斑巖型礦床母巖漿中水的來源及其成礦機理

鮑新尚　楊立強　和文言

摘 要：母巖漿富水（H2O質量分數高于4%）被認為是斑巖體中Cu、Au等成礦元素富集成礦的關鍵因素，是形成巖漿-熱液成礦系統的必要條件之一，主要表征為成礦斑巖中角閃石斑晶發育，輕稀土元素富集而中稀土元素虧損，w（Sr）/w（Y）和w（La）N/w（Yb）N值高（w（Sr）/w（Y）>40，w（La）N/w（Yb）N>20）等特征。弧環境下形成的斑巖成礦系統中的水主要來源于俯沖洋殼或交代巖石圈的脫水作用；而后碰撞環境下形成的斑巖成礦系統中的水可能主要源自礦區內同時代、共空間產出的鎂鐵質巖漿的混合注入，或含礦巖漿自身的分異結晶。盡管不同地球動力學背景下形成的斑巖成礦系統母巖漿中水的來源和富集機制不同，然而它們仍然被認為具有統一的成礦機理：母巖漿在地幔源區或地殼巖石部分熔融過程中，水的加入可以降低其熔點，促進源區含Cu、Au硫化物重熔，或萃取巖石中Cu、Au成礦元素，或聚集巖漿中分散分布的金屬元素，形成富金屬的巖漿；含礦巖漿就位后，富水巖漿很快達到水飽和，大量流體出溶，巖漿水會與各類鹵化物一起以獨立流體相形式從熔體中分離出來，這種富含揮發分和高鹽度的流體具有很強的金屬攜帶能力，為隨后發生的斑巖礦化提供熱液和金屬來源，提高母巖漿的成礦潛力。

關鍵詞：巖漿水含量；巖漿水來源；板塊脫水作用；混合作用；結晶分異作用；成礦機理；斑巖型礦床

中圖分類號：P58 文獻標志碼：A

Abstract： The parent magma rich in water （mass fraction of water is more than 4%） is the critical factor for the enrichment and mineralization of ore-forming elements （Cu， Au， etc.）， and one of the key to the formation of magma-hydrothermal systems. The main characteristics include that the occurrence of amphibole phenocrysts， enriched light rare earth elements， depleted middle rare earth elements， and w（Sr）/w（Y）>40 and w（La）N/w（Yb）N>40. The water of porphyry metallogenic system in arc settings is derived from the dehydration melting of oceanic plate or metasomatized lithospheric mantle； however， the water of porphyry metallogenic system in post-collisional settings， which is lack of direct subduction source， is likely to be derived from mixing of water-rich mafic magma with melt at lower and/or upper-crustal depths， or from crystallization differentiation of ore-related magmas themselves. Although the geodynamic background of porphyry metallogenic system and the enrichment mechanism of magmatic water in ore-related parent magma are different， they are still considered as the uniform mineralization mechanism. The higher magmatic water is the necessary conditions of forming magmatic hydrothermal mineralization system. During the process of partial melting， the addition of H2O can reduce the melting point of magma， promote the re-melting of the source containing Cu， Au sulfide， or the extraction of Cu， Au ore-forming elements from rock， or the aggregation of the scattered distribution of metal elements in magma， forming metal-rich magma； after the emplacement of ore-related magma， the water-rich magma will quickly reach saturation， making abundant fluids exsolve from magma and magmatic water with all kinds of halide separate from the melt in the form of independent fluid phase. The high-salinity fluid， which is rich in volatile possessing strong capacity of carrying metals， can prompt copper and gold clathrates， and other metal fractions enriched in the fluid， and provide main ore-forming fluids and metal source for the porphyry mineralization， and generate （or improve） the metallogenic potential of parent magma.

Key words： content of magmatic water； origin of magmatic water； plate dehydration； mixing； crystallization differentiation； mineralization mechanism； porphyry deposit

0 引 言

斑巖型礦床作為金屬Cu的最主要來源和Mo、Au等金屬的重要來源，構成從斑巖型Cu、Mo、Au礦床到斑巖型Cu-Mo、Cu-Au和Pb-Zn礦床的連續成礦譜系[1-10]。97%的大型—超大型斑巖Cu（Mo、Au）礦床產于島弧和陸緣弧環境[11-12]，且與洋殼流體交代的地幔楔部分熔融形成的富水鈣堿性弧巖漿密切相關[13-15]。近年來大量研究表明，與俯沖無關的大陸碰撞造山帶環境和陸內環境同樣也是大型—巨型斑巖型礦床的重要產出環境[1]，如東特提斯成礦帶[16-18]、中國東部[12，19]和中亞—蒙古（古亞洲）斑巖成礦帶[20-22]。盡管這些后碰撞斑巖銅礦與島弧及陸緣弧斑巖礦床有相似的蝕變和礦化特征[23]，但其含礦巖漿起源及成礦機理卻很難用經典的斑巖成礦模式來解釋[15]。

大量研究表明，母巖漿富水（H2O含量（質量分數，下同）超過4%）是形成斑巖型礦床的關鍵[13，24-25]。在巖漿環境下，水的加入可以降低巖漿的熔點，促進源區含Cu、Au硫化物重熔[26-27]，或萃取巖石中Cu、Au成礦元素，或聚集巖漿中分散分布的金屬元素[28]，從而有利于斑巖侵入體富集Cu、Au等成礦元素[24]，形成富金屬的巖漿。當熔體中巖漿水含量大于巖漿中水的溶解度時，發生水的出溶。水在硅酸鹽熔體中的溶解度是壓力的函數，在幾千巴（1 bar為105 Pa）或更低的壓力下，熔體中飽和水的含量隨壓力降低而減小[1]，且初始巖漿水含量越高，巖漿越容易達到水飽和[15]。因此，巖漿中較高的水含量能夠促使含礦巖漿就位后很快達到水飽和，大量流體出溶使得不相容的金屬元素（如Cu、Au、Mo）優先向流體中分配[29]，起到富集金屬的作用[15]。含水巖漿具有出溶流體的前提條件，而巖漿能否出溶熱液是其成礦的必要前提條件[30]，因此，高含量的巖漿水被認為是形成巖漿-熱液成礦系統的必要條件[15，31]。

與俯沖環境有關的斑巖型礦床中母巖漿具有較高的水含量，多被歸因于俯沖大洋板塊的脫水作用[11，32]。但越來越多的證據顯示，中—上地殼尺度的分異結晶也能提高弧環境含礦巖漿中的水含量[24，33]，且與俯沖無關的大陸碰撞造山帶環境和陸內環境下形成的斑巖礦床母巖漿水的來源及富集機制目前尚無定論[34-35]，而母巖漿水的來源和富集機制對于明確斑巖型礦床的成礦機理具有重要意義[13-14，36]。為此，本文在厘定巖漿水含量定義與富水巖漿特征及其估算方法的基礎上，深入剖析斑巖成礦系統母巖漿水的來源和富集機制，進而探討斑巖礦床富水巖漿的成礦機理。

1 巖漿水含量

1.1 富水巖漿定義及特征

巖漿水是指巖漿呈熔融狀態存在時含有的水，不是全巖地球化學分析中H2O+或燒失量[37]，巖漿富水是指巖漿中H2O含量超過4%[27，31]。

巖漿水含量的差異會影響硅酸鹽熔體中礦物冷卻結晶的順序。在基性巖漿系統中，在水的壓強為0 Pa（干性體系）的條件下礦物晶出的順序是斜長石、橄欖石、斜方輝石、普通輝石；而在水的壓強超過360 MPa和熔體中H2O含量超過65%（富水體系）條件下，角閃石最先晶出，斜長石則最晚晶出（圖1）[32，37]。同時，在恒定溫度和壓力的條件下，角閃石結晶溫度隨著巖漿中水含量的升高而升高；與此相反，斜長石結晶溫度則隨巖漿中水含量的升高而下降[37-38]。因此，在巖漿富水的情況（H2O含量超過4%）下，隨著水含量的升高，富水礦物角閃石會大量晶出，且會抑制或減弱無水礦物斜長石的晶出[32，37]。稀土元素在斜長石/熔體和角閃石/熔體分配中存在差異，導致在富水巖漿分異過程中角閃石大量晶出并抑制或減弱斜長石結晶的情況下，由于中稀土元素在角閃石/硅酸鹽熔體之間存在較高的分配系數，所以角閃石的分異結晶會導致殘余巖漿中稀土元素（如Gd、Dy）的虧損，最終呈現犁狀稀土元素（REE）標準化圖解，以及高Sr、弱或無明顯的Eu負異常的巖石地球化學特征[27-28]。

Wang等研究岡底斯成礦帶內古新世—始新世和漸新世—中新世時期巖漿巖的巖相學與巖石地球化學特征，發現古新世—始新世時期的巖漿巖具有極少的角閃石和云母、低w（Sr）/w（Yb）值（低于40）和負Eu異常（076±019）；相反，漸新世—中新世時期的巖漿巖可見角閃石斑晶、高w（Sr）/w（Y）值（高于40）和弱或無明顯的Eu負異常（漸新世為099±027，中新世為095±013）；古新世—始新世的巖漿貧水（H2O含量低于4%），漸新世—中新世的巖漿富水（H2O含量超過4%）[27]。

1.2 巖漿水含量的估算方法

當前，對巖漿水含量進行估算的方法歸納起來有以下4種：

（1）在巖相學及全巖主、微量元素數據估算礦物生成順序的基礎上，利用LA-ICP-MS獲得含礦斑巖鋯石中微量元素數據計算鋯石飽和溫度，并結合溫度-水相圖（富鉀鈣堿性英安巖結晶試驗得出的水-溫度平衡相圖[39]）估算含礦巖漿水含量[13]。Lu等利用此方法得出藏南中新世后碰撞斑巖銅礦帶的成礦斑巖中鋯石的飽和溫度為680 ℃～780 ℃，并以此估算成礦巖漿的水含量為10%～12%（圖2）[13]。該結果不僅與美國加利福尼亞州Mount Shasta復式火山巖中具有高w（Sr）/w（Y）值的安山巖和英安巖熔融包裹體中H2O含量超過10%的結果吻合[40]，也與Prouteau等提出巖漿形成無斜長石、含角閃石斑晶相的條件是在750 ℃～800 ℃時熔體出溶超過10%的H2O[41]相一致。

（2）富鎂角閃石中AlVI（Al的六次配位）含量對巖漿中水含量的變化很敏感，可使用電子探針系統獲得角閃石主量元素組成，利用w（H2O）=5.215·w（AlVI）+12.280[42]估算的斑巖體、暗色包體及煌斑巖中巖漿水含量；使用電子探針獲得斜長石組分特征，可通過其Al*值的分布特征計算巖漿水含量，高巖漿水含量可促使AlAl3SiO8和[ ]Si4O8（[ ]代表斜長石陽離子位置）發生置換作用，導致Al置換斜長石中Na+、Ca2+等陽離子，進而引起Al*值大于1，故而同心圓環狀暗示含水流體或富水巖漿進入到巖漿房[43]。

（3）利用前期工作獲得的全巖主、微量元素數據進行評估，基性巖漿在不同水含量條件下礦物的晶出順序不同，富水體系角閃石先結晶，而干的體系斜長石先結晶[32，37]。巖漿中Sr、Eu等元素主要賦存于斜長石中，而中—重稀土元素主要賦存于角閃石中，因而可利用主、微量元素數據變化情況來定性了解巖漿的含水情況。前人研究顯示，在鈣堿性富水熔體中，Sr元素的斜長石/熔體分配系數是3～5，但Y元素的角閃石/熔體分配系數是2～6[44]，因此，抑制斜長石結晶引起巖漿富集Sr，但大量晶出角閃石會引起巖漿虧損Y[24]，故而早期母巖漿w（Sr）/w（Y）值逐漸升高的趨勢暗示巖漿中巖漿水的含量在逐漸增加[16]。或者在高巖漿水條件下，角閃石比磁鐵礦晶出早（圖1），因為V4+在磁鐵礦/熔體分配系數是角閃石/熔體分配系數的10倍，且Ti、Sc、Y等元素優先分配進入到角閃石中，從而w（V）/w（Sc）與w（SiO2）呈正相關關系可以暗示巖漿富水[37]。

（4）巖漿結晶過程中礦物捕獲原始巖漿而形成熔融包裹體。使用激光剝蝕電感耦合等離子體質譜儀（LA-ICP-MS）、電子探針（ECMP）[45]和傅立葉變換紅外光譜儀（FTIR）[30]分析成礦前斑巖體中熔融包裹體的主、微量元素和揮發分含量，從而估算原始巖漿中水含量。這種方法相對于上述3種確定巖漿中水含量的定量方法更為準確[30]。但熔融包裹體在巖漿演化過程中會部分或全部結晶，或被后期熱液改造，因而需要確保用于測試分析的熔融包裹體捕獲單一、均質的熔體；后期結晶的均一玻璃相可以用于分析主、微量元素和揮發分含量[45]。Student等利用礦物電子探針分析Red Mountain安山巖中石英斑晶熔融包裹體的組分為Qtz40Or20Ab40[45]，與Burnham提出的熔體組分[14]相似，因此，該熔融包裹體的巖漿水含量（4.7%）能代表初始熔體中巖漿水含量。Lowenstern使用傅立葉變換紅外光譜儀分析得到美國猶他州某火山巖石英斑晶熔融包裹體中水含量為6%～8%，比熱液礦床相關的英安巖和流紋巖中水含量（3%～7%）偏高[46]。如果巖漿體系不出現不混溶流體，該數據可以代表火山噴發前巖漿中水含量。

2 母巖漿水來源及富集機制

2.1 大洋板塊的脫水作用

Defant等研究表明，除少數具有埃達克質親和性的鈣堿性巖漿為年輕大洋板片直接熔融的產物[47]，絕大多數鈣堿性巖漿都是俯沖板片釋放流體交代地幔楔部分熔融的產物[11，32]。Plank等研究顯示，俯沖環境下斑巖型礦床中幾乎所有鎂鐵質母巖漿中水含量都在2%～6%之間，平均為4%[48]。不同火山弧的弧巖漿具有相似巖漿水含量，主要原因可能是：①富水巖漿（H2O含量超過4%）在上升過程中達到氣體飽和并持續“去氣”，以揮發分形式去除多余的巖漿水[圖3（a）]，因為在6～8 km深度的巖漿房內巖漿水的溶解度約為4%；②或是在恒定溫度和壓力條件下，源區高水含量引起高熔融程度產生的熔體或低水含量引起低熔融程度形成的熔體可以具有相似巖漿水含量（約4%）[圖3（b）]，即初始巖漿在地幔時已具有相似水含量[48]。

源區巖漿在地幔時已具有較高的巖漿水含量被歸因于大洋板塊的脫水作用[31-32]。初始俯沖時，含水沉積物的分解導致大洋板片釋放30%～70%的水[49]；隨著大洋板塊繼續俯沖，壓力增加（由早期12～1.8 GPa區間增加到14～20 GPa區間）[50]，俯沖的大洋板片從藍片巖相向榴輝巖相過渡（約100 km）[1]，使得俯沖大洋板片上玄武巖和含水沉積物中含結構水的礦物（如角閃石、黑云母、蛇紋石等）繼續分解、脫水[11，49，51]，最終析出高溫的含水熔體/流體[1]。當壓力高于2 GPa（約60 km深度）時大洋巖石圈脫水熔融析出的含水熔體/流體在浮力作用下上升，交代上覆的深部低溫地幔楔，通過降低地幔橄欖巖固相線溫度導致深部地幔楔發生部分熔融。深部低溫地幔楔熔融形成的含水流體/熔體在上升過程中與上覆更淺、更熱的地幔（島弧巖漿的地幔源區）發生交代作用，加水導致固相點降低，誘發地幔楔發生部分熔融，產生富水弧巖漿[40]。弧巖漿在整個巖漿形成過程中獲得高水含量[40]。大洋板塊的脫水作用過程會把大量的水、硫、鹵素、親流體的大離子親石元素（LILE）以及少量的親鐵元素（Cu、Au、PGE）和親銅元素[32]輸送到地幔楔[11]；同時，水的大量存在使得俯沖洋殼所釋放出的流體或熔融所產生的巖漿攜帶大量的Fe3+[51]，這種熔體進入地幔楔將導致地幔氧逸度增高，使地幔中的金屬硫化物被氧化，從而有利于地幔中親銅元素以硫酸鹽的形式進入熔體[51]。這種富水、富金屬的巖漿在下地殼下部經歷MASH過程（熔融、同化、存儲、均一）[52-53]，并在淺部地殼內發育長期穩定的巖漿房，形成初始島弧巖漿[54]。

2.2 巖漿混合作用

周濤發等研究指出，源自富集巖石圈地幔的富含成礦物質、礦化劑及水的基性巖漿上升侵入到深部巖漿房中，并發生巖漿混合作用，促使母巖漿富水[12]。鎂鐵質超鉀質巖漿具有較高的水溶解度（在500 MPa壓力下約為10.7%），且其溶解度隨壓力的增大而增加（圖4）[55]。富水的超鉀質巖漿上涌到深部地殼發生底侵作用，富水的超鉀質巖漿作為一種新生組分注入到下地殼底部。一方面其釋放熱[56]和水促使年輕的加厚下地殼部分熔融，形成埃達克質含礦巖漿[57-58]；另一方面，富水超鉀質巖漿上升過程中壓力驟降導致水的溶解度急劇下降[14，36]，從而將其出溶的流體注入到混合巖漿中，提高陸內斑巖型礦床母巖漿的水含量[14，58]，并為含礦巖漿貢獻部分成礦金屬組分[57]。

形成岡底斯含礦巖漿的下地殼不是普通的下地殼，而是一種俯沖改造的下地殼[59]或新生下地殼[16]，其主要成礦的漸新世—中新世巖漿水含量遠高于古新世—始新世巖漿水含量[27]。Hou等分別將這些含礦巖漿的富水性歸結為早期弧巖漿在下地殼的富水堆積體（如角閃巖）發生熔融[34]或下地殼熔融過程中的角閃石發生分解[16]。但是充分水化了的角閃巖水含量低于12%[60]，因此，含角閃巖相下地殼的部分熔融產生的埃達克質熔體不可能具有形成斑巖型銅金礦所需的高水含量（高于9%）[13-14，36]。因此，必須有大量額外的水加入到由角閃石-榴輝巖相或石榴石-角閃巖相下地殼部分熔融形成的成礦巖漿中，才可能為成礦提供足夠的水[14]。Yang等在西藏驅龍斑巖型銅礦開展研究時，發現該礦床成礦期除發育含礦斑巖外，還發育大量同時期的超鉀質巖脈，以及發現同時具有類埃達克質和超鉀質特征的高鎂閃長斑巖，從而認為這些超鉀質巖脈可能是形成斑巖型銅礦所需水的重要載體，是成礦巖漿中水的主要來源，而且巖漿混合作用提高了西藏驅龍母巖漿的水含量[14]。此外，周濤發等對中國東部重要的陸內成礦帶之一的長江中下游成礦帶內含礦斑巖進行巖石地球化學和Sr-Nd同位素研究，也提出這些含礦斑巖可能是源自富集地幔的巖漿和加厚下地殼部分熔融形成巖漿混合的產物，且鎂鐵質巖漿的混入使得混合巖漿富水、硫和金屬（Cu、Au）等[12]。

2.3 巖漿結晶分異作用

巖漿在深部結晶[61]可能提高母巖漿水含量[32]。在相對干的體系下，巖漿晶出長石或石英等無水礦物，水作為不相容組分在熔體中不斷增加[62]，從而逐漸提高殘余巖漿中水含量，使得巖漿相對富水（H2O 含量為3%～4%）[45]。Lowenstern通過紅外波譜方法分析美國猶他州Pine Grove地區年齡為23 Ma的火山凝灰巖石英斑晶玻璃包體中H2O與CO2含量時發現，被捕獲的硅酸鹽熔體中H2O含量較高，為6%～8%[46]。

Loucks研究顯示，源自地幔的鎂鐵質巖漿在莫霍面（Moho）附近受高壓影響冷卻緩慢，在鎂鐵質—超鎂鐵質巖漿持續分離結晶（晶出鎂鐵質—超鎂鐵質堆晶雜巖）過程中巖漿房有足夠的時間間歇性補給巖漿[37]。隨著巖漿補給和巖漿持續結晶分異過程的不斷循環，水作為不相容組分持續積累[31，38]，使得巖漿房內殘余巖漿中巖漿水逐漸升高[63]，而隨著巖漿上涌過程中持續結晶導致酸性增強，巖漿逐漸演化為長英質巖漿[37，63-65]。

Lu等研究西藏南部的高w（Sr）/w（Y）流紋質英安巖成礦斑巖體時，發現下地殼加水熔融雖可以形成富水、高w（Sr）/w（Y）的熔體，但該熔體無法達到母巖漿的高Mg#值；相反，源自地幔的鎂鐵質包體具有高Mg#值，足以達到母巖漿的高Mg#值[13]。因此，岡底斯成礦帶富硅、富水的長英質巖漿可能源自地幔部分熔融形成的富水鎂鐵質巖漿，且成礦的長英質巖漿可能屬于鎂鐵質巖漿在地殼尺度經過巖漿結晶分異和同化作用形成的巖漿演化產物。

3 富水巖漿成礦機理

在源區地幔或地殼巖石部分熔融過程中，富水巖漿一方面通過降低地幔或地殼巖石的熔融溫度，提高其熔融程度，形成的高溫巖漿會降低硫化物的穩定性，而引起源區以殘余物形式存在的含Cu（Au）硫化物再活化[27]，向巖漿中釋放Au、Cu等元素[18]；另一方面，水的大量存在使得源區母巖漿常具有較高的氧逸度[11]，在高氧逸度條件下S元素主要以硫酸鹽的形式溶解于巖漿之中[31]，導致優先向硫化物分配的Cu、Au等不相容元素向硅酸鹽熔漿中富集[1]，最終形成富金屬的巖漿。在此階段，熔融態巖漿出溶流體，形成能夠可靠記錄巖漿初始流體的單向固結結構[66]。

含礦的富水巖漿就位后，其通過壓力的降低（巖漿房脆性破裂或巖漿向上侵位）來降低水的溶解度，或通過巖漿持續結晶（在等壓條件下晶出無水礦物）[37]逐漸提高巖漿水含量，促使熔體中水含量大于水在熔體中溶解度，從而導致巖漿水達到飽和，發生流體出溶現象[64]。大量的巖漿揮發分發生出溶引起巖漿中金屬的聚集[64，67]，同時因巖漿減壓（初次沸騰）與巖漿持續結晶（二次沸騰），從熔體中直接出溶的高鹽度流體[68-70]（或超臨界流體[32]）通常被認為是Au和Cu等元素富集的最重要載體，該過程中Au與Cu一般以Cl的絡合物形式遷移[71]，富集系數在20～400之間[67]，為隨后發生的矽卡巖和（或）斑巖礦化提供熱液和金屬來源[72]。

在巖漿結晶過程中，巖漿中水含量大于水在巖漿中的溶解度時，巖漿會發生水的出溶，水出溶的時間是制約斑巖型礦床礦種的關鍵因素之一[25]。巖漿水飽和后會出溶流體，成礦元素將在流體相甚至氣相之間分配，而成礦元素在熔體、晶體、流體之間分配系數的差異導致出溶流體中富集金屬的種類存在差異[26]。初始熔體中大部分成礦元素（如Fe、Cu、Au等相容元素）可以作為微量成分進入早期結晶的硅酸鹽和氯化物相（如Cu和Au是相容元素，較高的巖漿結晶程度導致Cu和Au被黑云母等鐵鎂質礦物消耗從而貧化）[73]，故而為保證Cu（Au）等成礦元素進入流體以形成富Cu（Au）的斑巖型礦床，水需要早出溶[29，73]；巖漿在結晶晚階段演化出蒸氣相和流體相，將造成許多不相容元素（如W、Mo）在殘余熔體中富集，形成相對貧Cu（Au）、富Mo（W）的斑巖型礦床。這可以解釋富Cu（Au）的斑巖型礦床形成深度較小（低于 5 km），斑巖型鉬礦形成深度大（大于5 km）的地質事實[26，62]。而巖漿水含量越高并非越有利于成礦，高巖漿水含量意味著低的巖漿固相點，這種巖漿很容易在較深的地殼中發生固結[15]，導致水從巖漿中出溶時幾乎沒有能量形成裂隙，流體很難發生對金屬富集有重要影響的不混溶作用，形成無礦巖漿[29]。

4 結 語

（1）富水巖漿是指H2O質量分數超過4%的一類巖漿，主要表征為成礦斑巖中角閃石斑晶發育，輕稀土元素富集而中稀土元素虧損，w（Sr）/w（Y）和w（La）N/w（Yb）N值高（w（Sr）/w（Y）>41、w（La）N/w（Yb）N>20）等特征。

（2）與俯沖環境有關的斑巖礦床中含礦巖漿具有較高的水含量被歸因于大洋板塊的脫水作用，板片或者俯沖交代巖石圈（包括下地殼富水的弧堆晶巖）的脫水熔融釋放大量的水進入巖漿。與碰撞或后碰撞環境有關的斑巖型礦床富水巖漿中高水含量可能源自外來高水含量的鎂鐵質巖漿與地殼巖漿房內地殼熔體發生巖漿混合作用，或者巖漿房內巖漿在演化過程中通過晶出無水礦物來提高殘余巖漿中水含量。

（3）母巖漿富水（H2O質量分數超過4%）被認為是斑巖體中Cu、Au等成礦元素富集成礦的必要條件之一。在源區地幔或地殼巖石部分熔融過程中，水的加入促使源區含Cu（Au）硫化物重熔，或萃取巖石中Cu、Au成礦元素，或聚集巖漿中分散分布的金屬元素，形成富金屬的巖漿。含礦巖漿就位后，富水巖漿很快達到水飽和，導致大量流體出溶，巖漿水會與各類鹵化物一起以獨立流體相形式從熔體中分離出來，這種富含揮發分和高鹽度的流體具有很強的金屬攜帶能力，為隨后發生的斑巖礦化提供熱液和金屬來源，提高母巖漿的成礦潛力。

參考文獻：

References：

[1] 侯增謙，楊志明.中國大陸環境斑巖型礦床：基本地質特征、巖漿熱液系統和成礦概念模型[J].地質學報，2009，83（12）：1779-1817.

HOU Zeng-qian，YANG Zhi-ming.Porphyry Deposits in Continental Settings of China：Geological Characteristics，Magmatic-hydrothermal Systems，and Metallogenic Model[J].Acta Geologica Sinica，2009，83（12）：1779-1817.

[2] 肖 榮，李曉峰，王翠云，等.江西德興地區朱砂紅斑巖銅礦成巖成礦年代學特征及其地質意義[J].地球科學與環境學報，2016，38（1）：55-65.

XIAO Rong，LI Xiao-feng，WANG Cui-yun，et al.Diagenetic and Metallogenic Geochronological Characteristics of Zhushahong Porphyry Copper Deposit in Dexing Area of Jiangxi and Its Implications[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2016，38（1）：55-65.

[3] 段留安，楊曉勇，汪方躍.長江中下游成礦帶拋刀嶺大型斑巖型金礦特征及找礦前景[J].地球科學與環境學報，2014，36（1）：161-170.

DUAN Liu-an，YANG Xiao-yong，WANG Fang-yue.Characteristics and Prospects of Paodaoling Large Porphyry Gold Deposit in the Middle-lower Yangtze River Metallogenic Belt[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2014，36（1）：161-170.

[4] 毛景文，張建東，郭春麗.斑巖銅礦-淺成低溫熱液銀鉛鋅-遠接觸帶熱液金礦礦床模型：一個新的礦床模型——以德興地區為例[J].地球科學與環境學報，2010，32（1）：1-14.

MAO Jing-wen，ZHANG Jian-dong，GUO Chun-li.Porphyry Cu，Epithermal Ag-Pb-Zn，Distal Hydrothermal Au Deposits：A New Model of Mineral Deposit—Taking the Dexing Area as an Example[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2010，32（1）：1-14.

[5] 毛景文，羅茂澄，謝桂青，等.斑巖銅礦床的基本特征和研究勘查新進展[J].地質學報，2014，88（12）：2153-2175.

MAO Jing-wen，LUO Mao-cheng，XIE Gui-qing，et al.Basic Characteristics and New Advances in Research and Exploration on Porphyry Copper Deposits[J].Acta Geologica Sinica，2014，88（12）：2153-2175.

[6] 楊 超，唐菊興，王藝云，等.西藏鐵格隆南淺成低溫熱液型-斑巖型Cu-Au礦床流體及地質特征研究[J].礦床地質，2014，33（6）：1287-1305.

YANG Chao，TANG Ju-xing，WANG Yi-yun，et al.Fluid and Geological Characteristics Researches of Southern Tiegelong Epithemal Porphyry Cu-Au Deposit in Tibet[J].Mineral Deposits，2014，33（6）：1287-1305.

[7] 李 壯，王立強，張 忠，等.西藏邦鋪斑巖鉬（銅）多金屬礦床侵入巖鋯石微量元素特征及其地質意義[J].地球科學與環境學報，2015，37（6）：59-71.

LI Zhuang，WANG Li-qiang，ZHANG Zhong，et al.Zircon Trace Element Characteristics of Intrusions in Bangpu Porphyry Mo（Cu） Polymetallic Deposit of Tibet and Their Geological Significance[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2015，37（6）：59-71.

[8] 唐 攀，唐菊興，鄭文寶，等.西藏甲瑪斑巖礦床系統地質、蝕變、礦化的三維地質模型[J].地質與勘探，2016，52（1）：115-127.

TANG Pan，TANG Ju-xing，ZHENG Wen-bao，et al.The Interpretation of Three-dimensional Model of Geology，Alteration and Mineralization in Jiama Porphyry Deposit System，Tibet[J].Geology and Exploration，2016，52（1）：115-127.

[9] 楊立強，高 雪，和文言.義敦島弧晚白堊世斑巖成礦系統[J].巖石學報，2015，31（11）：3155-3170.

YANG Li-qiang，GAO Xue，HE Wen-yan.Late Cretaceous Porphyry Metallogenic System of the Yidun Arc，SW China[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（11）：3155-3170.

[10] 顧雪祥，董連慧，彭義偉，等.新疆西天山吐拉蘇火山巖盆地淺成低溫熱液-斑巖型金多金屬成礦系統的形成與演化[J].巖石學報，2016，32（5）：1283-1300.

GU Xue-xiang，DONG Lian-hui，PENG Yi-wei，et al.Formation and Evolution of the Epithermal-porphyry Au Polymetallic Mineralization System in the Tulasu Volcanic Basin of the West Tianshan，Xinjiang[J].Acta Petrologica Sinica，2016，32（5）：1283-1300.

[11] RICHARDS J P.Tectono-magmatic Precursors for Porphyry Cu-（Mo-Au） Deposit Formation[J].Economic Geology，2003，98（8）：1515-1533.

[12] 周濤發，王世偉，袁 峰，等.長江中下游成礦帶陸內斑巖型礦床的成巖成礦作用[J].巖石學報，2016，32（2）：271-288.

ZHOU Tao-fa，WANG Shi-wei，YUAN Feng，et al.Magmatism and Related Mineralization of the Intracontinental Porphyry Deposits in the Middle-lower Yangtze River Valley Metallogenic Belt[J].Acta Petrologica Sinica，2016，32（2）：271-288.

[13] LU Y J，MCCUAIG T C，LI Z X，et al.Paleogene Post-collisional Lamprophyres in Western Yunnan，Western Yangtze Craton：Mantle Source and Tectonic Implications[J].Lithos，2015，233（9）：139-161.

[14] YANG Z M，LU Y J，HOU Z Q，et al.High-Mg Diorite from Qulong in Southern Tibet：Implications for the Genesis of Adakite-like Intrusions and Associated Porphyry Cu Deposits in Collisional Orogens[J].Journal of Petrology，2015，56（2）：227-254.

[15] ROBB L.Introduction to Ore-forming Processes[M].Oxford：Blackwell Publishing Ltd.，2005.

[16] HOU Z Q，YANG Z M，QU X M，et al.The Miocene Gangdese Porphyry Copper Belt Generated During Post-collisional Extension in the Tibetan Orogen[J]. Ore Geology Reviews，2009，36（1/2/3）：25-51.

[17] 鄧 軍，楊立強，王長明.三江特提斯復合造山與成礦作用研究進展[J].巖石學報，2011，27（9）：2501-2509.

DENG Jun，YANG Li-qiang，WANG Chang-ming.Research Advances of Superimposed Orogenesis and Metallogenesis in the Sanjiang Tethys[J].Acta Petrologica Sinica，2011，27（9）：2501-2509.

[18] LU Y J，KERRICH R，KEMP A I S，et al.Intracontinental Eocene-Oligocene Porphyry Cu Mineral Systems of Yunnan，Western Yangtze Craton，China：Compositional Characteristics，Sources，and Implications for Continental Collision Metallogeny[J].Economic Geology，2013，108（7）：1541-1576.

[19] ZHOU T F，WANG S W，FAN Y，et al.A Review of the Intracontinental Porphyry Deposits in the Middle-lower Yangtze River Valley Metallogenic Belt，Eastern China[J].Ore Geology Reviews，2015，65：433-456.

[20] HASCHKE M，AHMADIAN J，MURATA M，et al.Copper Mineralization Prevented by Arc-root Delamination During Alpine-Himalayan Collision in Central Iran[J].Economic Geology，2010，105（4）：855-865.

[21] 潘鴻迪，申 萍.新疆包古圖斑巖銅礦中性復式巖體的同化混染作用[J].地球科學與環境學報，2014，36（1）：80-97.

PAN Hong-di，SHEN Ping.Contamination and Assimilation of the Intermediate Complex in the Baogutu Porphyry Cu Deposit，Xinjiang[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2014，36（1）：80-97.

[22] 申 萍，潘鴻迪，SEITMURATOVA E.中亞成礦域斑巖銅礦床基本特征[J].巖石學報，2015，31（2）：315-332.

SHEN Ping，PAN Hong-di，SEITMURATOVA E. Characteristics of the Porphyry Cu Deposits in the Central Asia Metallogenic Domain[J].Acta Petrologica Sinica，2015，31（2）：315-332.

[23] 楊志明，侯增謙.初論碰撞造山環境斑巖銅礦成礦模型[J].礦床地質，2009，28（5）：515-538.

YANG Zhi-ming，HOU Zeng-qian.Porphyry Cu Deposits in Collisional Orogen Setting：A Preliminary Genetic Model[J].Mineral Deposits，2009，28（5）：515-538.

[24] ROHRLACH B D，LOUCKS R R.Multi-million-year Cyclic Ramp-up of Volatiles in a Lower Crustal Magma Reservoir Trapped Below the Tampakan Copper-gold Deposit by Mio-Pliocece Crustal Compression in the Southern Philippines[M]∥PORTER T M.Super Porphyry Copper and Gold Deposits：A Global Perspective.Adelaide：PGC Publishing，2005：369-407.

[25] BURNHAM C W.Magmas and Hydrothermal Fluids[M]∥BARNES H L.Geochemistry of Hydrothermal Ore Deposits.New York：John Wiley and Sons，1997：63-124.

[26] HOU Z Q，YANG Z M，LU Y J.A Genetic Linkage Between Subduction- and Collision-related Porphyry Cu Deposits in Continental Collision Zones[J].Geology，2015，43（3）：247-250.

[27] WANG R，RICHARDS J P，HOU Z Q，et al.Increased Magmatic Water Content：The Key to Oligo-Miocene Porphyry Cu-Mo±Au Formation in the Eastern Gangdese Belt，Tibet[J].Economic Geology，2014，109（5）：1315-1339.

[28] 韓吟文，馬振東，張宏飛，等 地球化學[M].北京：地質出版社，2012.

HAN Yin-wen，MA Zhen-dong，ZHANG Hong-fei，et al.Geochemistry[M].Beijing：Geological Publishing House，2012.

[29] 張德會，張文淮，許國建.巖漿熱液出溶和演化對斑巖成礦系統金屬成礦的制約[J].地學前緣，2001，8（3）：193-202.

ZHANG De-hui，ZHANG Wen-huai，XU Guo-jian.Exsolution and Evolution of Magmatic Hydrothermal Fluids and Their Constraints on the Porphyry Ore-forming System[J].Earthe Science Frontier，2001，8（3）：193-202.

[30] 張德會.成礦作用地球化學[M].北京：地質出版社，2015.

ZHANG De-hui.Geochemistry of Ore-forming Processes[M].Beijing：Geological Publishing House，2015.

[31] RICHARDS J P.The Oxidation State，and Sulfur and Cu Contents of Arc Magmas：Implications for Metallogeny[J].Lithos，2015，233（9）：27-45.

[32] RICHARDS J P.High Sr/Y Arc Magmas and Porphyry Cu-Mo-Au Deposits：Just Add Water[J].Economic Geology，2011，106（7）：1075-1081.

[33] CHIARADIA M，MUNTENER O，BEATE B，et al.Adakite-like Volcanism of Ecuador：Lower Crust Magmatic Evolution and Recycling[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2009，158（5）：563-588.

[34] RICHARDS J P.Postsubduction Porphyry Cu-Au and Epithermal Au Deposits：Products of Remelting of Subduction-modified Lithosphere[J].Geology，2009，37（3）：247-250.

[35] HOU Z Q，PAN X F，LI Q Y，et al.The Giant Dexing Porphyry Cu-Mo-Au Deposit in East China：Product of Melting of Juvenile Lower Crust in an Intracontinental Setting[J].Mineralium Deposita，2013，48（8）：1019-1045.

[36] YANG Z M，HOU Z Q，XU J F，et al.Geology and Origin of the Post-collisional Narigongma Porphyry Cu-Mo Deposit，Southern Qinghai，Tibet[J].Gondwana Research，2014，26（2）：536-556.

[37] LOUCKS R R.Distinctive Composition of Copper-ore-forming Arc Magmas[J].Australian Journal of Earth Sciences，2014，61（1）：5-16.

[38] RUTHERFORD M J，DEVINE J D.The May 18，1980，Eruption of Mount St.Helens：3.Stability and Chemistry of Amphibole in the Magma Chamber[J].Journal of Geophysical Research，1993，93（B10）：11949-11959.

[39] NANEY M T.Phase Equilibria of Rock-forming Ferromagnesian Silicates in Granitic Systems[J].American Journal of Science，1983，283（10）：993-1033.

[40] GROVE T L，ELKINS-TANTON L T，PARMAN S W，et al.Fractional Crystallization and Mantle-melting Controls on Calc-alkaline Differentiation Trends[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2003，145（5）：515-533.

[41] PROUTEAU G，SCAILLET B.Experimental Constraints on the Origin of the 1991 Pinatubo Dacite[J].Journal of Petrology，2003，44（12）：2203-2241.

[42] RIDOLFI F，RENZULLI A，PUERINI M.Stability

and Chemical Equilibrium of Amphibole in Calc-alkaline Magmas：An Overview，New Thermobarometric Formulations and Application to Subduction-related Volcanoes[J].Contributions to Mineralogy and Petrology，2010，160（1）：45-66.

[43] WILLIAMSON B J，HERRINGTON R J，MORRIS A.Porphyry Copper Enrichment Linked to Excess Aluminium in Plagioclase[J].Nature Geoscience，2016，9：237-241.

[44] BLUNDY J D，WOOD B J.Crystal-chemical Controls on the Partitioning of Sr and Ba Between Plagioclase Feldspar，Silicate Melts，and Hydrothermal Solutions[J].Geochimica et Cosmochimica Acta，1991，55（1）：193-209.