利用鏡質體反射率方法尋找隱伏巖體
——巖漿熱場應用的一個實例

張　旗， 金維浚， 李承東， 王金榮， 焦守濤，， 陳萬峰

（1.中國科學院 地質與地球物理研究所， 巖石圈演化國家重點實驗室， 北京 100029； 2.中國地質調查局天津地質調查中心， 天津 300170； 3.蘭州大學 地質科學與礦產資源學院， 甘肅 蘭州 730000； 4.北京礦產地質研究所， 北京 100012）

利用鏡質體反射率方法尋找隱伏巖體
——巖漿熱場應用的一個實例

張旗1， 金維浚1， 李承東2， 王金榮3， 焦守濤1，4， 陳萬峰3

（1.中國科學院 地質與地球物理研究所， 巖石圈演化國家重點實驗室， 北京 100029； 2.中國地質調查局天津地質調查中心， 天津 300170； 3.蘭州大學 地質科學與礦產資源學院， 甘肅 蘭州 730000； 4.北京礦產地質研究所， 北京 100012）

尋找隱伏巖體是熱液礦床找礦中一項重要的任務。識別隱伏巖體的方法很多， 如磁法、電法、重力法等， 很多很有效。但是， 缺少了一個既直接又簡便的方法： 鏡質體反射率方法。巖漿侵位必然在周圍形成一個熱場， 且隨著距離巖漿的遠近形成一個溫度梯度場， 疊加在地熱場之上。因此， 依據巖漿熱場的變化即可發現隱伏巖體。如果我們能夠知道隱伏巖漿的性質、圍巖的熱傳導參數， 甚至可以定量地查明隱伏巖體的深度、位置和規模。本文介紹煤田和石油地質部門最常用的鏡質體反射率（vitrinite reflectance， 以Ro表示）方法， 具有簡單、經濟、有效、實用、快捷的優點。利用該方法識別隱伏巖體的有效距離根據巖體規模、成分、深度不同大約在幾米至幾公里范圍。無論新老礦區， 只要有志留紀以后的含泥質的巖石， 都可以嘗試采用這種方法。該方法既適用于地表也適用于鉆孔。對于老礦區， 有條件開展三維立體層面上的研究； 新礦區鉆孔少， 應注意了解鉆孔不同深度Ro變化的情況， 尤其注意鉆孔中某些深度Ro突變的情況以及隨鉆進深度增加Ro變化的情況， 以便及時指導找礦。筆者認為， 在礦區和非礦區， 隱伏巖體的意義是不一樣的。在礦區（無論新礦區老礦區）， 巖體與流體有相伴出現的可能性。如果在礦區發現Ro出現異常（Ro＞2%）， 則應注意考察是否有與隱伏巖體相伴的礦化的可能性。筆者希望將該方法引入到礦床學研究中來， 并結合熱液金屬礦床成礦作用的特征， 開拓出新的應用前景， 推進深部找礦取得新的進展。

鏡質體反射率； 隱伏巖體； 巖漿熱場； 方法； 成礦； 花崗巖

卷（Volume）39， 期（Number）6， 總（SUM）149

頁（Pages）1094～1107， 2015， 12（December， 2015）

識別隱伏巖體是熱液礦床找礦中一項重要的任務。識別隱伏巖體的方法很多， 如磁法、電法、重力法等， 很多很有效， 王維和湯靜如（2013）對此有很好的歸納。但是， 缺少了一個既直接又簡便的方法： 巖漿熱場法， 即巖漿產生的熱場或熱效應的方法。巖漿是熱的， 巖漿侵位， 必然在周圍形成一個熱場， 且隨著距離巖漿的遠近， 溫度逐漸下降， 形成一個溫度梯度場， 疊加在地熱場之上。人們即可根據這種熱場溫度的分布去發現隱伏的巖漿侵入體。如果我們能夠知道隱伏巖漿的性質， 圍巖的熱傳導參數， 甚至可以定量地查明隱伏巖體的深度、位置和規模。這并不是什么新鮮的見解， 國外從20世紀50～60年代開始， 即非常注意對這個問題的研究（Carslaw and Jaeger， 1959； Jaeger， 1961， 1964；Feoktistov， 1972； Fedotov， 1976； Duffield and Ruiz，1992； Rubin， 1995； Webber et al.， 1999； Gunson et al.，2000； Ascencio et al.， 2006； Fjeldskaar et al.， 2008；Eldursi et al.， 2009； Kol'tsov， 2010）， 國內這項研究開展得也比較早， 尤以煤田和石油部門研究極為出色（如： 楊起和任德貽， 1981； 楊文寬， 1982； 楊起等，1987a， b， 1996； 陳榮書等， 1989； 楊起， 1989， 1999；陳儒慶和袁奎榮， 1990； 吳傳榮， 1992； 吳江和李思田， 1993； 馬昌前等， 1994； 張正階等， 1996； 羅文積和陳家清， 1997； 馮喬和湯錫元， 1997； 張健和石耀霖， 1997； 單業華等， 1998； 范桃園等， 1999； 楊起和湯達禎， 2000； 張映紅和顧家裕， 2003； 萬志軍等，2005； 劉洪林等， 2005； 楊興科等， 2005； 章邦桐等，2007， 2012； 周安朝等， 2010； 朱傳慶等， 2010； 王大勇等， 2011； 王民等， 2011； 王滿等， 2012； 齊天，2012； 趙慈平等， 2012； 唐曉音等， 2013； 馬野牧等，2013）， 只是專注于固體地球科學的巖漿巖巖石學家和礦床學家沒有給予適當的注意而已。

測定巖漿熱場的方法很多， 在微觀尺度上有鏡質體反射率、牙形石色變指數、孢粉體的半透明度、孢子體的熒光性、干酪根中碳的重量、黏土礦物的轉化序列、流體包裹體測溫、磷灰石裂變徑跡、牙形石色變指數（CAI）、自生礦物組合、氧同位素和40Ar/39Ar比值等； 大尺度上有居里面及熱泉分布等（吳江和李思田， 1993）。此外， 還有接觸變質暈方法、蝕變分帶、礦化分帶方法等。根據煤田和石油地質部門多年實踐的經驗， 鏡質體（或鏡質組）反射率（vitrinite reflectance）是一個非常簡便、有效、實用、精確的方法。需要提出的是， 楊瑞琰和鮑征宇（2005）對江西銀山礦床隱伏巖體的研究采用了流體動力學的熱質輸運-反應體系模擬了該區的溫度場， 即包含了巖漿熱場的概念。那么， 什么是巖漿熱場呢？簡略地說， 它指的是： 在一個很短的時間內， 在一個局部的地區出現的巖漿活動， 使該區域地熱梯度明顯上升， 形成一個局部區域的瞬間熱場。熱場的規模通常很小， 離巖體約幾米至幾公里。熱異常和等溫線疊加在地熱場之上， 大體垂直于地熱場分布。巖漿熱場范圍的大小和形狀與侵入體的溫度、成分、形態、大小、侵入深度以及流體、構造、圍巖性質等有關。巖漿熱場與地熱場不同， 包括它們各自熱的來源不同， 熱的分布不同， 地溫梯度不同， 熱場規模不同， 持續的時間不同， 熱與流體的關系不同以及研究方法不同等（見張旗等， 2013， 2014a， 2014b）。

1　什么是鏡質體反射率？

鏡質體是高等植物木質素經過生物化學降解作用和凝膠化作用而形成的膠狀體， 在煤和炭質泥頁巖中含量最高， 在海相碳酸鹽巖中含量最低。鏡質體在受熱時， 化學組成和結構會發生相應的變化，其中最具特征的是反射率的變化。鏡質體反射率即鏡質體表面反射光與入射光之間的比率， 通常用油浸物鏡下測得的反射率Ro（%）來表示（蔣國豪等，2001； 王強， 2007）。

鏡質組反射率是煤化程度的函數， 取決于溫度、壓力和時間等因素。平均反射率值主要受溫度和溫度作用的時間所控制， 而反射率各向異性（即雙反射率）則主要受煤化過程中應力條件的影響（曹代勇和王文俠， 1990）。Barker （1986）專門研究過鏡質體反射率與古地溫之間的關系， 通過世界上35個地區600多個腐殖型有機質的平均鏡質體反射率Ro值與對應的最高溫度Tpeak統計分析得出：

該方法剔除了時間因素的影響， 尤其適用于研究存在地層剝蝕的多旋回沉積盆地（疊合盆地）， 但是該方法在Ro值小于0.9%時計算的古地溫偏低， 而在較高成熟度階段計算的古地溫偏高， 因此必然帶來計算出的古地溫梯度也會是較高的（王強， 2007）。

鏡質體反射率的測定方法類似于光薄片研究方法， 需將巖石樣品制成光片， 用顯微光度計測定。由于鏡質體反射率與溫度之間存在一定的函數關系，還由于它具有對熱的敏感性和變化的不可逆性， 且易于精確測定， 被視為靈敏的地質溫度計（表1）， 被石油和煤田地質部門作為最佳古地溫方法普遍加以應用（楊起等， 1987a， 1987b； 王強， 2007）。鏡質體反射率與煤質、煤變質的溫度及其埋深深度有密切的關系， 可用來反推其形成的溫度和埋深深度（表2）。

表1　鏡質體最大反射率（Ro，max）與其形成溫度對應值（楊起等， 1987b）Table 1　Maximum vitrinite reflectances （Ro，max） and their corresponding temperatures

鏡質體反射率受影響因素很多， 包括溫度、構造、壓力等， 不同實驗室測定的數據不同也有影響（曹代勇和王文俠， 1990； 蔣國豪等， 2001； 馬安來和張大江， 2002）。Ro主要與溫度有關， 斷裂、構造等也能造成局部Ro的升高， 有人甚至認為構造帶的影響可能比溫度更加明顯。筆者認為， 這可能更適合Ro比較小的情況。對于尋找隱伏巖體來說， 首先， 很低的Ro可能是地熱增溫率引起的， 我們只關注Ro數值高的部分（至少Ro＞2%）。其次， 對Ro的精確度要求并不高， 即使Ro誤差達到±0.5%， 也不會影響我們的判斷。我們的研究認為， 如果Ro＞3%， 應當主要與巖漿熱場有關， 無煙煤分布區的下部大概就有隱伏巖體出現。第三， 斷裂的作用導致鏡質體反射率等值線主要為拉長的條帶狀分布， 如果鏡質體反射率等值線為渾圓狀分布， 即可能是巖體的影響而非構造的影響。再說， 即使是斷裂的影響， 斷裂導致Ro數值升高也是與斷裂帶來的熱和熱水有關， 根源還是下部有巖漿。

表2　煤系烴源巖有機質演化階段及煤化作用參數表（轉引自程喆等， 2011）Table 2　The evolution stages of organic matters in hydrocarbon source rocks and coalification parameters

如何判斷Ro的變化是否與巖漿有關并非難事。國外根據25個煤田， 時代自二疊紀至第三紀的22540個鏡質組反射率的統計分析， 在深成變質作用下， 與埋深1000 m、2000 m、3000 m、4000 m所對應的Ro眾數值分別為0.344%、0.415%、0.530%、0.630%（楊起等， 1988）。如桂西北地區， 上二疊統煤層的最大埋深小于6000 m， 按照上述標準， 對應的Ro應小于1%。但實際上區內的Ro值遠大于1%（2%～5%）， 顯然是一種異常的情況， 表明有來自其他熱源的強烈影響（吳江和李思田， 1993）。這種情況可以用圖1予以說明。圖1是一個虛擬的巖漿熱場圖。在圖1a中， 地熱場的等溫線大體是水平方向分布的， 巖漿熱場等溫線圍繞巖漿侵入體， 大體是垂直分布的， 由侵入巖向外溫度逐漸降低。如果在相應的深度得到的Ro值與全球平均值接近（例如，當深度達到5000 m時， Ro仍然＜1%， 圖1b）， 其演化線（圖1b中的綠色粗實線）指示該區為正常的地熱場。圖1c鉆孔2的上部顯示為正常地熱場的特征，下部Ro逐漸增高， 在同樣的深度上， Ro明顯大于鉆孔1得到的Ro值（＞3%， 圖1c）。下部Ro值的明顯增高解釋為巖漿熱場的影響（圖1c中的紅色粗實線）。鉆孔3開孔在巖漿熱場范圍， Ro值很高， 大多在2%～5%之間。Ro值與深度關系的曲線變緩（紅色粗實線）， 指示受巖漿熱場的控制（圖1d）。鉆孔4同鉆孔1一樣， Ro值變化屬于正常地熱場的情況（以綠色粗實線代表）。但在局部深度Ro出現異常高值（Ro＞3%，圖1e的紅色粗實線）， 過了這個深度又恢復到正常地熱場的情況（Ro值＜1%， 綠色粗實線）。暗示鉆孔旁側有巖床或巖株出現， 雖然在鉆孔中并未見到侵入體。圖1展示的是一個巖漿熱場在剖面上變化的情況， 該熱場在平面圖上通常會出現一個Ro高的等值線范圍。

總的說來， 目前鏡質體反射率是古地溫研究中應用最廣泛、研究最深入也最為有效的指標。雖然利用它來研究古地溫也存在著一定的局限性和誤差，但總體說來這是一種費用少、準確性較高的方法（李善鵬和邱楠生， 2003）。

2　應用鏡質體反射率方法尋找隱伏巖體的幾個實例

應用鏡質體反射率方法尋找隱伏巖體已經取得許多成果， 下面舉幾個實例。下述實例中， 古溫度測量有些采用了鏡質體反射率方法， 有些不是。部分作者還根據古溫度場的分布對隱伏巖體進行了預測，是很有預見性和超前性的。

2.1北京房山巖體

宋鴻林和朱寧（1998）對北京房山巖體圍巖的變形作用和熱場進行了研究， 得出了圍繞房山巖體的古地溫分布圖（圖2a）。他們采用4種方法估計古溫度： （1）變質礦物組合所反映的變質相方法； （2）礦物地質溫壓計方法（包括角閃石-斜長石、石榴石-黑云母、白云石-方解石溫度計等）； （3）方解石脈中鈣鎂含量方法； （4）包裹體測溫法。房山巖體熱場分布范圍很寬， 以溫度降低至200 ℃為界， 巖漿熱場的寬度約達30 km， 顯然不是房山巖體地表出露的部分能夠解釋的， 推測可能深部有隱伏的大巖體（圖2b）。

圖1　巖漿熱場與鏡質體反射率的關系示意圖Fig.1　The relationship between magma thermal field and vitrinite reflectance

早先的研究大多認為房山巖體（又稱為周口店巖體）為小巖株， 是底辟侵位的（馬昌前， 1988； 王人鏡和馬昌前， 1989； 燕濱等， 2008）。而根據巖漿熱場的分布它應當為一個規模較大的巖基， 地表出露的部分僅是冰山之一角。圖2a系根據宋鴻林和朱寧（1998）的資料簡化， 圖2b為筆者解釋溫度場分布試擬的， 僅供參考。

2.2湖南騎田嶺巖體

煤田地質研究表明， 圍繞中生代的騎田嶺花崗巖煤質存在有規律的變化： 靠近巖體為高變質的石墨和無煙煤， 遠離巖體為貧煤。圖3即是根據騎田嶺巖體周圍煤的揮發分變化和一些熱變質礦物的分布結合X-衍射等對煤結構的測定得出來的。圖3中紅色虛線示揮發分等值線（1%～10%）； 藍色鎖線示煤變質帶界線； I、II、III、IV分別代表變質帶級別的編號。自巖體向外依次可分為4個煤變質帶（畢汝泉等， 1981）： 第I變質帶為石墨帶和超無煙煤帶， 寬約幾百米， 煤和圍巖中出現大量電氣石、紅柱石等變質礦物， 為近巖體的熱接觸變質帶； 第II變質帶為高-中變質無煙煤帶， 寬度2～5 km， 溫度大約在250～410 ℃之間； 第III帶為低變質無煙煤帶， 寬約9 km， 溫度大約在250 ℃以下； 第IV帶為貧煤帶（包括部分低變質無煙煤）， 最寬約17 km。研究表明，騎田嶺花崗巖接觸面向外傾（畢汝泉等， 1981）， 因此導致熱場范圍很寬。熱場實際寬度估計不超過幾公里。

2.3山西太原西山煤田

太原西山煤田是位于沁水盆地西北側的一個石炭系-二疊系煤田， 在燕山期發生的巖漿侵入事件在該煤田形成了異常的古地熱場， 使煤級在短暫地質時限內迅速增高。劉洪林等（2005）對太原西山煤田的研究發現， 鏡質組反射率圍繞狐偃山巖體分布， 據此還發現在西山煤田的東南部還存在一個更大的隱伏侵入巖體， 該侵入體已被重磁探測和煤田鉆探證實， 是一個位于石炭系-二疊系之下的燕山期石英二長巖， 命名為祁縣花崗巖（圖4）。圖4中實線為Ro等值線， 虛線為煤層露頭范圍； 紅色示狐堰山巖體，虛線圈定的范圍為祁縣隱伏巖體。

圖2　北京房山變質核雜巖中生代早期地熱異常等溫線略圖（據宋鴻林和朱寧， 1998修改）Fig.2　Isothermal map of the Early Mesozoic paleogeothermal anomaly around the Fangshan metamorphic core complex， Beijing

圖3　湖南梅田礦區龍潭組12號煤層變質帶示意圖（據畢汝全等， 1981簡化）Fig.3　Schematic map of the metamorphic belt of No. 12 coalbed of the Longtan Formation in the Meitian mine， Hunan province

圖4　太原西山煤田巖漿活動與Ro等值線圖（據劉洪林等，2005）Fig.4　Map showing the magmatism and Rocontour in the Taiyuan Xishan coal field

2.4湖南邵陽煤田

邵陽地區中生代花崗巖分布廣， 對煤的變質作用有很大的影響， 使該區晚二疊世煤的煤級普遍達氣煤或肥煤階段。在靠近侵入巖的部位， 煤的變質程度提高到焦煤、瘦煤、貧煤、無煙煤甚至石墨階段。如鄧家鋪、羅城、牛頭寨-高桂山地區（圖5）， 有中生代侵入體及隱伏巖體分布， 導致形成了以鄧家鋪-牛頭寨-高桂山為中心的煤變質環帶。從圖5看，邵東、祁陽地區Ro，max＜1.0%， 而在有中生代侵入巖分布的地區， Ro，max通常＞3.0%， 在鄧家鋪、牛頭寨-高桂山一帶甚至＞5.0%。在Ro，max＞3.0%和熱液礦點密集分布的地方， 周春光等（1996）推測可能存在3個隱伏巖體（圖5虛線圈定的棕色范圍）。

圖5　邵陽含煤區龍潭組2煤Ro，max（%）等值線圖（據周春光等， 1996）Fig.5　Isogram for Ro，max（%） of coal No.2 in the Longtan Formation in the Shaoyang coal-bearing region

2.5湖南漣源煤田

湘中漣源凹陷周邊有印支期（淺紫色）和燕山期（紅色）花崗巖分布。石炭系測水組煤系Ro在靠近巖體處最大值為10.58%， 向盆地中心降為3.00%（畢華等， 1997）， 導致從盆地邊緣向中心烴源巖熱演化程度遞減的現象。盆地東北為印支期的溈山花崗巖，但是， 并不是Ro最高的部位（圖6）。最高的Ro值在南部， 畢華等（1997）推測可能是由龍山2個隱伏的花崗巖（黃色）引起的。

3　根據Ro推測隱伏巖體的幾個實例

下面根據某些地區已經得到的鏡質體反射率，嘗試推測可能的隱伏巖體。

3.1西藏比如盆地

王先美等（2011）報道了青藏高原比如盆地中-上侏羅統烴源巖研究的成果， 他們對該區鏡質體反射率研究的結果展示在圖7中。從圖7看， 比如盆地鏡質體反射率普遍較高（Ro＞2.0%）， 其中Ro＞4.0%的數據分布在盆地中部和東部。該區燕山期和喜山期巖漿巖發育， 但是， 該區地表出露的巖漿巖似乎還不足以解釋該區Ro的分布， 尤其中部Ro＞4.0%的部位。因此， 筆者推測在比如和那曲之間Ro＞4.0%的部位之下可能有隱伏巖體（圖7中用白色粗虛線表示，紅色示侵入體， 數字示Ro（%）。

圖6　漣源煤盆地測水組煤變質分帶（據畢華等， 1997）Fig.6　The coal metamorphic belt of the Ceshui Formation in the Lianyuan basin

圖7　比如盆地拉貢塘組Ro分布圖（據王先美等， 2011修改）Fig.7　Ro（%） distribution of the Lagongtang Formation in the Biru Basin

3.2松潘-阿壩地區

松潘阿壩與四川盆地僅一山（龍門山）之隔， 地質情況卻完全不同： 四川盆地沉積地層發育， 中生代地層盛產油氣， 而松潘-阿壩地區中生代僅有三疊紀地層出露， 且多印支期花崗巖侵入體（金維浚等，2005）。四川盆地三疊紀為前陸盆地， 后逐漸向山間盆地演化， 侏羅紀以來則主要為河流湖沼相沉積。而松潘阿壩地區三疊紀后整體抬升， 侏羅系、白堊系及第三系僅零星分布（范明等， 2006）。因此， 四川盆地和松潘-阿壩地區的Ro值也明顯不同， 松潘阿壩地區Ro明顯地高， 普遍＞2%， 局部＞4%， 主要受巖漿活動的影響（范明等， 2006）。從圖8看， Ro＞4%的范圍主要分布在圖的南部和西北部（松潘-紅原-阿壩以南、久治以北和瑪曲以西）。據筆者初步考察， 該區三疊紀地層出露廣泛， 厚度巨大， 褶皺強烈， 部分地區經歷了明顯的低級-甚低級變質作用，為板巖和千枚巖。上述地區三疊紀巖漿活動的規模很小， 僅紅原之南的達古冰川花崗巖規模較大， 不足以解釋該區Ro明顯普遍高的現象。筆者推測， 該區Ro值普遍較高（＞2%）可能與區域強烈構造變動導致的區域熱變質作用有關， 而該區幾個Ro特別高的地區（Ro＞4%～8%）， 可能與巖漿侵入活動有關。但目前地表出露的零星小巖體無法解釋Ro值的分布狀況， 估計深部可能有較大的隱伏巖體存在（圖8虛線圈定的黃色部分）。松潘以南Ro明顯呈圓形分布， Ro值最高， 類似變質核雜巖的熱分布狀態， 顯然可能是巖漿侵入造成的。毛爾蓋之南的Ro高值與達古冰川花崗巖出露的位置大體吻合， 根據Ro的分布， 巖體深部可能規模更大。而紅原之南的Ro高值可能暗示在馬爾康地區（已出圖）應該有一個隱伏的大巖體。此外， 在久治以北和瑪曲以西也可能有一個隱伏巖體。

圖9　南華北地區上古生界山西組Ro等值線（據趙俊峰等， 2010， 2011簡化、修改）Fig.9　Contour map of the Rovalues from the Shanxi Formation of the Upper Paleozoic in the southern North China Craton

圖8　松潘-阿壩地區Ro分布圖（據范明等， 2006修改）Fig.8　Rodistribution of the Songpan-Aba area

3.3南華北盆地

煤田和石油地質部門對南華北盆地煤田資源進行了許多研究， 他們得出了一份很有價值的鏡質體反射率分布圖（圖9）。該圖據趙俊峰等（2010， 2011）的資料修改。Ro等值線僅選用了Ro＞2.0%的數據，Ro＜2.0%的等值線沒有予以表示。筆者推測該區Ro＞3.0%的資料可能與巖漿熱場有關， 尤其濟源地區。圖中淮北地區的資料據趙俊峰等（2010， 2011）、李雷（2011）和汪青松（2010）。

據研究， 南華北盆地沉積巖厚度很大， 如果按照正常的地熱增溫率， 深度達到3000～4000 m， Ro大約在1.0%左右， 而該區不少地方Ro超過3%， 甚至達到6%， 這顯然不是正常的情況。許多人認為， 南華北盆地異常高的Ro可能是區域變質作用和局部巖漿作用兩個因素導致的結果。但是， 喆程等（2011）認為， 該區中生代以來的巖漿作用是造成局部地區熱演化程度較高的根本原因。筆者贊同這一見解，認為導致南華北Ro高的原因可能主要是中生代巖漿活動造成的， 可能的依據如下：

（1） 石油和煤田地質勘探在若干地區已經鉆遇了中生代巖漿巖， 包括中酸性火山巖和侵入巖。趙俊峰等（2011）指出， 南華北已發現的巖漿巖主要來自燕山期和喜山期兩個時代， 本文只關注燕山期的巖漿活動。周口坳陷燕山期巖漿活動主要分布在周口中南部凹陷帶， 在沈丘凹陷中部周參10井、周參11井已經鉆遇燕山期中酸性火山巖及花崗巖， 汝南凹陷周參17井見1700 m安山巖， 同位素年齡為135 Ma。太康隆起太參2井、新太參1井也鉆遇了燕山期花崗巖及中酸性噴出巖（趙俊峰等， 2010， 2011， 圖9）。

（2） 據趙俊峰等（2010）報道， 南華北盆地北部的濟源、滎鞏及焦作等煤田（圖9的西北角）大多經歷了異常高、但又不均勻的差異熱演化過程。如濟源地區的克井礦區， 山西組下部煤層Ro值高達6.0%～7.0%， 已為超級無煙煤； 向西不到20 km的下冶礦區Ro減小為1.89%～2.5%， 達貧、瘦及無煙煤階段。偃龍煤田10個地點的反射率都在5.0%以上， 到諸葛礦Ro又降到2.91%。由東向西逐漸變低的煤變質趨勢十分明顯。滎鞏煤田Ro在4.2%～5.7%之間。趙俊峰等（2010）指出， 上述煤田雖熱演化程度很高，但少見巖漿侵入煤系的直接證據， 故不認為是巖漿活動造成的。但是， 筆者認為， 上述地區短距離內Ro的明顯變化， 極有可能是巖漿侵入的結果。

（3） 據趙俊峰等（2011）報道， 在南華北及周邊某些煤田中， 發育高變質含煤區， 在這些煤田內及其周邊已發現多處燕山期巖漿活動侵入煤系的現象。如永城-商丘一帶有閃長巖和輝綠巖以巖株、巖墻或巖脈形式侵入煤層。淮北朔里礦高變質煤與北鄰丁里巖體有關。陜澠礦區的支建煤礦、平頂山石龍礦區、確山吳桂橋等地也發現了巖漿侵入煤系的現象（吳桂橋英安巖的U-Pb鋯石年齡為123 Ma）。據汪青松（2010）報道， 在徐州、永城、淮北宿遷地區， 燕山期巖漿活動以閃長玢巖、石英閃長玢巖、石英二長閃長玢巖為主， 分布面積已達數百余平方千米， 與鐵、銅、金等礦產關系密切。

（4） 中國東部巖漿活動研究表明， 華北在中生代存在大規模巖漿活動。只要是有基巖出露的地區，中生代巖漿巖總是占有相當的數量， 如冀北、燕山、膠東、遼東、豫西等地的實例。因此， 圖9從濟源經鄭州、開封到太康的區域內， 鏡質體反射率（Ro）大于3%的部分， 很可能深部有較大的隱伏巖體。

4　尋找隱伏巖體的意義

尋找隱伏巖體對找礦是很有意義的， 尤其在礦區范圍內外， 如果含礦熱液發育， 且與巖漿活動有關， 這時， 尋找隱伏巖體即是深部找礦的重要手段。下面舉幾個實例：

4.1滇黔桂金三角卡林型金礦利用熱作用參數找礦的嘗試

吳江和李思田（1993）研究了滇黔桂“金三角”地區熱作用參數（熱作用參數即巖漿熱場， 筆者注）與卡林型金礦的關系。他們的研究表明， 熱作用參數既是古地熱活動留下的痕跡， 也是恢復古地熱活動的工具。應用熱作用參數一是建立古地熱場， 通過成礦期古地熱場的建立， 結合成礦溫度， 推斷成礦作用在空間上的分布情況； 二是判斷隱伏巖體， 揭示出那些貌似與巖漿活動無關的成礦區的真實情況，并推斷可能由巖漿熱液活動所帶來的礦質。

4.2美國內華達州卡林型金礦研究的啟示

美國內華達州是卡林型金礦的發源地， 那里的許多卡林型金礦區除常見脈巖外， 還有侵入巖和火山巖的發育（Ressel and Henry， 2006）。研究表明， 該區卡林型金礦與始新世（42～36 Ma）火山巖和淺成侵入巖有關。有些礦區無淺成侵入巖出露， 但是， 根據巖脈的分布以及航磁異常推測， 深部可能存在隱伏巖體（圖10a）。圖10a是據Ressel and Henry （2006）的資料修改的， 不同顏色的虛線代表不同溫度的等溫線， 系筆者試擬， 只表示等溫線分布的變化， 沒有定量的概念。圖10b也是筆者試擬的， 代表可能的鏡質體反射率Ro變化的趨勢。筆者認為， 如果該剖面根據航磁資料推測的隱伏巖體的深度是可能的，則可形成一個圍繞巖體分布的熱場。由于隱伏巖體南部淺北部深（圖10a）， 故巖漿熱場的溫度是南高北低。如果沿剖面做Ro測量， 其值也應當是南高北低（圖10b）。如果上述情況是合理的， 即可推測在北部的深部還有找到卡林型金礦的可能。

4.3甘肅南部卡林型金礦擴大找礦的可能性

甘肅南部位于陜甘川金三角的西北部， 筆者曾經對該區印支期巖漿巖進行過研究（金維浚等， 2005；張旗等， 2009）， 發現該區北部巖漿巖分布較多， 而南部較少。北部成礦有卡林型、矽卡巖型和斑巖型等， 南部主要是卡林型（如陽山、大水、馬腦殼、拉爾瑪、鹿兒壩、早子溝等）。鑒于西秦嶺印支期金銅尤其是金礦分布多， 儲量大， 可能是中國金礦最具潛力的地區之一。我們設想： 卡林型金礦出露的地區雖然很少有侵入體的顯示， 或僅有一些小巖脈、巖株、巖床， 但是， 深部可能隱伏有較大的巖體。卡林型金礦最可能出現在距大巖體一定距離的一定的巖漿熱場范圍內， 如圖10a所示。為此， 可以嘗試從查明隱伏巖體入手： 首先利用鏡質體反射率和其他方法查明該區巖漿熱場的分布， 識別可能的隱伏巖體的信息（如Ro高值區）； 其次在若干Ro值高的區域進行物化探研究， 查明是否有成礦作用的顯示； 第三， 在上述研究的基礎上選擇若干有成礦潛力的區域開展鉆探研究。該區范圍很大， 長寬約500×300 km2， 似乎無從下手。鑒于該區已經積累了很多資料，可以先從航磁、重力、化探、遙感等方法入手， 選擇可能有隱伏巖體顯示的區域， 開展小比例尺鏡質體反射率測量。然后， 逐漸縮小范圍， 進行大比例尺鏡質體反射率測量， 確定進一步研究的區域， 實現找礦的突破。

圖10　美國內華達州卡林礦帶北-中部剖面示意圖（Ressel and Henry， 2006）Fig.10　Schematic cross section of the northern and central Carlin trend in Nevada， America

4.4銅陵礦集區深部找礦問題

銅陵礦區深部巖體及找礦問題已經有了許多的研究， 例如嚴加永等（2009）利用航磁3D反演成像技術識別隱伏巖體， 取得了很好的效果。采用該方法可以獲得巖體的3D形態， 如頂部埋深、界面起伏、空間形態等（嚴加永等， 2009）。此外， 許多人認為銅陵深部可能存在一個大巖體， 銅陵的銅和金， 包括許多小巖體， 即來源于這個深部的未知大巖體。王慶飛等（2004）的研究支持這種見解。為此， 建議采用鏡質體反射率方法對上述研究進行驗證： （1）對地表早于侵入巖時代的地層進行采樣（主要采泥質巖、含炭質的泥質巖）， 圈定Ro等值線， 查明深部是否有隱伏巖體出現的可能。（2）沿鉆孔取樣， 考察鉆孔中是否有Ro突變的情況（如圖1e鉆孔4的情況）， 如果有Ro突變， 則暗示鉆孔旁可能有隱伏巖體。當然， 一孔之見不足以確定隱伏巖體的位置， 應當利用多個鉆孔， 編制Ro等值線三維圖予以確定。（3）選擇鉆進深度大的若干鉆孔， 查明鉆孔底部Ro值的變化情況，如果該值超過正常深度Ro的允許值且沒有降低的趨勢（如Ro＞3%）， 則暗示在終孔位置以下的深部有隱伏巖體存在的可能性。銅陵礦區碳酸鹽地層出露廣泛， 是一個不利于該方法使用的因素， 但是， 仍然有一些含泥質巖的地層， 尤其是二疊系的龍潭組，泥頁巖豐富， 夾薄煤層， 是最佳測定對象。

4.5與巖漿作用有關的熱液礦床、矽卡巖型礦床等的找礦問題

這類礦床很多， 如金銅鎢錫鉛鋅鉬銀汞銻等。

首先， 對一些老礦區、研究程度較高的礦區， 可以考慮利用鏡質體反射率方法從尋找隱伏巖體入手去擴大找礦。老礦區資料多、鉆孔多， 有條件開展鏡質體反射率的三維立體研究。

其次， 對一些新礦區開展鏡質體反射率測量也是有益的， 雖然新區鉆孔少是一個不足， 但是， 對于了解鉆孔中沒有見到而鉆孔旁側可能出現的隱伏巖體可能是有啟示的。因此， 對新區地表和鉆孔兩方面的鏡質體反射率研究都不應忽視。

第三， 礦區隱伏巖體有一個特點， 即巖體與流體（熱液蝕變）活動可能有關。因此， 在尋找隱伏巖體的同時不可忽略對流體的追蹤。找隱伏巖體不是我們的目的， 目的是找礦， 找礦離不開流體。如果一旦發現了隱伏巖體的跡象， 應立即開展地質及相應的物化探研究， 查明是否有含礦流體出現及其與隱伏巖體的關系。

第四， 礦區如果小巖體多， 礦體多， 構造必定多。因為， 巖體和礦體可能主要受構造制約， 沿一定的構造發育。這時， 不僅巖體是熱的（形成巖漿熱場），流體是熱的（形成流體熱場）， 而且構造部位也可能是熱的（形成構造熱場）。因此， 一旦發現鏡質體反射率出現異常的高值， 即可著手找礦方面的研究。

5　結　語

（1） 尋找隱伏巖體是有意義的： 一是對了解大片覆蓋區巖漿活動期間的地殼厚度和地殼熱狀態有用（張旗， 2014）； 二是對熱液礦床找礦有用。因此，伴有礦化的隱伏巖體是值得特別關注的， 尋找隱伏巖體， 找隱伏的含礦巖體， 是找礦的重要目標。

（2） 尋找隱伏巖體的方法很多， 如常用的磁、重力、電法等， 但是， 忽略了一個熱法。相比之下， 利用巖漿熱場理論， 采用鏡質體反射率方法尋找隱伏巖體， 可能是一個最簡單、精確、實用的方法：

簡單是因為它經濟省錢， 設備簡單， 只需要一臺光學顯微鏡即可。我們甚至可以不用添加設備，不用建立實驗室， 野外采樣直接送煤田或石油部門實驗室進行測試即可。

精確是由于鏡質體屬于有機質， 對溫度十分敏感， 可以感知十幾度范圍內溫度的變化； 因此， Ro的靈敏度很高， 數據精確可靠（與地質方法、變質暈方法比較）。盡管鏡質體反射率具有非均質性， 但是，如果取多次測量的平均值可避免這種缺陷。鏡質體反射率一個最大的特點是其具有的不可逆性， 盡管我們所研究的對象巖漿巖早已冷卻了， 但是， Ro所記錄的卻是該樣品所達到的最大溫度值。

實用是該方法應用領域廣， 只要是志留紀及其以后的含泥質比較豐富的地層即可滿足測定Ro的需要。鏡質體反射率主要與溫度有關， 如果Ro值超過了由地熱場導致的溫度變化， 則可判斷是由巖漿巖引起的。盡管熱的流體、構造帶也可以導致溫度升高， 形成熱場， 但其規模很小， 形態變化大， 易與巖漿熱場區分開。說到底， 熱流、斷裂所攜帶的熱的來源仍然是巖漿， 只是巖漿熱場的另外一種表現而已。有人用莫霍面抬升來解釋局部性的熱場， 在地殼淺部， 這種解釋的可能性是值得商榷的。

（3） 利用鏡質體反射率方法找礦不受比例尺的限制， 可以大到宏觀的區域上的規模， 如全國、一省、數省的范圍； 可以是一個礦集區的范圍（如銅陵、德興、騎田嶺）； 也可以小到一個礦體、一個鉆孔、一個坑道的規模。如楊起等（1987b）對全國煤質分布與中生代巖漿活動關系的研究， 如馬東升（1999）對大華南礦床分布的研究， 如吳江和李思田（1993）對滇黔桂金礦的研究等。

（4） 該方法既適合老礦區也適合新礦區。老礦區資料多、鉆孔多， 使用該方法的空間大， 范圍廣， 有條件開展三維立體研究； 對于新礦區來說， 鉆孔少是一個嚴重的限制， 應注意了解鉆孔鉆進過程中Ro的變化。尤其注意鉆孔中某些深度Ro突變的情況以及隨鉆進深度增加Ro增加的情況， 以便及時指導找礦。前者暗示在Ro突變處附近有巖體的顯示（如圖1e）； 后者暗示深部可能有巖體存在（圖1c和1d）。

（5） 礦區和非礦區隱伏巖體的意義是不一樣的。在礦區， 無論新老礦區， 巖體有與流體相伴的可能性， 當然不是指每個巖體。因此， 如果在礦區發現Ro出現異常， 應相應地開展礦化方面的研究， 考察隱伏巖體與成礦的關系。

（6） 由于鏡質體是一種有機物殘留體， 只出現在志留紀及其以后的沉積巖中。它在煤和泥質巖中的含量很高， 在碳酸鹽巖中含量很低。因此， 該方法的應用也受一定的限制， 它不適合老于志留紀的地層， 不適合碳酸鹽巖地層。幸好我們隨后的研究發現還有一類海相鏡質體， 它在早古生代的泥質巖和碳酸鹽巖中保存較多， 恰好可以彌補鏡質體反射率方法的不足（詳見陳萬峰等， 待刊）。

（7） 地球是一個大熱場， 熱場溫度高不一定都是巖漿引起的。如果熱場溫度很低（例如＜100 ℃），變化很小， 則很難區分是地熱場還是巖漿熱場。巖漿熱場是局部性的， 如果在一個小范圍內， 溫度的變化明顯， 等溫線是渾圓狀或橢圓狀的， 則等溫線環繞的中心即可能是隱伏巖體的表現。鏡質體反射率與溫度有關， 溫度低， 鏡質體反射率Ro即低。因此， 對尋找隱伏巖體來說， 我們主要關注Ro數值高的數據。在中國， 如果Ro＞3%， 基本上可以確定其下有隱伏巖體出現； Ro＜1%的數據基本上是沒有意義的； 對于Ro在2%～3%的數據應當具體分析， 在某些情況下， 它可能是隱伏巖體的反映（如四川盆地上三疊統須家河組從上到下鏡質體反射率的變化遠遠超出了地熱增溫率變化的情況）， 在某些情況下， 可能與隱伏巖體無關。

鏡質體反射率是煤田和石油地質部門非常熟悉、幾乎須臾不可離開的研究方法。幾十年來， 已經積累了數以幾十萬計、甚至上百萬計的資料； 所涉及的地區既有廣大的無巖漿巖出露的中新生代沉積盆地區， 也有巖漿活動非常發育的地區， 其中有些對于礦床學家來說可能是有用的， 可以予以借鑒。但是， 重要的仍然是將該方法引入到礦床學研究中來， 結合熱液金屬礦床成礦的特征， 開拓出新的應用前景， 推進深部找礦工作更上一層樓。

后記： 鏡質體反射率方法是筆者學習煤田和石油部門研究成果時了解的， 這是一個好方法， 對于尋找隱伏巖體非常有益， 可以嘗試應用到巖石學和礦床學的研究中來。當然， 應用時需要做一些調整和改變。感謝中國地質大學（武漢）馬昌前教授和另外兩位匿名審稿人對本文的評論與批評， 特致謝忱。

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Vitrinite Reflectance Method to Identify Concealed Intrusion： An Example of Application of the Magmatic Thermal Field Theory

ZHANG Qi1， JIN Weijun1， LI Chengdong2， WANG Jinrong3，JIAO Shoutao1，4and CHEN Wanfeng3
（1. State Key Laboratory of Lithospheric Evolution， Institute of Geology and Geophysics， Chinese Academy of Sciences， Beijing 100029， China； 2. Tianjin Center， China Geological Survey， Tianjin 300170， China； 3. School of Earth Sciences， Lanzhou University， Lanzhou 730000， Gansu， China； 4. Beijing Institute of Geology and Mineral Resources， Beijing 100012， China）

It is of crucial important to identify the undiscovered intrusions in hydrothermal deposit prospecting. There are lots of effective methods to identify undiscovered intrusions， such as magnetic， electric， and gravitational methods. However， the vitrinite reflectance method for the geothermal indicator is a direct and simple method. Magmatic emplacement is bound to form a thermal field around， and form a temperature gradient field with the distance of magma and superimposed on the geothermal field. Therefore， we can find undiscovered intrusions through analysis of the variation of thermal field. If we know the heat transfer parameters of magma and surrounding rocks， we even can quantitatively determine the depth， the location and the scale of the undiscovered intrusion. The vitrinite reflectance（expressed as a Ro） method commonly used in coal and petroleum geology is a simple， economic， and effective method to identify undiscovered intrusion. The effective distance of the method is around a few meters to a few kilometers，depending on the size， composition， and depth of different intrusion. Regardless of the new and old mining area， you can try this method so long as there is post-Silurian mud rock. This method applies to the surface can also be applied to drilling. For old mining area， there are the research data for three dimension images， for new ones， the depth of Rovariation should be noted in order to guide the prospecting work in time. The authors argue that the intrusion is commonly associated with the fluid flow in the mining area. If Roanomalies （Ro＞2%） are found in the mining area，attention should be paid to the possibility of undiscovered intrusion and the accompanying mineralization in geological expectations. The authors hope that the introduction of this method， combining with the characteristics of hydrothermal ore deposit to the study of ore mineralization， will carve out a new application and make new progress in the deep prospecting.

vitrinite reflectance； undiscovered intrusive； magma thermal field； method； mineralization； granite

P622

A

1001-1552（2015）06-1094-014

10.16539/j.ddgzyckx.2015.06.011

2014-10-20； 改回日期： 2015-05-27

項目資助： 國家自然科學基金重大研究計劃項目（91014001）資助。

張旗（1937-）， 男， 研究員。巖石學和地球化學專業。Email： zq1937@126.com