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③ 斑岩型钼矿国内外研究现状

斑岩型钼矿床系指与斑岩体（高位侵入体）有关的单独Mo矿床或以Mo为主的多金属矿床，是热液矿床或岩浆-热液矿床的组成部分（芮宗瑶等，1984，2006）；斑岩型钼矿床可以产出在不同的构造环境（Sillitoe，1972；Cooke et al.，2005；Hou et al.，2003，2004；安三元等，1984；罗照华等，2007），其成因与大规模流体活动和中酸性岩浆活动（Sillitoe，1972；Dilles，1987；Cline et al.，1991）有关，岩体多为复式侵入体，形态多为小岩株，出露面积近于1 km²或小于1 km²，岩石常具有斑状结构（卢欣祥等，1989，2002）；常伴生有萤石或黄玉等矿物（Keith et al.，1992；Kula，2000；Seedorff et al.，2004a，b），低品位、贫F斑岩钼矿床（如Logtung，Endako，Quartz Hill）一般与钙碱性岩浆有关，而高品位、富F斑岩钼矿床（如Climax，Henderson，Questa）与富硅的花岗质组分侵入杂岩体有关（Carten et al.，1993）；斑岩型钼矿床的典型特征是伴随有同心（环）带状蚀变及相应的细脉状和（或）浸染状金属矿化（Lowell et al.，1970），蚀变分带一般自斑岩体中心向外，依次发育钾化带→石英-绢云母化带→泥化带→青磐岩化带；矿体全部或部分产于中酸性（斑）岩体内，矿石具典型的浸染状或细网脉状构造，辉钼矿呈星散浸染状分布于蚀变岩石中或石英、碳酸盐类矿物等组成的微细脉中（罗铭玖等，1991；薛春纪等，2006）；国外斑岩型钼矿床成矿流体以富含子矿物多相包裹体和富气、富液相包裹体为特征，包裹体均一温度、盐度较高，温度主要集中在300～400℃之间，盐度w（NaCl eq）＞30%，流体成分以H₂O和CO₂为主，还含有少量的H₂S，CO，CH₄，N₂及，成矿过程中早期流体发生过“二次”沸腾作用或不混溶作用，晚期流体又显示出与大气降水混合的特点（Kamilli，1978；Bloom，1981；White et al.，1981；Cline et al.，1994；Kula，2000）。

表1-2 国外已发现的主要巨型钼矿床

中国东部中生代典型钼矿研究

钠长石化（钠长石）：这种蚀变是一种相对高温的蚀变，形成钠长石或钠质斜长石，指示一个富钠的环境。

硅化（石英）：硅化是次生硅的堆积，二氧化硅一般是由热液（流体）带入，也可由长石或其他矿物经蚀变后形成。硅化也是最常见的一种蚀变，几乎在任何岩石中都有发育，发生在一个较宽广的温度范围内。主要表现为岩石中石英或隐晶质二氧化硅含量增加，主要有以下两种形式：岩石被微晶石英完全取代，硅化常在岩体边缘形成硅化壳。由于硅化可以在广泛的环境中由热液作用形成，因此硅化常与其他蚀变，如绢云母化、绿泥石化、泥化、钾长石化等共生。如果硅化十分强烈，蚀变岩全由石英所组成，形成次生石英岩。

3.在成矿流体和成矿物质来源方面的研究取得新进展（争议）

最近的研究表明，辉钼矿可呈副岩浆相（accessory magmatic phase）出现在一些与板内岩浆作用有关的长英质岩石中，形成辉钼矿饱和的岩浆。这些辉钼矿一般很小（<20 μm），呈三角形的或六边形片状被包裹在石英斑晶中。LA-ICP MS熔体包裹体分析显示，Mo含量一般为1～13 ppm（Audétat et al.，2011）。这可能暗示了长英质岩浆可以有较强的携带金属Mo的能力。但是这种发现在世界范围内是很稀少的。而钼矿床广泛的热液蚀变说明热液流体活动在成矿过程中起着决定性作用（芮宗瑶等，1984；罗铭玖等，1991），刘英俊等（1984）给出了由于热液活动而形成的与钼有关的不同交代岩矿化元素和矿物共生组合（表1-5）。因此，成矿流体的来源成为内生金属矿床研究中的最关键问题（季克俭等，1993），但一直以来却又尚未完全解决的问题（高合明，1995）。

就目前的研究成果而言，存在三种主要的成矿流体：①来自岩浆本身（正岩浆模型），包括两种途径，一是传统的观点，流体来自岩浆期后由岩浆本身出溶的热液（Nielsen，1968）；二是直接来自深部的流体（杜乐天，1998；毛景文等，2005）或透岩浆流体（罗照华等，2009）；②来自变质事件中的变质水。随着变质温度压力的增加，早期形成的低温含水矿物将发生脱水反应，当这种水在围岩中循环时有可能萃取围岩的金属组分到特殊的位置成矿。因此，围岩变质水也可作为含矿流体来源之一；③近地表围岩中的地下水或天水。目前矿床学研究中，不同同位素判别方法往往赋予同一矿区成矿流体具多源性（黄凡，2009），未能指示具体的源区，说明一个矿床中成矿流体来源可能是复杂多源的。

表1-5 不同交代岩中钼矿化的元素和矿物组合

碳氢氧同位素判别体系对成矿流体来源的研究功不可没。在斑岩矿床蚀变系统中，钾化带内的黑云母氢氧同位素组成相当稳定，并指示成矿流体主要为岩浆流体；蚀变系统外部的绢英岩化带、泥化带、青磐岩化带内以及晚期叠加的其他蚀变带内含水矿物的氢氧同位素组成指示流体的雨水来源（Sheppard，1971）。但纵观近年来的研究成果，根据氢氧同位素判别，与岩浆活动有关的热液矿床几乎都有大气降水的参与。但不能据此说大气降水是成矿物质的主要来源，更可能是其在成矿晚期或成矿期后对整个成矿体系产生了重要影响，改变了成矿作用的边界条件，更有利于成矿物质的沉淀富集。

一般斑岩型钼矿体的形成温度主要在200～450℃之间（矿床内常出现早期温度较高的矿物组合），而钼矿体的产出部位一般在地表以下浅部，这就要求成矿系统必须有额外的热源供给，以保证成矿流体的活跃性和有利于成矿物质沉淀的环境，因此与斑岩型钼矿密切相关的斑岩浆/下伏岩浆房被看做主要的热源和成矿物质的供给者（Lowestern，1994；Ulrich et al.，1999，2001；Campos et al.，2002），或者由异常富集金属的母岩浆直接产生（Core et al.，2006），并且不同构造环境中成矿流体及成矿物质来源不同（Richards，2003）。

Condela等（1986）曾通过计算指出，形成一个大型斑岩钼矿所需的金属量需要一个几百平方千米的下伏岩浆库才足以提供；陈松乔（1990）通过钼的高温高压实验研究，认为一个上千平方千米的大型花岗质岩浆（含Mo浓度为1.1 ppm）结晶分异流体只有在流体pH＞5.5时才足以形成一个中小型钼矿床，而一个大型钼矿床的形成则需要原始花岗质岩浆中钼要预富集到原来的40倍以上。类似的，Cline等（1991）认为体积为50 km³或更小的小花岗质岩株能含有足够的金属和水来形成一个储量为250百万公吨的典型斑岩铜矿床（平均含铜0.75%），如果要形成像Bingham这样的超大型矿床就要求熔体中含有10多倍高的金属量（Hollings et al.，2004）。但是，在岩浆结晶过程最多只有65%的挥发分的丢失（Yang et al.，2005），且硅酸盐熔体中硫的溶解度也极其有限（Wallace et al.，1994；Gerlach et al.，1996；Backnaes et al.，2011），熔体中硫的溶解度除与熔体成分、压力、温度、氧逸度、硫逸度相关外，还与熔体中与水含量呈现反比关系，与FeO含量呈正相关，并且S^2-常优先与熔体中的Fe²⁺结合形成熔体相FeS（朱永峰等，1998；Baker et al.，2011及其引文），而不是铜钼的硫化物。这对目前流行的正岩浆成矿模型提出了挑战，即是何种独特的岩浆-热液循环系统将如此大体积熔体中分散的铜钼等金属萃取并聚集到一起（Cloos，2002），除非岩浆中能异常富集成矿元素。

实际上，更多的地质事实是大型或超大型钼矿床常常与小斑岩体共生，而斑岩浆及大的岩浆房往往不是含金属元素异常高的岩浆（卢欣祥等，2002），并且直接起源于正常的古老下地壳部分熔融的长英质岩浆不具备成矿能力，除非有幔源物质以不同方式参与斑岩浆的形成并贡献成矿物质（侯增谦等，2007）。近年来的研究表明，越来越多的学者接受成矿物质直接来自深源的认识（卢欣祥等，2008；Solomon，1990；Sillitoe，1997；Mungall，2002；Robb，2005）。在原位测定巨型Bingham Canyon Cu-Au-Mo矿床矿脉中流体包裹体Pb同位素和总结Rocky Mountains东部主要斑岩钼矿床的Pb同位素数据基础上，Pettke等（2010）认为这些矿床中的金属Mo起源于古老的交代岩石圈地幔；Mathur等（2000）研究了智利地区斑岩型矿床金属硫化物的Re-Os同位素体系，认为矿床的金属储量与其Os初始比值具有负相关性，这就意味着巨型大型矿床中硫化物具有低的Os初始比值，暗示地幔组分广泛参与了成矿作用。所以，来自深部的流体在成矿作用中扮演着重要角色，并且要求形成大型矿床的流体中有异常高的金属含量（Wilkinson et al.，2009），即大量的深部流体应对金属的运移和沉淀成矿起重要的作用。因此，如何界定成矿流体成为一个关键问题。现阶段，通常对成矿流体的性质和矿石矿物沉淀条件的确定主要是根据共生脉石矿物中圈闭的包裹体的性质来推测的（Wilkinson et al.，2009），而据此给出的结构观察和同位素证据往往不足以说明它们是同时形成的（Wilkinson，2001），这又造成了相关侵入体与成矿过程成因关系的不确定性。近年来，热液矿床脉体中熔融包裹体和气液包裹体中含金属硫化物子晶的发现（Core et al.，2006；吴华英等，2010）或者金属硫化物中包裹体的研究（Wilkinson et al.，2009）似乎为成矿流体和成矿物质来源提供了确凿的证据。但成矿作用本身是一个复杂的非平衡演化过程（张荣华等，1998），包裹体中所能保存的信息仅仅是成矿过程最后阶段的物理化学条件（Wilkinson et al.，2009），不能有效反映成矿流体在成矿之前的性质（陈天虎等，2001）。

溶解度实验表明，在T=300～360℃，P=3.9～15.4 MPa 条件下，水蒸气（流体）中MoO₃的溶解度介于1～29 ppm 之间（Rempel et al.，2006）。这个实验结果证明，对于斑岩型钼矿床来说，成矿元素以气相形式迁移可能在成矿过程中，特别是在成矿前的运移过程中占有重要的地位（Canadela，1997；Williams-Jones et al.，2002，2005；Rempel et al.，2006，2008；包志伟等，2007）。Hannah等（2007）从辉钼矿中Mo同位素角度证明了Mo的气相运移和快速沉淀重要性，只有这样才能解释窄范围的Mo同位素分馏。

相对于成矿物质的液相运移而言，气相运移具有以下特点：①气体因黏度比液体小而具有更强的渗透能力，且扩散系数大，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、运移成矿物质的能力；②气体具有更低的密度而受重力制约较小，而液体在地球内部其自身内压力作用较大，必须形成连续流体，才能形成稳定持续的热液成矿系统；③气体具有较大的可压缩性，在突然减压时，会有很大的爆破能力，形成如隐爆角砾岩筒的隐爆构造；④金属成矿物质在液相中的含量均受到溶解度的制约，而金属成矿物质气相迁移则不受溶解度限制，能以较高的质量分数浓度和较稳定的状态迁移（陈天虎等，2001）。所以，成矿前流体以气相迁移成矿元素对钼矿床的形成应具有重要的意义，且气相溶解金属的能力可能比通过计算预测的溶解能力大几个数量级（Williams-Jones et al.，2002），在岩浆-流体侵位演化过程中，气相组分的淋滤很容易将贫Mo岩浆（3ppm）转化成富Mo岩浆（>1000ppm），并最终形成富集Mo的成矿流体（Keith et al.，1998）。

④ 侵入岩及岩浆包体结晶条件

两个系列侵入岩及岩浆型包体的温度、压力估算，使用上述角闪石Al压力计（Anderson et al.，1995；Hammarstrom et al.，1986；Hollister et al.，1987；Johnson et al.，1989；Schmidt，1992）、角闪石-斜长石温压计（Blundy et al.，1990；Holland et al.，1994；Spear，1981）和单斜辉石-熔体温压计（Putirka et al.，1996，2003；Putirka，2005）（表7.6）。

表7.6 铜陵地区中酸性侵入岩及其包体的P-T估算结果

注：Hb-P₁据Hammarstrom et al.，1986；Hb-P₂据Hollister et al.，1987；Hb-P₃据Johnson et al.，1989；Hb-P₄据Schmidt，1992；Hb-P₅据Anderson et al.；1995，Hb-T₁据Helz，1979；Hb-Pl-T1 ，T₂据Blundy et al.，1990；Cpx-T₁和Cpx-P₁据Putirka et al.，2003；Cpx-T₂ and Cpx-P₂，Cpx-T₃ and Cpx-P₃据Putirka et al.，1996.岩石和样品代号同表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.

虽然各种角闪石Al压力计提供的压力数据相似，但我们仍以Schmidt（1992）的压力计估算本区侵入岩及包体形成的压力，因为该压力计根据较多的实验结果进行了校正；同样的原因，使用Blundy et al.（1994）角闪石-斜长石温度计来估算岩浆的结晶温度。然而，使用角闪石压力计和角闪石-斜长石温度计时，必须严格地满足上述条件，即含角闪石的寄主岩必须是SiO₂达到饱和状态，与角闪石共生的斜长石必须是An 25～35（Stein et al.，2001；Thomas et al.，1990；Anderson et al.，1995）。因此，我们用Putirka et al.（2003）的辉石温压计来估算橄榄安粗岩系列侵入岩和堆积岩包体的形成温度和压力。因为，橄榄安粗岩系列侵入岩的斜长石大多是An>35，而形成堆积岩包体的寄主岩浆SiO₂不饱和。在前人发表的论文中，使用角闪石温压计估算岩体结晶时的温度和压力时，没有考虑这些温压计使用的条件，因而，得出的数据误差较大。

由表7.6可见，橄榄安粗岩系列侵入岩形成的压力低于高钾钙碱性系列侵入岩，前者的辉石二长闪长岩形成的压力平均为1.67 kbar（1.01～2.60 kbar），二长岩为1.15 kbar（1.03～2.00 kbar）；后者的石英二长闪长岩形成的压力平均为1.93 kbar（1.12～3.42 kbar），花岗闪长岩为2.11 kbar（1.71～2.52 kbar）。然而，橄榄安粗岩系列侵入岩形成的温度高于高钾钙碱性系列侵入岩，前者的辉石二长闪长岩形成的温度平均为1096℃（1084～1106℃），二长岩为1043℃（1029～1056℃），后者的石英二长闪长岩的形成温度为844℃（722～914℃），花岗闪长岩为784℃（683～885℃）。

与寄主岩相比，镁铁质石英二长闪长质包体具有较低的压力（平均1.14 kbar，1.06～1.20 kbar）和较高的温度（平均887℃，884～897℃），而暗色微粒闪长质包体具有较高的温度（平均889℃，882～897℃）和压力（平均4.13 kbar，3.70～4.57 kbar）。各种堆积岩包体比其他包体和寄主岩的形成温度和压力高，即辉石堆积岩包体形成的温度、压力平均分别为1357℃（1231～1455℃）、17.83 kbar（14.31～23.70 kbar），角闪石堆积岩包体为1228℃（1226～1230℃）、14.30 kbar（14.00～14.60 kbar），角闪石辉长质堆积岩包体为1214℃和13.00 kbar。

由温压计估算结果可以看出，本区橄榄安粗岩系列侵入岩的侵位深度约为4～6 km，小于高钾钙碱性系列侵入岩的侵位深度（约为6 ～7 km）。由辉石堆积岩包体→角闪石堆积岩包体/角闪石辉长质堆积岩包体→暗色微粒闪长质包体→镁铁质石英二长闪长质包体，温度和压力由高到低，对应的形成深度平均分别为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 常见的矿物温压计及其使用条件

7.2.1 常见的矿物温压计

7.2.1.1 锆石饱和温度计

该温度计计算步骤简单、计算结果比较可靠（Watson，1983）。由于锆石在岩浆早期结晶，其结晶温度接近岩浆起源的温度或代表液相线的温度（Anderon，1997）。计算公式为

中国铜陵中酸性侵入岩

式中：D_Zr为元素Zr在熔体和锆石中的分配系数，计算公式为

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如果不作锆石中Zr和Hf的校正，则锆石中的Zr可用纯锆石中的Zr含量496000×10^-6来代替，而锆石作为副矿物其Zr含量对全岩Zr含量的影响几乎可以忽略，所以可近似地用全岩Zr含量（10-6）来代替熔体中Zr的含量。因此，公式（7.2）可以写为

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令Si+Al+Fe+Mg+Ca+Na+K+P=1（阳离子分数），则公式（7.1）中的全岩岩石化学参数M可以写为

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7.2.1.2 金红石饱和温度计

Hayden和Watson（2007）以石英和锆石的钛温度计为基础，通过实验研究提出了金红石饱和温度计。实验结果证明，熔体中TiO₂的溶解度主要取决于温度和熔体的成分，与熔体中H₂O的含量多少无关。对于给定的温度T，TiO₂的含量随长英质成分的增多而降低。在典型的岩浆温度下，TiO₂的活度大约为0.6或更高，这意味着用金红石饱和温度计求出的温度比用锆石钛温度计求出的锆石结晶温度可能高出50℃。TiO₂的溶解度由公式（7.5）给出：

中国铜陵中酸性侵入岩

式中：温度T的单位为K；Ti为熔体中Ti元素的含量，10-6；FM为熔体的成分参数。计算公式如下：

中国铜陵中酸性侵入岩

式中：元素符号代表它们各自的阳离子分数。

将温度T的单位由K换算为℃，并将公式（7.5）整理可得温度T（℃）的计算公式：

中国铜陵中酸性侵入岩

在计算时，需要先将样品中SiO₂、TiO₂、Al₂O₃、FeO、MgO、CaO、Na₂O、K₂O和H₂O的质量百分数标准化到100%，再计算有关的阳离子分数和参数FM，最后将FM和样品中Ti的含量带入公式（7.7），即可求出金红石的饱和温度。

然而，石英+含锆石系统中金红石的Zr含量也受到压力的影响（Zack et al.，2004；Watson et al.，2006；Ferry et al.，2007）。因为，Zr4+（离子半径为0.072 nm）的大小不同于Ti⁴⁺（0.061 nm）。在较大的压力下，Zr⁴⁺不能替代Ti⁴⁺，而在较小的压力下，金红石中Zr⁴⁺对Ti⁴⁺的替换，导致矿物晶格体积发生变化，因此，金红石中Zr的溶解度依赖于压力。为了研究该温度计的压力依赖性，（Troitzsch et al.，2005）完成了作为温度、压力函数的TiO₂-ZrO₂系统相的实验研究，后又在正常的大气条件下完成了10 kbar，20 kbar和30 kbar的ZrO₂-TiO₂-SiO₂实验（Tomkins et al.，2007）。实验表明，在锆石和石英存在的情况下，金红石的ZrO₂溶解度与压力成反比。通过这些实验，确定了热力学的端元反应：ZrSiO₄=SiO₂ +ZrO₂（金红石中的含量），并得出下列温压计：

中国铜陵中酸性侵入岩

式中：φ为金红石中Zr的含量，10-6；P为压力，kbar；R为气体常数，0.0083144 kJ/K。

7.2.1.3 角闪石-斜长石温度计

尽管角闪石-斜长石温度计仍存在一些值得讨论的问题，但目前还没有更好的地质温压计应用于钙碱性火成岩，因此，根据Stein et al.（2001）的研究，该温度计得出的结果与石榴子石-黑云母温度计得出变质岩温度的结果相关性非常好。

Blundy et al.（1990）和Holland et al.（1994）发表了3种不同的角闪石-斜长石温度计校正方法。其中，两种依据浅闪石-透闪石的反应：

中国铜陵中酸性侵入岩

另一种依据浅闪石-碱镁闪石的反应：

中国铜陵中酸性侵入岩

Blundy et al.（1990）根据浅闪石-透闪石反应，首先提出了一个非常简单的实验性温度计，主要用于含石英的中性-酸性的火成岩，且岩石中的斜长石An≤92，角闪石的Si≤7.8。该温度计温度的校正区间是500～1100℃。然而，角闪石的Al含量不仅取决于温度，而且也取决于压力。因此，温度计公式为

中国铜陵中酸性侵入岩

式中：Si为角闪石中硅原子数；X_Ab为斜长石中的钠长石含量。

由于该校正后的公式计算出的温度太高（Poli et al.，1992），所以，Holland et al.（1994）又重新校正了角闪石-斜长石温度计，使其适用于所有含石英的准基性岩石。其公式如下：

中国铜陵中酸性侵入岩

另外，他们依据浅闪石-碱镁闪石的反应（Holland et al.，1994）又进行了校正，使该温度计适用于不含石英的火成岩：

中国铜陵中酸性侵入岩

虽然这两个温度计可以用于许多岩石，但有一个共同的缺点就是：要考虑的成分太多，影响计算的精度。

上述3个温度计使用的先决条件是必须有一个相对独立的压力数据。

7.2.1.4 角闪石温度-压力计

该温压计主要依据角闪石中Al的含量来计算温度和压力（Hammarstrùm et al.，1986；Hollister et al.，1987；Johnson et al.，1989；Thomas et al.，1990；Schmidt，1992；Andersonet al.，1995），且在较大的温度（400～1150℃）、压力（1 ～23 kbar）范围内，该温压计都比较稳定（Blundy et al.，1990）。因而，它广泛地应用于火成岩。

Hammarstrùm et al.（1986）首先提出了角闪石Al的总量与其结晶时围压的关系，并根据花岗岩类角闪石的电子探针分析结果和岩体侵位时的压力分别为2 kbart和8 kbar，得出第一个压力计公式：

中国铜陵中酸性侵入岩

Hollister et al.（1987）证实了这种关系，把该压力计应用到压力在4～6 kbar之间的结晶花岗岩类，同时，减少了压力误差，提出如下压力计公式：

中国铜陵中酸性侵入岩

Johnson et al.（1989）在温度为720℃和780℃条件下，用两种不同组成的CO₂-H₂O混合物（C₂：H₂O=50：50和75：25）作为液相，压力达到2～8 kbar，第一次用实验的方法完成了该压力计的校正，得出如下计算公式：

中国铜陵中酸性侵入岩

Thomas et al.（1990）用纯水在温度为750℃、压力为6～12 kbar的范围内完成了进一步的实验，得到了与Johnson et al.（1989）相类似的结果。Schmidt（1992）在水饱和的条件下，温度为655 ～700℃和压力为2.5～13 kbar的范围内校正了Thomas et al.（1990）的实验压力计，得出的Al角闪石压力计是：

中国铜陵中酸性侵入岩

由于温度对角闪石Al的含量也起着非常重要的作用（Blundy et al.，1990），所以，Anderson et al.（1995）提出了一个新的角闪石Al压力计。该压力计考虑了控制角闪石Al含量的3个重要因素：压力、温度和氧逸度。

Anderson et al.（1995）根据Johnson et al.（1989）和Schmidt（1992）的压力计公式又重新进行了校正，得出新的压力计公式如下：

中国铜陵中酸性侵入岩

可见，Anderson et al.（1995）根据Blundy et al.（1990）角闪石-斜长石温度计引入-个温度修正项，使得该压力计甚至能应用于花岗岩类非固相线附近结晶的角闪石。因为，氧逸度是该压力计的一个新的限制因素，因此，它们只能应用于高的f_o2条件下结晶的角闪石。总之，只有Fe＃≤0.65和Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）≥0.25的角闪石才能用作压力计，因为所有实验均是在中等到高氧逸度条件下完成的。

7.2.1.5 辉石温度-压力计

Putirka et al.（1996）用单斜辉石及其共生的岩浆成分来确定平衡时的温度和压力。依据如下的反应：

中国铜陵中酸性侵入岩

这里的Jd和Di是硬玉和透辉石分子，Ca^liq表示岩浆岩氧化物的阳离子分数。根据标准矿物计算辉石的组成如Jd^Cpx，其中Fm=FeO+MgO（Putirka et al.1996），岩石中的FeO按0.9×Fe₂O₃计算。此外，阳离子分配按Putirka et al.（1996）的方法，下列方程同样用于辉石的计算：

中国铜陵中酸性侵入岩

按6个氧原子计算辉石的阳离子系数。所有用来计算的数据均来自侵入岩和辉石的化学成分。由于上述生成Jd的反应对温度和压力非常敏感，所以，Putirka et al.（1996）得到计算辉石结晶时的温压计：

中国铜陵中酸性侵入岩

然而，上述的单斜辉石-熔体温压计只能用玄武质熔体来校正。为了纠正这个缺陷，Putirka et al.（2003）用新的实验包括含水的（水不饱和的）和富SiO₂熔体［w（SiO₂）含量可达到71.3%］ 来校正新的温压计。根据硬玉-透辉石+铁钙辉石的交换平衡反应得出校正后的温压计：

中国铜陵中酸性侵入岩

这里的温度单位是K，压力单位是kbar。Jd^CPx是单斜辉石中硬玉的摩尔分数，辉石阳离子计算以6个氧原子为准，并且，Jd是少于Na或Al^Ⅵ，剩余的Al用来形成CaTs。DiHd^Cpx是单斜辉石中透辉石+铁钙辉石的摩尔分数，作为形成CaTs（=Al^Ⅵ -Jd）、CaTiAl₂O₆［=（Al^Ⅳ-CaTs）/2］ 和CaCr₂SiO₆（=Cr/2）后剩余Ca的分数计算，Al^liq是指液体中AlO_1.5的阳离子分数，Fm^liq是总的FeO^liq+MgO^liq，而Mg^，liq是阳离子分数比值MgO^liq/（MgO^liq +FeO^liq）。压力计的估计标准误差是1.7 kbar，温度计的是33 K（Putirkaet al.，2003）。

7.2.2 温压计的使用条件

7.2.2.1 影响角闪石Al含量的因素

温度、压力、氧逸度和共生的其他矿物都会影响角闪石中Al的含量。Hollister et al.（1987）认为，契尔马克分子替代Si +R²⁺=Al^Ⅳ+Al^Ⅵ对压力非常敏感，随着压力的增加，角闪石晶格中Al的含量也增加。此外，浅闪石的替代Si +vac^A =Al^Ⅳ +（K+Na）^A和Ti的反应Ti +R²⁺=2Al^Ⅵ及Ti +Al^Ⅳ=Al^Ⅵ+Si也受温度和压力的控制（Anderson et al.，1995），温度越高，浅闪石的替代就越有效，结果导致角闪石中Al含量的增加。

除上述重要的替代外，氧逸度也起着决定性的作用，它控制了Fe/（Mg +Fe）（=Fe＃）和Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）比值，氧逸度越低，进入角闪石晶格的Fe²⁺就越高，而高的Fe²⁺/Fe³⁺比值有助于Al对Mg的替代。因此，低的氧逸度导致角闪石中Al含量的提高（Spear，1981；Anderson et al.，1995）。另一方面，高的氧逸度导致Fe³⁺优先进入晶格替代Al，所以，角闪石的Al含量会降低。因此，Anderson和Smith（1995）建议应用Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）比值≥0.25的角闪石作为压力计，而Anderson（1997）建议把Fe＃≤0.65的角闪石用作压力计。这两个准则的缺点是仅仅依据化学计算法，而不是直接测定Fe³⁺和Fe²⁺的含量。所以，Fe＃和Fe³⁺/（Fe²⁺+Fe³⁺）不能作为确定氧逸度的唯一标准。此外，副矿物也指示了氧逸度的大小。石原舜三（Ishihara，1977）认为，含磁铁矿系列的火成岩结晶条件是一种高氧逸度，而含钛铁矿系列的火成岩是一种低氧逸度，所以大量的榍石存在指示一种高的f^o2。一般认为，在高f^o2条件下结晶的角闪石用作压力计比低f_o2条件下结晶的角闪石更为可靠。

7.2.2.2 角闪石温压计使用的先决条件

应用角闪石温压计时，必须严格地满足压力计使用的先决条件（Stein et al.，2001）：(1)石英、斜长石、钾长石、角闪石、黑云母和磁铁矿/钛铁矿必须在岩石中同时存在；(2)压力计只能应用于在2～13 kbar压力范围内结晶的岩石；(3)与角闪石共存的斜长石成分应该在An25和An35之间；(4)角闪石应该在花岗岩的固相线附近结晶；(5)熔体中Si的活度必须≥1，也就是说，熔体中的SiO₂必须是饱和的，因为角闪石Al的含量直接与熔体中Si的含量有关；(6)角闪石应该与钾长石共存，因为钾长石的活度也影响着角闪石Al的含量；(7)应用公式（7.16）、公式（7.17）、公式（7.18），必须测定与石英/钾长石接触的角闪石边缘成分。

考虑了上述的先决条件，角闪石Al压力计仅受契尔马克分子替代时的压力控制了。因此，可以作为一个非常好的压力计使用。