a）；侵位深度小于5 km 的浅成侵入体侵位于可渗透主岩中，驱动含大量流体的主岩中的地下水产生对流（水与岩石的体积比达1：1），在朝向侵入体和侵入体上方流体流动强度最大，这里将发育热液蚀变带，无典型接触变质晕； 流体压力接近静水压力，流动时间短（10³~10⁴ a）。

综上所述，热液成矿活动发生的深度一般不超过 5~10 km。但由于缺乏有效估算方法，估算难度很大，不同人对同一矿床成矿深度的估算值差异也很大（表2）。

3 成矿系统的规模

岩浆热液成矿一般具有“小岩体成大矿”的特点，成矿系统的规模取决于成矿小岩体及其附近热液矿化蚀变的范围。据张健和石耀霖（1997）对沉积盆地岩浆侵入的热模拟，获得侵入体外高于 200℃的热影响范围在 4 km 以内（图3），据此可认为花岗岩有关金属成矿系统的规模小于4 km。

a—10万年以后；b—100万年以后

云南腾冲火山岩区的直径为 19~28 km，深度为 4~12 km或更深（赵慈平等，2006）；腾冲—梁河地热区具有良好的热液循环空间、岩浆热源和充足的大气降水补给，其中“热海”热泉群面积约 8.5 km²，地下 700~900 m 处热液温度为 276℃（赵慈平等， 2011）。张健和石耀霖（1998）以云南腾冲—梁河地热区为模型区，模拟计算结果证实岩浆余热对现代热泉区温度结构的影响范围受热液循环系统的制约，半径为 0. 05~1 km 的侵入体产生的热扰动对现代热泉区的影响大致在4 km的距离范围内。

综上所述，热液成矿系统的规模变化很大，但垂向规模一般不超过 5~10 km（取决于成矿深度），平面规模一般不超过10~30 km。

4 矿化蚀变空间分带

华南（尤其是南岭地区）稀有金属矿床的赋矿岩体在空间上存在一定岩性或蚀变分带。如湖南传梓源稀有金属伟晶岩在水平方向具有岩性或矿物组合分带，从北东向南西依次出现：微斜长石伟晶岩带、微斜长石钠长石伟晶岩带、钠长石锂辉石伟晶岩带，相应的矿化元素变化由K、Be、Na、Be、 Nb、Ta 向 Na、Li、Ta、Nb、Be 过渡（李昌元等，2016）。湖南香花岭矿田中，自岩体向外，大致产出4种类型的矿床，即蚀变花岗岩型稀土、铌钽矿床，云英岩型锡、钨（铍）矿床，近接触带交代型锡、钨、铍矿床，外接触带热液-交代型铅锌（锡、钨）矿床；在单个矿床 （如香花岭锡多金属矿床）范围内，从岩体顶部向外侧围岩，成矿元素组合依次为：Sn（W）→Sn、Be（W） →Sn、Pb、Zn→Pb、Zn、Sb（张德全和王立华，1988）。湖南界牌岭矿床自上至下具有 F-Be-Pb、Zn-Pb-Sn、Cu-Nb、Ta、Li、Be的矿化分带和细脉状-层状（似层状）-面状的矿体形态分带规律（图4，侯建强， 1999）。

涂光炽和赵振华（1997）通过对南岭地区与花岗岩有关的矿床水平分带研究，提出矿床水平分带的双重因素成因说：一是花岗岩提供内带矿床的成矿物质W、Sn、Nb、Ta、Be及部分Pb、Zn、As和外带成矿的热量和挥发分；二是围岩地层提供外带成矿物质 Pb、Zn、As、Sb、Hg、U 等，并为成矿物质沉淀提供有利的物理化学条件。叶天竺等（2014）认为矿化蚀变空间分带的内因为各种物质成分的地球化学属性（如元素的离子电位和平衡常数）、含矿热液的浓度和性质、成矿物质的来源等，外因为大地构造特征及大陆动力学环境、成矿物理化学条件（如温度、压力、氧化-还原条件等）、成矿作用的时间和期次、围岩性质、地质构造等。有研究者认为，与中酸性岩浆有关的成矿作用，成矿元素围绕岩体呈同心带状分布的规律受成矿元素在硅酸盐熔体和流体共存相中的分配控制，Nb、Ta的分配系数最小，故它们主要在花岗岩体中形成岩浆热液矿床；Cu、Pb、Zn的分配系数较大，因而他们多在远离岩体的地方成矿；W、Sn、Mo 的分配系数中等，所以分布在岩体附近或岩体中。热液矿化蚀变分带的内因可能主要是离子电位和离子半径（图5），笔者推测其机理可能为：离子电位越高及离子半径越小，与围岩的亲和力越大，迁移相对越困难，运移速度相对越慢，分布离岩体越近，反之越远，类似“色谱”原理，形成类似图4的分带。包志伟（1992）研究了REE在花岗岩原岩中的含量、分布模式及赋存状态，认为风化淋滤作用是REE在风化壳中富集、分异的主要控制因素，REE主要在风化壳B带（即高岭石、埃洛石带）富集，黏土矿物是REE富集、分异的载体，随着风化淋滤作用的进行，REE 在风化壳剖面上可形成一个 LREE→HREE的天然离子色谱层。

矿化蚀变空间分带的外因研究很少，可资总结的成果不多。笔者认为，岩体及成矿流体的热能是成矿元素运移、分带的主要外因。热能有热传导、热对流和热辐射3种传递方式，对于地热系统，主要为热传导和热对流两种方式。热对流是热能在岩石裂隙中通过水流的传递，随着温度的增加，液体的密度、粘度迅速降低，围岩渗透率明显增加，并由于温度梯度的存在而引起水的自然对流等（丁留伟等，2013）。陈儒庆和袁奎荣（1992）认为岩浆与围岩的传导换热，主要取决于围岩的热导率，其他热物理性质诸如热传递系数、比热和热膨胀等，则对传导换热所起的作用不大，传导换热时岩浆给予围岩的热容量越多，则对流换热时给予流体介质的热容量就越少。华南地区成矿围岩主要为碳酸盐岩和浅变质的碎屑岩，碳酸盐岩的热导率较高，在接触带附近发生接触交代作用形成矽卡岩型白钨矿、锡石、磁铁矿矿化，以白云岩（热导率最高）的接触交代最发育，如柿竹园矽卡岩型钨铋多金属矿床； 变碎屑岩的热导率较低，成矿流体主要以热对流方式沿变碎屑岩中构造破碎带运移到更远处，成矿物质以充填方式沉淀成矿，由近及远形成石英脉型黑钨矿化、石英硫化物脉型锡多金属矿化、热液脉型铅锌多金属矿化等，如瑶岗仙石英脉型黑钨矿床及芙蓉热液脉型锡矿床。

5 结论

（1）成矿作用持续的时间可短可长，一般约 1 Ma。

（2）成矿深度一般不超过5~10 km。

（3）成矿系统的垂向延深一般不超过 5~10 km，水平延伸一般不超过10~30 km。

（4）热液矿化蚀变空间分带的内因可能主要是离子电位和离子半径的差异，围岩的热导率可能是矿化蚀变空间分带的主要外因之一。

参考文献