張吉衡 鄭向雪 孫金鳳 陳璟元 楊進輝

1.中國科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院，北京 100049 2.長安大學(xué)地球科學(xué)與資源學(xué)院，西安 710054 3.中國科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所，巖石圈演化國家重點實驗室，北京 100029

巖漿作用是大陸地殼成分結(jié)構(gòu)分異演化的重要機制，驅(qū)動了中上部地殼的結(jié)構(gòu)與成分演化，亦即花崗質(zhì)上地殼與安山質(zhì)中地殼之間的分異(Dufek and Bachmann, 2010; Hawkesworth and Kemp, 2006; Kempetal., 2007; Lee and Morton, 2015; Rudnick and Gao, 2003)?；◢弾r-流紋巖組合代表了地殼分異演化的最終產(chǎn)物，具有高SiO2、K2O、Rb、低Fe2O3、MgO、CaO、Al2O3的特征以及微量/稀土元素標(biāo)準(zhǔn)化圖解上顯著的Sr-Eu負(fù)異常，與上地殼的總體成分類似，是大陸上地殼的主體組成部分，記錄了地殼成分及結(jié)構(gòu)的分異演化過程(Ackersonetal., 2018; Hawkesworth and Kemp, 2006; Rudnick and Gao, 2003; Taylor and McLennan, 1995)，因而是研究地殼演化機制的主要對象(Christensen and Mooney, 1995; Depaoloetal., 1991; Rudnick, 1995; 馬昌前和李艷青, 2017; 吳福元等, 2007, 2017)。硅質(zhì)巖漿(SiO2含量大于65%的巖漿)的成因及演化機制研究，尤其是巖漿演化的動力學(xué)過程，是認(rèn)識大陸地殼形成-演化-再造、殼幔相互作用及與其伴生的成礦作用等科學(xué)問題的關(guān)鍵途徑(Bachmann and Bergantz, 2004; Scailletetal., 2016)。

隨著測試技術(shù)的發(fā)展和理論的更新，花崗巖-流紋巖組合的成因及地殼演化機制的研究不斷取得重要進展，但新的爭議也隨之不斷出現(xiàn)(Bachmannetal., 2007; 馬昌前和李艷青, 2017; 馬昌前等, 2020; 吳福元等, 2007, 2017及相關(guān)文獻)。其中重要的一個方面是地殼硅質(zhì)巖漿演化的動力學(xué)機制問題，即高硅、低溫、高粘度、高結(jié)晶度的條件下，地殼巖漿的分異演化機制及其對中上地殼的結(jié)構(gòu)成分演化機制的制約。目前獲得高度關(guān)注但仍存在爭論的關(guān)鍵內(nèi)容主要有兩個方面：1)地殼巖漿分異演化機制及巖漿作用動力學(xué)過程(Marsh, 2006)，即巖漿體系的物質(zhì)成分、礦物組合及物理特征(溫度、壓力、氧逸度等)隨時間的演化特征及其對巖漿最終就位方式(侵入或噴出)的影響及制約。這一主題包含了一系列問題，例如地殼硅質(zhì)巖漿以何種方式匯聚，又以何種形態(tài)賦存在地殼中，在地殼巖漿儲庫中存留-演化的時間有多長(Longevity/Residence time即巖漿壽命/存留時間；Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Gelmanetal., 2013)；又是何種過程驅(qū)動了這些巖漿的分異，分異的產(chǎn)物以何種形式存在(Bachmann and Bergantz, 2004; Bachmannetal., 2007)；為何火山巖組合往往具有Daly成分間斷而呈現(xiàn)雙峰式組合(Dufek and Bachmann, 2010)；結(jié)晶程度較高的地殼硅質(zhì)巖漿為何能夠大規(guī)模噴發(fā)形成富斑晶的火山巖，噴發(fā)前巖漿體系經(jīng)歷了怎樣的成分-物理化學(xué)條件的變化，又是何種機制觸發(fā)了地殼硅質(zhì)巖漿的活化與噴發(fā)(Cooper and Kent, 2014; Huberetal., 2012; Rubinetal., 2017)；為何流紋質(zhì)巖石通常具有復(fù)雜的礦物成分及結(jié)構(gòu)特征(Bindeman and Simakin, 2014)；花崗質(zhì)巖體/巖基的成分分帶現(xiàn)象是多期巖漿侵入的產(chǎn)物還是由于巖漿自身演化的原因(Colemanetal., 2004; 馬昌前和李艷青, 2017; 吳福元等, 2017)；為何花崗巖中往往出現(xiàn)鎂鐵質(zhì)微粒包體(MME)，而類似的包體在噴出的巖石中少見(Plailetal., 2018)；流紋巖與花崗巖之間成因關(guān)系如何等(Bachmannetal., 2007)。2)地殼巖漿作用過程對大陸地殼演化過程的制約，即巖漿作用如何驅(qū)動地殼成分及結(jié)構(gòu)的演化，尤其是中上地殼之間的成分結(jié)構(gòu)分異，即巖漿作用驅(qū)使閃長質(zhì)中地殼與花崗質(zhì)上地殼之間實現(xiàn)結(jié)構(gòu)、巖石組合及化學(xué)成分分異的機制(Lee and Morton, 2015)；在這一過程中穿地殼巖漿體系(Transcrustal Magma System)對地殼巖漿演化及殼幔體系物質(zhì)成分演化過程的影響和制約(Cashmanetal., 2017)。結(jié)合以上問題以及近年來研究進展，本文就地殼硅質(zhì)巖漿的基本屬性、演化的動力學(xué)機制及巖漿的存留、活化、分異、噴發(fā)等相關(guān)問題進行探討，重點探討了基性巖漿補給驅(qū)動的活化與噴發(fā)過程的相關(guān)研究，并結(jié)合新近的研究進展探討了東南沿海地區(qū)晚中生代火山-侵入雜巖的成因機制及相關(guān)問題。

1 地殼硅質(zhì)巖漿儲庫的基本屬性及其演化

1.1 地殼硅質(zhì)巖漿的賦存形態(tài)

地殼硅質(zhì)巖漿的賦存形態(tài)是制約巖漿成分演化(巖漿的運移、匯聚方式以及不同成分巖漿之間的相互作用過程等)、最終產(chǎn)出形式(噴出或侵入)的控制因素(Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Pritchard and Gregg, 2016及相關(guān)文獻)。硅質(zhì)巖漿在地殼中的賦存狀態(tài)包括巖漿的空間分布形態(tài)、穩(wěn)定深度、物質(zhì)形態(tài)、物理性質(zhì)及其隨時間的演化特征，是認(rèn)識巖漿作用過程及其演化機制的基礎(chǔ)(Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017)。傳統(tǒng)的觀點認(rèn)為巖漿房(不局限于地殼硅質(zhì)巖漿)具有較高的熔體比例能夠?qū)崿F(xiàn)內(nèi)部對流而具有相對均一物質(zhì)成分，并且?guī)r漿房的不同部位因物理條件、物質(zhì)成分的差異而發(fā)生結(jié)晶分異、同化混染、巖漿混合等作用(Glazneretal., 2004及相關(guān)文獻)。巖漿房中結(jié)晶的礦物因重力沉降或流動分異而導(dǎo)致巖漿的分異演化，巖漿房與圍巖之間的相互作用以及不同成分巖漿之間的混合都是導(dǎo)致巖漿體系成分變化的重要機制。

但是，長期令人困惑的是地球物理方法從來都沒有探測到這種成分相對均一的熔體含量高至可以發(fā)生大規(guī)模對流的大規(guī)模巖漿房的存在。相反地，越來越多的研究表明，地殼硅質(zhì)巖漿儲庫(Crustal Silicic Magma Reservoir)的形成是一個逐漸累積的過程(Blundy and Annen, 2016; Colemanetal., 2004, 2016; Glazneretal., 2004; Lipman, 2007; Lipman and Bachmann, 2015; Milleretal., 2011; 馬昌前等, 2020)，其中典型實例包括內(nèi)華達巖基中的一系列復(fù)式巖體，如Tuolumne巖體、John Muir巖體及Mt.Whitney巖體(Colemanetal., 2004; Davisetal., 2012)。年代學(xué)研究表明，Tuolumne巖體的巖漿演化時間持續(xù)了將近10Myr(95～85Ma)，而其組成部分Half Dome花崗閃長巖的演化持續(xù)了大約4Myr，表明該巖體經(jīng)歷了長期的累積式生長(Colemanetal., 2004, 2016)。巖石學(xué)、年代學(xué)研究及熱狀態(tài)模擬也表明這種方式是地殼巖漿儲庫的主要形成方式(Annen, 2009; Blundy and Annen, 2016; Glazneretal., 2004; 馬昌前和李艷青, 2017; 馬昌前等, 2020)。巖漿的累積生長模式，一方面表明組成均一的、能夠發(fā)生流動分異及重力分異的地殼巖漿房(即傳統(tǒng)的Big Tank模式)并不存在，這深刻地改變了對于花崗巖-流紋巖成分演化即結(jié)晶分異機制的認(rèn)識(Huberetal., 2012; Lee and Morton, 2015; 劉志超等, 2020; 吳福元等, 2017)。另一方面，這些研究也表明，地殼硅質(zhì)巖漿在其主體生命周期內(nèi)主要處于高結(jié)晶度的狀態(tài)(晶體含量大于40%～60%，即所謂的晶粥狀態(tài)；Bachmann and Huber, 2016)，只有在外力的驅(qū)動下才能發(fā)生活化分異或者噴發(fā)(Cooper and Kent, 2014; Jacksonetal., 2018; Rubinetal., 2017; Ruprecht and Bachmann, 2010)。

隨著研究的進展和技術(shù)的發(fā)展，尤其是地球物理探測手段、精細地球化學(xué)方法(尤其是單礦物的原位微區(qū)分析)、實驗巖石學(xué)及數(shù)值模擬等，極大地促進了對深部巖漿儲庫形態(tài)及其演化過程的認(rèn)識，從而使巖漿房過程的研究越來越接近于實際情況而非模型推測。盡管存在明顯的多解性，地球物理方法如地震/環(huán)境噪聲層析成像、大地電磁、重力等，可以有效探知二維或三維尺度上巖漿體系物理性質(zhì)的變化特征，是認(rèn)識地殼巖漿賦存形態(tài)的最直接的方法，提供了巖漿存儲的空間形態(tài)、深度、熔體比例等因素的直觀表征，尤其是巖漿的賦存狀態(tài)。由于不同方法對巖漿儲庫物理性質(zhì)及與其對應(yīng)的物質(zhì)狀態(tài)的識別程度不同，即使對同一巖漿儲庫的探測結(jié)果也存在較大差別(Bachmann and Bergantz, 2008b; Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Lees, 2007; Paulattoetal., 2012; Pritchard and Gregg, 2016)。由于地震層析成像/環(huán)境噪聲層析成像對深部物質(zhì)的性質(zhì)變化如熔體比例及密度變化反應(yīng)靈敏，因而為認(rèn)識地殼巖漿儲存的空間及物質(zhì)形態(tài)，尤其是熔體的含量及其分布特征提供了有力證據(jù)。研究表明，雖然不同成分的巖漿體系具有不同的穩(wěn)定深度及熔體比例，但硅質(zhì)巖漿大多存儲于地殼較淺的部位(通常在4～10km，Bachmann and Bergantz, 2008b)，并且大多具有較低的熔體比例(通常小于30%)，只有在活動火山之下才可能短暫存在熔體比例比較高的巖漿，如意大利的Vesuvius-Campi Flegrei火山和玻利維亞的Altiplano-Puna火山(Pritchard and Gregg, 2016)，而黃石公園的地殼巖漿房中熔體比例大約僅為9%(Huangetal., 2015)，智利Laguna del Maule活火山巖的巖漿體系主體部分也具有較高的結(jié)晶程度(>75%)，而其中可噴發(fā)的高熔體比例巖漿只占很小的比例(熔體比例>50%～85%的巖漿大約只占總體積的三分之一，Milleretal., 2017)。由于較高的晶體含量(晶體含量大于40%～60%)，這些結(jié)晶的礦物彼此接觸形成格架，而未結(jié)晶的殘余熔體則被局限在礦物格架之間而使巖漿體系不具有流動性，地殼巖漿的這種賦存形態(tài)被稱為晶粥并受到廣泛認(rèn)可(Bachmann and Bergantz, 2004; Bachmann and Huber, 2016; 吳福元等, 2017; 馬昌前等, 2020)。因此通常把巖漿體系中以熔體為主并且有流動性的部分稱為巖漿房，而把巖漿房與結(jié)晶程度較高的晶粥體，偕同巖漿體系的補給系統(tǒng)，統(tǒng)稱為巖漿儲庫(Bachmann and Bergantz, 2008b; Bachmann and Huber, 2016; Miller, 2016; Reid, 2014)。在地殼巖漿儲庫當(dāng)中，由于熔體含量較高而可以噴發(fā)的巖漿的存在時間通常很短(Costaetal., 2020; Miller, 2016)，因而能利用地球物理方法識別出來的高熔體比例巖漿的出現(xiàn)也被認(rèn)為是大規(guī)模噴發(fā)的前兆(Paulattoetal., 2012; Pritchard and Gregg, 2016)。

綜合考慮地球物理、巖石的成分特征及巖石學(xué)、礦物學(xué)的研究成果，地殼硅質(zhì)巖漿儲庫中物質(zhì)分布形式主要有兩種(圖1; Miller, 2016; Wilsonetal., 2021)，即層狀(Bachmann and Bergantz, 2008a; Hildreth, 2004; Miller, 2016; Milleretal., 2011; 馬昌前等, 2020; 吳福元等, 2017)和樹形(Cashman and Giordano, 2014; Walkeretal., 2007)，二者的主要區(qū)別在于巖漿儲庫中的(可噴發(fā))物質(zhì)是否經(jīng)歷過統(tǒng)一的演化過程，即物質(zhì)成分的均一化過程。層狀巖漿儲庫的主要依據(jù)是大規(guī)模酸性凝灰?guī)r/熔結(jié)凝灰?guī)r的巖石組合及成分的空間變化特征，即巖漿房的成分分帶或成分梯度(Compositional Gradient; Bachmann and Huber, 2016; Hildreth, 1979, 1981, 2004; Hildreth and Wilson, 2007)。大規(guī)模噴發(fā)的熔結(jié)凝灰?guī)r在空間分布上具有顯著的分帶特征，并對應(yīng)于不同的噴發(fā)序列，不同分帶上具有不同的巖石組合特征，尤其是巖石成分和斑晶含量；但是在巖性帶內(nèi)部，巖石組合及地球化學(xué)特征卻具有一致性(Huberetal., 2009)。這一現(xiàn)象被認(rèn)為是巖漿儲庫內(nèi)部的垂向成分分層現(xiàn)象，不同噴發(fā)期次涉及到層狀巖漿儲庫不同部分，但是這些巖石之間具有成因上的聯(lián)系，是由統(tǒng)一的原始巖漿演化而來。巖漿房成分垂向分帶最典型的實例是美國西部的Searchlight巖體以及一系列大型火山機構(gòu)，例如Bishop火山巖(Bachmann and Huber, 2016; Miller and Miller, 2002及相關(guān)文獻)。此外，侵入巖中常見的環(huán)狀巖性分帶特征，也是巖漿儲庫中成分分帶的主要表現(xiàn)形式(吳福元等, 2017)。但是，隨著研究的精細化，尤其是單礦物尺度上的研究發(fā)現(xiàn)，早前研究中認(rèn)為的巖性分帶內(nèi)部的均一性只是大尺度上總體成分的一致，實際上在礦物尺度上記錄了復(fù)雜的成分結(jié)構(gòu)演化過程。而樹狀巖漿儲庫則是指巖漿儲庫內(nèi)部不同部位的透鏡狀的巖漿未經(jīng)歷過統(tǒng)一的演化過程，這些透鏡狀分布的巖漿具有各異的組成及演化過程，表明這些巖漿各自經(jīng)歷了演化過程而并未匯聚成為統(tǒng)一的巖漿房(Bindeman and Simakin, 2014; Cashman and Giordano, 2014; Huberetal., 2009, 2012; Laumonieretal., 2019; Walkeretal., 2007; Wilsonetal., 2021)。至于造成這兩種物質(zhì)分布方式差異的原因，目前并無定論，可能與巖漿補給方式或者地殼的物理狀態(tài)關(guān)系密切。

圖1 地殼硅質(zhì)巖漿儲庫的基本形態(tài)(據(jù)Wilson et al., 2021修改)

巖漿演化過程中，除了體系自身的物質(zhì)成分及狀態(tài)特征之外，溫度、壓力等物理條件也是影響巖漿演化過程及相應(yīng)的巖石學(xué)特征的重要因素(Andersonetal., 2008; Putirka, 2008)。溫度是影響巖漿物質(zhì)狀態(tài)及演化過程的重要參數(shù)，對巖漿演化過程及相應(yīng)的巖石組合特征具有決定性的作用，例如溫度條件決定了源區(qū)巖石的熔融過程以及巖漿的結(jié)晶過程、礦物組合等。硅質(zhì)巖漿的結(jié)晶溫度具有較大的變化范圍，主要與巖漿性質(zhì)、巖石的成因類型及其形成的構(gòu)造背景以及地幔巖漿的參與程度等因素相關(guān)。例如形成于伸展背景中的巖石通常具有較高的巖漿溫度，例如與裂谷以及地幔柱相關(guān)的巖石組合；而弧巖漿由于流體/水的參與，通常具有較低的巖漿溫度。由鋯飽和溫度計獲得的花崗質(zhì)巖漿的溫度范圍主體為700～900℃，其中部分特殊巖石類型如A-型花崗巖通常具有較高的溫度(>800℃)。由于鋯元素在中酸性巖漿中的行為及鋯石的結(jié)晶特征，該溫度通常被認(rèn)為近似于巖漿的形成溫度(Milleretal., 2003)。雖然鋯飽和溫度被廣泛地用于限定巖漿溫度，但該溫度基于全巖成分及Zr在巖漿中的飽和行為，不能限定巖漿演化過程中的溫度信息及其變化過程。

為了限定巖漿體系演化過程中的溫度信息及其變化過程，Cooper and Kent(2014)以及Rubinetal.(2017)基于礦物中元素分布特征及其擴散速率模擬計算了巖漿儲庫的溫度，結(jié)果表明地殼硅質(zhì)巖漿在其存留周期內(nèi)長期處于較低的溫度條件(接近或略高于固相線，極端情況會遠遠低于固相線溫度，Ackersonetal.(2018)獲得的巖漿溫度甚至比固相線溫度低100～200℃)。由于補給過程的驅(qū)動，巖漿體系的溫度并非穩(wěn)定不變而是呈現(xiàn)脈沖式變化過程，在溫度快速升高-緩慢回落的過程中，巖漿體系的溫度甚至?xí)哂谝合嗑€，并使其中的礦物啟動元素擴散，但相比于整個巖漿體系的演化周期而言，溫度高于擴散溫度及液相線溫度只是一個短暫的過程，但短暫的高溫過程往往會導(dǎo)致巖漿儲庫的活化從而導(dǎo)致大規(guī)模噴發(fā)(圖2; Cooper and Kent, 2014; Jacksonetal., 2018; Miller, 2016; Rubinetal., 2017; Wilsonetal., 2021)。總體而言，地殼硅質(zhì)巖漿儲庫在其存留和演化周期內(nèi)長期處于相對低溫的條件下，即冷存儲(Ackersonetal., 2018; Andersenetal., 2017; Cooper and Kent, 2014; Rubinetal., 2017)。雖然巖漿儲庫自身具有低溫的特征，但是持續(xù)的補給過程會導(dǎo)致巖漿體系溫度升高從而使整個巖漿體系保持較高的溫度, 即暖/熱存儲(Barbonietal., 2016; Miller, 2016; Wilsonetal., 2021)，但同時也因為較高的溫度導(dǎo)致了持續(xù)的硅質(zhì)巖漿噴發(fā)。結(jié)合硅質(zhì)巖漿儲庫自身的特點，冷存儲是其固有的特點，而暖/熱存儲則更多地表明巖漿儲庫受到了持續(xù)的深部巖漿/熱的補給以及逐漸累積生長的過程(例如地殼熱帶Crustal hot zone, Annenetal., 2006; Solanoetal., 2012)，從而表現(xiàn)為持續(xù)的演化-噴發(fā)過程。需要注意的是，利用擴散行為來計算溫度及演化時間需要有擴散過程的記錄，通常選擇擴散速率較高的元素以便于識別和測試，因此一方面礦物中記錄的元素含量梯度能否被保留而不受改造需要謹(jǐn)慎評價；另一方面元素擴散行為大多基于理論模型，嚴(yán)重依賴于礦物的封閉溫度和擴散速率的選擇，因此可能會獲得完全不同的結(jié)果(Costaetal., 2020; Jollandsetal., 2020)。

圖2 地殼硅質(zhì)巖漿演化的時間尺度(據(jù)Cooper and Kent, 2014; Costa et al., 2020; Costa, 2021修改)

地殼巖漿儲庫的穩(wěn)定深度較小，大多數(shù)在4～10km范圍內(nèi)，尤其是導(dǎo)致大規(guī)模噴發(fā)的儲庫(Bachmann and Bergantz, 2008b)，因而其穩(wěn)定礦物組合通常表現(xiàn)為低壓礦物組合(Allanetal., 2013; Blundy and Cashman, 2001; Gualda and Ghiorso, 2013b; Manley and Bacon, 2000; Schaenetal., 2018)。在Q-Ab-Or圖解上，硅質(zhì)巖漿的主體壓力通常小于1GPa，隨著SiO2含量的升高而逐漸遠離高壓條件下(1GPa)的三相點共存點(石英和兩種長石)而向兩相共存線(石英和一種長石)的最低點靠近(Gualda and Ghiorso, 2013a, b)。巖石的SiO2含量越高，其形成壓力越低，因而分異成因的高硅花崗巖-流紋巖主要形成于淺部地殼當(dāng)中。除此之外，一系列礦物成分壓力計、包裹體壓力計結(jié)合模擬計算被用來限定巖漿存儲及演化的壓力條件(Allanetal., 2013; Colmanetal., 2015; Klugetal., 2020; Lietal., 2021; Pamuk?uetal., 2020; Pontesillietal., 2022; Putirka, 2008; Tommasinietal., 2022)。盡管硅質(zhì)巖漿儲庫在穩(wěn)定存儲過程中總體處于低壓條件下，但是熔體分異形成可噴發(fā)巖漿的過程中往往伴隨了明顯的壓力變化(Allanetal., 2013; Gualdaetal., 2019)，因而可以利用壓力變化來認(rèn)識可噴發(fā)巖漿的運移匯聚噴發(fā)過程，即壓力的變化過程可能比壓力范圍本身更能指示巖漿演化過程。

1.2 地殼硅質(zhì)巖漿儲庫的補給與活化：動態(tài)演化的巖漿儲庫

由于地殼內(nèi)部的能量有限，因此低溫高結(jié)晶度的地殼巖漿儲庫在沒有外來物質(zhì)-能量加入條件下將很快冷卻固結(jié)形成侵入巖。而在外來物質(zhì)-能量加入的情況下，地殼巖漿儲庫才能夠在相當(dāng)長的時期內(nèi)保持活動性，從而實現(xiàn)硅質(zhì)巖漿的分異演化和大規(guī)模噴發(fā)(Annen, 2009; Blundy and Annen, 2016; Spera and Bohrson, 2018)。因而，外來巖漿的補給(Replenishment/Recharge/Injection)帶來的物質(zhì)和能量深刻地改變了地殼巖漿體系的物質(zhì)成分、物理條件和演化過程，是導(dǎo)致硅質(zhì)巖漿多樣性的關(guān)鍵因素，可以說巖漿補給是驅(qū)動硅質(zhì)巖漿演化、噴發(fā)的根本原因。

地殼硅質(zhì)巖漿儲庫中最常見也是最易識別的補給方式是基性巖漿的加入，這些由巖漿儲庫底部加入的基性巖漿，使得巖漿儲庫的物質(zhì)成分及物理條件發(fā)生變化并導(dǎo)致了演化趨勢的改變(Rejuvenation)，由于補給巖漿性質(zhì)及其與巖漿儲庫的相互作用方式及程度不同，從而形成復(fù)雜的巖石-礦物-地球化學(xué)記錄(Spera and Bohrson, 2018)。而補給到巖漿儲庫中的基性巖漿，也會向巖漿體系輸入大量的熱和流體/揮發(fā)份從而導(dǎo)致巖漿儲庫物理性質(zhì)如黏度、密度、壓力等發(fā)生劇變，這會導(dǎo)致巖漿儲庫中的晶粥發(fā)生活化或者重熔(Reactivation/Remobilization/Remelting)，使晶粥體中的殘余熔體被快速抽離聚集或者使晶粥體發(fā)生重熔形成分異程度較高的巖漿，這些聚集的巖漿噴發(fā)則形成少斑的高硅流紋巖(Bachmann and Bergantz, 2004)；若這些聚集的熔體停留在巖漿儲庫上部而不噴發(fā)，則形成高硅花崗巖(Lee and Morton, 2015; 馬昌前和李艷青, 2017; 吳福元等, 2017)。此外，由于熱量、流體/揮發(fā)份的迅速補充，一方面會使基性巖漿與酸性巖漿的界面失穩(wěn)從而導(dǎo)致大規(guī)模的混合現(xiàn)象以及巖漿儲庫內(nèi)的物質(zhì)活動運移，從而導(dǎo)致快速均一化(Cooper and Kent, 2014; Cooperetal., 2017; Huberetal., 2009; Jacksonetal., 2018)；另一方面會使巖漿儲庫中的壓力發(fā)生急劇變化，從而導(dǎo)致晶粥體自身的噴發(fā)，從而形成富含斑晶的熔結(jié)凝灰?guī)r(Bindeman and Simakin, 2014; Cassidyetal., 2016, 2018; Huberetal., 2012)?？傮w上，基性巖漿的補給過程是決定硅質(zhì)巖漿最終產(chǎn)狀的控制因素，例如根據(jù)熱模擬結(jié)果，大巖漿體系(例如直徑10km、厚度5km的巖漿體系)在較低的補給通量條件下，通常不能形成大規(guī)模可噴發(fā)的巖漿而形成演化程度較高的大型侵入體，而補給通量較高的大巖漿體系，則往往噴發(fā)形成火山乃至超級火山；而小巖漿體系(例如直徑2.5km、厚度5km的巖漿體系)在高補給通量的情況下也可能形成較高比例的可噴發(fā)巖漿(馬昌前和李艷青, 2017; Blundy and Annen, 2016)。巖體的形成代表了低熱和低巖漿通量的聚集過程，該過程維持了巖體的長期演化，即物質(zhì)及能量的補給主要用來維持巖漿儲庫長期保持晶粥狀態(tài)而非噴發(fā)(Spera and Bohrson, 2018)。

除了基性巖漿對硅質(zhì)巖漿儲庫的補給，也有研究認(rèn)為花崗巖中具有明顯巖漿混合特征的長英質(zhì)包體(Felsic Microgranular Enclave，F(xiàn)ME)是中酸性巖漿補給的證據(jù)(Alvesetal., 2015)，但是由于巖漿作用過程的復(fù)雜性，這些FME也可能僅僅代表巖漿儲庫自身的成分被活化的產(chǎn)物。但是中酸性巖漿補給的物理過程及其表現(xiàn)形式的影響因素等研究仍顯欠缺。

1.2.1 基性巖漿補給：地幔對硅質(zhì)巖漿的貢獻

基性巖漿對硅質(zhì)巖漿儲庫的補給及其對巖漿儲庫的物質(zhì)貢獻最直接的證據(jù)是巖漿混合以及相應(yīng)的巖石學(xué)、礦物學(xué)及地球化學(xué)證據(jù)，這些證據(jù)表明基性巖漿與酸性巖漿之間不僅發(fā)生了物質(zhì)成分(礦物)的交換，元素與同位素也發(fā)生了廣泛的交換與平衡過程，從而導(dǎo)致了復(fù)雜的巖石地球化學(xué)記錄(Zhuetal., 2017)。雖然對于補給的基性巖漿能否與巖漿儲庫中的硅質(zhì)巖漿發(fā)生有效的混合仍存在爭論(Spera and Bohrson, 2018; Speraetal., 2016)，但是花崗巖中廣泛出現(xiàn)的具有巖漿結(jié)構(gòu)的鎂鐵質(zhì)微粒包體被認(rèn)為是巖漿混合的主要證據(jù)(Vernon, 1984; Wiebe, 2016; Wiebe and Snyder, 1993)，尤其是出現(xiàn)不平衡礦物結(jié)構(gòu)及顯著的淬冷礦物如針狀磷灰石、角閃石的包體；而角閃石、黑云母等含水礦物的富集也表明在巖漿混合過程中，流體在混合界面附近富集的現(xiàn)象(Eichelberger, 1980)。巖漿混合導(dǎo)致的物質(zhì)交換及混合端元的識別及相關(guān)研究已有海量的文獻，尤其結(jié)合單礦物的結(jié)構(gòu)成分及元素-同位素原位微區(qū)分析的方法，使得巖漿過程的認(rèn)識更加精細，更加接近實際過程。但目前對于基性巖漿補給的物理過程研究略顯薄弱，例如高密度低粘度的基性巖漿如何上升到酸性巖漿內(nèi)部并與其混合，在酸性巖漿中如何擴散分布及其巖石學(xué)表現(xiàn)等問題。實驗以及模擬研究結(jié)果表明，補給巖漿的粘性特征(即雷諾數(shù))可能是主要影響因素(Snyder and Tait, 1995)，并且與基性巖漿的溫度和含水量的關(guān)系密切。例如基性巖漿中攜帶的流體/揮發(fā)份在混合界面上的富集從而導(dǎo)致基性巖漿的密度改變也是導(dǎo)致高密度的基性巖漿進入密度較低的硅質(zhì)巖漿儲庫與之發(fā)生混合并導(dǎo)致硅質(zhì)巖漿結(jié)構(gòu)及物質(zhì)成分重置的重要原因之一(Ruprechtetal., 2008)。

目前普遍認(rèn)可的觀點是雖然地幔在硅質(zhì)巖漿形成過程中提供了物質(zhì)貢獻，通常表現(xiàn)為各種形式的基性包體，但地幔不可能是大規(guī)模硅質(zhì)巖漿的直接來源(李獻華等, 2009; 吳福元等, 2007)。雖然地幔巖漿補給為地殼巖漿儲庫帶來了新的物質(zhì)成分，但由于物質(zhì)成分的交換總是局限在混合前鋒位置，即兩種不同性質(zhì)巖漿直接接觸的部位，從而使記錄了物質(zhì)成分交換過程的MME總是出現(xiàn)在巖體中局限的位置或呈帶狀分布。此外，在噴發(fā)火山巖中很難見到混合成因的MME，表明巖漿補給導(dǎo)致的巖漿混合及物質(zhì)交換是短程效應(yīng)，而分異和噴發(fā)是遠程效應(yīng)，并且分異、噴發(fā)過程更多受控于巖漿補給帶來的能量及流體/揮發(fā)份的影響。相比于有限的物質(zhì)交換，巖漿補給過程所攜帶的能量、流體/揮發(fā)份卻能在巖漿儲庫內(nèi)實現(xiàn)快速的運移、交換，從而使巖漿儲庫的演化過程發(fā)生顯著變化，即地幔對硅質(zhì)巖漿演化的間接貢獻。越來越多的研究表明，地幔巖漿補給過程中帶來的能量、流體/揮發(fā)份也是導(dǎo)致硅質(zhì)巖漿演化的重要原因，深刻地改變了地殼硅質(zhì)巖漿的物理條件，導(dǎo)致了巖漿體系演化過程及其產(chǎn)物的復(fù)雜性(Annen, 2009; Bachmann and Huber, 2016; Blundy and Annen, 2016; Cassidyetal., 2018; Charlieretal., 2008; Cooper, 2017; Cooper and Kent, 2014; Cooperetal., 2017; Glazner, 2014; Sliwinskietal., 2017; Snyderetal., 2004; Spera and Bohrson, 2018; Szymanowskietal., 2019; Wiebe, 2016)。由于地幔巖漿對硅質(zhì)巖漿演化的重要性，因而越來越多的研究將地幔及地殼巖漿系統(tǒng)納入到統(tǒng)一的巖漿體系當(dāng)中，即所謂的穿地殼巖漿系統(tǒng)(Trans-crustal Magma System，參見圖1；Bachmann and Huber, 2016; Cashmanetal., 2017; Klein and Jagoutz, 2021; Xuetal., 2021)。穿地殼巖漿體系是地球深部與淺部乃至外部圈層之間物質(zhì)能量傳遞的通道，強調(diào)了地幔在地殼巖漿演化過程中的貢獻及其導(dǎo)致的深部物質(zhì)向上運移至地殼淺部乃至地球外部圈層的過程。正是地幔的補給使得地殼巖漿具有復(fù)雜的巖石組合、物質(zhì)組成及演化機制，因而正在成為現(xiàn)階段研究的前沿和焦點。

總體上，巖漿補給過程中加入到巖漿儲庫中的物質(zhì)、能量、流體/揮發(fā)份不僅能使巖漿儲庫在較長的時間里保持晶粥狀態(tài)，延長了巖漿儲庫的存留時間，促進了硅質(zhì)巖漿的演化，例如晶粥體中殘余熔體的活化與抽離，顯著降低晶粥體的粘度等，為巖漿分異提供了基礎(chǔ)(Hartungetal., 2019; 劉志超等, 2020; 吳福元等, 2017)；同時也決定了巖漿的產(chǎn)出樣式，即噴出還是侵入(Annen, 2009; Blundy and Annen, 2016; 馬昌前和李艷青, 2017)；富含流體/揮發(fā)份的基性巖漿加入到低壓的硅質(zhì)巖漿儲庫中時會由于溶解度降低而使流體/揮發(fā)份出溶，造成巖漿儲庫內(nèi)部壓力條件的顯著變化，從而導(dǎo)致大規(guī)模富斑熔結(jié)凝灰?guī)r噴發(fā)等(Cassidyetal., 2018; Spera and Bohrson, 2018; Speraetal., 2016)。

1.2.2 巖漿儲庫的長期存留演化與快速活化噴發(fā)

由于硅質(zhì)巖漿儲庫自身性質(zhì)以及反復(fù)的巖漿補給過程，使得以晶粥為主的巖漿儲庫能夠在地殼淺部保存并且在一定的時間范圍內(nèi)保持活性及演化(Costa, 2021; Hallidayetal., 1989;Matthewsetal., 2012; Turner and Costa, 2007)。由于巖漿演化時間尺度的確定涉及到結(jié)晶溫度及元素-同位素封閉溫度各異的礦物，而且這些礦物的結(jié)晶-熔蝕-生長及其中元素-同位素的平衡封閉行為本身也記錄了巖漿體系的熱及成分演化過程，因而巖漿儲庫演化的時間尺度受到了廣泛關(guān)注。已有的研究中，使用不同方法獲得的時間尺度各不相同，不同尺度的時間具有不同的叫法并與不同的巖漿過程相對應(yīng)。例如巖漿儲庫的存留時間(Residence Time; Hallidayetal., 1989; Reid, 2014)、壽命(Longevity; Colemanetal., 2016; Gelmanetal., 2013)通常與大規(guī)模巖漿噴發(fā)過程相關(guān)，記錄了巖漿儲庫中大規(guī)?？蓢姲l(fā)巖漿的形成及其噴發(fā)的觸發(fā)過程的時間尺度(Cooper, 2019; Costa, 2021; Miller, 2016; Wilsonetal., 2021)；也有研究將存留時間解釋為巖漿儲庫保持晶粥狀態(tài)并且在外來物質(zhì)、能量、流體及揮發(fā)分加入或受到構(gòu)造應(yīng)力的條件下能夠持續(xù)演化狀態(tài)的持續(xù)時間(Costa, 2008; Costaetal., 2008; Reid, 2014)，在這個含義上，存留時間與巖漿的匯聚存儲時間含義類似(Storage time; Barbonietal., 2013, 2016; Cooper, 2019)，即巖漿匯聚到最終冷卻結(jié)晶或最終噴發(fā)的時間尺度，其中包含了巖漿儲庫中的補給、混合、分異、流體/揮發(fā)份的加入以及可噴發(fā)巖漿的匯聚存儲等復(fù)雜的過程。

近年來，多種方法被用來確定巖漿演化過程的時間尺度，例如鋯石U-Pb定年、40Ar/39Ar定年、鈾系不平衡定年、元素擴散年代學(xué)以及熱模擬等方法，此外利用礦物粒度結(jié)合礦物生長速率也可用來限定巖漿演化的最大時間尺度，這些定年方法限定的時間尺度各不相同(Costa, 2021)，例如長時間尺度的鋯石U-Pb及40Ar/39Ar定年(百萬年級別)，中等時間尺度的鈾系定年(以及40Ar/39Ar定年；千年級別)，而由礦物生長以及元素擴散記錄的時間尺度最短(小時-百年級別)，但是在前人研究中對于不同方法獲得的不同數(shù)量級的時間尺度往往都被稱為“Residence Time(存留時間)”，因此有必要首先對這些不同方法獲得的年齡所代表的含義進行限定，尤其是與巖漿體系熱狀態(tài)相關(guān)的過程(Cooper, 2019; Costa, 2021)。無論何種定年方法，其前提條件都是體系的封閉，因此，這些不同尺度的時間代表了被保存下來的巖漿體系所經(jīng)歷的熱過程及相應(yīng)的物理化學(xué)條件的變化過程(Hawkesworthetal., 2000)。

由于大規(guī)模硅質(zhì)巖漿爆發(fā)對人類社會的潛在危害(例如超級噴發(fā)、火山氣體排放等;Miller and Wark, 2008)，因而近年來針對年輕火山巖的相關(guān)研究促進了對巖漿儲庫熱屬性及其變化過程的研究。由于可噴發(fā)巖漿的形成匯聚機制及巖漿儲庫的存留時間被認(rèn)為可以作為大規(guī)模噴發(fā)的標(biāo)志(Cooper, 2019; Cooper and Kent, 2014; Costaetal., 2020; Miller, 2016; Reid, 2014)，因而以擴散年代學(xué)為研究焦點的短尺度存留時間及相關(guān)巖漿過程的研究受到了廣泛關(guān)注(Costaetal., 2020; Costa, 2021; Wilsonetal., 2021及相關(guān)文獻)。利用礦物中的元素擴散以及礦物生長等方法幾無例外地獲得了短暫甚至可以稱為瞬間的時間尺度，通常以千年為單位，甚至達到數(shù)十年、數(shù)百年的尺度，而基性巖漿的運移噴發(fā)過程可能更短：火山/超級火山的噴發(fā)甚至可以稱為“瞬間過程”(Cooper and Kent, 2014; Cooperetal., 2017; Druittetal., 2012; Miller, 2016; Reid and Coath, 2000; Wilsonetal., 2021)。理想狀態(tài)下，這個瞬間的年齡記錄實際上是巖漿體系所中保留的最后一次熱事件(補給過程)的記錄，表明了這些可噴發(fā)的巖漿在噴發(fā)之前所經(jīng)歷最后一次熱/補給事件的時間尺度(圖2)，因而從這個意義上，這個時間稱為巖漿儲庫的活化時間似乎更為合適。但是由于巖漿儲庫自身演化過程的復(fù)雜性、礦物對熱/補給事件的響應(yīng)程度以及礦物對不同元素-同位素體系封閉溫度的不同，活化過程中不一定有明確的礦物記錄(Barboni and Schoene, 2014; Reid and Coath, 2000)，而礦物中記錄的不平衡的同位素特征或者元素濃度梯度未必與噴發(fā)前最后的活化過程相關(guān)(Hawkesworthetal., 2000; Wolffetal., 2002)。

與火山巖中記錄的“瞬間”活化噴發(fā)相比，實際上巖漿儲庫本身也經(jīng)歷了長期匯聚存留時間。Hallidayetal.(1989)和Davies and Halliday(1998)認(rèn)為美國西部Long Valley地區(qū)的硅質(zhì)巖石經(jīng)歷了長達1.1～1.3Myr的存留時間并且經(jīng)歷了統(tǒng)一的巖漿房過程，盡管受到了質(zhì)疑(Reid and Coath, 2000; Sparksetal., 1990)。其他年代學(xué)研究也表明快速噴發(fā)的火山巖往往都經(jīng)歷了長時間的巖漿儲庫過程，雖然時間尺度不同，但都遠遠大于其活化噴發(fā)時間(Claiborneetal., 2010a; Colemanetal., 2016; Cooper and Kent, 2014; Crowleyetal., 2007; Deeringetal., 2016; Gelmanetal., 2013; Heathetal., 1998; Petroneetal., 2018; Reidetal., 1997; Rubinetal., 2017; Simon and Reid, 2005; Szymanowskietal., 2019; Turner and Costa, 2007; 馬昌前等, 2020)。

但即便如此，大型硅質(zhì)火山巖所記錄的巖漿存儲演化時間也仍然遠遠小于侵入巖所記錄的巖漿活動時間。例如前人研究對比了Mt.Givens花崗閃長巖體和La Garita火山機構(gòu)，這二者在分布面積和巖石體積上基本上相似，但是閃長巖的巖漿存留時間達到10Myr，而火山巖的形成時間遠小于1Myr(Colemanetal., 2016)。對于侵入巖尤其是包含多種巖石類型的復(fù)式巖體而言，巖漿儲庫的地殼存留時間相對比較直觀，具有比較明確的巖石學(xué)和鋯石U-Pb年代學(xué)證據(jù)(圖2)，典型實例如內(nèi)華達巖基及其內(nèi)部的一系列巖體，例如Tuolumne巖體(Colemanetal., 2004)、Mt.Givens巖體(Frazeretal., 2014)、John Muir Intrusive Suite(Davisetal., 2012)等。年代學(xué)研究表明，復(fù)式巖體中不同的巖相經(jīng)歷了長達幾個百萬年的累積生長-演化過程(Colemanetal., 2004; Frazeretal., 2014; 馬昌前等, 2020)。按存留時間和礦物成因分類(Costa, 2008; Milleretal., 2007; Reid, 2008, 2014; 羅照華等, 2013; 馬昌前等, 2020)，利用明確的循環(huán)晶/前成晶(Antecryst)和自生晶(Autocryst)以及部分轉(zhuǎn)融礦物獲得的年齡的確能夠代表巖漿儲庫的存留時間，因此這表明地殼巖漿儲庫可以具有長達百萬年級別的存留時間(馬昌前和李艷青, 2017)，遠遠大于模擬方法獲得的結(jié)果(Annen, 2009)。Annen(2009)的計算基于單次侵入的有限體積的巖漿，并未考慮巖漿的補給過程，因此獲得較短的存留時間并不奇怪，但是在考慮巖漿補給過程以及流體(水)/揮發(fā)份加入的情況下，巖漿體系累積到相當(dāng)體積的時間依然不能達到巖石所記錄的時間尺度(Blundy and Annen, 2016)，因此在實際巖石記錄和模擬當(dāng)中仍然存在某些仍未注意到的差別。但模擬的結(jié)果也表明，巖漿儲庫自身的體積、補給通量和補給過程的持續(xù)時間是其存留-演化時間的決定因素(Spera and Bohrson, 2018)。

巖漿儲庫具有長期存儲但是快速活化噴發(fā)的特征，雖然導(dǎo)致這種現(xiàn)象的可能原因有很多，但本質(zhì)上是受到巖漿儲庫匯聚形成方式以及補給過程的控制：當(dāng)補給加入的物質(zhì)-熱(±流體)足夠?qū)е麓笠?guī)模分異并形成可噴巖漿時，往往形成流紋巖-流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r組合(Cooper and Kent, 2014; Huberetal., 2012; Rubinetal., 2017)；而當(dāng)加入的熱(±流體/揮發(fā)份)不足以導(dǎo)致噴發(fā)時，則會促使巖漿體系長期保持晶粥體狀態(tài)直至較低的溫度狀態(tài)(甚至低至500℃左右)，延長巖漿體系的分異演化時間，從而形成高度分異的花崗巖，并且往往與元素富集成礦相伴生(Ackersonetal., 2018; 吳福元等, 2017)。

1.3 補給驅(qū)動的晶粥活化：硅質(zhì)巖漿的分異與噴發(fā)

1.3.1 晶粥抽離模型

近年來，結(jié)合地殼硅質(zhì)巖漿儲庫基本性質(zhì)的認(rèn)識以及野外地質(zhì)、巖石學(xué)、地球物理及地球化學(xué)證據(jù)，以晶粥為主要存儲方式的硅質(zhì)巖漿儲庫逐漸被認(rèn)可并作為地殼巖漿演化機制與過程研究的工作基礎(chǔ)(Bachmann and Bergantz, 2004; Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Metcalf, 2004; 馬昌前和李艷青, 2017)，尤其是Bachmann and Bergantz(2004)提出的晶粥抽離模型(Crystal Mush Extraction，簡稱晶粥模型)，更是被廣泛引用為基本工作模型。該模型的核心內(nèi)容包括：1)地殼巖漿儲庫都具有較高的結(jié)晶程度(≥40%～50%或者更高)，當(dāng)殼源中性巖漿(英安質(zhì)或花崗閃長質(zhì))結(jié)晶程度達到約50%～60%時，巖漿的流變性質(zhì)發(fā)生轉(zhuǎn)變形成晶粥體并導(dǎo)致巖漿房中的對流活動停止(Miller and Wark, 2008)，此時礦物之間相互接觸形成格架，殘余的富硅熔體保存在礦物格架空隙中，這些熔體可以通過礦物的受阻沉降(Hindered Settling)或壓實作用(Compaction)的方式緩慢地與礦物分離(Bachmann and Bergantz, 2004; Faroughi and Huber, 2015)；2)當(dāng)巖漿房受到外來巖漿、熱-流體擾動或受到構(gòu)造應(yīng)力影響的時候，礦物顆粒間的富硅熔體活化并向上運移聚集在巖漿房的頂部而使巖漿房發(fā)生分層現(xiàn)象，形成上部的富熔體相和下部的富晶體相，分離出來的富硅熔體相噴發(fā)形成斑晶含量較低的高硅流紋巖或停留在巖漿房的上部冷卻結(jié)晶形成高硅花崗巖(Bachmann and Bergantz, 2004; Lee and Morton, 2015; 吳福元等, 2017)；3)熔體抽離后的殘余礦物停留在巖漿房里并最終完全結(jié)晶形成深成巖，這些深成巖的成分為中性巖石如正長巖、閃長巖、花崗閃長巖等，具體的巖石類型與堆晶的礦物種類相關(guān)。本質(zhì)上這些深成巖就是地殼內(nèi)部的堆晶體，但是不完全的熔體抽離導(dǎo)致了識別上的困難(Lee and Morton, 2015; Vernon and Collins, 2011)。該模型受到了巖石學(xué)、地球化學(xué)、同位素以及地球物理研究的支持(Annen, 2009; Barthetal., 2012; Hildreth and Wilson, 2007; Lipman and Bachmann, 2015; Parmigianietal., 2014; Zimmerer and McIntosh, 2013)，例如中酸性巖漿中的堆晶現(xiàn)象(Ellisetal., 2014; Vernon and Collins, 2011)，巖漿房的分層現(xiàn)象等(Miller and Miller, 2002)。熔體(少斑流紋巖或熔結(jié)凝灰?guī)r的基質(zhì))與花崗巖之間互補的地球化學(xué)特征雖然也被用來作為晶粥中熔體抽離的證據(jù)(Deering and Bachmann, 2010; Gelmanetal., 2014; Lee and Morton, 2015)，但是由于分離的不完全以及補給過程帶來的影響，從而導(dǎo)致了不明確的地球化學(xué)特征，因而使用地球化學(xué)特征時需仔細結(jié)合地質(zhì)學(xué)巖石學(xué)等證據(jù)仔細甄別。

近年來，晶粥模型被普遍接受并被認(rèn)為是高演化巖漿的主要成因之一(馬昌前和李艷青, 2017; 馬昌前等, 2020; 吳福元等, 2017)。這些高硅花崗巖-流紋巖(SiO2含量大于70%～75%的巖石)通常為細?；螂[晶質(zhì)結(jié)構(gòu)，斑晶含量極低，高度富集不相容元素(K、Rb等)并具有極低的MgO、Ba、Sr含量及強烈的Eu負(fù)異常，并往往與偉晶巖-細晶巖以及成礦作用相伴生。巖石學(xué)及地球化學(xué)研究表明，結(jié)晶分異是巖漿成分演化的重要機制，尤其是演化程度較高的流紋巖及花崗巖(Hallidayetal., 1991; Miller and Mittlefehldt, 1984; 馬昌前, 1989; 馬昌前和李艷青, 2017; 吳福元等, 2007, 2017)，這類巖石通常被稱為高硅流紋巖(Mahood and Halliday, 1988)、少斑流紋巖(Bachmann and Bergantz, 2004)，高硅花崗巖或高分異花崗巖(Lee and Morton, 2015; Wuetal., 2003; 吳福元等, 2007, 2017)。

盡管結(jié)晶分異作用被認(rèn)為是地殼巖漿成分演化主要原因，但是對于結(jié)晶分異的機制卻莫衷一是。地殼巖漿儲庫因其低溫高硅高結(jié)晶程度的特點，通常以晶粥形式存在(Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Marsh, 2006; Petford, 2003; Wickham, 1987; 馬昌前和李艷青, 2017; 吳福元等, 2017)。在這種狀態(tài)下，由于富硅的熔體主要賦存于結(jié)晶礦物的粒間格架當(dāng)中而使其不具有流動性(locked-up)，因而傳統(tǒng)的結(jié)晶分異機制如重力分異、流動分異很難造成大規(guī)模礦物-熔體分離(Glazner, 2014; 陳晨等, 2018; 張旗等, 2007)；另外，如果發(fā)生了大規(guī)模的結(jié)晶分異作用，那么理論上分離出來的礦物應(yīng)當(dāng)形成大規(guī)模的結(jié)晶程度較高的“堆晶巖”，但是這類具有堆晶結(jié)構(gòu)的巖石并未大規(guī)模出露于地殼當(dāng)中(Chappell and Wyborn, 2004; Vernon and Collins, 2011)。

此外，盡管這些高硅低Sr-Eu的巖石也通常被認(rèn)為是地殼巖石在斜長石穩(wěn)定深度上部分熔融的產(chǎn)物，但巖石學(xué)及地球化學(xué)研究表明，這些巖石經(jīng)歷了顯著的礦物-熔體分離過程，形成于低壓條件下(深度范圍通常約3～10km)，遠小于斜長石的穩(wěn)定壓力范圍(Baconetal., 1981; Fowler and Spera, 2010; Gualda and Ghiorso, 2013a, b; Hallidayetal., 1991; Michael, 1983)；同時這類巖石通常具有很低的斑晶含量，要么直接來源于結(jié)晶程度很低的熔體(<15%, Crystal-poor rhyolite, Bachmann and Bergantz, 2004)，要么由于高程度的熔體-礦物分離所致。但是地球物理研究表明，以晶粥狀態(tài)為主的地殼巖漿儲庫通常具有較高的結(jié)晶程度，即使在活動的火山巖省，如美國西部的黃石地區(qū)，巖漿房內(nèi)熔體的含量也僅有9%左右(Huangetal., 2015)，因而這種高演化的(少斑)巖漿從巖漿儲庫當(dāng)中的分離富集并最終噴發(fā)是一個快速的過程。

分異作用是地殼巖漿演化的重要途徑，并且熔體與礦物相的分離是一個快速高效的過程。但由于地殼巖漿儲庫自身的性質(zhì)特征，傳統(tǒng)認(rèn)為的重力分異、流動分異等機制不可能造成如此大規(guī)模的快速分異(Glazner, 2014; 陳晨等, 2018; 吳福元等, 2017)。由于受阻沉降和壓實作用導(dǎo)致的熔體過程過于緩慢，因而一系列機制被用來解釋礦物及地球化學(xué)上記錄的快速過程，例如氣體過濾作用等(Parmigianietal., 2014; Ruprechtetal., 2008; 馬昌前等, 2020)。

總體上，晶粥抽離模型將時空上緊密伴生的流紋質(zhì)巖石與深成(半深成)巖石統(tǒng)一在相同的巖漿房過程當(dāng)中，合理地解釋了低溫高硅高粘度高結(jié)晶度的酸性巖漿的演化機制以及高硅流紋巖-花崗巖的分異成因及硅質(zhì)巖漿的成分梯度，并同時也為地殼成分的演化提供了合理的解釋：由于逐步的熔體抽離和礦物堆晶，使得地殼的成分逐漸分層并最終形成花崗質(zhì)的上地殼和安山質(zhì)的中地殼，同時也使火山巖組合中常常缺失中間成分而呈現(xiàn)雙峰式特征(Dufek and Bachmann, 2010; Lee and Morton, 2015)。噴發(fā)的流紋巖或流紋質(zhì)凝灰?guī)r是深部巖漿房動力學(xué)過程的快照，而深部巖漿房中的殘留礦物最終冷卻固結(jié)成中性的花崗質(zhì)巖石，并最終導(dǎo)致了高度演化的大陸上地殼。

晶粥模型也為花崗巖和流紋巖的成因聯(lián)系這一古老的問題提出了新的解釋。由于噴出的流紋巖與深成的花崗質(zhì)巖石在產(chǎn)狀、巖石學(xué)特征、富水礦物含量、結(jié)晶分異程度、深部熱狀態(tài)以及巖石出露保存等方面的差異(Bachmannetal., 2007及相關(guān)文獻)，通常認(rèn)為二者之間不存在成因上的聯(lián)系，具有不同的成因機制，即所謂的“花崗巖的成因機制不能直接用于流紋巖的研究(Read, 1957)”。傳統(tǒng)觀點通常認(rèn)為花崗巖和流紋巖具有不同的來源深度，二者不存在成因上的聯(lián)系。按照這一觀點，即使時空上伴生的流紋巖與花崗巖也具有不同的巖石源區(qū)與地球化學(xué)特征，但事實上，時空上伴生的流紋巖、花崗巖在同位素特征上并無明顯差別(Bachmannetal., 2007; Depaoloetal., 1991; Mahood and Halliday, 1988)。此外，若流紋巖與花崗巖具有不同的成因機制，那么在特定的構(gòu)造-熱背景下，流紋巖與花崗巖不能大規(guī)模伴生。事實上，流紋巖與花崗巖不僅在時間-空間上緊密伴生，并且相同時代的巖石通常具有相似的化學(xué)成分范圍及元素演化趨勢(如主量元素含量、微量/稀土元素分配模式及同位素特征)、礦物組合特征及演化趨勢(Bachmannetal., 2007)；在露頭上也通常存在花崗巖-花崗(流紋)斑巖-流紋巖的漸變過渡關(guān)系，表明二者可能是相同巖漿的結(jié)晶產(chǎn)物(Ustiyev, 1965)；地球物理資料也表明，活動的大型火山機構(gòu)之下經(jīng)常有與之對應(yīng)的結(jié)晶程度很高的巖漿儲庫(中酸性晶粥體)伴生(Bachmannetal., 2007及相關(guān)文獻)。因此，這些時空上共生的花崗巖與火山巖具有成因上的聯(lián)系，形成于統(tǒng)一的巖漿作用過程當(dāng)中，是巖漿房不同部位的產(chǎn)物(Hildreth, 1981; Lipman and Bachmann, 2015; Myers, 1975; Schaenetal., 2018)。

但是并非所有的火山巖都有一個深藏的花崗巖“根”，或者說花崗巖基是否有噴發(fā)的火山巖蓋，主要受到補給過程的控制(Bachmann and Bergantz, 2003; Girard and Stix, 2009; Ruprecht and Bachmann, 2010; 馬昌前和李艷青, 2017)，新加入到巖漿儲庫中的補給巖漿及其攜帶的熱量和流體一方面能使晶粥體保持活性，另一方面也會導(dǎo)致晶粥體的活化，從而使礦物顆粒之間的殘余熔體更易抽離聚集(Leeetal., 2015)。當(dāng)聚集的熔體達到臨界條件時，尤其是在流體相富集的條件下，最終噴發(fā)形成高硅流紋巖；當(dāng)噴發(fā)涉及到堆晶的部分，則形成富含斑晶的熔結(jié)凝灰?guī)r，噴發(fā)涉及到層狀巖漿房中不同部位則造成巖石的在礦物組成及含量的規(guī)律變化，形成高硅熔巖與富斑晶凝灰質(zhì)巖石的規(guī)律共生，即巖漿房的成分梯度(Hildreth, 1981; Hildreth and Wilson, 2007; 馬昌前和李艷青, 2017)。

該模型綜合考慮了巖石學(xué)、地球化學(xué)及地球物理證據(jù)，充分考慮了地殼巖漿在巖漿房中的實際賦存狀態(tài)(高結(jié)晶程度)，將侵入-噴出巖結(jié)合到統(tǒng)一的巖漿房過程當(dāng)中，合理地解釋了地殼巖漿演化的動力學(xué)過程以及流紋質(zhì)巖石與花崗質(zhì)巖石的廣泛共生及硅質(zhì)巖漿的成分梯度現(xiàn)象。因而該模型被廣泛用于解釋地殼演化當(dāng)中的相關(guān)問題，例如地殼結(jié)構(gòu)及成分的演化、雙峰式巖漿作用的成因、硅質(zhì)巖漿的成分梯度以及大規(guī)模酸性巖漿的噴發(fā)機制等方面(Annen, 2009; Bachmann and Bergantz, 2003; Bergantzetal., 2015; Burgisser and Bergantz, 2011; Cooper and Kent, 2014; Dufek and Bachmann, 2010; Jellinek and DePaolo, 2003; Lee and Morton, 2015; Leeetal., 2015; Lipman, 1984; Lipman and Bachmann, 2015; Zimmerer and McIntosh, 2013)。

1.3.2 硅質(zhì)巖漿大規(guī)模噴發(fā)：晶粥的快速活化噴發(fā)

巖漿補給過程能夠使地殼硅質(zhì)巖漿儲庫長期存留而處于動態(tài)演化過程中，也能使其快速活化、成分均一化并最終導(dǎo)致噴發(fā)(long residence time, rapid eruption; 例如Bachmann and Bergantz, 2003, 2004, 2008a, b, c; Bergantzetal., 2015; Cashman and Giordano, 2014; Cashmanetal., 2017; Cooper and Kent, 2014; Gelmanetal., 2013; Huberetal., 2009, 2012; Molloyetal., 2008; Reid, 2008, 2014; Ruprechtetal., 2008; Schmitt, 2011; Schmittetal., 2010)。巖漿儲庫在沒有外來巖漿及能量補給的情況下不能長期穩(wěn)定保持晶粥狀態(tài)，但是不同來源不同批次的巖漿補給以及地殼熱狀態(tài)的調(diào)整都會引起巖漿儲庫內(nèi)部物質(zhì)成分及物理狀態(tài)的動態(tài)調(diào)整(Cooper and Kent, 2014)。正是由于補給作用造成的地殼巖漿體系的開放性及巖漿演化過程的長期性，因而研究地殼巖漿作用過程及其在淺部地殼分異演化過程中的意義，重點在認(rèn)識硅質(zhì)巖漿演化的動力學(xué)過程，即巖漿在巖漿儲庫中的存留-演化時間、巖漿演化過程中體系的成分及溫度壓力、水-流體/揮發(fā)份含量等因素隨時間發(fā)展的變化過程(Bachmann and Huber, 2016; Bergantzetal., 2015; Burgisser and Bergantz, 2011; Claiborneetal., 2010a; Cooper, 2017; Cooper and Kent, 2014; Eppichetal., 2012; Myers, 1975; Parmigianietal., 2014; Petford, 2003; Schmitt, 2011; Spera and Bohrson, 2018)。

快速噴發(fā)的巖石相當(dāng)于巖漿儲庫動態(tài)演化過程的快照，是認(rèn)識巖漿動態(tài)演化過程的絕佳對象。雖然巖漿儲庫的活化過程中快速對流/擾動實現(xiàn)了大尺度上的物質(zhì)成分均一化，但巖漿補給帶來的物質(zhì)以及相應(yīng)的溫度、壓力、流體/揮發(fā)份變化過程，都會以礦物成分、結(jié)構(gòu)變化的形式記錄下來。由于不同的礦物對不同性質(zhì)變化過程的響應(yīng)程度不同，例如一些礦物(云母、角閃石、斜長石等)對水、流體/揮發(fā)份含量變化反應(yīng)靈敏，而另外一些礦物的成分結(jié)構(gòu)與溫度變化的關(guān)系密切(如斜長石的環(huán)帶及其成分變化、石英的Ti含量以及熔蝕結(jié)構(gòu)等)。因此綜合利用礦物的結(jié)構(gòu)、成分變化特征，結(jié)合礦物的結(jié)晶形態(tài)、粒度分布特征以及礦物與熔體(火山巖基質(zhì))之間元素及同位素的平衡/不平衡特征是識別精細巖漿過程的重要手段(Bergantzetal., 2015; Bindeman and Simakin, 2014; Claiborneetal., 2010b; Lietal., 2021; Ruprecht and Bachmann, 2010; Yanetal., 2020; Zou and Ma, 2020; 羅照華等, 2013; 馬昌前等, 2020)。

除了造巖礦物之外，鋯石、磷灰石等結(jié)構(gòu)和性質(zhì)穩(wěn)定的副礦物不僅提供了絕對時間信息，還提供了這些礦物結(jié)晶的巖漿成分特征及溫度條件等信息，能夠記錄多期巖漿活動的信息(Claiborneetal., 2010b; Milleretal., 2007; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2019; Sunetal., 2021; Zhangetal., 2018)。例如硅質(zhì)巖漿中容易結(jié)晶并保存的鋯石，能較好地記錄巖漿不同階段的相關(guān)信息，如巖漿演化的時間尺度、巖漿體系的溫度條件及成分特征等信息(Chenetal., 2021a; Claiborneetal., 2010a; Milleretal., 2007; Yanetal., 2018b, 2020; Zhangetal., 2018; 賀振宇和顏麗麗, 2021)。因而越來越多的研究利用礦物結(jié)構(gòu)成分的變化及其與基質(zhì)之間的成分差異來研究淺部地殼巖漿作用的動力學(xué)過程(Bachmann and Bergantz, 2003; Bindeman, 2003; Burgisser and Bergantz, 2011; Ellisetal., 2014; Eppichetal., 2012; Reid, 2008; Spera and Bohrson, 2018)。

總之，近年來關(guān)于地殼硅質(zhì)巖漿演化的相關(guān)研究表明，雖然地殼硅質(zhì)巖漿以晶粥體為主，但由于巖漿的補給過程及相應(yīng)的能量、流體/揮發(fā)份的加入，使得巖漿儲庫長期處于物質(zhì)成分及物理條件的動態(tài)調(diào)整過程中，呈現(xiàn)出豐富的礦物特征、巖石類型及巖石組合。因此巖漿補給過程導(dǎo)致地殼巖漿儲庫的成分變化、存留-演化時間、巖漿體系的成分、溫度壓力、流體/揮發(fā)份含量等因素隨時間發(fā)展的變化特征是認(rèn)識復(fù)雜巖漿演化動力學(xué)過程的關(guān)鍵途徑(Bachmann and Huber, 2016; Burgisser and Bergantz, 2011; Claiborneetal., 2010b; Cooper, 2017; Cooper and Kent, 2014; Parmigianietal., 2014; Petford, 2003; Spera and Bohrson, 2018)。

對于大規(guī)模噴發(fā)的熔結(jié)凝灰?guī)r而言，大多數(shù)巖石都具有較高的斑晶/晶屑含量。因此，這些富斑的熔結(jié)凝灰?guī)r可能是熔體分離之后的堆晶部分或者是晶粥體自身被活化噴發(fā)的產(chǎn)物(Ellisetal., 2014; Miller, 2016)。大規(guī)模熔結(jié)凝灰?guī)r噴發(fā)的觸發(fā)過程可能受到多種因素的影響，例如巖漿的溫度、壓力、流體/揮發(fā)份含量、粘度、孔隙度以及構(gòu)造應(yīng)力、巖漿上升減壓速率等等(Barbonietal., 2016; Cassidyetal., 2018; Cooper and Kent, 2014; Miller, 2016)。但對于這些因素之間的耦合及相互制約關(guān)系并未受到足夠重視，而已有的研究大多注重于其中的某一方面(Spera and Bohrson, 2018)。

2 東南沿海地區(qū)晚中生代火山-侵入雜巖

華南地區(qū)晚中生代火山-侵入雜巖主要分布于華夏地塊東部(圖3a)，后者被認(rèn)為是大陸地殼被反復(fù)活化再造的典型區(qū)域，具有高度演化的大陸地殼。區(qū)內(nèi)大面積出露的中生代火山-侵入雜巖不僅為研究大規(guī)模硅質(zhì)巖漿活動的動力學(xué)過程提供了對象，也為認(rèn)識大陸地殼演化機制提供了良好的研究對象(Duetal., 2022; Yanetal., 2016, 2018a; Zhangetal., 2018; 王德滋等, 2000; 謝家瑩等, 1996)。在這些巖漿巖組合當(dāng)中，早白堊世流紋巖-花崗巖組合占主體，只有少量出露的中基性巖石與其伴生(Chenetal., 2008; Duetal., 2022; Lietal., 2014a; Li, 2000; Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; 王德滋等, 2000; 周新民, 2003)。

圖3 中國東南沿海地區(qū)晚中生代火山-侵入巖分布圖(a,據(jù)Zhou et al., 2006和Yan et al., 2018a修改)及火山巖地層序列(b,標(biāo)注的鋯石U-Pb年齡數(shù)據(jù)來自Liu et al., 2012, 2014, 2016; Guo et al., 2012; Zhang et al., 2018)

區(qū)內(nèi)的火山巖傳統(tǒng)上被劃分為上、下兩個火山巖巖系，下火山巖系包括浙江的磨石山群、建德群和福建的南園組；上火山巖系包括浙江的衢江群、永康群和天臺群以及福建的石帽山組(圖3b; 福建省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1992; 浙江省地質(zhì)礦產(chǎn)局, 1989)。其中下火山巖系是區(qū)內(nèi)中生代火山-沉積地層的主體，包括浙東地區(qū)的磨石山群和浙西地區(qū)的建德群，以大面積分布的巨厚的高硅流紋質(zhì)(熔結(jié))凝灰?guī)r-火山巖碎屑巖為特征。浙東的下火山巖系磨石山群自下到上劃分為大爽組、高塢組、西山頭組、茶灣組和九里坪組，以高塢組和西山頭組為主體，以巨厚的富含晶屑的流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r為主；九里坪組分布局限，為斑晶含量極低的流紋巖；其余各組分布局限，并且以陸相沉積為主，例如茶灣組以火山角礫巖及凝灰質(zhì)砂巖為主。浙西的下火山巖系建德群由下至上包括勞村組、黃尖組、壽昌組和橫山組，主要由酸性凝灰?guī)r-熔結(jié)凝灰?guī)r構(gòu)成。在下巖系火山巖中，以高塢組、西山頭組及其對應(yīng)的火山巖地層占據(jù)主體，爆發(fā)式形成遍布全區(qū)的厚度巨大的中酸性火山熔巖-火山碎屑巖組合，其規(guī)?？氨瘸墖姲l(fā)(Miller and Wark, 2008; Self and Blake, 2008)。這些火山巖的鋯石U-Pb年齡主體集中在晚侏羅世-早白堊世早期(150～120Ma; Lietal., 2014a; Liuetal., 2012, 2014, 2016)。磨石山群火山巖的鋯石U-Pb年齡與40Ar/39Ar年齡(定年對象包括全巖、鉀長石、火山巖基質(zhì))之間存在明顯差異(典型剖面上獲得的40Ar/39Ar年齡為118～109Ma; 王非等, 2010; 楊列坤等, 2009)，但造成年齡差異的原因仍存不明確，很可能與巖漿儲庫的存留與活化過程相關(guān)：一種可能的解釋就是鋯石U-Pb年齡代表了硅質(zhì)巖漿儲庫的長期累積和存留過程，而40Ar/39Ar年齡代表了最終的活化及噴發(fā)時間，但需要更多的工作來確定。

依據(jù)空間分布特征、巖石組合及地球化學(xué)特征，上火山巖系火山巖分為兩種類型，一類主要分布在小型伸展盆地內(nèi)，巖石類型以高硅流紋巖、流紋質(zhì)凝灰?guī)r為主體，如天臺、新昌、松陽柳城等盆地內(nèi)部，其形成時代集中在110～100Ma期間(Zhangetal., 2018)；另外一類則主要局限于大型火山機構(gòu)內(nèi)部，以偏堿性的高硅流紋巖、A型流紋巖為主，并往往與正長巖、二長巖、閃長巖伴生，形成環(huán)狀火山-侵入雜巖，例如浙江雁蕩山、小雄地區(qū)、福建云山等，形成時代主要集中在100～90Ma期間(He and Xu, 2012; Yanetal., 2016, 2018a; 杜楊松等, 1990; 阮宏宏等, 1988; 王德滋等, 2000; 謝家瑩等, 1996; 邢光福等, 2009; 顏麗麗等, 2015; 余明剛等, 2006)。

在典型盆地火山巖剖面上及火山巖盆地內(nèi)部，如下火山巖系磨石山群九里坪剖面和南園組園莊剖面以及上火山巖系天臺盆地，少斑晶的流紋巖往往與富含晶屑的凝灰?guī)r、熔結(jié)凝灰?guī)r互層(Liuetal., 2012; 王非等, 2010; 楊列坤等, 2009)?？傮w上，上、下兩個火山巖系的巖石表現(xiàn)出隨時代變新演化程度更高的特點：早白堊世晚期-晚白堊世早期的流紋巖-花崗巖組合比早白堊世早期的巖石具有演化程度更高的特點(高SiO2，低MgO，更明顯的Sr-Eu異常等)，此外同時期的花崗巖往往比火山巖具有更高的演化程度(Chenetal., 2021a, b)，表明火山巖和侵入巖在演化機制和分異程度上的差別，表明巖漿的存留演化與快速噴發(fā)對巖漿成分演化的影響。同位素特征還表明地幔貢獻逐漸加強的特點，表明地?；顒訉Φ貧r漿活動影響的增強(Chenetal., 2014; Guoetal., 2012; Lietal., 2014b; Zhangetal., 2018)。這些高度演化的火山-侵入巖組合以及伴生的基性巖石為地幔驅(qū)動下的硅質(zhì)巖漿演化及大陸地殼演化機制提供了良好的研究基礎(chǔ)(Chenetal., 2008, 2013, 2014; Guoetal., 2012; Lietal., 2014b; Liuetal., 2012; Xuetal., 1999; Zhangetal., 2018; 邢光福等, 2009)。

上火山巖系的另外一類組合是以流紋巖-花崗質(zhì)巖石組合的形式出露在大型火山機構(gòu)或火山盆地當(dāng)中。在這些環(huán)形的火山機構(gòu)當(dāng)中，火山巖分布在環(huán)形構(gòu)造的邊緣部位，而斑巖及淺成的花崗巖則位于中心部位，如云山、雁蕩山火山-侵入雜巖和小雄盆地等(Hongetal., 2013; Yanetal., 2016, 2018a; Zhouetal., 2006; 杜楊松等, 1990; 邱檢生等, 1999; 阮宏宏等, 1988; 王德滋等, 2000; 謝家瑩等, 1996)。在露頭上通常表現(xiàn)為花崗質(zhì)巖石-花崗(流紋)斑巖-流紋巖的漸變過渡，二者之間不存在明顯的接觸界限以及侵入或接觸變質(zhì)現(xiàn)象，一方面表明這些巖石形成于較淺的位置，另一方面表明二者的成因聯(lián)系(Yanetal., 2016, 2018a)。

近年來，浙閩地區(qū)的中生代硅質(zhì)火山-侵入巖以其典型性及齊全的巖石記錄受到了廣泛的關(guān)注，尤其是地殼硅質(zhì)巖漿演化機制的相關(guān)研究(Chenetal., 2021a, b; Duetal., 2022; Wangetal., 2021; Xuetal., 2021; Yanetal., 2016, 2018a, b, 2020; Zhangetal., 2018)，例如火山巖與侵入巖的成因關(guān)系，巖漿補給過程以及穿地殼巖漿體系對區(qū)內(nèi)大規(guī)模硅質(zhì)巖漿活動的影響及制約，高演化花崗巖的成因機制及其與火山巖成因機制上的差異，區(qū)內(nèi)大規(guī)模硅質(zhì)巖漿爆發(fā)的控制因素以及結(jié)合熱模擬精細剖析巖漿堆晶-分異-演化過程等方面。而利用豐富的巖石礦物記錄來識別硅質(zhì)巖漿演化的動力學(xué)機制，即補給驅(qū)動下巖漿體系的物理化學(xué)性質(zhì)的演化過程，是后續(xù)研究中需要重點關(guān)注的方面。例如規(guī)?？氨瘸墖姲l(fā)的下巖系西山頭組、高塢組的形成機制，即其物質(zhì)來源、噴發(fā)的觸發(fā)因素及深部本質(zhì)；上、下兩個巖系之間的成因聯(lián)系及其本質(zhì)，即硅質(zhì)巖漿儲庫的存留及演化時間問題；大型破火山機構(gòu)中的火山-侵入巖代表了怎樣的巖漿演化過程等問題，都需進一步深入認(rèn)識。

3 結(jié)語與展望

地殼硅質(zhì)巖漿代表了大陸地殼巖漿分異演化的最終產(chǎn)物，而地幔巖漿補給是驅(qū)動硅質(zhì)巖漿存儲-分異演化-噴發(fā)的動力來源，因而記錄了地幔物質(zhì)進入地殼并驅(qū)動地殼結(jié)構(gòu)成分演化過程的穿地殼巖漿體系正在成為新的研究焦點，而研究重點主要包括穿地殼巖漿系統(tǒng)自身的演化機制、伴生的成礦機制尤其是高分異巖漿形成演化過程中的成礦效應(yīng)以及巖漿演化-噴發(fā)過程中可能的環(huán)境效應(yīng)等方面。

由于巖漿體系演化過程的復(fù)雜性，巖漿體系的成分及物理條件的變化都會導(dǎo)致巖漿體系發(fā)生一系列相應(yīng)的調(diào)整，從而導(dǎo)致巖石及礦物組合的系統(tǒng)變化，因而利用礦物記錄并結(jié)合模擬手段來認(rèn)識巖漿體系物質(zhì)成分及物理條件的變化過程(即動力學(xué)過程)是剖析巖漿成因演化的有效途徑，尤其是礦物結(jié)構(gòu)成分的記錄，例如除了長石、角閃石等礦物，而鋯石及石英的微量元素來識別巖漿成分的演化過程也非常有效，尤其是具有復(fù)雜內(nèi)部結(jié)構(gòu)特征的礦物(Chenetal., 2021a; Yanetal., 2020; 賀振宇和顏麗麗, 2021)。穿地殼巖漿體系也是地幔物質(zhì)進入到地殼乃至表層系統(tǒng)的關(guān)鍵途徑，巖漿運移匯聚分異過程必然伴隨著元素的遷移及富集成礦，尤其是與巖漿分異相關(guān)的礦產(chǎn)，例如鋰鈹?shù)汝P(guān)鍵性金屬礦產(chǎn)。而巖漿體系演化過程中伴隨的流體、揮發(fā)份的釋放，也會給人類社會帶來沖擊，例如火山地質(zhì)災(zāi)害，S、CO2釋放帶來的環(huán)境效應(yīng)等都是進一步研究中需要關(guān)注的內(nèi)容。

致謝感謝吳福元院士和葛文春教授在本文構(gòu)思與完成過程中的指導(dǎo)和討論，在考察浙江晚中生代火山-侵入雜巖期間的現(xiàn)場開放式討論使作者受益匪淺。感謝賀振宇研究員和劉小馳副研究員對本文提出了建設(shè)性意見。感謝紀(jì)偉強研究員和顏麗麗博士的啟發(fā)性交流討論。