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③ 斑岩型鉬礦國內外研究現狀

斑岩型鉬礦床系指與斑岩體（高位侵入體）有關的單獨Mo礦床或以Mo為主的多金屬礦床，是熱液礦床或岩漿-熱液礦床的組成部分（芮宗瑤等，1984，2006）；斑岩型鉬礦床可以產出在不同的構造環境（Sillitoe，1972；Cooke et al.，2005；Hou et al.，2003，2004；安三元等，1984；羅照華等，2007），其成因與大規模流體活動和中酸性岩漿活動（Sillitoe，1972；Dilles，1987；Cline et al.，1991）有關，岩體多為復式侵入體，形態多為小岩株，出露面積近於1 km²或小於1 km²，岩石常具有斑狀結構（盧欣祥等，1989，2002）；常伴生有螢石或黃玉等礦物（Keith et al.，1992；Kula，2000；Seedorff et al.，2004a，b），低品位、貧F斑岩鉬礦床（如Logtung，Endako，Quartz Hill）一般與鈣鹼性岩漿有關，而高品位、富F斑岩鉬礦床（如Climax，Henderson，Questa）與富硅的花崗質組分侵入雜岩體有關（Carten et al.，1993）；斑岩型鉬礦床的典型特徵是伴隨有同心（環）帶狀蝕變及相應的細脈狀和（或）浸染狀金屬礦化（Lowell et al.，1970），蝕變分帶一般自斑岩體中心向外，依次發育鉀化帶→石英-絹雲母化帶→泥化帶→青磐岩化帶；礦體全部或部分產於中酸性（斑）岩體內，礦石具典型的浸染狀或細網脈狀構造，輝鉬礦呈星散浸染狀分布於蝕變岩石中或石英、碳酸鹽類礦物等組成的微細脈中（羅銘玖等，1991；薛春紀等，2006）；國外斑岩型鉬礦床成礦流體以富含子礦物多相包裹體和富氣、富液相包裹體為特徵，包裹體均一溫度、鹽度較高，溫度主要集中在300～400℃之間，鹽度w（NaCl eq）＞30%，流體成分以H₂O和CO₂為主，還含有少量的H₂S，CO，CH₄，N₂及，成礦過程中早期流體發生過「二次」沸騰作用或不混溶作用，晚期流體又顯示出與大氣降水混合的特點（Kamilli，1978；Bloom，1981；White et al.，1981；Cline et al.，1994；Kula，2000）。

表1-2 國外已發現的主要巨型鉬礦床

中國東部中生代典型鉬礦研究

鈉長石化（鈉長石）：這種蝕變是一種相對高溫的蝕變，形成鈉長石或鈉質斜長石，指示一個富鈉的環境。

硅化（石英）：硅化是次生硅的堆積，二氧化硅一般是由熱液（流體）帶入，也可由長石或其他礦物經蝕變後形成。硅化也是最常見的一種蝕變，幾乎在任何岩石中都有發育，發生在一個較寬廣的溫度范圍內。主要表現為岩石中石英或隱晶質二氧化硅含量增加，主要有以下兩種形式：岩石被微晶石英完全取代，硅化常在岩體邊緣形成硅化殼。由於硅化可以在廣泛的環境中由熱液作用形成，因此硅化常與其他蝕變，如絹雲母化、綠泥石化、泥化、鉀長石化等共生。如果硅化十分強烈，蝕變岩全由石英所組成，形成次生石英岩。

3.在成礦流體和成礦物質來源方面的研究取得新進展（爭議）

最近的研究表明，輝鉬礦可呈副岩漿相（accessory magmatic phase）出現在一些與板內岩漿作用有關的長英質岩石中，形成輝鉬礦飽和的岩漿。這些輝鉬礦一般很小（<20 μm），呈三角形的或六邊形片狀被包裹在石英斑晶中。LA-ICP MS熔體包裹體分析顯示，Mo含量一般為1～13 ppm（Audétat et al.，2011）。這可能暗示了長英質岩漿可以有較強的攜帶金屬Mo的能力。但是這種發現在世界范圍內是很稀少的。而鉬礦床廣泛的熱液蝕變說明熱液流體活動在成礦過程中起著決定性作用（芮宗瑤等，1984；羅銘玖等，1991），劉英俊等（1984）給出了由於熱液活動而形成的與鉬有關的不同交代岩礦化元素和礦物共生組合（表1-5）。因此，成礦流體的來源成為內生金屬礦床研究中的最關鍵問題（季克儉等，1993），但一直以來卻又尚未完全解決的問題（高合明，1995）。

就目前的研究成果而言，存在三種主要的成礦流體：①來自岩漿本身（正岩漿模型），包括兩種途徑，一是傳統的觀點，流體來自岩漿期後由岩漿本身出溶的熱液（Nielsen，1968）；二是直接來自深部的流體（杜樂天，1998；毛景文等，2005）或透岩漿流體（羅照華等，2009）；②來自變質事件中的變質水。隨著變質溫度壓力的增加，早期形成的低溫含水礦物將發生脫水反應，當這種水在圍岩中循環時有可能萃取圍岩的金屬組分到特殊的位置成礦。因此，圍岩變質水也可作為含礦流體來源之一；③近地表圍岩中的地下水或天水。目前礦床學研究中，不同同位素判別方法往往賦予同一礦區成礦流體具多源性（黃凡，2009），未能指示具體的源區，說明一個礦床中成礦流體來源可能是復雜多源的。

表1-5 不同交代岩中鉬礦化的元素和礦物組合

碳氫氧同位素判別體系對成礦流體來源的研究功不可沒。在斑岩礦床蝕變系統中，鉀化帶內的黑雲母氫氧同位素組成相當穩定，並指示成礦流體主要為岩漿流體；蝕變系統外部的絹英岩化帶、泥化帶、青磐岩化帶內以及晚期疊加的其他蝕變帶內含水礦物的氫氧同位素組成指示流體的雨水來源（Sheppard，1971）。但縱觀近年來的研究成果，根據氫氧同位素判別，與岩漿活動有關的熱液礦床幾乎都有大氣降水的參與。但不能據此說大氣降水是成礦物質的主要來源，更可能是其在成礦晚期或成礦期後對整個成礦體系產生了重要影響，改變了成礦作用的邊界條件，更有利於成礦物質的沉澱富集。

一般斑岩型鉬礦體的形成溫度主要在200～450℃之間（礦床內常出現早期溫度較高的礦物組合），而鉬礦體的產出部位一般在地表以下淺部，這就要求成礦系統必須有額外的熱源供給，以保證成礦流體的活躍性和有利於成礦物質沉澱的環境，因此與斑岩型鉬礦密切相關的斑岩漿/下伏岩漿房被看做主要的熱源和成礦物質的供給者（Lowestern，1994；Ulrich et al.，1999，2001；Campos et al.，2002），或者由異常富集金屬的母岩漿直接產生（Core et al.，2006），並且不同構造環境中成礦流體及成礦物質來源不同（Richards，2003）。

Condela等（1986）曾通過計算指出，形成一個大型斑岩鉬礦所需的金屬量需要一個幾百平方千米的下伏岩漿庫才足以提供；陳松喬（1990）通過鉬的高溫高壓實驗研究，認為一個上千平方千米的大型花崗質岩漿（含Mo濃度為1.1 ppm）結晶分異流體只有在流體pH＞5.5時才足以形成一個中小型鉬礦床，而一個大型鉬礦床的形成則需要原始花崗質岩漿中鉬要預富集到原來的40倍以上。類似的，Cline等（1991）認為體積為50 km³或更小的小花崗質岩株能含有足夠的金屬和水來形成一個儲量為250百萬公噸的典型斑岩銅礦床（平均含銅0.75%），如果要形成像Bingham這樣的超大型礦床就要求熔體中含有10多倍高的金屬量（Hollings et al.，2004）。但是，在岩漿結晶過程最多隻有65%的揮發分的丟失（Yang et al.，2005），且硅酸鹽熔體中硫的溶解度也極其有限（Wallace et al.，1994；Gerlach et al.，1996；Backnaes et al.，2011），熔體中硫的溶解度除與熔體成分、壓力、溫度、氧逸度、硫逸度相關外，還與熔體中與水含量呈現反比關系，與FeO含量呈正相關，並且S^2-常優先與熔體中的Fe²⁺結合形成熔體相FeS（朱永峰等，1998；Baker et al.，2011及其引文），而不是銅鉬的硫化物。這對目前流行的正岩漿成礦模型提出了挑戰，即是何種獨特的岩漿-熱液循環系統將如此大體積熔體中分散的銅鉬等金屬萃取並聚集到一起（Cloos，2002），除非岩漿中能異常富集成礦元素。

實際上，更多的地質事實是大型或超大型鉬礦床常常與小斑岩體共生，而斑岩漿及大的岩漿房往往不是含金屬元素異常高的岩漿（盧欣祥等，2002），並且直接起源於正常的古老下地殼部分熔融的長英質岩漿不具備成礦能力，除非有幔源物質以不同方式參與斑岩漿的形成並貢獻成礦物質（侯增謙等，2007）。近年來的研究表明，越來越多的學者接受成礦物質直接來自深源的認識（盧欣祥等，2008；Solomon，1990；Sillitoe，1997；Mungall，2002；Robb，2005）。在原位測定巨型Bingham Canyon Cu-Au-Mo礦床礦脈中流體包裹體Pb同位素和總結Rocky Mountains東部主要斑岩鉬礦床的Pb同位素數據基礎上，Pettke等（2010）認為這些礦床中的金屬Mo起源於古老的交代岩石圈地幔；Mathur等（2000）研究了智利地區斑岩型礦床金屬硫化物的Re-Os同位素體系，認為礦床的金屬儲量與其Os初始比值具有負相關性，這就意味著巨型大型礦床中硫化物具有低的Os初始比值，暗示地幔組分廣泛參與了成礦作用。所以，來自深部的流體在成礦作用中扮演著重要角色，並且要求形成大型礦床的流體中有異常高的金屬含量（Wilkinson et al.，2009），即大量的深部流體應對金屬的運移和沉澱成礦起重要的作用。因此，如何界定成礦流體成為一個關鍵問題。現階段，通常對成礦流體的性質和礦石礦物沉澱條件的確定主要是根據共生脈石礦物中圈閉的包裹體的性質來推測的（Wilkinson et al.，2009），而據此給出的結構觀察和同位素證據往往不足以說明它們是同時形成的（Wilkinson，2001），這又造成了相關侵入體與成礦過程成因關系的不確定性。近年來，熱液礦床脈體中熔融包裹體和氣液包裹體中含金屬硫化物子晶的發現（Core et al.，2006；吳華英等，2010）或者金屬硫化物中包裹體的研究（Wilkinson et al.，2009）似乎為成礦流體和成礦物質來源提供了確鑿的證據。但成礦作用本身是一個復雜的非平衡演化過程（張榮華等，1998），包裹體中所能保存的信息僅僅是成礦過程最後階段的物理化學條件（Wilkinson et al.，2009），不能有效反映成礦流體在成礦之前的性質（陳天虎等，2001）。

溶解度實驗表明，在T=300～360℃，P=3.9～15.4 MPa 條件下，水蒸氣（流體）中MoO₃的溶解度介於1～29 ppm 之間（Rempel et al.，2006）。這個實驗結果證明，對於斑岩型鉬礦床來說，成礦元素以氣相形式遷移可能在成礦過程中，特別是在成礦前的運移過程中佔有重要的地位（Canadela，1997；Williams-Jones et al.，2002，2005；Rempel et al.，2006，2008；包志偉等，2007）。Hannah等（2007）從輝鉬礦中Mo同位素角度證明了Mo的氣相運移和快速沉澱重要性，只有這樣才能解釋窄范圍的Mo同位素分餾。

相對於成礦物質的液相運移而言，氣相運移具有以下特點：①氣體因黏度比液體小而具有更強的滲透能力，且擴散系數大，在地球深部岩石中可能具有更大的穿透岩石的能力和提取、運移成礦物質的能力；②氣體具有更低的密度而受重力制約較小，而液體在地球內部其自身內壓力作用較大，必須形成連續流體，才能形成穩定持續的熱液成礦系統；③氣體具有較大的可壓縮性，在突然減壓時，會有很大的爆破能力，形成如隱爆角礫岩筒的隱爆構造；④金屬成礦物質在液相中的含量均受到溶解度的制約，而金屬成礦物質氣相遷移則不受溶解度限制，能以較高的質量分數濃度和較穩定的狀態遷移（陳天虎等，2001）。所以，成礦前流體以氣相遷移成礦元素對鉬礦床的形成應具有重要的意義，且氣相溶解金屬的能力可能比通過計算預測的溶解能力大幾個數量級（Williams-Jones et al.，2002），在岩漿-流體侵位演化過程中，氣相組分的淋濾很容易將貧Mo岩漿（3ppm）轉化成富Mo岩漿（>1000ppm），並最終形成富集Mo的成礦流體（Keith et al.，1998）。

④ 侵入岩及岩漿包體結晶條件

兩個系列侵入岩及岩漿型包體的溫度、壓力估算，使用上述角閃石Al壓力計（Anderson et al.，1995；Hammarstrom et al.，1986；Hollister et al.，1987；Johnson et al.，1989；Schmidt，1992）、角閃石-斜長石溫壓計（Blundy et al.，1990；Holland et al.，1994；Spear，1981）和單斜輝石-熔體溫壓計（Putirka et al.，1996，2003；Putirka，2005）（表7.6）。

表7.6 銅陵地區中酸性侵入岩及其包體的P-T估算結果

註：Hb-P₁據Hammarstrom et al.，1986；Hb-P₂據Hollister et al.，1987；Hb-P₃據Johnson et al.，1989；Hb-P₄據Schmidt，1992；Hb-P₅據Anderson et al.；1995，Hb-T₁據Helz，1979；Hb-Pl-T1 ，T₂據Blundy et al.，1990；Cpx-T₁和Cpx-P₁據Putirka et al.，2003；Cpx-T₂ and Cpx-P₂，Cpx-T₃ and Cpx-P₃據Putirka et al.，1996.岩石和樣品代號同表3.2，表4.1和表7.1。

Note：Hb-P₁ based on Hammarstrom et al.，1986；Hb-P₂ based on Hollister et al.，1987；Hb-P₃ based onJohnson et al.，1989；Hb-P₄ based on Schmidt，1992；Hb-P₅ based on Anderson et al.，1995；Hb-T₁ based on Helz，1979；Hb-Pl-T₁，T₂ based on Blundy et al.，1990；Cpx-T₁ and Cpx-P₁ based on Putirka et al.，2003；Cpx-T₂ and Cpx-P₂，Cpx-T₃ andCpx-P₃ based onPutirka et al.，1996.Symbols same as in Tables 3.2，4.1 and 7.1.

雖然各種角閃石Al壓力計提供的壓力數據相似，但我們仍以Schmidt（1992）的壓力計估算本區侵入岩及包體形成的壓力，因為該壓力計根據較多的實驗結果進行了校正；同樣的原因，使用Blundy et al.（1994）角閃石-斜長石溫度計來估算岩漿的結晶溫度。然而，使用角閃石壓力計和角閃石-斜長石溫度計時，必須嚴格地滿足上述條件，即含角閃石的寄主岩必須是SiO₂達到飽和狀態，與角閃石共生的斜長石必須是An 25～35（Stein et al.，2001；Thomas et al.，1990；Anderson et al.，1995）。因此，我們用Putirka et al.（2003）的輝石溫壓計來估算橄欖安粗岩系列侵入岩和堆積岩包體的形成溫度和壓力。因為，橄欖安粗岩系列侵入岩的斜長石大多是An>35，而形成堆積岩包體的寄主岩漿SiO₂不飽和。在前人發表的論文中，使用角閃石溫壓計估算岩體結晶時的溫度和壓力時，沒有考慮這些溫壓計使用的條件，因而，得出的數據誤差較大。

由表7.6可見，橄欖安粗岩系列侵入岩形成的壓力低於高鉀鈣鹼性系列侵入岩，前者的輝石二長閃長岩形成的壓力平均為1.67 kbar（1.01～2.60 kbar），二長岩為1.15 kbar（1.03～2.00 kbar）；後者的石英二長閃長岩形成的壓力平均為1.93 kbar（1.12～3.42 kbar），花崗閃長岩為2.11 kbar（1.71～2.52 kbar）。然而，橄欖安粗岩系列侵入岩形成的溫度高於高鉀鈣鹼性系列侵入岩，前者的輝石二長閃長岩形成的溫度平均為1096℃（1084～1106℃），二長岩為1043℃（1029～1056℃），後者的石英二長閃長岩的形成溫度為844℃（722～914℃），花崗閃長岩為784℃（683～885℃）。

與寄主岩相比，鎂鐵質石英二長閃長質包體具有較低的壓力（平均1.14 kbar，1.06～1.20 kbar）和較高的溫度（平均887℃，884～897℃），而暗色微粒閃長質包體具有較高的溫度（平均889℃，882～897℃）和壓力（平均4.13 kbar，3.70～4.57 kbar）。各種堆積岩包體比其他包體和寄主岩的形成溫度和壓力高，即輝石堆積岩包體形成的溫度、壓力平均分別為1357℃（1231～1455℃）、17.83 kbar（14.31～23.70 kbar），角閃石堆積岩包體為1228℃（1226～1230℃）、14.30 kbar（14.00～14.60 kbar），角閃石輝長質堆積岩包體為1214℃和13.00 kbar。

由溫壓計估算結果可以看出，本區橄欖安粗岩系列侵入岩的侵位深度約為4～6 km，小於高鉀鈣鹼性系列侵入岩的侵位深度（約為6 ～7 km）。由輝石堆積岩包體→角閃石堆積岩包體/角閃石輝長質堆積岩包體→暗色微粒閃長質包體→鎂鐵質石英二長閃長質包體，溫度和壓力由高到低，對應的形成深度平均分別為60 km（47～78 km）、47 km（46～48 km）、14 km（12～15 km）和3.8 km（3.5～4.0 km）。

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⑥ 常見的礦物溫壓計及其使用條件

7.2.1 常見的礦物溫壓計

7.2.1.1 鋯石飽和溫度計

該溫度計計算步驟簡單、計算結果比較可靠（Watson，1983）。由於鋯石在岩漿早期結晶，其結晶溫度接近岩漿起源的溫度或代表液相線的溫度（Anderon，1997）。計算公式為

中國銅陵中酸性侵入岩

式中：D_Zr為元素Zr在熔體和鋯石中的分配系數，計算公式為

中國銅陵中酸性侵入岩

如果不作鋯石中Zr和Hf的校正，則鋯石中的Zr可用純鋯石中的Zr含量496000×10^-6來代替，而鋯石作為副礦物其Zr含量對全岩Zr含量的影響幾乎可以忽略，所以可近似地用全岩Zr含量（10-6）來代替熔體中Zr的含量。因此，公式（7.2）可以寫為

中國銅陵中酸性侵入岩

令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1（陽離子分數），則公式（7.1）中的全岩岩石化學參數M可以寫為

中國銅陵中酸性侵入岩

7.2.1.2 金紅石飽和溫度計

Hayden和Watson（2007）以石英和鋯石的鈦溫度計為基礎，通過實驗研究提出了金紅石飽和溫度計。實驗結果證明，熔體中TiO₂的溶解度主要取決於溫度和熔體的成分，與熔體中H₂O的含量多少無關。對於給定的溫度T，TiO₂的含量隨長英質成分的增多而降低。在典型的岩漿溫度下，TiO₂的活度大約為0.6或更高，這意味著用金紅石飽和溫度計求出的溫度比用鋯石鈦溫度計求出的鋯石結晶溫度可能高出50℃。TiO₂的溶解度由公式（7.5）給出：

中國銅陵中酸性侵入岩

式中：溫度T的單位為K；Ti為熔體中Ti元素的含量，10-6；FM為熔體的成分參數。計算公式如下：

中國銅陵中酸性侵入岩

式中：元素符號代表它們各自的陽離子分數。

將溫度T的單位由K換算為℃，並將公式（7.5）整理可得溫度T（℃）的計算公式：

中國銅陵中酸性侵入岩

在計算時，需要先將樣品中SiO₂、TiO₂、Al₂O₃、FeO、MgO、CaO、Na₂O、K₂O和H₂O的質量百分數標准化到100%，再計算有關的陽離子分數和參數FM，最後將FM和樣品中Ti的含量帶入公式（7.7），即可求出金紅石的飽和溫度。

然而，石英+含鋯石系統中金紅石的Zr含量也受到壓力的影響（Zack et al.，2004；Watson et al.，2006；Ferry et al.，2007）。因為，Zr4+（離子半徑為0.072 nm）的大小不同於Ti⁴⁺（0.061 nm）。在較大的壓力下，Zr⁴⁺不能替代Ti⁴⁺，而在較小的壓力下，金紅石中Zr⁴⁺對Ti⁴⁺的替換，導致礦物晶格體積發生變化，因此，金紅石中Zr的溶解度依賴於壓力。為了研究該溫度計的壓力依賴性，（Troitzsch et al.，2005）完成了作為溫度、壓力函數的TiO₂-ZrO₂系統相的實驗研究，後又在正常的大氣條件下完成了10 kbar，20 kbar和30 kbar的ZrO₂-TiO₂-SiO₂實驗（Tomkins et al.，2007）。實驗表明，在鋯石和石英存在的情況下，金紅石的ZrO₂溶解度與壓力成反比。通過這些實驗，確定了熱力學的端元反應：ZrSiO₄=SiO₂ +ZrO₂（金紅石中的含量），並得出下列溫壓計：

中國銅陵中酸性侵入岩

式中：φ為金紅石中Zr的含量，10-6；P為壓力，kbar；R為氣體常數，0.0083144 kJ/K。

7.2.1.3 角閃石-斜長石溫度計

盡管角閃石-斜長石溫度計仍存在一些值得討論的問題，但目前還沒有更好的地質溫壓計應用於鈣鹼性火成岩，因此，根據Stein et al.（2001）的研究，該溫度計得出的結果與石榴子石-黑雲母溫度計得出變質岩溫度的結果相關性非常好。

Blundy et al.（1990）和Holland et al.（1994）發表了3種不同的角閃石-斜長石溫度計校正方法。其中，兩種依據淺閃石-透閃石的反應：

中國銅陵中酸性侵入岩

另一種依據淺閃石-鹼鎂閃石的反應：

中國銅陵中酸性侵入岩

Blundy et al.（1990）根據淺閃石-透閃石反應，首先提出了一個非常簡單的實驗性溫度計，主要用於含石英的中性-酸性的火成岩，且岩石中的斜長石An≤92，角閃石的Si≤7.8。該溫度計溫度的校正區間是500～1100℃。然而，角閃石的Al含量不僅取決於溫度，而且也取決於壓力。因此，溫度計公式為

中國銅陵中酸性侵入岩

式中：Si為角閃石中硅原子數；X_Ab為斜長石中的鈉長石含量。

由於該校正後的公式計算出的溫度太高（Poli et al.，1992），所以，Holland et al.（1994）又重新校正了角閃石-斜長石溫度計，使其適用於所有含石英的准基性岩石。其公式如下：

中國銅陵中酸性侵入岩

另外，他們依據淺閃石-鹼鎂閃石的反應（Holland et al.，1994）又進行了校正，使該溫度計適用於不含石英的火成岩：

中國銅陵中酸性侵入岩

雖然這兩個溫度計可以用於許多岩石，但有一個共同的缺點就是：要考慮的成分太多，影響計算的精度。

上述3個溫度計使用的先決條件是必須有一個相對獨立的壓力數據。

7.2.1.4 角閃石溫度-壓力計

該溫壓計主要依據角閃石中Al的含量來計算溫度和壓力（Hammarstrùm et al.，1986；Hollister et al.，1987；Johnson et al.，1989；Thomas et al.，1990；Schmidt，1992；Andersonet al.，1995），且在較大的溫度（400～1150℃）、壓力（1 ～23 kbar）范圍內，該溫壓計都比較穩定（Blundy et al.，1990）。因而，它廣泛地應用於火成岩。

Hammarstrùm et al.（1986）首先提出了角閃石Al的總量與其結晶時圍壓的關系，並根據花崗岩類角閃石的電子探針分析結果和岩體侵位時的壓力分別為2 kbart和8 kbar，得出第一個壓力計公式：

中國銅陵中酸性侵入岩

Hollister et al.（1987）證實了這種關系，把該壓力計應用到壓力在4～6 kbar之間的結晶花崗岩類，同時，減少了壓力誤差，提出如下壓力計公式：

中國銅陵中酸性侵入岩

Johnson et al.（1989）在溫度為720℃和780℃條件下，用兩種不同組成的CO₂-H₂O混合物（C₂：H₂O=50：50和75：25）作為液相，壓力達到2～8 kbar，第一次用實驗的方法完成了該壓力計的校正，得出如下計算公式：

中國銅陵中酸性侵入岩

Thomas et al.（1990）用純水在溫度為750℃、壓力為6～12 kbar的范圍內完成了進一步的實驗，得到了與Johnson et al.（1989）相類似的結果。Schmidt（1992）在水飽和的條件下，溫度為655 ～700℃和壓力為2.5～13 kbar的范圍內校正了Thomas et al.（1990）的實驗壓力計，得出的Al角閃石壓力計是：

中國銅陵中酸性侵入岩

由於溫度對角閃石Al的含量也起著非常重要的作用（Blundy et al.，1990），所以，Anderson et al.（1995）提出了一個新的角閃石Al壓力計。該壓力計考慮了控制角閃石Al含量的3個重要因素：壓力、溫度和氧逸度。

Anderson et al.（1995）根據Johnson et al.（1989）和Schmidt（1992）的壓力計公式又重新進行了校正，得出新的壓力計公式如下：

中國銅陵中酸性侵入岩

可見，Anderson et al.（1995）根據Blundy et al.（1990）角閃石-斜長石溫度計引入-個溫度修正項，使得該壓力計甚至能應用於花崗岩類非固相線附近結晶的角閃石。因為，氧逸度是該壓力計的一個新的限制因素，因此，它們只能應用於高的f_o2條件下結晶的角閃石。總之，只有Fe＃≤0.65和Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）≥0.25的角閃石才能用作壓力計，因為所有實驗均是在中等到高氧逸度條件下完成的。

7.2.1.5 輝石溫度-壓力計

Putirka et al.（1996）用單斜輝石及其共生的岩漿成分來確定平衡時的溫度和壓力。依據如下的反應：

中國銅陵中酸性侵入岩

這里的Jd和Di是硬玉和透輝石分子，Ca^liq表示岩漿岩氧化物的陽離子分數。根據標准礦物計算輝石的組成如Jd^Cpx，其中Fm=FeO+MgO（Putirka et al.1996），岩石中的FeO按0.9×Fe₂O₃計算。此外，陽離子分配按Putirka et al.（1996）的方法，下列方程同樣用於輝石的計算：

中國銅陵中酸性侵入岩

按6個氧原子計算輝石的陽離子系數。所有用來計算的數據均來自侵入岩和輝石的化學成分。由於上述生成Jd的反應對溫度和壓力非常敏感，所以，Putirka et al.（1996）得到計算輝石結晶時的溫壓計：

中國銅陵中酸性侵入岩

然而，上述的單斜輝石-熔體溫壓計只能用玄武質熔體來校正。為了糾正這個缺陷，Putirka et al.（2003）用新的實驗包括含水的（水不飽和的）和富SiO₂熔體［w（SiO₂）含量可達到71.3%］ 來校正新的溫壓計。根據硬玉-透輝石+鐵鈣輝石的交換平衡反應得出校正後的溫壓計：

中國銅陵中酸性侵入岩

這里的溫度單位是K，壓力單位是kbar。Jd^CPx是單斜輝石中硬玉的摩爾分數，輝石陽離子計算以6個氧原子為准，並且，Jd是少於Na或Al^Ⅵ，剩餘的Al用來形成CaTs。DiHd^Cpx是單斜輝石中透輝石+鐵鈣輝石的摩爾分數，作為形成CaTs（=Al^Ⅵ -Jd）、CaTiAl₂O₆［=（Al^Ⅳ-CaTs）/2］ 和CaCr₂SiO₆（=Cr/2）後剩餘Ca的分數計算，Al^liq是指液體中AlO_1.5的陽離子分數，Fm^liq是總的FeO^liq+MgO^liq，而Mg^，liq是陽離子分數比值MgO^liq/（MgO^liq +FeO^liq）。壓力計的估計標准誤差是1.7 kbar，溫度計的是33 K（Putirkaet al.，2003）。

7.2.2 溫壓計的使用條件

7.2.2.1 影響角閃石Al含量的因素

溫度、壓力、氧逸度和共生的其他礦物都會影響角閃石中Al的含量。Hollister et al.（1987）認為，契爾馬克分子替代Si +R²⁺=Al^Ⅳ+Al^Ⅵ對壓力非常敏感，隨著壓力的增加，角閃石晶格中Al的含量也增加。此外，淺閃石的替代Si +vac^A =Al^Ⅳ +（K+Na）^A和Ti的反應Ti +R²⁺=2Al^Ⅵ及Ti +Al^Ⅳ=Al^Ⅵ+Si也受溫度和壓力的控制（Anderson et al.，1995），溫度越高，淺閃石的替代就越有效，結果導致角閃石中Al含量的增加。

除上述重要的替代外，氧逸度也起著決定性的作用，它控制了Fe/（Mg +Fe）（=Fe＃）和Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）比值，氧逸度越低，進入角閃石晶格的Fe²⁺就越高，而高的Fe²⁺/Fe³⁺比值有助於Al對Mg的替代。因此，低的氧逸度導致角閃石中Al含量的提高（Spear，1981；Anderson et al.，1995）。另一方面，高的氧逸度導致Fe³⁺優先進入晶格替代Al，所以，角閃石的Al含量會降低。因此，Anderson和Smith（1995）建議應用Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）比值≥0.25的角閃石作為壓力計，而Anderson（1997）建議把Fe＃≤0.65的角閃石用作壓力計。這兩個准則的缺點是僅僅依據化學計演算法，而不是直接測定Fe³⁺和Fe²⁺的含量。所以，Fe＃和Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）不能作為確定氧逸度的唯一標准。此外，副礦物也指示了氧逸度的大小。石原舜三（Ishihara，1977）認為，含磁鐵礦系列的火成岩結晶條件是一種高氧逸度，而含鈦鐵礦系列的火成岩是一種低氧逸度，所以大量的榍石存在指示一種高的f^o2。一般認為，在高f^o2條件下結晶的角閃石用作壓力計比低f_o2條件下結晶的角閃石更為可靠。

7.2.2.2 角閃石溫壓計使用的先決條件

應用角閃石溫壓計時，必須嚴格地滿足壓力計使用的先決條件（Stein et al.，2001）：(1)石英、斜長石、鉀長石、角閃石、黑雲母和磁鐵礦/鈦鐵礦必須在岩石中同時存在；(2)壓力計只能應用於在2～13 kbar壓力范圍內結晶的岩石；(3)與角閃石共存的斜長石成分應該在An25和An35之間；(4)角閃石應該在花崗岩的固相線附近結晶；(5)熔體中Si的活度必須≥1，也就是說，熔體中的SiO₂必須是飽和的，因為角閃石Al的含量直接與熔體中Si的含量有關；(6)角閃石應該與鉀長石共存，因為鉀長石的活度也影響著角閃石Al的含量；(7)應用公式（7.16）、公式（7.17）、公式（7.18），必須測定與石英/鉀長石接觸的角閃石邊緣成分。

考慮了上述的先決條件，角閃石Al壓力計僅受契爾馬克分子替代時的壓力控制了。因此，可以作為一個非常好的壓力計使用。