巖漿體侵入地殼的深度範圍和時間尺度無法直接監測和量化。地質研究表明，深成巖體組合（Annen et al., 2015）、巖漿注入速率以及巖漿活動的體積（Caricchi et al., 2014）和持續時間（Michel et al., 2008, von Quadt et al., 2011, Bachmann et al., 2012）的差異可導致不同的巖漿和相關的熱液系統，例如形成上地殼深成巖體或大型火山噴發（Caricchi et al., 2014）。巨型巖漿-熱液礦床（包括斑巖銅礦床）的形成需要大型巖漿儲層（Dilles, 1987, Cline and Bodnar, 1991, Steinberger et al., 2013），但仍不清楚
深成巖體大小的巖漿是否快速侵位（Dilles, 1987, Glazner et al., 2004），或
深成巖體是否由幾個偶爾侵入地殼的較小的巖漿體拼合而成（Halter et al., 2005, Michel et al., 2008）。在上地殼中，大氣降水對流對深成巖體的冷卻起著重要作用（Cathles, 1977, Hayba and Ingebritsen, 1997, Gerdes et al., 1998），因此影響上地殼巖漿儲層的壽命、物理組成和巖石學演化（Spera and Bohrson, 2001, Miller et al., 2007, Schaltegger et al., 2009）。礦床中的石英脈記錄了巖漿-熱液系統熱歷史期間的流體成分。
蘇黎世聯邦理工學院的Szandra Fekete
及其合作者以澳大利亞東部的the Yankee脈狀錫礦床、歐洲東南部Elatsite斑巖Cu-Au礦床和美國猶他州的Bingham Canyon斑巖Cu-Au-Mo礦床為研究對象，應用SIMS分析了脈狀石英晶體中各生長帶的氧同位素比值，並用SEM-CL進行了成像分析，量化巖漿-熱液成礦演化過程中大氣水和巖漿水貢獻的變化。Yankee礦床的石英顯示了4個主要的生長環帶（Q1~Q4，圖1A,B），均一溫度從錫石沉澱前的500℃（Q1）下降到沉澱後的<290℃（Q4,圖2A），高亮的晚期石英（Q5）沉澱在切穿晶體分帶的後期斷裂中（圖1A）；Elatsite斑巖Cu-Au礦床顯示了三個主要的生長環帶（Q1~Q3，圖1C），沉澱溫度範圍在≥640℃（Q1）和460℃（Q2），接著是石英沉澱的間隙，直到冷卻到大約150℃（圖2B）；Bingham Canyon斑巖Cu-Au-Mo礦床顯示了早期（Q1）和晚期（Q2）石英世代（圖1D）,銅沉澱在Q1（505℃）之後，Q2（318℃）之前或結晶期間（圖2C）。
圖1 三個巖漿-熱液礦床石英沉澱的時間演化及δ18O原位微區分析Yankee礦床石英的δ18O=-4.6‰~12.9‰（圖1A,B和圖2A），Q1和Q2的值接近恆定，隨後從含錫石帶（Q2和Q3a）到晶體最外緣（Q4）持續、逐漸減小。在Q3和Q4上生長的發光石英（Q5）顯示出與晶體核心相似的重值（圖1A）。流體的δ18O值顯示，從Q1和Q2的10‰左右的初始巖漿值整體下降到Q4約-15‰（圖2A）。Elatsite斑巖Cu-Au礦床石英的結果（圖1C和圖2B）顯示Q1~Q2的δ18O值是相對均勻的（8.2‰~9.7‰）。流體的δ18O值（6.6‰～8.1‰）表明，在成礦前的Q1～Q2b階段，系統性變化最小（圖2B），在第一次硫化物沉澱之前或同時的Q2c石英形成期間略有下降（5.7‰~6.3‰）。成礦後Q3與同位素輕流體中的沸石礦物一起沉澱，δ18O值為−1.2‰~3.8‰。Bingham Canyon斑巖Cu-Au-Mo礦床（圖1D和圖2C）的結果顯示δ18O值約9.8±1‰，兩代石英的分析不確定度基本一致。沉澱石英的流體的同位素組成是不同的（圖2C），Q1（4.6‰~8.8‰）和Q2（-0.1‰~5.7‰）。結果表明，在與Cu-Fe硫化物有關的石英後期階段，從最初的類巖漿值到較輕的δ18O值發生了顯著變化。研究者們認為只有當大氣降水逐漸與巖漿水混合時，Yankee礦床才有可能出現連續的石英沉澱而不發生溶解事件（圖3A）。大氣水在流經角狀接觸光暈的過程中被加熱，遠端石英-閃鋅礦-方鉛礦脈在280℃左右由>90%的大氣水組成的溶液形成（Eadington, 1983, Sun and Eadington, 1987）。上地殼水平火成巖侵入體的淺部侵位（Kleeman et al., 1997）有利於巖漿流體與對流大氣降水的直接相互作用，導致結晶花崗巖上部流體混合和錫石沉澱（圖4A）。
Elatsite斑巖Cu-Au礦床（圖3B）巖漿-熱液流體保持6-9 wt.%（Stefanova et al.，2014）的初始鹽度，在從巖漿溫度冷卻至430℃的過程中沉澱石英。在隨後逐漸向下傳播的大氣降水對流過程中（圖3B），大氣降水在向下流向巖漿流體-大氣降水界面時會經歷溫度升高，使其在給定的樣品位置溶解石英。在圖4B中，綠圈（估計樣品位置）位於成礦前階段（虛線）的近靜水壓力巖漿流體一側，之後位於沿成礦後階段巖漿流體側面的近靜水壓力大氣降水對流上升區內（虛線）。當大氣水和巖漿水之間的邊界逐漸向下移動（圖4B）時，巖漿侵入體在熱液系統的大部分壽命期間通過巖漿流體排出與對流大氣水保持絕緣。
單個流體路徑和巖漿-大氣水相互作用預計取決於熱液系統內的位置。因此，在金屬分帶礦床中取樣以評價δ18O演化的空間變化可能對大尺度流體系統提供有價值的約束此外，氫同位素（例如同時代的雲母礦物）可以為大氣降水提供更強有力的示蹤劑，數值模擬可以進一步量化大氣降水侵入巖漿-熱液系統的動力學。
該成果發表於地球科學領域權威學術期刊Earth and Planetary Science Letters（Fekete S, Weis P, Driesner T, et al. Contrasting hydrological processes of meteoric water incursion during magmatic–hydrothermal ore deposition: An oxygen isotope study by ion microprobe[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 451: 263-271.）。特別聲明
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