伊朗淺成低溫熱液礦床時空分布規(guī)律與礦床類型*

蕭 珂，孫 祥**，郜周全

(1 中國地質大學地球科學與資源學院,北京100083；2 云南省地質礦產勘查院，云南昆明650051)

淺成低溫熱液型礦床是指一類形成于相對較淺的 深度(＜1.5 km)、低溫(150～300°C)、低壓(10～50 MPa)環(huán)境下的礦床(Lindgren, 1922；Hedenquist et al., 1995；2000；John et al., 2011)。該類礦床提供了全球8%的金、17%的銀和一定數(shù)量的賤金屬，是墨西哥、美國、加拿大、智利、秘魯、巴布亞新幾內亞和日本等國貴金屬的最主要來源(Singer, 1995；Frimmel,2008)。

特提斯成礦域是全球3大成礦域(環(huán)太平洋成礦域、古亞洲成礦域、特提斯成礦域)之一，礦床資源豐富，廣泛發(fā)育斑巖型銅礦和淺成低溫熱液貴金屬和賤金屬礦床(侯增謙等, 2012；2020；Sengor et al.,1979；Hedenquist et al., 1995；Stampfli, 2000；Sillitoe et al.,2003；Hou et al.,2015a；2015b；Richards，2015)。相比于受到廣泛關注的斑巖型銅礦，淺成低溫熱液礦床的綜合研究相對薄弱(張洪瑞等,2018；王瑞等,2019；Hou et al.,2015a；Wang et al.,2015；Yang et al.,2016；Sun et al.,2020)。已有的研究顯示，中國青藏高原發(fā)育少量淺成低溫熱液礦床(楊超等，2014；黃瀚霄等，2018；Duan et al., 2016；Sun et al., 2017a；Song et al.,2018；Yang et al.,2019)，而伊朗高原則廣泛產出淺成低溫熱液礦床(Richards et al., 2006；Kouhestani et al., 2018；Rajabpour et al., 2018；Fazel et al.,2019)。為了更好的對比分析青藏高原淺成低溫熱液成礦作用，本文對伊朗高原淺成低溫熱液型礦床的時空分布規(guī)律以及成礦作用進行了綜述。

1 伊朗地質概況

伊朗處于亞歐板塊與阿拉伯板塊的交界處，其地質單元從南往北依次可劃分為馬克(Makran)增生雜巖、扎格羅斯(Zagros)褶皺沖斷帶(ZFTB)、薩南達杰(Sanandaj)-錫爾詹(Sirjan)帶(SSZ)、烏茲密爾(Urumieh)-杜克塔爾(Dokhtar)巖漿弧(UDMA)、魯特(Lut)地塊以及阿爾博茲(Alborz)巖漿弧(AMA)(圖1；張洪瑞等，2015；Agard et al., 2005；2011)。Makran增生雜巖位于伊朗和巴基斯坦的交界處，是伊朗東南部一個巨大的增生楔，發(fā)育強烈的構造變形，在其北部發(fā)育有約115 Ma 的蛇綠巖(Yang et al., 2020)。ZFTB以扎格羅斯逆沖斷層帶為主斷裂，發(fā)育一系列的NE-SW 向 褶 皺(Agard et al.,2005)。SSZ 位 于ZFTB 的東北部，大量發(fā)育中-新生代的鈣堿性弧巖漿巖(Sengor,1990；Mohajjel et al.,2003；Agard et al.,2005)。該帶變質作用以綠片巖相為主，次為角閃石相(Agard et al., 2005)。Lut 地塊主要由前寒武紀的變質基底以及巨厚的沉積蓋層組成(Ramezani et al.,2003；Saki,2010)。地塊內發(fā)育4次巖漿活動(張洪瑞等，2015)，其中，始新世巖漿活動分布范圍最廣，以高鉀鈣堿性系列的火山巖為主(Ramezani et al.,2003；Sadeghian et al., 2005；Bagheri et al., 2008)。UDMA 主要發(fā)育始新世島弧型火山巖，次為漸新世—中新世侵入巖(Agard et al., 2011)。AMA 主要發(fā)育鈣堿性的弧火山巖以及少量的侵入巖(Alavi,1996)，其火山活動從晚白堊世開始，在始新世達到頂峰。

伊朗整體構造格局的形成與特提斯洋的演化密切相關。在奧陶紀古特提斯洋打開，此時，伊朗位于南部岡瓦納大陸的北緣(Richards et al.,2006)。二疊紀古特提斯洋向北俯沖消減，同時，岡瓦納大陸裂解出包括土耳其、伊朗、西藏在內的一系列的碎片，這些碎片組成了南部岡瓦納大陸與北方勞亞大陸之間的基梅里大陸(Sengor, 1987；Metcalfe, 1996)。隨著古特提斯洋向亞歐板塊之下俯沖，在三疊紀基梅里大陸也拼合到北方的勞亞大陸之上(Hooper et al.,1994；Stampfli, 2000；Richards et al., 2006)。在古特提斯洋的俯沖作用以及基梅里大陸與亞歐大陸的碰撞作用之下，在伊朗Alborz 造山帶的北部形成古特提斯洋縫合帶(Alavi, 1996)。在該縫合帶發(fā)育有大量古生代蛇綠巖(380～260 Ma)以及深海沉積物，并受到早侏羅世構造活動的影響而產生變形(Alavi,1979)。對于古特提斯洋的閉合目前沒有確切的時間，但是根據(jù)217～200 Ma 碰撞后花崗巖的侵入接觸關系，初步確定碰撞發(fā)生在220 Ma 之前(吳福元等，2020)。由于古特提斯洋向北俯沖以及南部岡瓦納大陸的裂解，導致新特提斯洋在二疊紀時在南部打開(Sengor,1987；Metcalfe,1996)，并且新特提斯洋在侏羅紀初期開始向亞歐大陸俯沖(Spakman , 1986；張洪瑞等，2015)。在始新世末期—漸新世(36～25 Ma)，阿拉伯板塊與亞歐板塊發(fā)生碰撞，同時，也標志著新特提斯洋的閉合(Agard et al., 2005；2011)。新特提斯洋的俯沖作用在SSZ 中形成與俯沖相關的侵入巖(183～145 Ma；Hassanzadeh et al.,2016；Zhang et al.,2018；張洪瑞等，2018)以及高壓-低溫和高溫-低壓雙變質巖帶(110～90 Ma；Agard et al., 2009；Mousivand et al.,2011)。在俯沖的晚期階段，UDMA 發(fā)育與俯沖有關的巖漿巖，年齡在50～35 Ma 之間(Takin et al., 1972；Cagatay et al., 1980；Dercourt et al.,1986)。阿拉伯板塊與亞歐大陸發(fā)生碰撞，形成了規(guī)模宏大的縫合帶，該縫合帶從土耳其西部的塞浦路斯(Cyprus)、比特利斯(Bitlis)延伸到伊朗的扎格羅斯(Zagros) (Sengor, 1987；Sorkhabi et al., 2008)。據(jù)地球物理資料，在扎格羅斯造山帶深部，阿拉伯板塊地殼已經俯沖至歐亞大陸之下，甚至穿過SSZ 和UDMA 帶，俯沖至中部伊朗地體之下(Paul et al.,2010；Motaghi et al.,2015)。

進入新生代之后，伊朗出現(xiàn)大規(guī)模的巖漿活動以及相關的成礦作用，主要集中在UDMA、AMA 以及伊朗中部(李錦平等，2008)。礦床類型包括鉻鐵礦、斑巖型銅礦、MVT 型鉛鋅礦以及淺成低溫熱液礦床等。鉻鐵礦床位于伊朗東南部基性-超基性的純橄巖中，代表性礦床有Amir、Shahriar、Reza、Abdasht(Jannessary et al.,2012)。斑巖型銅礦主要分布在UDMA 中，代表性礦床如Sungun、Sar Cheshmeh等(Hezarkhani et al., 1998)。伊朗最大的MVT 型鉛鋅礦床Mehdi Abad 位于SSZ 中(Rajabi et al., 2013)。淺成低溫熱液礦床主要分布在UDMA 和AMA 中(Shamanian et al., 2004；Richards et al., 2006；Mehrabi et al.,2012；Fazel et al.,2019)。

圖1 淺成低溫熱液礦床在東特提斯區(qū)域分布圖(據(jù)Fazel et al.,2019修改)Fig.1 Regional distribution of epithermal deposits in East Tethys(modified after Fazel et al.,2019)

2 UDMA帶淺成低溫熱液礦床

圖2 伊朗淺成低溫熱液礦床分布圖(據(jù)Richards et al.,2012；Chiu et al.,2013修改)Fig.2 Distribution of epithermal deposits in Iran(modified after Richards et al.,2012；Chiu et al.,2013)

UDMA 是位于伊朗西南部的1 條新生代巖漿弧，在一些文獻中也被稱為Sahand-Bazman 巖漿帶(Hezarkhani et al.,2006)。該帶從土耳其東部以NWSE 走向平行于Zagros 帶延伸至伊朗與巴基斯坦的交界處(圖2)。UDMA 的產生與新特提斯洋向北俯沖有關，主要經歷了3 個演化階段，包括早侏羅世新特提斯洋向伊朗中部地塊俯沖(Verdel et al., 2011；Ayati et al.,2013)、始新世晚期阿拉伯板塊與伊朗板塊發(fā)生碰撞(Mazhari et al.,2009)、漸新世—中新世進入后碰撞階段(Dargahi et al.,2010；Chiu et al.,2013)。盡管新特提斯洋的俯沖是從侏羅紀開始，但侏羅紀—白堊紀巖漿巖僅有零星露頭(Chiu et al.,2013)，而大規(guī)模的巖漿活動從始新世開始，主要由大面積出露的玄武安山巖以及少部分的侵入巖組成，它們具有富集大離子親石元素、虧損高場強元素的弧巖漿特征(Verdel et al.,2011)。早漸新世—中新世形成大量與斑巖型銅礦化關系密切的埃達克巖(張洪瑞等，2018；Shahabpour et al., 1987)。上新世的巖漿巖主要出露于UDMA的西北部和東南部，包括鉀質-超鉀質巖石(Chiu et al.,2013)和堿性熔巖(Mirnejad et al.,2010)。UDMA 中的淺成低溫熱液礦床數(shù)量較少，分布較為稀疏，UDMA 中淺成低溫熱液礦床位于始新世和中新世(20～6)Ma 的火山巖中(Kouhestani et al.,2012；Sholeh et al.,2016)。其中，典型礦床包括Kuh-Pang 高硫型Cu-Au 礦床、Chah Zard 低-中硫型Au-Ag 礦床、Chahnaly 低硫型Au-Ag 礦床、Latala 中-高硫型Pb-Zn-Cu 礦床(Kouhestani et al., 2012；Sholeh et al., 2016；Rajabpour et al., 2017；Padyar et al.,2017)。

圖3 Kuh-Pang礦床地質圖(a)及剖面圖(b)(據(jù)Rajabpour et al.,2017修改)Fig.3 Geological map(a)and section(b)of the Kuh-Pang deposit(modified after Rajabpour et al.,2017)

Kuh-Pang 高硫型Cu-Au 礦床位于UDMA 西北部，礦石儲量2.80 Mt，Cu 品位為1.65%、Au 品位為0.52 g/t、Ag品位為34 g/t(Rajabpour et al.,2017)。礦體主要賦存于始新世—漸新世鈣堿性-高鉀鈣堿性的安山巖以及流紋巖中(圖3)。礦體長約100～450 m，寬5～20 m，主要受南北向和東西向2 組走滑斷裂控制，礦體多數(shù)產在2 組斷裂的交匯處(Rajabpour et al., 2017)。礦石礦物有黃銅礦、斑銅礦、輝銅礦、藍輝銅礦、自然金、黃鐵礦，脈石礦物主要有石英、方解石、絹云母、綠泥石。熱液蝕變主要包括硅化、絹云母化、高級泥化(高嶺石-葉臘石-迪開石組合)、泥化(高嶺石-伊利石組合)、青磐巖化、碳酸鹽化。蝕變從礦體向兩側可劃分硅化帶、(高級)泥化帶、青磐巖化帶，最晚期的碳酸鹽蝕變通常疊加于上述蝕變帶之上。此外，絹云母化蝕變在深部局部出現(xiàn)，通常呈石英-黃鐵礦脈兩側較窄的蝕變暈產出。Hedenquist(2000)和Pudack(2009)通過研究發(fā)現(xiàn)，高硫化礦床底部發(fā)育的石英-黃鐵礦脈以及絹云母蝕變可能是成礦流體從斑巖系統(tǒng)向淺成低溫熱液系統(tǒng)轉換時產物。因此，Kuh-Pang 礦床的深部可能發(fā)育斑巖型礦化相關的熱液流體作用(Rajabpour et al., 2017；Hedenquist et al.,2000)。但是現(xiàn)有的地質工作尚未在Kuh-Pang 礦床的深部發(fā)現(xiàn)斑巖礦床(Rajabpour et al., 2017)。Kuh-Pang 礦床不同成礦階段的硫化物具有不同的硫同位素組成，成礦早階段δ34S 值為-2.4‰～0.7‰，主 成礦階段δ34S 值為-8.3‰～-4.3‰，成礦晚階段具有最低的硫同位素的值，如輝銅礦δ34S 可達-8.6‰～-5.0‰(Rajabpour et al., 2017)。流體包裹體研究表明，成礦早階段的溫度和鹽度w(NaCleq)分別為205～372℃和3%～11%，主成礦階段的溫度和鹽度w(NaCleq)分別為175～310℃和2%～13%，成礦晚階段的溫度和鹽度w(Na-Cleq) 為 141～235℃和 1%～10%(Rajabpour et al.,2018)。

Chah Zard 低-中硫型Au-Ag 礦床位于UDMA 中部，礦石儲量為2.50 Mt，Au 品位為1.70 g/t、Ag 品位為12.70 g/t(Kouhestani et al.,2015)。賦礦圍巖為晚中新世的雜巖體，該雜巖體主要由一套鈣堿性至高鉀鈣堿性火山角礫巖、安山巖、流紋巖組成。前人對礦區(qū)角礫巖進行鋯石U-Pb測年，得到的年齡為(6.2±0.2)Ma(Kouhestani et al.,2012)。礦化主要發(fā)生在熱液角礫巖中，礦石以角礫狀、浸染狀、脈狀出現(xiàn)。主要的礦石礦物有黃鐵礦、黃銅礦、賤金屬硫化物(方鉛礦、閃鋅礦)、銀金礦、金，礦石礦物多以浸染狀、脈狀的形式產出，主要的脈石礦物有石英、冰長石、綠泥石、綠簾石、絹云母、方解石。Chah Zard 礦床中主要有石英-冰長石蝕變、絹云母化、碳酸鹽化、青磐巖化和高級泥化(以鐵的氧化物-高嶺石-明礬石-石膏為主)5 種蝕變類型，其中，石英-冰長石蝕變出現(xiàn)在礦脈周邊，與礦化密切相關；絹云母蝕變帶與石英-冰長石蝕變關系密切；碳酸鹽化與青磐巖化代表了熱液系統(tǒng)的邊界。Chah Zard礦床的礦化可以分為5個階段，第1 階段出現(xiàn)黃鐵礦-石英-伊利石-黃銅礦脈體；第2 階段出現(xiàn)石英-冰長石-賤金屬硫化物(閃鋅礦、方鉛礦和黃銅礦)-黃鐵礦(含金)-銀金礦，是貴金屬礦化的主要階段；第3 階段發(fā)育淺灰色粒狀至梳狀石英、殼狀礦脈、膠狀黃鐵礦、白鐵礦和砷黃鐵礦；第4 階段出現(xiàn)石英-黃鐵礦-賤金屬硫化物(閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦)礦脈；第5 階段特征為外圍的青磐巖化蝕變帶中出現(xiàn)含銀的石英-閃鋅礦-方鉛礦-黃鐵礦脈。礦區(qū)圍巖中黃鐵礦和石英脈中硫化物的δ34SCDT值分別為0.8‰和-2.9‰～0.4‰，角礫巖礦化帶中硫化物的δ34S 值為-2.7‰～1.8‰，表明成礦物質來自巖漿。角礫巖膠結物中石英的δ18O 值為9.8‰～19.5‰，晚階段硫化物-石英脈體中石英的δ18O 值為16‰，以及沸騰組合的流體包裹體、冰長石和葉片狀方解石的存在，表明該礦床金屬沉淀與流體沸騰以及巖漿流體與大氣降水混合關系密切(Kouhestani et al.,2012；2015)。

Chahnaly 低硫型Au-Ag 礦床位于UDMA 東南部，礦石儲量為3.60 Mt，Au 品位為1.04 g/t，Ag 品位為8 g/t (Sholeh et al., 2016)。礦區(qū)賦礦圍巖為早中新世的流紋巖、英安巖、安山巖以及火山碎屑巖，其中，安山巖鋯石U-Pb 年齡為(20.32±0.4)Ma(Sholeh et al., 2016)。礦體與一系列NE 走向受構造控制的熱液角礫巖關系密切，這些角礫巖切割安山巖和火山碎屑巖。主要礦石礦物有金、銀金礦、黃鐵礦(含金)，還有少量的閃鋅礦、方鉛礦、黃銅礦以及極少量的輝鉬礦；主要脈石礦物為石英、玉髓、冰長石、伊利石、綠泥石。原生礦石中，自然金和銀金礦主要與黃鐵礦伴生；氧化礦石中則與氧化鐵和氫氧化鐵共生。銀金礦通常出現(xiàn)在石英和閃鋅礦中，在石英中以10 μm 的微細粒形式存在。自然金通常存在于海綿狀黃鐵礦、熱液角礫巖的硅質基質中，或者作為包裹體存在于鐵的氧化物以及氫氧化物中。該地區(qū)的蝕變類型主要包括硅化、泥化、青磐巖化。含礦的熱液角礫巖由石英、玉髓、冰長石、伊利石和黃鐵礦組成，石英主要表現(xiàn)為膠狀、皮殼狀、梳狀，冰長石與石英共生。從空間范圍來看，硅化代表的是主要的熱液活動，與礦化相關程度最高。流體包裹體得到的均一溫度為240～300℃，鹽度w(NaCleq)為0.3%～1.8%。熱液角礫巖的黃鐵礦δ34S 值為-0.1‰～4.2‰，表明了硫來源于巖漿。礦區(qū)玉髓脈中冰長石的40Ar/39Ar 坪年齡為(19.83±0.1)Ma(Sholeh et al., 2016)，表明成礦作用發(fā)生在中新世。Chahnaly 礦床是在伊朗Kerman 斑巖成礦帶和巴基斯坦Chagai斑巖成礦帶之間發(fā)現(xiàn)的第一個淺成低溫熱液礦床，該礦床成礦年齡與Reko Diq 斑巖型礦床的年齡相近，證實了伊朗部分馬克增生楔北部的早中新世巖漿的成礦潛力(Sholeh et al.,2016)。

Latala 中-高硫型Pb-Zn-Cu 礦床位于UDMA 東南部，位于Meiduk 礦床北部約8 km 處，礦石儲量為2.67 Mt，Pb 品位為6.77%、Zn 品位為10.05%、Cu 品位為7.52%(Padyar et al.,2017)。礦區(qū)賦礦圍巖為始新世玄武巖、玄武安山巖、火山碎屑巖，在礦區(qū)還出露少量的泥灰?guī)r，以及中新世的石英閃長巖、石英二長巖以及花崗閃長巖的侵入體。在Latala 礦床中發(fā)育環(huán)狀斷裂，環(huán)狀斷裂控制了Latala 礦床的礦化和熱液蝕變帶，礦體主要以脈狀、網脈狀的形式出現(xiàn)。主要的礦石礦物有黃鐵礦、黃銅礦、硫砷銅礦、斑銅礦、閃鋅礦、方鉛礦，脈石礦物主要為石英。Latala礦床中，蝕變主要包括近端的硅化以及遠端的泥化和高級泥化。Latala 礦床礦化階段主要分為3 個階段，第1 階段為石英-硫化物脈，主要的礦物組合為石英-黃鐵礦-黃銅礦-硫砷銅礦，表現(xiàn)為高硫化的淺成低溫熱液環(huán)境；第2 階段以石英-黃鐵礦-黃銅礦脈為主，局部存在閃鋅礦和赤鐵礦；第3 階段為石英-方鉛礦-閃鋅礦(貧鐵)-黃銅礦-銀。其中，第3 階段的礦化顯示出中硫化的淺成低溫熱液環(huán)境，出現(xiàn)在Latala 礦床的外圍。Latala 礦床流體包裹體的研究表明，在石英中富氣相包裹體均一溫度為235～335℃，鹽度w(NaCleq)為1.1%～1.5%，富液相包裹體均一溫度為135～325℃，鹽度w(NaCleq)為0.2%～10.6%。Latala礦床中礦石礦物δ34S 的值為-10‰～-1.0‰，第一階段石英-硫化物脈和晚期賤金屬礦化階段的δ34S 與Meiduk 斑巖型礦床δ34S 的值(2.5‰～-0.9‰)具有相似性(Padyar et al.,2017)。

3 AMA帶淺成低溫熱液礦床

Alborz 造山帶主要由擠壓變形形成的逆沖斷層構成，并且在Alborz 山脈的北側其逆沖方向指向北方，在山脈南側指向南方(Alavi,1996)。Alborz 造山帶從老到新可分為7個構造地層單元，依次為：①前寒武紀—奧陶紀陸源臺地沉積；②奧陶紀—泥盆紀巖漿巖；③泥盆紀—中三疊統(tǒng)大陸架沉積序列；④上三疊統(tǒng)—下侏羅統(tǒng)前陸沉積；⑤上三疊統(tǒng)—下侏羅統(tǒng)前陸沉積；⑥中侏羅世—白堊紀淺海沉積；⑦第四紀沉積物(Alavi,1996)。AMA 火山活動頻繁，集中在東部和西部，以鈣堿性火山巖為主，從晚白堊世開始活動，在始新世達到頂峰。位于西北部始新世Karaj組巖性主要是安山巖和火山碎屑巖，時 代 為(49.3±2.9)Ma～(41.1±1.6)Ma(Verdel et al.,2011；Zamanian et al., 2019)。除了大規(guī)模的始新世巖漿作用，在AMA西北部還存在中新世的侵入巖以及火山巖，如Alam Kuh 花崗巖體年齡在7 Ma(Axen et al., 2001)、Khankandi 侵入體的平均年齡測定為28.9 Ma(Chiu et al.,2013)。AMA 帶發(fā)育的淺成低溫熱液礦床大多數(shù)都位于始新世的火山巖中。

AMA 中淺成低溫熱液礦床分布廣泛，主要位于西部的Tarom-Hashtjin 成礦帶(THMB)以及東部的Torud-Chah Shirin 成礦帶(TCS)中(Mehrabi et al.,2016)。THMB 中的淺成低溫熱液礦床均產于始新世的火山巖中，Lubin Zardeh 低硫型Cu-Au 礦床、Glojeh 中-高硫Cu-Pb-Zn 礦床、Chodarchay 高硫型Cu-Au礦床(Richards et al.,2006；Mehrabi et al.,2016；Yasami et al., 2017)。TCS 成礦帶內的淺成低溫熱液礦床產于早-中始新世(55～37 Ma)火山巖中，代表 性 礦 床 有Gandy 中 硫 型Pb-Zn 礦 床、Pousideh 高硫型Cu-Au 礦床(Shamanian et al., 2004；Fazel et al.,2019)。

Lubin Zardeh 低硫型Cu-Au 礦床位于AMA 西部，該礦床的儲量為0.5 Mt，其中，Cu 的品位為1.3%、Au 品位為0.52 g/t、Pb 品位為0.7%、Zn 品位為0.4%(Zamanian et al.,2019)。礦區(qū)主要出露Karaj 組始新世火山碎屑巖及火山凝灰?guī)r，后者的鋯石U-Pb年 齡 為(49.3±2.9)Ma～(41.1±1.6)Ma(Verdel et al.,2011)。礦區(qū)附近存在石英-二長花崗巖及石英-二長閃長巖侵入體。礦區(qū)主要發(fā)育近SN 向和NW 向的斷裂，礦脈主要受SN 向的斷裂控制，近南北向延伸，長度可達1000 m，平均寬度為1.5 m(最寬處3 m)。礦石礦物主要有黃銅礦、斑銅礦、砷黝銅礦、金、方鉛礦、閃鋅礦、黃鐵礦，脈石礦物主要有石英、玉髓、冰長石、伊利石、蒙脫石、方解石、綠泥石。熱液蝕變主要有硅化(石英、玉髓)、泥化(伊利石、蒙脫石)、絹云母化、青磐巖化(綠簾石、綠泥石)，蝕變呈現(xiàn)明顯的同心分帶的模式，中心為硅化和絹云母化，硅化和銅、金礦化最為密切，再外圍為受斷裂控制的較窄的泥化蝕變，青磐巖化發(fā)生在礦區(qū)的最外圍，蝕變范圍最廣。Lubin Zardeh 礦床主要有2 個礦化階段，第1 階段為硅化蝕變帶中出現(xiàn)浸染狀礦化及石英-賤金屬硫化物脈，主要礦物組合為石英-黃銅礦-方鉛礦-閃鋅礦，還存在少量的斑銅礦及砷黝銅礦，脈體呈條帶狀、梳狀結構；第2階段為微晶石英-金-硫化物脈，主要礦物組合為石英-玉髓-黃銅礦-金，脈體中可見金的顆粒以包裹體的形式存在于石英之中(Zamanian et al., 2019)。微晶石英-金-硫化物脈中的石英中流體包裹體均一溫度為94～205℃，鹽度w(NaCleq)為0.17%～7.11%；石英-賤金屬硫化物脈中石英的流體包裹體的均一溫度為126.5～327℃，鹽度w(NaCleq)為4.07%～13.97%。這2 種脈體中石英的δ18O 值分別為9.56‰～12.77‰和7.23‰～9.24‰，硫化物的δ34S 的值分布為-0.9‰～6.2‰以及-1.9‰～6.6‰(Zamanian et al.,2019)。

圖4 Glojeh礦床地質圖（據(jù)Mehrabi et al.,2016修改）Fig.4 Geological map of the Glojeh deposit(modified after Mehrabi et al.,2016)

Glojeh 中-高硫Cu-Pb-Zn 礦床位于伊朗西北部的THMB 之中，礦石儲量為2.3 Mt，其中，Cu 的品位為1.5%，Pb 品位為3%，Zn 品位為2.2%，Ag 品位為350 g/t，Au 品位為2.9 g/t(圖4)(Mehrabi et al.,2016)。礦區(qū)出露Karaj 組凝灰?guī)r、玄武安山巖、流紋巖以及石英二長花崗巖和花崗閃長巖。主要礦石礦物為黃鐵礦、黃銅礦、斑銅礦、輝銅礦、黝銅礦、閃鋅礦、方鉛礦、赤鐵礦(含金)；脈石礦物主要有石英、絹云母、高嶺石、明礬石、綠泥石。蝕變包括硅化、黃鐵絹英巖化、泥化、青磐巖化。在南、北礦區(qū)顯示不同的蝕變和礦化特征，南礦區(qū)主要富含金，青磐巖化較為發(fā)育；而在北礦區(qū)富含銀，硅化較為發(fā)育。Gemmell(2006)認為，在鎂鐵質巖石為主體的淺成低溫熱液系統(tǒng)中，遠側青磐巖蝕變比長英質巖石為主體的系統(tǒng)更為發(fā)育。Glojeh 礦床主要可以分為3 個成礦階段(Mehrabi et al., 2016)，第1 階段的特征為早期的黃鐵礦和磁鐵礦被后期的銅硫化物和閃鋅礦、方鉛礦交代，該階段后期有銅硫化物(黃銅礦、斑銅礦、輝銅礦、黝銅礦、銅藍)的出現(xiàn)，金以小顆粒的形式出現(xiàn)在赤鐵礦中；第2 階段的特征是在皮殼狀、條帶狀的石英脈中有粗粒的閃鋅礦、方鉛礦的沉淀，銀以包裹體的形式在方鉛礦中出現(xiàn)；第3 階段出現(xiàn)貴金屬礦化，金、銀主要以包裹體的形式存在于赤鐵礦中。赤鐵礦為熱液期的產物，在后期表生蝕變過程中變?yōu)獒樿F礦及其他鐵的氧化物。北礦區(qū)流體包裹體均一溫度為170～340℃，鹽度w(NaCleq)為0.5%～11%；南礦區(qū)流體包裹體均一溫度為150～320℃，鹽度w(NaCleq)為0.1%～10.1%，顯示與北礦區(qū)相似的特征。石英的O 同位素研究表明，從早階段到晚階段大氣降水逐漸加入到巖漿水中。北礦區(qū)和南礦區(qū)第1、2 成礦階段具有不同的δ34S 值，分別為-7.3‰～1.3‰和-0.3‰～8.4‰。礦脈中絹云母的Ar-Ar坪年齡（(42.20±0.34)Ma）以及礦區(qū)附近花崗閃長巖中黑云母Ar-Ar 坪年齡（(41.87±1.58)Ma）表明成礦可能發(fā)生在42 Ma左右(Mehrabi et al.,2016)。

Gandy中硫型Pb-Zn礦床位于AMA 東部的TCS成礦帶中，賦礦圍巖為火山碎屑巖、火山凝灰?guī)r、流紋巖及少量火山角礫巖(Shamanian et al.,2004)。礦區(qū)發(fā)育一系列NE 走向的走滑斷層和EW 走向的逆沖斷層。礦化主要以礦脈以及角礫巖礦化的形式出現(xiàn)，在礦脈中的礦物組合為石英-重晶石-硫化物。角礫巖帶走向為NE，傾向SW，沿走向延伸約20～100 m，寬度1 m 左右，角礫巖中出現(xiàn)少量貴金屬礦化(Shamanian et al.,2004)。該礦床主要的礦石礦物有黃鐵礦、方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦，脈石礦物主要有石英、高嶺石、蒙脫石、伊利石、方解石、綠泥石。礦區(qū)主要發(fā)育硅化、泥化、青磐巖化。硅化主要發(fā)生在礦化的中心區(qū)域，蝕變暈的寬度＜2 m，在凝灰?guī)r中最為發(fā)育。泥化在角礫巖帶較為發(fā)育，主要礦物組合為高嶺石-蒙脫石-伊利石。青磐巖化主要在遠離成礦區(qū)的斷裂和節(jié)理中呈斑塊狀分布。礦區(qū)主要存在3 個礦化階段，第1 階段為角礫巖礦化，角礫巖通常由原巖碎塊和方解石、微晶石英膠結物以及硫化物脈組成，主要的礦物組合為石英-方解石-黃鐵礦-方鉛礦-閃鋅礦-黃銅礦，還存在一些次生礦物，如針鐵礦、孔雀石等；第2 階段是主要的礦化階段，發(fā)育大量的金屬硫化物脈，主要以方鉛礦、閃鋅礦為主，還有黃鐵礦、黃銅礦以及少量的砷黝銅礦；第3階段礦化程度低，主要以石英-方解石-硫化物脈為主，發(fā)育少量的賤金屬礦化。Gandy 礦床閃鋅礦中流體包裹體均一溫度為234～285℃，鹽度w(NaCleq)為4.2%～5.4%(Shamanian et al., 2004)。在Gandy 礦床還存在少量的金礦化，金主要以微細粒的形式產于閃鋅礦和方鉛礦之中，在針鐵礦和其他鐵氧化物中也有金產出，但是關于金在原生還是次生階段的富集、金礦化的礦物共生組合及與鉛鋅礦化的共生關系并不清楚。

4 討 論

4.1 成礦時代

伊朗淺成低溫熱液礦床主要分布在UDMA 和AMA 中。UDMA 帶內已發(fā)現(xiàn)的淺成低溫熱液型礦床較少，其賦礦圍巖主要為始新世和中新世火山巖(表1)。礦床賦礦火山巖鋯石U-Pb以及冰長石Ar-Ar年代學數(shù)據(jù)表明UDMA 淺成低溫熱液礦床形成時代可能主要為中新世(如Chahnaly、Chah Zard；Sholeh et al.,2016；Kouhestani et al.,2012)。AMA 帶內淺成低溫熱液礦床較多，主要賦存于始新世火山巖中，已有的賦礦火山巖鋯石U-Pb 和絹云母Ar-Ar年齡表明AMA 淺成低溫熱液礦床形成時代可能主要為始新世(如Glojeh、Lubin Zardeh；Mehrabi et al.,2016；Zamanian et al.,2019)。

已有的年代學數(shù)據(jù)也顯示UDMA 相比AMA 來說，中新世巖漿活動明顯強烈(Chiu et al.,2013；Haghighi et al., 2018)。2 條帶成巖成礦時代的差異可能與大地構造位置以及印度大陸俯沖過程的差異有關。UDMA 靠近新特提斯洋縫合帶，中新世受印度大陸俯沖作用產生巖漿及與之相關的熱液成礦作用；而AMA 遠離新特提斯洋縫合帶，中新世巖漿作用及熱液成礦減弱。這一分布規(guī)律與中國西藏岡底斯斑巖銅礦帶分布類似，那里的中新世斑巖銅礦及相關中新世高Sr/Y 巖漿巖位于南部拉薩地體(靠近新特提斯洋縫合帶)，這一時期的巖漿與成礦作用與新生代印度大陸的俯沖作用相關(Hou et al., 2015b;Yang et al.,2016;Sun et al.,2017b；2021)。

4.2 礦床類型

淺成低溫熱液礦床通?？蓜澐譃楦吡蛐?Highsulfidation)、中 硫 型(Intermediata-sulfidation)和 低硫型(Low-sulfidation)(Hedenquist et al.,1994；2000；Einaudi et al.,2003；White et al.,2005)，3 類礦床在伊朗高原均有產出。

高硫型礦床分布并不廣泛，成礦元素組合以Cu-Au±Ag為主，主要分布在UDMA 和AMA 帶中，代表性礦床包括Kuh-Pang、Chodarchay、Darestan、Pousideh 等(Rajabpour et al., 2017；Yasami et al., 2017；Fazel et al.,2019)。這些礦床顯示高硫型礦床的典型特征，如礦石礦物中含有硫砷銅礦、銅藍和藍輝銅礦，發(fā)育明礬石、迪開石、葉臘石等顯示酸性流體特征的蝕變礦物組合，部分礦床發(fā)育多孔狀石英構造，流體包裹體以及硫同位素顯示成礦流體和硫主要來自巖漿熱液(Yasami et al., 2017；Rajabpour et al.,2017)。

源來料2019 2017 2019 2019 2019 2016 2017資Shamanian et al.,2004 et al.,2018 Fazel et al.,Mehrabi et al.,2012 Kouhestani Yasami et al.,Fazel et al.,Shamanian et al.,2004 Fazel et al.,Mehrabi et al.,2016 Esmaeli et al.,2015 Zamanian et al.,2019 Fazel et al.,Shahbazi et al.,2019 Sholeh et al.,Kouhestani et al.,2015 Rajabpour et al.,2017 Alipour-Asll et al., 2019型型型型型型型類型型型？型型硫型型型型型硫型型硫硫床硫硫硫硫硫硫硫硫硫硫硫硫硫硫中礦中中中高中高中-高中低高中低-中高低-高中世代世U-Pb)中世石世世世世世礫新新U-Pb)，鋯新新新(42.20±0.34)Ma世新Ar-Ar)新新低世時世石世(49.3±2.9)Ma～世始始新始始始始Ar-Ar)巖，始/礦始(49.3±2.9)Ma～(41.1±1.6)新新新-晚-中巖-晚-中-中-中始母，鋯石(41.1±1.6)Ma始-晚始石始始早早中成灰?guī)r中U-Pb)早早巖-晚中長灰早晚(絹中鋯(19.83±0.10)Ma(冰(6.2±0.2)Ma(角晚晚早云Ma(凝(凝、金、斑、、、斑、銅、、輝、、、礦礦金礦鐵金金礦、閃礦銅礦礦礦礦礦藍銅然然銅銅、黃、銀銅礦銅鐵黝鋅、黝銅砷銅銅、自、斑鹽礦藍、自輝鉛砷、黃、閃、銅、斑、黝礦銀、黝礦礦、銅礦礦、輝銀鐵、藍、方、硫物礦礦銅礦礦銅金礦、富銅礦銅礦、硫黃礦礦礦礦礦銅銅鉛輝藍藍銅銅銅黝、斑礦銅、銀、黃英、銀銅銅銅礦、黃鐵物石、銅金、藍、黃、黃石、銅、方、黃礦、黃、金礦礦、輝、砷、輝化、金、輝鋅、斑、斑礦礦礦礦銅礦銅礦礦礦礦銅鉛礦礦、閃礦碲礦銀、含礦金礦金礦鋅藍銅銅砷鋅黝鋅砷銅銅礦銅銅礦、含英銅然鐵然鉛、閃、銅、閃、黃、硫、輝銅、斑礦、閃、輝、砷、金鋅、閃、硫、方、金鋅、斑、斑鉛、黃礦、閃銅礦石、斑、自、黃、自、方礦礦礦礦礦礦礦礦礦礦礦鋅礦礦、方礦銅礦、黝金金金礦礦礦藍礦礦礦銅表鉛銅藍鐵銅鉛銅銅銅銀鉛礦銅鉛銅閃銅銅銀銅斑鉛礦、銀礦、含礦銅銅銅黃計方黃黃黃方黃黃黃方黃黝方方金金黃黃閃云簾泥母、伊利石、高嶺石、綠泥石、方解石解石、重晶石、綠泥石、綠簾石、黃鐵礦鐵嶺統(tǒng)泥、方、綠、高、綠、絹鉀長石、黑云母、石英、黃鐵礦、絹云、方鋅鋅、綠簾石泥嶺脫床、綠、黃脫、高、綠石石石礦利礦母石石、蒙石英、方、蒙石石石石液嶺鐵泥泥泥鐵云利石簾石、伊石泥解礬、石熱、綠、黃母、綠、綠物、黃、絹、伊、高利、綠石脫利、綠、伊、方、明溫礦母礦石石石石云石石石母、伊石臘、蒙石、伊巖母石石低變鐵云脫泥脫泥、絹脫解礬云石解石、葉簾髓酸云簾脫蝕、蒙成、黃、綠、蒙、絹、綠礦石、方、明礦、蒙、絹長、方石利、冰、玉、碳、絹石英、玉髓、黃鐵礦、高嶺石、蒙脫石、、蒙石石石綠泥石、綠簾石、絹云母、方解石解石石簾鐵石石母石石石母礦礬、伊石石礦石石石英、葉臘石、高嶺石、迪開石、絹云解利母、黃鐵礦、方解石、綠泥石利淺簾利、綠云解朗利嶺解石石泥髓云簾鐵髓泥長鐵長泥利簾、伊、方、方、綠、伊、綠Table 1 Statistical table of epithermal deposits in Iran、伊、黃利、綠、明石、伊、絹伊、高、方、綠石、玉、絹、黃石、玉、綠、冰、黃石、冰、伊、綠解英英石英泥石英石母、綠英英石英石石英石開礦英石英石英石英石石石石石石石石英、絹云母、迪開石、葉臘石、方解石綠迪石、綠石1石石、表、、、、巖巖巖巖面面巖、砂巖、石巖角巖紋紋巖巖巖、流屑面武山屑山、粗屑武山安、流礫山、粗巖、粗巖碎巖、玄、安安碎巖碎山巖玄巖、火、英巖角安火巖巖安山武武山巖山山灰礫面巖礫巖液巖面巖性、火屑安山英、玄、玄山、火巖、火、角、粗灰屑、角、熱山、粗圍碎質質巖安巖灰?guī)r、安巖、凝巖巖、中巖凝碎巖巖巖山巖山武安武山、安巖面、凝安山巖山面山山巖紋、玄山、玄巖安、粗、火巖安、英山山屑、流巖灰、安、英巖、安安、英、火、火巖、粗、安巖屑、安巖山安巖巖巖巖武巖碎、凝巖山巖巖武巖武巖巖巖巖紋巖巖灰碎巖灰山面山面玄安山山巖安安灰?guī)r山玄面玄山山礫山流山巖紋凝山武泥安玄安粗安火粗英凝安粗安安安安流火玄Ag 屬Cu 金要Pb、Zn Pb、Zn、Cu、Cu、Au Cu、Au Au Pb、Zn、Cu、Zn Cu、Pb、Zn Pb、Zn、Cu Au Cu、Pb、Zn、主Ag、Au Cu、Au、Ag Cu、Au、Pb、武Cu、Au Pb、Zn、Cu、Au、Ag Au、Ag Cu、Au、Ag Cu、Au Pb、Zn、Cu Cu Pb Cu源資量0.5 Mt 0.9%Cu 2.3 Mt 1.5%Cu Pb 2.2%Zn 0.2 Mt 1.3%Cu 2 g/t Au 0.4%350 g/t Ag 2.9 g/t Au 0.06 Mt 8%Cu 6 g/t Au 7 g/t Ag 0.5 Mt 1.3%Cu 0.52 g/t Au 0.7%Pb Zn 8 g/t Ag 3.6 Mt 1.04 g/t Au 2.5 Mt 1.7 g/t Au Zn 7.52%12.7 g/t Ag 2.8 Mt 1.65%0.52 g/t Au 34 g/t Ag 3%2.67 Mt 6.77%10.05%礦位置床AMA AMA AMA AMA AMA AMA AMA AMA AMA AMA AMA AMA AMA UDMA UDMA UDMA UDMA UDMA名床稱Abolhassani Aliabad-Khanchy Chahmessi Cheshmeh-Hafez Chodarchay Darestan Gandy Ghole-Kaf-Glojeh taran Khalyfehlou新Lubin Zardeh Pousideh礦Zehabad Chahnaly Chah Zard Kuh-Pang Govin Padyar et al.,Latala

中硫型礦床分布較廣，成礦元素組合以Pb-Zn±Cu±Au±Ag 為主，主要分布在AMA 帶。代表性礦床有Abolhassani、Cheshmeh-Hafez、Gandy、Ghole-Kaftaran、Khalyfehlou、Zehabad 等 礦 床(Mehrabi et al.,2012；Shamanian et al., 2004；Esmaeli et al., 2015；Kouhestani et al., 2018；Fazel et al., 2019；Shahbazi et al.,2019)。這些中硫型礦床的礦石礦物主要為賤金屬硫化物(如方鉛礦、閃鋅礦、黃銅礦)，脈石礦物主要有石英、絹云母、伊利石、蒙脫石、方解石，石英呈現(xiàn)梳狀、皮殼狀構造出現(xiàn)(Shamanian et al.,2004)。

低硫型礦床發(fā)育相對較少，成礦元素組合以Au±Ag±Cu 為主，代表性礦床為Chahnaly(Sholeh et al., 2016)。這些礦床顯示低硫型礦床的典型特征，如脈石礦物中含有冰長石-碳酸鹽-石英-玉髓等礦物，發(fā)育膠狀、皮殼狀結構，流體包裹體以及同位素特征顯示成礦流體以大氣降水為主，巖漿水有少量參與(Sholeh et al.,2016)。

值得注意的是，在某些地區(qū)同時發(fā)育多種類型的淺成低溫熱液礦床，如Latala 礦床發(fā)育高硫型銅金礦脈和中硫型鉛鋅銀礦脈(Padyar et al.,2017)。

4.3 金屬沉淀機制

淺成低溫熱液礦床一般位于高溫熱液系統(tǒng)的淺部，這種熱液系統(tǒng)通常與鈣堿性至堿性巖漿作用有關，主要發(fā)育在匯聚板塊邊緣的火山弧(弧內、弧后)和碰撞后裂谷環(huán)境中(Hedenquist et al., 1995；2000；White et al., 2005)。淺成低溫熱液礦床中金屬沉淀的主要機制包括成礦流體降溫、混合、沸騰以及水巖反應(Giggenbach et al.,1982；Heald et al.,1987；Hayba, 1997；Hedenquist et al., 2000；Federico et al.,2002；White et al., 2005)。大量研究表明，伊朗淺成低溫熱液型礦床金屬沉淀與降溫、沸騰和流體混合等密切相關(Mehrabi et al., 2016；Shamanian et al.,2004；Rajabpour et al.,2017；Kouhestani et al.,2018)。降溫通常會導致Au、Cu、Pb、Zn 的等金屬在流體中的溶解度降低；流體沸騰引起的相分離會使大量的H2、CO2、H2S 的損失，造成流體pH 值和氧化態(tài)的升高和有關金屬溶解度的降低；巖漿流體與大氣降水的混合同樣可以促使流體溫度和鹽度的降低(White et al.,2005)。這些過程均有利于相關成礦金屬的沉淀。下面通過伊朗3 類代表性淺成低溫熱液型礦床為例，介紹金屬沉淀的主要機制及相關證據(jù)。

Kuh-Pang 高硫型銅成礦作用主要與流體沸騰和混合有關(Rajabpour et al., 2018)。主要證據(jù)包括：①石英包裹體中同時發(fā)育富氣和富液的包裹體；②成礦早階段石英中流體包裹體的均一溫度為205～372℃、鹽度w(NaCleq)為3%～11%，主成礦階段的石英流體包裹體均一溫度為175～310℃、鹽度w(NaCleq)為2%～13%，晚階段方解石中流體包裹體均一溫度為141～235℃，鹽度w(NaCleq)為1%～10%；③石英δ18O 值從早階段12.7‰ 降至主階段的12.3‰，對應的δ18OH2O的值分別為5.8‰和3.5‰。

Lubin-Zardeh 低硫型銅金礦床金屬沉淀主要與流體沸騰和巖漿熱液與大氣降水混合有關(Zamanian et al., 2019)。主要證據(jù)包括：①發(fā)育板狀、葉片狀方解石；②石英中發(fā)育富氣和富液且具有沸騰組合特征的包裹體；③早期石英脈中包裹體均一溫度為265～339℃、鹽度w(NaCleq)為13%～17%，主成礦期石英-硫化物脈中包裹體均一溫度為94～205℃、鹽度w(NaCleq)為0～7%；④石英δ18O 值從成礦早階段的9.6‰～12.8‰降為7.2‰～9.24‰，對應的δ18OH2O值分別為2.5‰～6.9‰至-0.3‰～2.4‰；⑤硫化物的δ34S 值從成礦早階段的-0.9‰～6.2‰變?yōu)?6.6‰～-1.9‰。

Zehabad 中硫型鉛鋅多金屬礦床石英脈中發(fā)育鏡鐵礦和葉片狀方解石，硫化物S 同位素變化特征也被認為與流體沸騰有關(Shahbazi et al.,2019)。

4.4 淺成低溫熱液型與斑巖型礦床的時空與成因聯(lián)系

雖然UDMA 中發(fā)育一些淺成低溫熱液型礦床，但該帶最主要的成礦作用是中新世斑巖型銅礦化，形成了如Sungun、Meiduk、Sar Cheshmeh 等大型-超大型礦床(表2)。這些淺成低溫熱液礦床與斑巖型礦床空間上相隔較遠，存在少數(shù)的斑巖型銅礦的外圍發(fā)育淺成低溫熱液型礦床。

在Meiduk 斑 巖 銅 礦(500 Mt，0.8%Cu, 0.007%Mo;Aghazadeh et al., 2015)北部約8 km 的Latala 發(fā)育高硫型銅金礦脈和中硫型鉛鋅銀礦脈，其中，銅金礦脈更靠近斑巖銅礦體。Padyar等(2017)認為，Meiduk 和Latala 礦床構成了1 個斑巖型銅-高硫型銅金-中硫型鉛鋅銀成礦系統(tǒng)，成礦流體的溫度和鹽度具有從斑巖銅礦到鉛鋅銀礦降低的趨勢。值得注意的是，Meiduk斑巖銅-鉬礦化發(fā)育在中新世石英閃長斑巖和始新世安山質火山碎屑巖中，輝鉬礦Re-Os 年齡(12.23±0.07)Ma 和斑巖的鋯石U-Pb 年齡(12.50±0.10)Ma 表現(xiàn)成礦作用發(fā)生在約12.2 Ma(Taghipour et al., 2008；Aghazadeh et al., 2015)。而Latala 礦床賦礦圍巖為始新世火山巖，該火山巖被中新世淺成侵入巖侵入，該礦床成礦作用是否與中新世巖漿熱液活動相關尚無相關的年齡數(shù)據(jù)支撐。因此，Latala礦床與Meiduk 斑巖銅礦是否屬于同一個成礦系統(tǒng)以及Latala 礦床深部是否存在隱伏的斑巖型銅礦還需要進一步研究。

表2 伊朗UDMA斑巖型礦床成巖/成礦年齡統(tǒng)計表Table 2 Statistical table of diagenesis/metallogenic age of UDMA porphyry deposit in Iran

5 結 論

（1）伊朗淺成低溫熱液礦床大多數(shù)產在匯聚板塊邊緣的UDMA 和AMA 帶中。UDMA 中的礦床分布較為分散，主要形成于始新世和中新世；而AMA中的礦床主要聚集在東部的TCS 和西部的THMB成礦帶中，成礦時代主要為始新世。這種成礦時代的差異可能與大地構造位置以及與印度大陸俯沖誘發(fā)的中新世巖漿作用波及范圍等的差異相關。

（2）伊朗淺成低溫熱液礦床可分為高硫型Cu-Au±Ag 礦床、中硫型Pb-Zn 礦床以及低硫型Au-Ag礦床。部分高硫型礦化可能與臨近的斑巖型銅礦化構成同一套斑巖銅成礦系統(tǒng)。

（3）伊朗淺成低溫熱液型礦床金屬沉淀的機制主要為降溫、沸騰和巖漿流體與大氣降水的混合。