郭清海教授

以巖漿為主要熱源的地?zé)嵯到y(tǒng)具有重要的科學(xué)研究意義，且因其強大、穩(wěn)定的熱源，也具備遠超出其他類型地?zé)嵯到y(tǒng)的開發(fā)利用價值。最直觀的可與巖漿熱密切相關(guān)的地?zé)嵯到y(tǒng)為現(xiàn)代火山區(qū)的高溫水熱系統(tǒng)，此類地?zé)嵯到y(tǒng)一般具有異常高的熱儲溫度和類型多樣的地表高溫地?zé)犸@示，且集中分布于板緣或熱點。自20世紀(jì)70年代起，德裔新西蘭學(xué)者Giggenbach(1975, 1978, 1980, 1981, 1984, 1988, 1992, 1997)系統(tǒng)研究了板緣火山區(qū)內(nèi)巖漿脫氣影響下的高溫水熱系統(tǒng)及其熱儲地球化學(xué)過程，為理解這類受到巖漿流體強烈影響的地?zé)嵯到y(tǒng)的形成機制奠定了理論基石。近年來，板內(nèi)非熱點地區(qū)也不乏高溫地?zé)嵯到y(tǒng)的成功勘查案例，如中國青海共和盆地和山西陽高-天鎮(zhèn)盆地；在解釋其成熱機制時，巖漿熱源的可能存在同樣被列為待考的備選答案之一(Zhang Chao et al., 2018; Yun Xiaorui et al., 2020)。在此背景下，“巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)”一詞正被越來越多的國內(nèi)外地?zé)釓臉I(yè)者和研究者使用。

如視地?zé)嵯到y(tǒng)為處于地球淺部的、其熱能來自地球內(nèi)部且在當(dāng)前可供人類利用的地質(zhì)體，從字面上理解，“巖漿熱源”應(yīng)指可充作地?zé)嵯到y(tǒng)主要熱量來源的地下巖漿囊(熔融體)。這樣，在不進行嚴(yán)格定義的前提下，所謂“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)大略指受到地下巖漿囊強烈影響的地?zé)嵯到y(tǒng)。然而，巖漿囊要滿足何種條件才可成為其上地?zé)嵯到y(tǒng)的“主要”熱量來源?地?zé)嵯到y(tǒng)所受下伏巖漿囊的影響要“強烈”到何種程度才意味著該系統(tǒng)是“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)?——地?zé)峤绮o統(tǒng)一定論。此外，“巖漿熱源”與已被廣為認(rèn)同且有明確定義的地?zé)嵯到y(tǒng)熱源(地殼巖石中放射性元素生熱、地核-地幔熱、構(gòu)造活動生成熱)有何區(qū)別和聯(lián)系?從形成過程及形成機制看，“巖漿熱源”對“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的影響的實質(zhì)是什么?——諸如此類問題，當(dāng)前也缺乏足夠的討論。鑒于上述情況，筆者試圖在本文解析“巖漿熱源”與“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的關(guān)系，并對“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)進行定義，以期為此類地?zé)嵯到y(tǒng)的厘定和識別提供參考。

據(jù)上述對“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的初步釋義，若僅依據(jù)地?zé)嵯到y(tǒng)之下存在熔融體、在無視該熔融體深度的情況下即定義其為“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)，可能會導(dǎo)致對地?zé)嵯到y(tǒng)實質(zhì)的錯誤判斷。事實上，即便是典型的無附加熱源的地?zé)嵯到y(tǒng)，也很可能接受來自巖漿的熱貢獻，其原因不言自明——地表任意位置所觀測到的熱流均包括地幔熱流，而上地幔軟流圈則普遍存在部分熔融現(xiàn)象。但在巖漿深埋于軟流圈對應(yīng)深度的情況下，地幔熱流貢獻的結(jié)果僅限于產(chǎn)生正常的大地?zé)崃鞅尘?，遠不足以形成實際意義上的巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)，如在板緣和熱點(或板內(nèi)其他特殊區(qū)域)發(fā)育的、以近地表巖漿囊為附加熱源的、熱儲溫度遠超過150℃的高溫地?zé)嵯到y(tǒng)——此類地?zé)嵯到y(tǒng)的最大深部熱儲溫度常達到250℃或更高，如環(huán)太平洋地?zé)釒У腖os Humeros地?zé)嵯到y(tǒng)(墨西哥，330℃;Birkle et al., 2010)、大西洋中脊地?zé)釒У腞eykjanes地?zé)嵯到y(tǒng)(冰島，310℃;Saemundsson et al., 2020)、地中海-喜馬拉雅地?zé)釒У尿v沖熱海地?zé)嵯到y(tǒng)(中國，323℃;Guo Qinghai et al., 2014)、紅海-亞丁灣-東非大裂谷地?zé)釒У腛lkaria地?zé)嵯到y(tǒng)(肯尼亞，340℃;Karingithi et al., 2010)、典型熱點地區(qū)的Yellowstone地?zé)嵯到y(tǒng)(美國，270℃;Fournier et al., 1976)等，其下發(fā)育的巖漿囊的埋深一般僅幾千米，空間規(guī)模則從直徑幾千米到幾十千米不等(Bai et al., 1994, 2001; Husen et al., 2004; Zhao Ciping et al., 2006; Pierce et al., 2009; Smith et al., 2009)。這樣，“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的“巖漿熱源”應(yīng)具有較淺的埋藏深度，但目前地?zé)峤鐚沃^“較淺”尚無確切答案；換言之，當(dāng)前尚無一個可用于界定“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的巖漿囊臨界深度(也不可能存在這樣一個放之四海而皆準(zhǔn)的、可用作判據(jù)的深度)。由此產(chǎn)生的難題是：對于某些在地表之下遠小于軟流圈深度處存在熔融體，但該熔融體埋深又明顯大于板緣/熱點典型高溫地?zé)釁^(qū)下巖漿囊深度(一般在10 km之內(nèi))的地?zé)嵯到y(tǒng)，應(yīng)如何定義?例如，已開展的地球物理工作指示青海共和盆地之下存在埋深約15～35 km的熔融體(Gao Ji et al., 2018; Zhang Senqi et al., 2021),區(qū)內(nèi)最高大地?zé)崃髦狄策h超過全球大陸范圍內(nèi)平均值(Zhang et al., 2018),但共和盆地內(nèi)的地?zé)岙惓Ｊ欠窨梢暈椤皫r漿熱源型”?——就是一個僅從熔融體深度入手難以給出確切答案的問題。

鑒于上述原因，提供新的思路以判斷地?zé)嵯到y(tǒng)是否為“巖漿熱源型”就顯得尤為必要。一條有望推廣的“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的判斷標(biāo)準(zhǔn)是：如地?zé)嵯到y(tǒng)下熔融體(巖漿囊)的深度足夠小，從而使其受到自熔融體(巖漿囊)釋出的巖漿流體的直接影響，該地?zé)嵯到y(tǒng)即可視為“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)。若以此標(biāo)準(zhǔn)來定義“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)，其異常高的熱儲溫度一方面受控于巖漿囊的熱傳導(dǎo)，另一方面則來自于高溫巖漿流體輸入的直接貢獻。就進入地?zé)嵯到y(tǒng)并與入滲成因水相混和的巖漿流體而言，其對地?zé)嵯到y(tǒng)的強烈影響則不僅在于顯著提高了地?zé)崴臏囟?，更在于深刻影響了地?zé)嵯到y(tǒng)深部水文地球化學(xué)過程，且使地?zé)崴尸F(xiàn)迥異于非巖漿熱源型地?zé)崴牡厍蚧瘜W(xué)特征(Guo Qinghai, 2020)。據(jù)此標(biāo)準(zhǔn)，地?zé)嵯到y(tǒng)之下存在侵位的巖漿當(dāng)然并不意味著該系統(tǒng)一定是“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)：相對較深的侵位巖漿釋出的巖漿流體固然難以進入其上地?zé)嵯到y(tǒng)；即便是埋深僅幾千米的巖漿囊，受到其熱傳導(dǎo)影響的地?zé)嵯到y(tǒng)也可能因處在巖漿囊邊緣上方而并不被巖漿流體混入而直接加熱——此類地?zé)嵯到y(tǒng)的國內(nèi)典型范例當(dāng)屬云南龍陵邦臘掌，該地?zé)嵯到y(tǒng)恰好處于一個埋深僅約4 km的淺部巖漿囊的邊緣上方(Zhao Ciping et al., 2006),在此巖漿囊烘烤下，邦臘掌地?zé)嵯到y(tǒng)的熱儲溫度也超過150℃(Guo Qinghai et al., 2017),但地球化學(xué)證據(jù)指示邦臘掌地?zé)崴⑽词艿綆r漿流體的混合(Guo Qinghai et al., 2017)?？傮w來看，在不受到巖漿流體直接影響的情況下，難以在地表之下2～3 km以內(nèi)形成熱儲溫度超過250℃的水熱型地?zé)嵯到y(tǒng)。因此，在此意義上，“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)應(yīng)指接受巖漿囊傳導(dǎo)熱且同時受到巖漿流體直接影響、從而熱儲溫度異常高的地?zé)嵯到y(tǒng)。

可充作地?zé)嵯到y(tǒng)熱源的近地表巖漿囊存在不同的形成模式。發(fā)育于擴張型板塊邊界的巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)(如大西洋中脊地?zé)釒У牡責(zé)嵯到y(tǒng))之下的巖漿囊常直接形成于巖石圈張裂繼以地幔巖漿上涌；在聚斂型板塊邊界一帶發(fā)育的、作為地?zé)嵯到y(tǒng)(如環(huán)太平洋地?zé)釒Ш偷刂泻?喜馬拉雅地?zé)釒У哪承┑責(zé)嵯到y(tǒng))熱源的巖漿則雖可能發(fā)源于地幔，但一般受到地殼物質(zhì)的大尺度混染，或者本就形成于地殼巖石重熔。板緣的強烈構(gòu)造活動是導(dǎo)致地殼巖石重熔的重要因素之一，例如，不少學(xué)者認(rèn)為藏南高原沿雅魯藏布縫合帶密集分布的高溫水熱系統(tǒng)即是印度板塊和歐亞板塊碰撞后殼內(nèi)巖石重熔并加熱深循環(huán)地下水的結(jié)果(Tong Wei et al., 1981, 1990; Zhang Zhifei et al., 1982; Brown et al., 1996; Nelson et al., 1996)。碰撞型板塊活動過程中的剪切性構(gòu)造運動可能對巖漿形成有關(guān)鍵作用(Devès et al., 2011)。相關(guān)研究表明，走滑斷層低速率摩擦生熱即可使斷層面附近的巖石發(fā)生熔融(Dan et al., 1972);以此為參照，沒有理由懷疑板緣大規(guī)模逆沖斷層活動可產(chǎn)生足夠的熱量并導(dǎo)致地層局部熔融(Andrieux et al., 1977; Zhu Yuanqing et al., 1990)。仍以西藏南部為例：以印度板塊和歐亞板塊每年僅幾厘米的平均匯聚速率而論，主中央逆沖斷層剪切運動生熱似乎不足以引起局部熔融，但其更快速的間歇性剪切運動則足以產(chǎn)生小規(guī)模的殼內(nèi)巖漿囊——岡底斯一帶出露的小型年輕花崗巖體即可作為直觀的證據(jù)(Liao Zhijie et al., 1999)。

值得指出的是，強烈構(gòu)造運動并非一定會導(dǎo)致殼內(nèi)熔融體的形成，構(gòu)造活動生熱的結(jié)果更可能是僅使地殼巖石產(chǎn)生較高溫度條件下的韌性變形，即所謂“地殼非均勻半固態(tài)-固態(tài)流變(Li Dewei, 2015)”——近年來的干熱巖勘查工作常以此為熱源標(biāo)志，也有不少地?zé)峁ぷ髡咭暺錇榈責(zé)岙惓嵩礄C制研究的理論基礎(chǔ)之一(Luo Wenxing et al., 2020; Sun Mingxing et al., 2020; Zhang Baojian et al., 2020)。事實上，近地表的巖漿囊與發(fā)生韌性變形巖石在本質(zhì)上均并非地?zé)嵯到y(tǒng)的最“原始”熱源，它們自身即是局部地?zé)岙惓５谋憩F(xiàn)形式，且需要特定的熱源條件得以形成。地?zé)嵯到y(tǒng)的最“原始”熱源應(yīng)僅包括地殼巖石中放射性元素生熱、地核-地幔熱、構(gòu)造活動生成熱——以上三者中，前兩者在全球大陸范圍內(nèi)無處不在(殼幔熱流分配理論即以此為基石),后者則僅在強烈構(gòu)造活動區(qū)具備熱源意義；而要在地表之下埋深較淺處形成巖漿囊或使巖石發(fā)生韌性變形，地幔巖漿上涌或強烈構(gòu)造活動恰是所需要的地?zé)岬刭|(zhì)條件。從這個角度看，所謂“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)并不是從熱源類型上對地?zé)嵯到y(tǒng)的定義，而是對地?zé)嵯到y(tǒng)的地?zé)岙惓姸鹊恼f明；“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)之下的近地表巖漿囊，本質(zhì)上只是地?zé)嵯到y(tǒng)的間接熱源。換言之，稱一個地?zé)嵯到y(tǒng)為“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)，意味著在該地?zé)嵯到y(tǒng)之下較淺處存在巖漿囊，此巖漿囊可能直接源自上行的地幔巖漿，可能是因上行地幔巖漿引發(fā)的殼內(nèi)巖石熔融，也可能因殼內(nèi)構(gòu)造活動/變形而形成，其熱傳導(dǎo)及其中巖漿流體的釋放會對上覆地?zé)嵯到y(tǒng)造成極大影響，但它并不是地?zé)嵯到y(tǒng)的根本性的熱源。在本質(zhì)上，“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)和其下的巖漿囊是同一起地質(zhì)事件(地幔巖漿上涌或強烈構(gòu)造活動/構(gòu)造變形)的兩個不同(但有密切聯(lián)系)的結(jié)果。

綜上，廣泛存在部分熔融的上地幔對地?zé)嵯到y(tǒng)的形成具有普遍的熱源意義(即提供殼幔熱流分配理論中的地幔熱流),但如未發(fā)生地幔巖漿侵位或侵位程度不夠，且在地表之下埋深較淺處不存在構(gòu)造活動成因的巖漿，就不能形成真正意義上的巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)。然而，無論程度如何，地幔巖漿侵位均可視為改變地?zé)岱植家?guī)律(熱分布)的重要因素。從改變地?zé)岱植家?guī)律的角度看，其他影響相對較小但不容忽視的因素還包括地下水循環(huán)、巖石/沉積物熱物性差異、地形起伏等(Huang Shaopeng, 1998);上述因素中，地下水循環(huán)對地?zé)岱植嫉挠绊懽顬槌Ｒ姟４蟮責(zé)崃鞅尘跋碌慕乇盹@著地?zé)岙惓?，常常就是地下水深循環(huán)的直接結(jié)果。因此，地?zé)嵯到y(tǒng)的熱儲溫度受到其“原始”熱源(地殼巖石放射性元素生熱(普遍存在)、地核-地幔熱(普遍存在)、構(gòu)造活動生成熱(存在于特定區(qū)域))和改變熱分布的關(guān)鍵因素(地幔巖漿侵位、地下水循環(huán)、巖石/沉積物熱物性差異、地形起伏等)的共同制約，所謂“地?zé)嵝纬蓹C制研究”應(yīng)包括對上述兩類要素進行有效識別。

如前所述，巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)的關(guān)鍵特征為熱儲內(nèi)陸熱水受到自其下巖漿囊所釋出的巖漿流體的直接影響；這樣，巖漿流體地球化學(xué)組成及其對巖漿熱源型地?zé)崴绊懙脑u價就具有極其重要的研究意義。事實上，含大量強酸性氣體的巖漿流體對巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)內(nèi)的水文地球化學(xué)過程有巨大影響已被地學(xué)界廣為認(rèn)同，巖漿流體對地?zé)崴捌淙芙饨M分的定量貢獻也一直是地下水科學(xué)及相關(guān)學(xué)科最具挑戰(zhàn)性的研究領(lǐng)域之一(White, 1986)。一言以蔽之，巖漿流體及其地球化學(xué)組成的研究對于判斷成熱機制不明的高溫地?zé)嵯到y(tǒng)是否具備巖漿熱源至關(guān)重要，是制定此類地?zé)嵯到y(tǒng)的勘查方略和開發(fā)利用方案的工作基礎(chǔ)之一。然而，除含強酸性氣體這一共同特點外，自不同類型巖漿中釋出的巖漿流體理應(yīng)并不具備一致的水化學(xué)和同位素組成，例如，從花崗質(zhì)巖漿中釋出的巖漿流體的地球化學(xué)特征必然不同于從玄武質(zhì)巖漿中釋出的巖漿流體；即便是同類型巖漿，如果發(fā)源于地質(zhì)背景大異的不同區(qū)域，其釋出的巖漿流體的地球化學(xué)組成也難免有所差別；此外，深源巖漿在上侵過程中將不斷結(jié)晶分異，在其不同侵位深度所釋出的巖漿流體的化學(xué)組成也自然相應(yīng)持續(xù)演化。因此，對于特定的巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)，確定進入其熱儲的巖漿流體的地球化學(xué)組成對地?zé)崴厍蚧瘜W(xué)起源研究及其開發(fā)利用具有重要價值；但巖漿流體地球化學(xué)組成的定量分析迄今為止仍是尚未解決的重大難題。由于技術(shù)條件的限制，目前尚無法采集到“原始”且“純粹”的巖漿流體樣品。利用流體包裹體進行巖漿流體的水文地球化學(xué)研究或D、18O等穩(wěn)定同位素研究則同樣存在困難。原因在于：巖漿熱源型地?zé)釁^(qū)內(nèi)可獲取的礦物中流體包裹體或流體-熔體包裹體的液相即使含有巖漿流體，也往往曾受到其他來源水(如入滲成因水)的混合，并非“純粹”的巖漿流體；而且，可采集的含巖漿流體的單個包裹體樣品中的水量一般非常少，就開展水的化學(xué)或同位素測試而言難度很大，對于某些樣品量要求較高的同位素測試則完全不可能(Lu Huanzhang et al., 2004)。更重要的是，即便所獲取的包裹體液相中巖漿流體的比例非常大，即受到后期混合過程的影響可忽略不計，該巖漿流體也僅是溶解在巖漿中的未飽和的流體或巖漿冷凝后保存在殘余巖漿中的流體，并不能代表從巖漿中釋出并進入地?zé)嵯到y(tǒng)內(nèi)的流體，但對于研究地?zé)崴厍蚧瘜W(xué)起源有意義的恰恰是正在從巖漿中釋放并對地?zé)崴兄苯迂暙I的這部分巖漿流體。同樣道理，火山玻璃中所含流體也不能作為從巖漿中釋出的流體的代表。事實上，在各類火山巖礦物和火山玻璃中，黑曜石是被封存且后期未受其他成因水混合的巖漿流體的最可能的載體；鑒于此，Taylor et al.(1983)選擇美國西部噴發(fā)時間在2000 a以內(nèi)的年輕流紋巖火山為研究區(qū)，系統(tǒng)采集了火山碎屑/火山灰以及熔巖流中的黑曜石樣品，發(fā)現(xiàn)火山碎屑/火山灰中黑曜石樣品的含水量顯著高于熔巖流中的黑曜石樣品，原因正是在熔巖流冷凝過程中，黑曜石中的巖漿流體有足夠時間從中釋出，而火山碎屑/火山灰則為火山噴出物快速冷卻形成，其中巖漿流體來不及大量釋出而相對較多地保留在了黑曜石中——以上兩類黑曜石中的巖漿流體均是巖漿中封存的流體而非從其中釋出并對地?zé)嵯到y(tǒng)產(chǎn)生深刻影響的“有效”巖漿流體。此外，在此研究中，來自火山碎屑/火山灰的黑曜石樣品中的流體的δD值也明顯高于來自熔巖流的黑曜石樣品(Taylor et al., 1983),原因則是高溫條件下的氫同位素分餾過程會導(dǎo)致D富集在釋出的氣相中(Truesdell et al., 1977),這樣留在巖漿中的殘余流體的氫同位素組成就偏輕?？梢酝茰y，在巖漿流體釋出的過程中，其中所有化學(xué)組分都會在釋出流體和巖漿中殘余流體之間非均勻分配，從而使黑曜石中封存的流體在化學(xué)和同位素組成上完全不同于釋出的巖漿流體。

在“直接”測定不可行的前提下，一些確定巖漿流體定量地球化學(xué)組成的間接方法應(yīng)運而生。Taylor(1974)認(rèn)為可基于同位素平衡計算在巖漿溫度下與主要火成巖礦物共存的流體的氫氧同位素組成，并由此得出巖漿流體的δ18O值介于6‰～10‰之間，δD值介于-80‰～-50‰之間；但其后許多研究者(Stewart et al., 1975; Mizutani, 1978; Hedenquist et al., 1991; Giggenbach, 1992; Bolognesi et al., 1993; Shevenell et al, , 1993; Goff et al., 2000)都發(fā)現(xiàn)巖漿流體的氫同位素組成雖然變化范圍很大，卻均應(yīng)比Taylor(1974)的結(jié)果偏重，原因同樣為Taylor(1974)的研究對象是與巖漿共存的水，而非從巖漿中釋出的水。Taylor(1992)也認(rèn)為將Taylor(1974)的所謂“primary magmatic water(原始巖漿水)”稱為“residual magmatic water(殘余巖漿水)”更加合適。與前述研究不同，Goff et al. (2000)利用世界范圍內(nèi)11個活火山區(qū)噴汽孔的高溫蒸汽樣品間接確定了從巖漿中釋出的流體的δ18O和δD值，但該研究的成功有賴于以下前提：① 對活火山區(qū)的淺埋巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)而言，巖漿流體在從噴汽孔逸出的高溫蒸汽中所占比例相對較大，換言之，巖漿流體在上升并出露地表的過程中所受到的入滲成因水混合的影響相對較?。虎?以上活火山區(qū)的巖漿流體和入滲成因水混合后產(chǎn)生的高溫蒸汽從形成于地下到自噴汽孔逸出地表所需時間非常短，該過程中流體-巖石相互作用程度也不高(該研究中噴汽孔蒸汽冷凝水多為pH值非常低的酸性水且Na、K、Ca、Mg、Li等組分的含量很低即是明證),因而可認(rèn)為所采集到的樣品在地下幾乎未因同圍巖反應(yīng)而發(fā)生氧同位素漂移；③ 在高溫條件下的巖漿脫氣過程中，氧同位素在巖漿和從其中釋出的流體之間的分餾效應(yīng)小于氧同位素分析的誤差范圍，可以忽略——這樣，在此類活火山區(qū)可用最近噴發(fā)的火山巖的平均δ18O值來代替巖漿流體的δ18O值，進而可利用研究區(qū)噴氣孔蒸汽冷凝水的δD-δ18O線性回歸方程，根據(jù)巖漿流體的δ18O值求得其δD值。因此，該方法顯然不能應(yīng)用于深埋巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)。在深埋巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)，即使巖漿流體對深部熱儲內(nèi)的地?zé)崴蟹浅？捎^的貢獻，自熱泉口或地?zé)嵘a(chǎn)井口獲取的中性或弱堿性地?zé)崴畼悠芬簿鶠閹r漿流體和入滲成因水混合形成的初始酸性水在充分中性化且與圍巖礦物達到完全化學(xué)平衡、而后再經(jīng)歷一定后期改造(包括不同方式的冷卻和隨之發(fā)生的不同程度的化學(xué)再平衡)后的產(chǎn)物。由于地?zé)崴薪^大多數(shù)水化學(xué)和同位素指標(biāo)(包括δ18O值)受到了熱儲水-巖相互作用的強烈影響，通過地?zé)崴厍蚧瘜W(xué)研究定量評價巖漿流體的地球化學(xué)特征極其困難。此類地?zé)嵯到y(tǒng)排泄的酸性熱泉(本質(zhì)上是深部地?zé)崃黧w分離出的地?zé)嵴羝訜岬臏\循環(huán)入滲成因水)與巖漿流體的聯(lián)系則更加微弱，對巖漿流體地球化學(xué)組成的定量分辨更無意義。這樣，在該研究方向，國內(nèi)外并不多見的研究集中在通過地?zé)崴械哪承┍Ｊ亟M分(如Cl)或保守同位素(如D)對巖漿流體在地?zé)崴械谋壤M行推算(Gherardi et al., 2002; Pang Zhonghe, 2006; Dotsika et al., 2009; Guo Qinghai et al., 2010)。

受到殼內(nèi)巖漿強烈影響的地?zé)嵯到y(tǒng)具有重要的研究意義和開發(fā)利用價值，但何謂“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)長期以來一直缺乏深入的討論和明確的結(jié)論。廣義上，“巖漿熱源”指可為地?zé)嵯到y(tǒng)提供熱量來源的地下熔融體；狹義上，“巖漿熱源”除可向上覆地?zé)嵯到y(tǒng)傳導(dǎo)熱量外，自其中釋出的巖漿流體還應(yīng)對地?zé)嵯到y(tǒng)產(chǎn)生直接影響。相應(yīng)地，“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)應(yīng)定義為接受巖漿囊傳導(dǎo)熱且同時受到巖漿流體直接影響、從而熱儲溫度異常高的地?zé)嵯到y(tǒng)。

從形成機制看，作為“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的熱源的熔融體可能直接源自上涌的地幔巖漿(期間難免受到地殼物質(zhì)混染),可能是地幔巖漿上涌引起的殼內(nèi)巖石熔融，也可能受控于殼內(nèi)強烈構(gòu)造活動；因此，嚴(yán)格來說，所謂“巖漿熱源”其實并非“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的原始熱源?！皫r漿熱源”與其上覆“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)具有共同的主要初始熱量來源：或為殼幔熱流分配理論中的地核-地幔熱(需借助地幔巖漿上涌這一改變地下熱分布的重要環(huán)節(jié)),或為構(gòu)造活動生成熱(相關(guān)構(gòu)造活動需足夠強烈)。無論如何，埋深足夠淺且所釋出巖漿流體可進入其上地?zé)嵯到y(tǒng)的殼內(nèi)熔融體雖不是地?zé)嵯到y(tǒng)的“原始”熱源，但仍是至關(guān)重要的間接熱源。

在將巖漿流體可進入地?zé)嵯到y(tǒng)作為判斷其是否為“巖漿熱源型”地?zé)嵯到y(tǒng)的關(guān)鍵判據(jù)的前提下，研究巖漿流體的地球化學(xué)組成及其對地?zé)崴呢暙I具有不言而喻的重要意義。然而，當(dāng)前僅巖漿流體的氫氧同位素組成可通過間接方法確定(已見于文獻的直接確定方法被證明并不可取),其他水化學(xué)和同位素特征則均未見公認(rèn)有效的直接或間接確定方法。即便如此，基于地?zé)崴械哪承┍Ｊ亟M分(如Cl)或保守同位素(如D),仍可對巖漿流體在地?zé)崴械谋壤M行推算；也可利用地?zé)崴目傮w水文地球化學(xué)特征，判斷一個熱儲圍巖為非碳酸鹽巖的地?zé)嵯到y(tǒng)是否是巖漿熱源型地?zé)嵯到y(tǒng)(Guo Qinghai, 2020)。但上述方法用于推算巖漿流體在地?zé)崴斜壤龝r的可靠性尚待進一步評價，這些方法也不能用于判斷巖漿熱源型地?zé)崴械哪骋环N(或某幾種)化學(xué)組分是否來自(或有多大比例來自)巖漿流體的貢獻。

參考文獻見《地質(zhì)學(xué)報》原文