地壳硅质岩浆演化的动力学机制*

张吉衡 郑向雪 孙金凤 陈璟元 杨进辉

1.中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049 2.长安大学地球科学与资源学院，西安 710054 3.中国科学院地质与地球物理研究所，岩石圈演化国家重点实验室，北京 100029

岩浆作用是大陆地壳成分结构分异演化的重要机制，驱动了中上部地壳的结构与成分演化，亦即花岗质上地壳与安山质中地壳之间的分异(Dufek and Bachmann, 2010; Hawkesworth and Kemp, 2006; Kempetal., 2007; Lee and Morton, 2015; Rudnick and Gao, 2003)。花岗岩-流纹岩组合代表了地壳分异演化的最终产物，具有高SiO2、K2O、Rb、低Fe2O3、MgO、CaO、Al2O3的特征以及微量/稀土元素标准化图解上显著的Sr-Eu负异常，与上地壳的总体成分类似，是大陆上地壳的主体组成部分，记录了地壳成分及结构的分异演化过程(Ackersonetal., 2018; Hawkesworth and Kemp, 2006; Rudnick and Gao, 2003; Taylor and McLennan, 1995)，因而是研究地壳演化机制的主要对象(Christensen and Mooney, 1995; Depaoloetal., 1991; Rudnick, 1995; 马昌前和李艳青, 2017; 吴福元等, 2007, 2017)。硅质岩浆(SiO2含量大于65%的岩浆)的成因及演化机制研究，尤其是岩浆演化的动力学过程，是认识大陆地壳形成-演化-再造、壳幔相互作用及与其伴生的成矿作用等科学问题的关键途径(Bachmann and Bergantz, 2004; Scailletetal., 2016)。

随着测试技术的发展和理论的更新，花岗岩-流纹岩组合的成因及地壳演化机制的研究不断取得重要进展，但新的争议也随之不断出现(Bachmannetal., 2007; 马昌前和李艳青, 2017; 马昌前等, 2020; 吴福元等, 2007, 2017及相关文献)。其中重要的一个方面是地壳硅质岩浆演化的动力学机制问题，即高硅、低温、高粘度、高结晶度的条件下，地壳岩浆的分异演化机制及其对中上地壳的结构成分演化机制的制约。目前获得高度关注但仍存在争论的关键内容主要有两个方面：1)地壳岩浆分异演化机制及岩浆作用动力学过程(Marsh, 2006)，即岩浆体系的物质成分、矿物组合及物理特征(温度、压力、氧逸度等)随时间的演化特征及其对岩浆最终就位方式(侵入或喷出)的影响及制约。这一主题包含了一系列问题，例如地壳硅质岩浆以何种方式汇聚，又以何种形态赋存在地壳中，在地壳岩浆储库中存留-演化的时间有多长(Longevity/Residence time即岩浆寿命/存留时间；Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Gelmanetal., 2013)；又是何种过程驱动了这些岩浆的分异，分异的产物以何种形式存在(Bachmann and Bergantz, 2004; Bachmannetal., 2007)；为何火山岩组合往往具有Daly成分间断而呈现双峰式组合(Dufek and Bachmann, 2010)；结晶程度较高的地壳硅质岩浆为何能够大规模喷发形成富斑晶的火山岩，喷发前岩浆体系经历了怎样的成分-物理化学条件的变化，又是何种机制触发了地壳硅质岩浆的活化与喷发(Cooper and Kent, 2014; Huberetal., 2012; Rubinetal., 2017)；为何流纹质岩石通常具有复杂的矿物成分及结构特征(Bindeman and Simakin, 2014)；花岗质岩体/岩基的成分分带现象是多期岩浆侵入的产物还是由于岩浆自身演化的原因(Colemanetal., 2004; 马昌前和李艳青, 2017; 吴福元等, 2017)；为何花岗岩中往往出现镁铁质微粒包体(MME)，而类似的包体在喷出的岩石中少见(Plailetal., 2018)；流纹岩与花岗岩之间成因关系如何等(Bachmannetal., 2007)。2)地壳岩浆作用过程对大陆地壳演化过程的制约，即岩浆作用如何驱动地壳成分及结构的演化，尤其是中上地壳之间的成分结构分异，即岩浆作用驱使闪长质中地壳与花岗质上地壳之间实现结构、岩石组合及化学成分分异的机制(Lee and Morton, 2015)；在这一过程中穿地壳岩浆体系(Transcrustal Magma System)对地壳岩浆演化及壳幔体系物质成分演化过程的影响和制约(Cashmanetal., 2017)。结合以上问题以及近年来研究进展，本文就地壳硅质岩浆的基本属性、演化的动力学机制及岩浆的存留、活化、分异、喷发等相关问题进行探讨，重点探讨了基性岩浆补给驱动的活化与喷发过程的相关研究，并结合新近的研究进展探讨了东南沿海地区晚中生代火山-侵入杂岩的成因机制及相关问题。

1 地壳硅质岩浆储库的基本属性及其演化

1.1 地壳硅质岩浆的赋存形态

地壳硅质岩浆的赋存形态是制约岩浆成分演化(岩浆的运移、汇聚方式以及不同成分岩浆之间的相互作用过程等)、最终产出形式(喷出或侵入)的控制因素(Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Pritchard and Gregg, 2016及相关文献)。硅质岩浆在地壳中的赋存状态包括岩浆的空间分布形态、稳定深度、物质形态、物理性质及其随时间的演化特征，是认识岩浆作用过程及其演化机制的基础(Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017)。传统的观点认为岩浆房(不局限于地壳硅质岩浆)具有较高的熔体比例能够实现内部对流而具有相对均一物质成分，并且岩浆房的不同部位因物理条件、物质成分的差异而发生结晶分异、同化混染、岩浆混合等作用(Glazneretal., 2004及相关文献)。岩浆房中结晶的矿物因重力沉降或流动分异而导致岩浆的分异演化，岩浆房与围岩之间的相互作用以及不同成分岩浆之间的混合都是导致岩浆体系成分变化的重要机制。

但是，长期令人困惑的是地球物理方法从来都没有探测到这种成分相对均一的熔体含量高至可以发生大规模对流的大规模岩浆房的存在。相反地，越来越多的研究表明，地壳硅质岩浆储库(Crustal Silicic Magma Reservoir)的形成是一个逐渐累积的过程(Blundy and Annen, 2016; Colemanetal., 2004, 2016; Glazneretal., 2004; Lipman, 2007; Lipman and Bachmann, 2015; Milleretal., 2011; 马昌前等, 2020)，其中典型实例包括内华达岩基中的一系列复式岩体，如Tuolumne岩体、John Muir岩体及Mt.Whitney岩体(Colemanetal., 2004; Davisetal., 2012)。年代学研究表明，Tuolumne岩体的岩浆演化时间持续了将近10Myr(95～85Ma)，而其组成部分Half Dome花岗闪长岩的演化持续了大约4Myr，表明该岩体经历了长期的累积式生长(Colemanetal., 2004, 2016)。岩石学、年代学研究及热状态模拟也表明这种方式是地壳岩浆储库的主要形成方式(Annen, 2009; Blundy and Annen, 2016; Glazneretal., 2004; 马昌前和李艳青, 2017; 马昌前等, 2020)。岩浆的累积生长模式，一方面表明组成均一的、能够发生流动分异及重力分异的地壳岩浆房(即传统的Big Tank模式)并不存在，这深刻地改变了对于花岗岩-流纹岩成分演化即结晶分异机制的认识(Huberetal., 2012; Lee and Morton, 2015; 刘志超等, 2020; 吴福元等, 2017)。另一方面，这些研究也表明，地壳硅质岩浆在其主体生命周期内主要处于高结晶度的状态(晶体含量大于40%～60%，即所谓的晶粥状态；Bachmann and Huber, 2016)，只有在外力的驱动下才能发生活化分异或者喷发(Cooper and Kent, 2014; Jacksonetal., 2018; Rubinetal., 2017; Ruprecht and Bachmann, 2010)。

随着研究的进展和技术的发展，尤其是地球物理探测手段、精细地球化学方法(尤其是单矿物的原位微区分析)、实验岩石学及数值模拟等，极大地促进了对深部岩浆储库形态及其演化过程的认识，从而使岩浆房过程的研究越来越接近于实际情况而非模型推测。尽管存在明显的多解性，地球物理方法如地震/环境噪声层析成像、大地电磁、重力等，可以有效探知二维或三维尺度上岩浆体系物理性质的变化特征，是认识地壳岩浆赋存形态的最直接的方法，提供了岩浆存储的空间形态、深度、熔体比例等因素的直观表征，尤其是岩浆的赋存状态。由于不同方法对岩浆储库物理性质及与其对应的物质状态的识别程度不同，即使对同一岩浆储库的探测结果也存在较大差别(Bachmann and Bergantz, 2008b; Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Lees, 2007; Paulattoetal., 2012; Pritchard and Gregg, 2016)。由于地震层析成像/环境噪声层析成像对深部物质的性质变化如熔体比例及密度变化反应灵敏，因而为认识地壳岩浆储存的空间及物质形态，尤其是熔体的含量及其分布特征提供了有力证据。研究表明，虽然不同成分的岩浆体系具有不同的稳定深度及熔体比例，但硅质岩浆大多存储于地壳较浅的部位(通常在4～10km，Bachmann and Bergantz, 2008b)，并且大多具有较低的熔体比例(通常小于30%)，只有在活动火山之下才可能短暂存在熔体比例比较高的岩浆，如意大利的Vesuvius-Campi Flegrei火山和玻利维亚的Altiplano-Puna火山(Pritchard and Gregg, 2016)，而黄石公园的地壳岩浆房中熔体比例大约仅为9%(Huangetal., 2015)，智利Laguna del Maule活火山岩的岩浆体系主体部分也具有较高的结晶程度(>75%)，而其中可喷发的高熔体比例岩浆只占很小的比例(熔体比例>50%～85%的岩浆大约只占总体积的三分之一，Milleretal., 2017)。由于较高的晶体含量(晶体含量大于40%～60%)，这些结晶的矿物彼此接触形成格架，而未结晶的残余熔体则被局限在矿物格架之间而使岩浆体系不具有流动性，地壳岩浆的这种赋存形态被称为晶粥并受到广泛认可(Bachmann and Bergantz, 2004; Bachmann and Huber, 2016; 吴福元等, 2017; 马昌前等, 2020)。因此通常把岩浆体系中以熔体为主并且有流动性的部分称为岩浆房，而把岩浆房与结晶程度较高的晶粥体，偕同岩浆体系的补给系统，统称为岩浆储库(Bachmann and Bergantz, 2008b; Bachmann and Huber, 2016; Miller, 2016; Reid, 2014)。在地壳岩浆储库当中，由于熔体含量较高而可以喷发的岩浆的存在时间通常很短(Costaetal., 2020; Miller, 2016)，因而能利用地球物理方法识别出来的高熔体比例岩浆的出现也被认为是大规模喷发的前兆(Paulattoetal., 2012; Pritchard and Gregg, 2016)。

综合考虑地球物理、岩石的成分特征及岩石学、矿物学的研究成果，地壳硅质岩浆储库中物质分布形式主要有两种(图1; Miller, 2016; Wilsonetal., 2021)，即层状(Bachmann and Bergantz, 2008a; Hildreth, 2004; Miller, 2016; Milleretal., 2011; 马昌前等, 2020; 吴福元等, 2017)和树形(Cashman and Giordano, 2014; Walkeretal., 2007)，二者的主要区别在于岩浆储库中的(可喷发)物质是否经历过统一的演化过程，即物质成分的均一化过程。层状岩浆储库的主要依据是大规模酸性凝灰岩/熔结凝灰岩的岩石组合及成分的空间变化特征，即岩浆房的成分分带或成分梯度(Compositional Gradient; Bachmann and Huber, 2016; Hildreth, 1979, 1981, 2004; Hildreth and Wilson, 2007)。大规模喷发的熔结凝灰岩在空间分布上具有显著的分带特征，并对应于不同的喷发序列，不同分带上具有不同的岩石组合特征，尤其是岩石成分和斑晶含量；但是在岩性带内部，岩石组合及地球化学特征却具有一致性(Huberetal., 2009)。这一现象被认为是岩浆储库内部的垂向成分分层现象，不同喷发期次涉及到层状岩浆储库不同部分，但是这些岩石之间具有成因上的联系，是由统一的原始岩浆演化而来。岩浆房成分垂向分带最典型的实例是美国西部的Searchlight岩体以及一系列大型火山机构，例如Bishop火山岩(Bachmann and Huber, 2016; Miller and Miller, 2002及相关文献)。此外，侵入岩中常见的环状岩性分带特征，也是岩浆储库中成分分带的主要表现形式(吴福元等, 2017)。但是，随着研究的精细化，尤其是单矿物尺度上的研究发现，早前研究中认为的岩性分带内部的均一性只是大尺度上总体成分的一致，实际上在矿物尺度上记录了复杂的成分结构演化过程。而树状岩浆储库则是指岩浆储库内部不同部位的透镜状的岩浆未经历过统一的演化过程，这些透镜状分布的岩浆具有各异的组成及演化过程，表明这些岩浆各自经历了演化过程而并未汇聚成为统一的岩浆房(Bindeman and Simakin, 2014; Cashman and Giordano, 2014; Huberetal., 2009, 2012; Laumonieretal., 2019; Walkeretal., 2007; Wilsonetal., 2021)。至于造成这两种物质分布方式差异的原因，目前并无定论，可能与岩浆补给方式或者地壳的物理状态关系密切。

图1 地壳硅质岩浆储库的基本形态(据Wilson et al., 2021修改)

岩浆演化过程中，除了体系自身的物质成分及状态特征之外，温度、压力等物理条件也是影响岩浆演化过程及相应的岩石学特征的重要因素(Andersonetal., 2008; Putirka, 2008)。温度是影响岩浆物质状态及演化过程的重要参数，对岩浆演化过程及相应的岩石组合特征具有决定性的作用，例如温度条件决定了源区岩石的熔融过程以及岩浆的结晶过程、矿物组合等。硅质岩浆的结晶温度具有较大的变化范围，主要与岩浆性质、岩石的成因类型及其形成的构造背景以及地幔岩浆的参与程度等因素相关。例如形成于伸展背景中的岩石通常具有较高的岩浆温度，例如与裂谷以及地幔柱相关的岩石组合；而弧岩浆由于流体/水的参与，通常具有较低的岩浆温度。由锆饱和温度计获得的花岗质岩浆的温度范围主体为700～900℃，其中部分特殊岩石类型如A-型花岗岩通常具有较高的温度(>800℃)。由于锆元素在中酸性岩浆中的行为及锆石的结晶特征，该温度通常被认为近似于岩浆的形成温度(Milleretal., 2003)。虽然锆饱和温度被广泛地用于限定岩浆温度，但该温度基于全岩成分及Zr在岩浆中的饱和行为，不能限定岩浆演化过程中的温度信息及其变化过程。

为了限定岩浆体系演化过程中的温度信息及其变化过程，Cooper and Kent(2014)以及Rubinetal.(2017)基于矿物中元素分布特征及其扩散速率模拟计算了岩浆储库的温度，结果表明地壳硅质岩浆在其存留周期内长期处于较低的温度条件(接近或略高于固相线，极端情况会远远低于固相线温度，Ackersonetal.(2018)获得的岩浆温度甚至比固相线温度低100～200℃)。由于补给过程的驱动，岩浆体系的温度并非稳定不变而是呈现脉冲式变化过程，在温度快速升高-缓慢回落的过程中，岩浆体系的温度甚至会高于液相线，并使其中的矿物启动元素扩散，但相比于整个岩浆体系的演化周期而言，温度高于扩散温度及液相线温度只是一个短暂的过程，但短暂的高温过程往往会导致岩浆储库的活化从而导致大规模喷发(图2; Cooper and Kent, 2014; Jacksonetal., 2018; Miller, 2016; Rubinetal., 2017; Wilsonetal., 2021)。总体而言，地壳硅质岩浆储库在其存留和演化周期内长期处于相对低温的条件下，即冷存储(Ackersonetal., 2018; Andersenetal., 2017; Cooper and Kent, 2014; Rubinetal., 2017)。虽然岩浆储库自身具有低温的特征，但是持续的补给过程会导致岩浆体系温度升高从而使整个岩浆体系保持较高的温度, 即暖/热存储(Barbonietal., 2016; Miller, 2016; Wilsonetal., 2021)，但同时也因为较高的温度导致了持续的硅质岩浆喷发。结合硅质岩浆储库自身的特点，冷存储是其固有的特点，而暖/热存储则更多地表明岩浆储库受到了持续的深部岩浆/热的补给以及逐渐累积生长的过程(例如地壳热带Crustal hot zone, Annenetal., 2006; Solanoetal., 2012)，从而表现为持续的演化-喷发过程。需要注意的是，利用扩散行为来计算温度及演化时间需要有扩散过程的记录，通常选择扩散速率较高的元素以便于识别和测试，因此一方面矿物中记录的元素含量梯度能否被保留而不受改造需要谨慎评价；另一方面元素扩散行为大多基于理论模型，严重依赖于矿物的封闭温度和扩散速率的选择，因此可能会获得完全不同的结果(Costaetal., 2020; Jollandsetal., 2020)。

图2 地壳硅质岩浆演化的时间尺度(据Cooper and Kent, 2014; Costa et al., 2020; Costa, 2021修改)

地壳岩浆储库的稳定深度较小，大多数在4～10km范围内，尤其是导致大规模喷发的储库(Bachmann and Bergantz, 2008b)，因而其稳定矿物组合通常表现为低压矿物组合(Allanetal., 2013; Blundy and Cashman, 2001; Gualda and Ghiorso, 2013b; Manley and Bacon, 2000; Schaenetal., 2018)。在Q-Ab-Or图解上，硅质岩浆的主体压力通常小于1GPa，随着SiO2含量的升高而逐渐远离高压条件下(1GPa)的三相点共存点(石英和两种长石)而向两相共存线(石英和一种长石)的最低点靠近(Gualda and Ghiorso, 2013a, b)。岩石的SiO2含量越高，其形成压力越低，因而分异成因的高硅花岗岩-流纹岩主要形成于浅部地壳当中。除此之外，一系列矿物成分压力计、包裹体压力计结合模拟计算被用来限定岩浆存储及演化的压力条件(Allanetal., 2013; Colmanetal., 2015; Klugetal., 2020; Lietal., 2021; Pamukçuetal., 2020; Pontesillietal., 2022; Putirka, 2008; Tommasinietal., 2022)。尽管硅质岩浆储库在稳定存储过程中总体处于低压条件下，但是熔体分异形成可喷发岩浆的过程中往往伴随了明显的压力变化(Allanetal., 2013; Gualdaetal., 2019)，因而可以利用压力变化来认识可喷发岩浆的运移汇聚喷发过程，即压力的变化过程可能比压力范围本身更能指示岩浆演化过程。

1.2 地壳硅质岩浆储库的补给与活化：动态演化的岩浆储库

由于地壳内部的能量有限，因此低温高结晶度的地壳岩浆储库在没有外来物质-能量加入条件下将很快冷却固结形成侵入岩。而在外来物质-能量加入的情况下，地壳岩浆储库才能够在相当长的时期内保持活动性，从而实现硅质岩浆的分异演化和大规模喷发(Annen, 2009; Blundy and Annen, 2016; Spera and Bohrson, 2018)。因而，外来岩浆的补给(Replenishment/Recharge/Injection)带来的物质和能量深刻地改变了地壳岩浆体系的物质成分、物理条件和演化过程，是导致硅质岩浆多样性的关键因素，可以说岩浆补给是驱动硅质岩浆演化、喷发的根本原因。

地壳硅质岩浆储库中最常见也是最易识别的补给方式是基性岩浆的加入，这些由岩浆储库底部加入的基性岩浆，使得岩浆储库的物质成分及物理条件发生变化并导致了演化趋势的改变(Rejuvenation)，由于补给岩浆性质及其与岩浆储库的相互作用方式及程度不同，从而形成复杂的岩石-矿物-地球化学记录(Spera and Bohrson, 2018)。而补给到岩浆储库中的基性岩浆，也会向岩浆体系输入大量的热和流体/挥发份从而导致岩浆储库物理性质如黏度、密度、压力等发生剧变，这会导致岩浆储库中的晶粥发生活化或者重熔(Reactivation/Remobilization/Remelting)，使晶粥体中的残余熔体被快速抽离聚集或者使晶粥体发生重熔形成分异程度较高的岩浆，这些聚集的岩浆喷发则形成少斑的高硅流纹岩(Bachmann and Bergantz, 2004)；若这些聚集的熔体停留在岩浆储库上部而不喷发，则形成高硅花岗岩(Lee and Morton, 2015; 马昌前和李艳青, 2017; 吴福元等, 2017)。此外，由于热量、流体/挥发份的迅速补充，一方面会使基性岩浆与酸性岩浆的界面失稳从而导致大规模的混合现象以及岩浆储库内的物质活动运移，从而导致快速均一化(Cooper and Kent, 2014; Cooperetal., 2017; Huberetal., 2009; Jacksonetal., 2018)；另一方面会使岩浆储库中的压力发生急剧变化，从而导致晶粥体自身的喷发，从而形成富含斑晶的熔结凝灰岩(Bindeman and Simakin, 2014; Cassidyetal., 2016, 2018; Huberetal., 2012)。总体上，基性岩浆的补给过程是决定硅质岩浆最终产状的控制因素，例如根据热模拟结果，大岩浆体系(例如直径10km、厚度5km的岩浆体系)在较低的补给通量条件下，通常不能形成大规模可喷发的岩浆而形成演化程度较高的大型侵入体，而补给通量较高的大岩浆体系，则往往喷发形成火山乃至超级火山；而小岩浆体系(例如直径2.5km、厚度5km的岩浆体系)在高补给通量的情况下也可能形成较高比例的可喷发岩浆(马昌前和李艳青, 2017; Blundy and Annen, 2016)。岩体的形成代表了低热和低岩浆通量的聚集过程，该过程维持了岩体的长期演化，即物质及能量的补给主要用来维持岩浆储库长期保持晶粥状态而非喷发(Spera and Bohrson, 2018)。

除了基性岩浆对硅质岩浆储库的补给，也有研究认为花岗岩中具有明显岩浆混合特征的长英质包体(Felsic Microgranular Enclave，FME)是中酸性岩浆补给的证据(Alvesetal., 2015)，但是由于岩浆作用过程的复杂性，这些FME也可能仅仅代表岩浆储库自身的成分被活化的产物。但是中酸性岩浆补给的物理过程及其表现形式的影响因素等研究仍显欠缺。

1.2.1 基性岩浆补给：地幔对硅质岩浆的贡献

基性岩浆对硅质岩浆储库的补给及其对岩浆储库的物质贡献最直接的证据是岩浆混合以及相应的岩石学、矿物学及地球化学证据，这些证据表明基性岩浆与酸性岩浆之间不仅发生了物质成分(矿物)的交换，元素与同位素也发生了广泛的交换与平衡过程，从而导致了复杂的岩石地球化学记录(Zhuetal., 2017)。虽然对于补给的基性岩浆能否与岩浆储库中的硅质岩浆发生有效的混合仍存在争论(Spera and Bohrson, 2018; Speraetal., 2016)，但是花岗岩中广泛出现的具有岩浆结构的镁铁质微粒包体被认为是岩浆混合的主要证据(Vernon, 1984; Wiebe, 2016; Wiebe and Snyder, 1993)，尤其是出现不平衡矿物结构及显著的淬冷矿物如针状磷灰石、角闪石的包体；而角闪石、黑云母等含水矿物的富集也表明在岩浆混合过程中，流体在混合界面附近富集的现象(Eichelberger, 1980)。岩浆混合导致的物质交换及混合端元的识别及相关研究已有海量的文献，尤其结合单矿物的结构成分及元素-同位素原位微区分析的方法，使得岩浆过程的认识更加精细，更加接近实际过程。但目前对于基性岩浆补给的物理过程研究略显薄弱，例如高密度低粘度的基性岩浆如何上升到酸性岩浆内部并与其混合，在酸性岩浆中如何扩散分布及其岩石学表现等问题。实验以及模拟研究结果表明，补给岩浆的粘性特征(即雷诺数)可能是主要影响因素(Snyder and Tait, 1995)，并且与基性岩浆的温度和含水量的关系密切。例如基性岩浆中携带的流体/挥发份在混合界面上的富集从而导致基性岩浆的密度改变也是导致高密度的基性岩浆进入密度较低的硅质岩浆储库与之发生混合并导致硅质岩浆结构及物质成分重置的重要原因之一(Ruprechtetal., 2008)。

目前普遍认可的观点是虽然地幔在硅质岩浆形成过程中提供了物质贡献，通常表现为各种形式的基性包体，但地幔不可能是大规模硅质岩浆的直接来源(李献华等, 2009; 吴福元等, 2007)。虽然地幔岩浆补给为地壳岩浆储库带来了新的物质成分，但由于物质成分的交换总是局限在混合前锋位置，即两种不同性质岩浆直接接触的部位，从而使记录了物质成分交换过程的MME总是出现在岩体中局限的位置或呈带状分布。此外，在喷发火山岩中很难见到混合成因的MME，表明岩浆补给导致的岩浆混合及物质交换是短程效应，而分异和喷发是远程效应，并且分异、喷发过程更多受控于岩浆补给带来的能量及流体/挥发份的影响。相比于有限的物质交换，岩浆补给过程所携带的能量、流体/挥发份却能在岩浆储库内实现快速的运移、交换，从而使岩浆储库的演化过程发生显著变化，即地幔对硅质岩浆演化的间接贡献。越来越多的研究表明，地幔岩浆补给过程中带来的能量、流体/挥发份也是导致硅质岩浆演化的重要原因，深刻地改变了地壳硅质岩浆的物理条件，导致了岩浆体系演化过程及其产物的复杂性(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)。由于地幔岩浆对硅质岩浆演化的重要性，因而越来越多的研究将地幔及地壳岩浆系统纳入到统一的岩浆体系当中，即所谓的穿地壳岩浆系统(Trans-crustal Magma System，参见图1；Bachmann and Huber, 2016; Cashmanetal., 2017; Klein and Jagoutz, 2021; Xuetal., 2021)。穿地壳岩浆体系是地球深部与浅部乃至外部圈层之间物质能量传递的通道，强调了地幔在地壳岩浆演化过程中的贡献及其导致的深部物质向上运移至地壳浅部乃至地球外部圈层的过程。正是地幔的补给使得地壳岩浆具有复杂的岩石组合、物质组成及演化机制，因而正在成为现阶段研究的前沿和焦点。

总体上，岩浆补给过程中加入到岩浆储库中的物质、能量、流体/挥发份不仅能使岩浆储库在较长的时间里保持晶粥状态，延长了岩浆储库的存留时间，促进了硅质岩浆的演化，例如晶粥体中残余熔体的活化与抽离，显著降低晶粥体的粘度等，为岩浆分异提供了基础(Hartungetal., 2019; 刘志超等, 2020; 吴福元等, 2017)；同时也决定了岩浆的产出样式，即喷出还是侵入(Annen, 2009; Blundy and Annen, 2016; 马昌前和李艳青, 2017)；富含流体/挥发份的基性岩浆加入到低压的硅质岩浆储库中时会由于溶解度降低而使流体/挥发份出溶，造成岩浆储库内部压力条件的显著变化，从而导致大规模富斑熔结凝灰岩喷发等(Cassidyetal., 2018; Spera and Bohrson, 2018; Speraetal., 2016)。

1.2.2 岩浆储库的长期存留演化与快速活化喷发

由于硅质岩浆储库自身性质以及反复的岩浆补给过程，使得以晶粥为主的岩浆储库能够在地壳浅部保存并且在一定的时间范围内保持活性及演化(Costa, 2021; Hallidayetal., 1989;Matthewsetal., 2012; Turner and Costa, 2007)。由于岩浆演化时间尺度的确定涉及到结晶温度及元素-同位素封闭温度各异的矿物，而且这些矿物的结晶-熔蚀-生长及其中元素-同位素的平衡封闭行为本身也记录了岩浆体系的热及成分演化过程，因而岩浆储库演化的时间尺度受到了广泛关注。已有的研究中，使用不同方法获得的时间尺度各不相同，不同尺度的时间具有不同的叫法并与不同的岩浆过程相对应。例如岩浆储库的存留时间(Residence Time; Hallidayetal., 1989; Reid, 2014)、寿命(Longevity; Colemanetal., 2016; Gelmanetal., 2013)通常与大规模岩浆喷发过程相关，记录了岩浆储库中大规模可喷发岩浆的形成及其喷发的触发过程的时间尺度(Cooper, 2019; Costa, 2021; Miller, 2016; Wilsonetal., 2021)；也有研究将存留时间解释为岩浆储库保持晶粥状态并且在外来物质、能量、流体及挥发分加入或受到构造应力的条件下能够持续演化状态的持续时间(Costa, 2008; Costaetal., 2008; Reid, 2014)，在这个含义上，存留时间与岩浆的汇聚存储时间含义类似(Storage time; Barbonietal., 2013, 2016; Cooper, 2019)，即岩浆汇聚到最终冷却结晶或最终喷发的时间尺度，其中包含了岩浆储库中的补给、混合、分异、流体/挥发份的加入以及可喷发岩浆的汇聚存储等复杂的过程。

近年来，多种方法被用来确定岩浆演化过程的时间尺度，例如锆石U-Pb定年、40Ar/39Ar定年、铀系不平衡定年、元素扩散年代学以及热模拟等方法，此外利用矿物粒度结合矿物生长速率也可用来限定岩浆演化的最大时间尺度，这些定年方法限定的时间尺度各不相同(Costa, 2021)，例如长时间尺度的锆石U-Pb及40Ar/39Ar定年(百万年级别)，中等时间尺度的铀系定年(以及40Ar/39Ar定年；千年级别)，而由矿物生长以及元素扩散记录的时间尺度最短(小时-百年级别)，但是在前人研究中对于不同方法获得的不同数量级的时间尺度往往都被称为“Residence Time(存留时间)”，因此有必要首先对这些不同方法获得的年龄所代表的含义进行限定，尤其是与岩浆体系热状态相关的过程(Cooper, 2019; Costa, 2021)。无论何种定年方法，其前提条件都是体系的封闭，因此，这些不同尺度的时间代表了被保存下来的岩浆体系所经历的热过程及相应的物理化学条件的变化过程(Hawkesworthetal., 2000)。

由于大规模硅质岩浆爆发对人类社会的潜在危害(例如超级喷发、火山气体排放等;Miller and Wark, 2008)，因而近年来针对年轻火山岩的相关研究促进了对岩浆储库热属性及其变化过程的研究。由于可喷发岩浆的形成汇聚机制及岩浆储库的存留时间被认为可以作为大规模喷发的标志(Cooper, 2019; Cooper and Kent, 2014; Costaetal., 2020; Miller, 2016; Reid, 2014)，因而以扩散年代学为研究焦点的短尺度存留时间及相关岩浆过程的研究受到了广泛关注(Costaetal., 2020; Costa, 2021; Wilsonetal., 2021及相关文献)。利用矿物中的元素扩散以及矿物生长等方法几无例外地获得了短暂甚至可以称为瞬间的时间尺度，通常以千年为单位，甚至达到数十年、数百年的尺度，而基性岩浆的运移喷发过程可能更短：火山/超级火山的喷发甚至可以称为“瞬间过程”(Cooper and Kent, 2014; Cooperetal., 2017; Druittetal., 2012; Miller, 2016; Reid and Coath, 2000; Wilsonetal., 2021)。理想状态下，这个瞬间的年龄记录实际上是岩浆体系所中保留的最后一次热事件(补给过程)的记录，表明了这些可喷发的岩浆在喷发之前所经历最后一次热/补给事件的时间尺度(图2)，因而从这个意义上，这个时间称为岩浆储库的活化时间似乎更为合适。但是由于岩浆储库自身演化过程的复杂性、矿物对热/补给事件的响应程度以及矿物对不同元素-同位素体系封闭温度的不同，活化过程中不一定有明确的矿物记录(Barboni and Schoene, 2014; Reid and Coath, 2000)，而矿物中记录的不平衡的同位素特征或者元素浓度梯度未必与喷发前最后的活化过程相关(Hawkesworthetal., 2000; Wolffetal., 2002)。

与火山岩中记录的“瞬间”活化喷发相比，实际上岩浆储库本身也经历了长期汇聚存留时间。Hallidayetal.(1989)和Davies and Halliday(1998)认为美国西部Long Valley地区的硅质岩石经历了长达1.1～1.3Myr的存留时间并且经历了统一的岩浆房过程，尽管受到了质疑(Reid and Coath, 2000; Sparksetal., 1990)。其他年代学研究也表明快速喷发的火山岩往往都经历了长时间的岩浆储库过程，虽然时间尺度不同，但都远远大于其活化喷发时间(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; 马昌前等, 2020)。

但即便如此，大型硅质火山岩所记录的岩浆存储演化时间也仍然远远小于侵入岩所记录的岩浆活动时间。例如前人研究对比了Mt.Givens花岗闪长岩体和La Garita火山机构，这二者在分布面积和岩石体积上基本上相似，但是闪长岩的岩浆存留时间达到10Myr，而火山岩的形成时间远小于1Myr(Colemanetal., 2016)。对于侵入岩尤其是包含多种岩石类型的复式岩体而言，岩浆储库的地壳存留时间相对比较直观，具有比较明确的岩石学和锆石U-Pb年代学证据(图2)，典型实例如内华达岩基及其内部的一系列岩体，例如Tuolumne岩体(Colemanetal., 2004)、Mt.Givens岩体(Frazeretal., 2014)、John Muir Intrusive Suite(Davisetal., 2012)等。年代学研究表明，复式岩体中不同的岩相经历了长达几个百万年的累积生长-演化过程(Colemanetal., 2004; Frazeretal., 2014; 马昌前等, 2020)。按存留时间和矿物成因分类(Costa, 2008; Milleretal., 2007; Reid, 2008, 2014; 罗照华等, 2013; 马昌前等, 2020)，利用明确的循环晶/前成晶(Antecryst)和自生晶(Autocryst)以及部分转融矿物获得的年龄的确能够代表岩浆储库的存留时间，因此这表明地壳岩浆储库可以具有长达百万年级别的存留时间(马昌前和李艳青, 2017)，远远大于模拟方法获得的结果(Annen, 2009)。Annen(2009)的计算基于单次侵入的有限体积的岩浆，并未考虑岩浆的补给过程，因此获得较短的存留时间并不奇怪，但是在考虑岩浆补给过程以及流体(水)/挥发份加入的情况下，岩浆体系累积到相当体积的时间依然不能达到岩石所记录的时间尺度(Blundy and Annen, 2016)，因此在实际岩石记录和模拟当中仍然存在某些仍未注意到的差别。但模拟的结果也表明，岩浆储库自身的体积、补给通量和补给过程的持续时间是其存留-演化时间的决定因素(Spera and Bohrson, 2018)。

岩浆储库具有长期存储但是快速活化喷发的特征，虽然导致这种现象的可能原因有很多，但本质上是受到岩浆储库汇聚形成方式以及补给过程的控制：当补给加入的物质-热(±流体)足够导致大规模分异并形成可喷岩浆时，往往形成流纹岩-流纹质熔结凝灰岩组合(Cooper and Kent, 2014; Huberetal., 2012; Rubinetal., 2017)；而当加入的热(±流体/挥发份)不足以导致喷发时，则会促使岩浆体系长期保持晶粥体状态直至较低的温度状态(甚至低至500℃左右)，延长岩浆体系的分异演化时间，从而形成高度分异的花岗岩，并且往往与元素富集成矿相伴生(Ackersonetal., 2018; 吴福元等, 2017)。

1.3 补给驱动的晶粥活化：硅质岩浆的分异与喷发

1.3.1 晶粥抽离模型

近年来，结合地壳硅质岩浆储库基本性质的认识以及野外地质、岩石学、地球物理及地球化学证据，以晶粥为主要存储方式的硅质岩浆储库逐渐被认可并作为地壳岩浆演化机制与过程研究的工作基础(Bachmann and Bergantz, 2004; Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Metcalf, 2004; 马昌前和李艳青, 2017)，尤其是Bachmann and Bergantz(2004)提出的晶粥抽离模型(Crystal Mush Extraction，简称晶粥模型)，更是被广泛引用为基本工作模型。该模型的核心内容包括：1)地壳岩浆储库都具有较高的结晶程度(≥40%～50%或者更高)，当壳源中性岩浆(英安质或花岗闪长质)结晶程度达到约50%～60%时，岩浆的流变性质发生转变形成晶粥体并导致岩浆房中的对流活动停止(Miller and Wark, 2008)，此时矿物之间相互接触形成格架，残余的富硅熔体保存在矿物格架空隙中，这些熔体可以通过矿物的受阻沉降(Hindered Settling)或压实作用(Compaction)的方式缓慢地与矿物分离(Bachmann and Bergantz, 2004; Faroughi and Huber, 2015)；2)当岩浆房受到外来岩浆、热-流体扰动或受到构造应力影响的时候，矿物颗粒间的富硅熔体活化并向上运移聚集在岩浆房的顶部而使岩浆房发生分层现象，形成上部的富熔体相和下部的富晶体相，分离出来的富硅熔体相喷发形成斑晶含量较低的高硅流纹岩或停留在岩浆房的上部冷却结晶形成高硅花岗岩(Bachmann and Bergantz, 2004; Lee and Morton, 2015; 吴福元等, 2017)；3)熔体抽离后的残余矿物停留在岩浆房里并最终完全结晶形成深成岩，这些深成岩的成分为中性岩石如正长岩、闪长岩、花岗闪长岩等，具体的岩石类型与堆晶的矿物种类相关。本质上这些深成岩就是地壳内部的堆晶体，但是不完全的熔体抽离导致了识别上的困难(Lee and Morton, 2015; Vernon and Collins, 2011)。该模型受到了岩石学、地球化学、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)，例如中酸性岩浆中的堆晶现象(Ellisetal., 2014; Vernon and Collins, 2011)，岩浆房的分层现象等(Miller and Miller, 2002)。熔体(少斑流纹岩或熔结凝灰岩的基质)与花岗岩之间互补的地球化学特征虽然也被用来作为晶粥中熔体抽离的证据(Deering and Bachmann, 2010; Gelmanetal., 2014; Lee and Morton, 2015)，但是由于分离的不完全以及补给过程带来的影响，从而导致了不明确的地球化学特征，因而使用地球化学特征时需仔细结合地质学岩石学等证据仔细甄别。

近年来，晶粥模型被普遍接受并被认为是高演化岩浆的主要成因之一(马昌前和李艳青, 2017; 马昌前等, 2020; 吴福元等, 2017)。这些高硅花岗岩-流纹岩(SiO2含量大于70%～75%的岩石)通常为细粒或隐晶质结构，斑晶含量极低，高度富集不相容元素(K、Rb等)并具有极低的MgO、Ba、Sr含量及强烈的Eu负异常，并往往与伟晶岩-细晶岩以及成矿作用相伴生。岩石学及地球化学研究表明，结晶分异是岩浆成分演化的重要机制，尤其是演化程度较高的流纹岩及花岗岩(Hallidayetal., 1991; Miller and Mittlefehldt, 1984; 马昌前, 1989; 马昌前和李艳青, 2017; 吴福元等, 2007, 2017)，这类岩石通常被称为高硅流纹岩(Mahood and Halliday, 1988)、少斑流纹岩(Bachmann and Bergantz, 2004)，高硅花岗岩或高分异花岗岩(Lee and Morton, 2015; Wuetal., 2003; 吴福元等, 2007, 2017)。

尽管结晶分异作用被认为是地壳岩浆成分演化主要原因，但是对于结晶分异的机制却莫衷一是。地壳岩浆储库因其低温高硅高结晶程度的特点，通常以晶粥形式存在(Bachmann and Huber, 2016; Cooper, 2017; Marsh, 2006; Petford, 2003; Wickham, 1987; 马昌前和李艳青, 2017; 吴福元等, 2017)。在这种状态下，由于富硅的熔体主要赋存于结晶矿物的粒间格架当中而使其不具有流动性(locked-up)，因而传统的结晶分异机制如重力分异、流动分异很难造成大规模矿物-熔体分离(Glazner, 2014; 陈晨等, 2018; 张旗等, 2007)；另外，如果发生了大规模的结晶分异作用，那么理论上分离出来的矿物应当形成大规模的结晶程度较高的“堆晶岩”，但是这类具有堆晶结构的岩石并未大规模出露于地壳当中(Chappell and Wyborn, 2004; Vernon and Collins, 2011)。

此外，尽管这些高硅低Sr-Eu的岩石也通常被认为是地壳岩石在斜长石稳定深度上部分熔融的产物，但岩石学及地球化学研究表明，这些岩石经历了显著的矿物-熔体分离过程，形成于低压条件下(深度范围通常约3～10km)，远小于斜长石的稳定压力范围(Baconetal., 1981; Fowler and Spera, 2010; Gualda and Ghiorso, 2013a, b; Hallidayetal., 1991; Michael, 1983)；同时这类岩石通常具有很低的斑晶含量，要么直接来源于结晶程度很低的熔体(<15%, Crystal-poor rhyolite, Bachmann and Bergantz, 2004)，要么由于高程度的熔体-矿物分离所致。但是地球物理研究表明，以晶粥状态为主的地壳岩浆储库通常具有较高的结晶程度，即使在活动的火山岩省，如美国西部的黄石地区，岩浆房内熔体的含量也仅有9%左右(Huangetal., 2015)，因而这种高演化的(少斑)岩浆从岩浆储库当中的分离富集并最终喷发是一个快速的过程。

分异作用是地壳岩浆演化的重要途径，并且熔体与矿物相的分离是一个快速高效的过程。但由于地壳岩浆储库自身的性质特征，传统认为的重力分异、流动分异等机制不可能造成如此大规模的快速分异(Glazner, 2014; 陈晨等, 2018; 吴福元等, 2017)。由于受阻沉降和压实作用导致的熔体过程过于缓慢，因而一系列机制被用来解释矿物及地球化学上记录的快速过程，例如气体过滤作用等(Parmigianietal., 2014; Ruprechtetal., 2008; 马昌前等, 2020)。

总体上，晶粥抽离模型将时空上紧密伴生的流纹质岩石与深成(半深成)岩石统一在相同的岩浆房过程当中，合理地解释了低温高硅高粘度高结晶度的酸性岩浆的演化机制以及高硅流纹岩-花岗岩的分异成因及硅质岩浆的成分梯度，并同时也为地壳成分的演化提供了合理的解释：由于逐步的熔体抽离和矿物堆晶，使得地壳的成分逐渐分层并最终形成花岗质的上地壳和安山质的中地壳，同时也使火山岩组合中常常缺失中间成分而呈现双峰式特征(Dufek and Bachmann, 2010; Lee and Morton, 2015)。喷发的流纹岩或流纹质凝灰岩是深部岩浆房动力学过程的快照，而深部岩浆房中的残留矿物最终冷却固结成中性的花岗质岩石，并最终导致了高度演化的大陆上地壳。

晶粥模型也为花岗岩和流纹岩的成因联系这一古老的问题提出了新的解释。由于喷出的流纹岩与深成的花岗质岩石在产状、岩石学特征、富水矿物含量、结晶分异程度、深部热状态以及岩石出露保存等方面的差异(Bachmannetal., 2007及相关文献)，通常认为二者之间不存在成因上的联系，具有不同的成因机制，即所谓的“花岗岩的成因机制不能直接用于流纹岩的研究(Read, 1957)”。传统观点通常认为花岗岩和流纹岩具有不同的来源深度，二者不存在成因上的联系。按照这一观点，即使时空上伴生的流纹岩与花岗岩也具有不同的岩石源区与地球化学特征，但事实上，时空上伴生的流纹岩、花岗岩在同位素特征上并无明显差别(Bachmannetal., 2007; Depaoloetal., 1991; Mahood and Halliday, 1988)。此外，若流纹岩与花岗岩具有不同的成因机制，那么在特定的构造-热背景下，流纹岩与花岗岩不能大规模伴生。事实上，流纹岩与花岗岩不仅在时间-空间上紧密伴生，并且相同时代的岩石通常具有相似的化学成分范围及元素演化趋势(如主量元素含量、微量/稀土元素分配模式及同位素特征)、矿物组合特征及演化趋势(Bachmannetal., 2007)；在露头上也通常存在花岗岩-花岗(流纹)斑岩-流纹岩的渐变过渡关系，表明二者可能是相同岩浆的结晶产物(Ustiyev, 1965)；地球物理资料也表明，活动的大型火山机构之下经常有与之对应的结晶程度很高的岩浆储库(中酸性晶粥体)伴生(Bachmannetal., 2007及相关文献)。因此，这些时空上共生的花岗岩与火山岩具有成因上的联系，形成于统一的岩浆作用过程当中，是岩浆房不同部位的产物(Hildreth, 1981; Lipman and Bachmann, 2015; Myers, 1975; Schaenetal., 2018)。

但是并非所有的火山岩都有一个深藏的花岗岩“根”，或者说花岗岩基是否有喷发的火山岩盖，主要受到补给过程的控制(Bachmann and Bergantz, 2003; Girard and Stix, 2009; Ruprecht and Bachmann, 2010; 马昌前和李艳青, 2017)，新加入到岩浆储库中的补给岩浆及其携带的热量和流体一方面能使晶粥体保持活性，另一方面也会导致晶粥体的活化，从而使矿物颗粒之间的残余熔体更易抽离聚集(Leeetal., 2015)。当聚集的熔体达到临界条件时，尤其是在流体相富集的条件下，最终喷发形成高硅流纹岩；当喷发涉及到堆晶的部分，则形成富含斑晶的熔结凝灰岩，喷发涉及到层状岩浆房中不同部位则造成岩石的在矿物组成及含量的规律变化，形成高硅熔岩与富斑晶凝灰质岩石的规律共生，即岩浆房的成分梯度(Hildreth, 1981; Hildreth and Wilson, 2007; 马昌前和李艳青, 2017)。

该模型综合考虑了岩石学、地球化学及地球物理证据，充分考虑了地壳岩浆在岩浆房中的实际赋存状态(高结晶程度)，将侵入-喷出岩结合到统一的岩浆房过程当中，合理地解释了地壳岩浆演化的动力学过程以及流纹质岩石与花岗质岩石的广泛共生及硅质岩浆的成分梯度现象。因而该模型被广泛用于解释地壳演化当中的相关问题，例如地壳结构及成分的演化、双峰式岩浆作用的成因、硅质岩浆的成分梯度以及大规模酸性岩浆的喷发机制等方面(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 硅质岩浆大规模喷发：晶粥的快速活化喷发

岩浆补给过程能够使地壳硅质岩浆储库长期存留而处于动态演化过程中，也能使其快速活化、成分均一化并最终导致喷发(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)。岩浆储库在没有外来岩浆及能量补给的情况下不能长期稳定保持晶粥状态，但是不同来源不同批次的岩浆补给以及地壳热状态的调整都会引起岩浆储库内部物质成分及物理状态的动态调整(Cooper and Kent, 2014)。正是由于补给作用造成的地壳岩浆体系的开放性及岩浆演化过程的长期性，因而研究地壳岩浆作用过程及其在浅部地壳分异演化过程中的意义，重点在认识硅质岩浆演化的动力学过程，即岩浆在岩浆储库中的存留-演化时间、岩浆演化过程中体系的成分及温度压力、水-流体/挥发份含量等因素随时间发展的变化过程(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)。

快速喷发的岩石相当于岩浆储库动态演化过程的快照，是认识岩浆动态演化过程的绝佳对象。虽然岩浆储库的活化过程中快速对流/扰动实现了大尺度上的物质成分均一化，但岩浆补给带来的物质以及相应的温度、压力、流体/挥发份变化过程，都会以矿物成分、结构变化的形式记录下来。由于不同的矿物对不同性质变化过程的响应程度不同，例如一些矿物(云母、角闪石、斜长石等)对水、流体/挥发份含量变化反应灵敏，而另外一些矿物的成分结构与温度变化的关系密切(如斜长石的环带及其成分变化、石英的Ti含量以及熔蚀结构等)。因此综合利用矿物的结构、成分变化特征，结合矿物的结晶形态、粒度分布特征以及矿物与熔体(火山岩基质)之间元素及同位素的平衡/不平衡特征是识别精细岩浆过程的重要手段(Bergantzetal., 2015; Bindeman and Simakin, 2014; Claiborneetal., 2010b; Lietal., 2021; Ruprecht and Bachmann, 2010; Yanetal., 2020; Zou and Ma, 2020; 罗照华等, 2013; 马昌前等, 2020)。

除了造岩矿物之外，锆石、磷灰石等结构和性质稳定的副矿物不仅提供了绝对时间信息，还提供了这些矿物结晶的岩浆成分特征及温度条件等信息，能够记录多期岩浆活动的信息(Claiborneetal., 2010b; Milleretal., 2007; Rubinetal., 2017; Szymanowskietal., 2019; Sunetal., 2021; Zhangetal., 2018)。例如硅质岩浆中容易结晶并保存的锆石，能较好地记录岩浆不同阶段的相关信息，如岩浆演化的时间尺度、岩浆体系的温度条件及成分特征等信息(Chenetal., 2021a; Claiborneetal., 2010a; Milleretal., 2007; Yanetal., 2018b, 2020; Zhangetal., 2018; 贺振宇和颜丽丽, 2021)。因而越来越多的研究利用矿物结构成分的变化及其与基质之间的成分差异来研究浅部地壳岩浆作用的动力学过程(Bachmann and Bergantz, 2003; Bindeman, 2003; Burgisser and Bergantz, 2011; Ellisetal., 2014; Eppichetal., 2012; Reid, 2008; Spera and Bohrson, 2018)。

总之，近年来关于地壳硅质岩浆演化的相关研究表明，虽然地壳硅质岩浆以晶粥体为主，但由于岩浆的补给过程及相应的能量、流体/挥发份的加入，使得岩浆储库长期处于物质成分及物理条件的动态调整过程中，呈现出丰富的矿物特征、岩石类型及岩石组合。因此岩浆补给过程导致地壳岩浆储库的成分变化、存留-演化时间、岩浆体系的成分、温度压力、流体/挥发份含量等因素随时间发展的变化特征是认识复杂岩浆演化动力学过程的关键途径(Bachmann and Huber, 2016; Burgisser and Bergantz, 2011; Claiborneetal., 2010b; Cooper, 2017; Cooper and Kent, 2014; Parmigianietal., 2014; Petford, 2003; Spera and Bohrson, 2018)。

对于大规模喷发的熔结凝灰岩而言，大多数岩石都具有较高的斑晶/晶屑含量。因此，这些富斑的熔结凝灰岩可能是熔体分离之后的堆晶部分或者是晶粥体自身被活化喷发的产物(Ellisetal., 2014; Miller, 2016)。大规模熔结凝灰岩喷发的触发过程可能受到多种因素的影响，例如岩浆的温度、压力、流体/挥发份含量、粘度、孔隙度以及构造应力、岩浆上升减压速率等等(Barbonietal., 2016; Cassidyetal., 2018; Cooper and Kent, 2014; Miller, 2016)。但对于这些因素之间的耦合及相互制约关系并未受到足够重视，而已有的研究大多注重于其中的某一方面(Spera and Bohrson, 2018)。

2 东南沿海地区晚中生代火山-侵入杂岩

华南地区晚中生代火山-侵入杂岩主要分布于华夏地块东部(图3a)，后者被认为是大陆地壳被反复活化再造的典型区域，具有高度演化的大陆地壳。区内大面积出露的中生代火山-侵入杂岩不仅为研究大规模硅质岩浆活动的动力学过程提供了对象，也为认识大陆地壳演化机制提供了良好的研究对象(Duetal., 2022; Yanetal., 2016, 2018a; Zhangetal., 2018; 王德滋等, 2000; 谢家莹等, 1996)。在这些岩浆岩组合当中，早白垩世流纹岩-花岗岩组合占主体，只有少量出露的中基性岩石与其伴生(Chenetal., 2008; Duetal., 2022; Lietal., 2014a; Li, 2000; Zhou and Li, 2000; Zhouetal., 2006; 王德滋等, 2000; 周新民, 2003)。

图3 中国东南沿海地区晚中生代火山-侵入岩分布图(a,据Zhou et al., 2006和Yan et al., 2018a修改)及火山岩地层序列(b,标注的锆石U-Pb年龄数据来自Liu et al., 2012, 2014, 2016; Guo et al., 2012; Zhang et al., 2018)

区内的火山岩传统上被划分为上、下两个火山岩岩系，下火山岩系包括浙江的磨石山群、建德群和福建的南园组；上火山岩系包括浙江的衢江群、永康群和天台群以及福建的石帽山组(图3b; 福建省地质矿产局, 1992; 浙江省地质矿产局, 1989)。其中下火山岩系是区内中生代火山-沉积地层的主体，包括浙东地区的磨石山群和浙西地区的建德群，以大面积分布的巨厚的高硅流纹质(熔结)凝灰岩-火山岩碎屑岩为特征。浙东的下火山岩系磨石山群自下到上划分为大爽组、高坞组、西山头组、茶湾组和九里坪组，以高坞组和西山头组为主体，以巨厚的富含晶屑的流纹质熔结凝灰岩为主；九里坪组分布局限，为斑晶含量极低的流纹岩；其余各组分布局限，并且以陆相沉积为主，例如茶湾组以火山角砾岩及凝灰质砂岩为主。浙西的下火山岩系建德群由下至上包括劳村组、黄尖组、寿昌组和横山组，主要由酸性凝灰岩-熔结凝灰岩构成。在下岩系火山岩中，以高坞组、西山头组及其对应的火山岩地层占据主体，爆发式形成遍布全区的厚度巨大的中酸性火山熔岩-火山碎屑岩组合，其规模堪比超级喷发(Miller and Wark, 2008; Self and Blake, 2008)。这些火山岩的锆石U-Pb年龄主体集中在晚侏罗世-早白垩世早期(150～120Ma; Lietal., 2014a; Liuetal., 2012, 2014, 2016)。磨石山群火山岩的锆石U-Pb年龄与40Ar/39Ar年龄(定年对象包括全岩、钾长石、火山岩基质)之间存在明显差异(典型剖面上获得的40Ar/39Ar年龄为118～109Ma; 王非等, 2010; 杨列坤等, 2009)，但造成年龄差异的原因仍存不明确，很可能与岩浆储库的存留与活化过程相关：一种可能的解释就是锆石U-Pb年龄代表了硅质岩浆储库的长期累积和存留过程，而40Ar/39Ar年龄代表了最终的活化及喷发时间，但需要更多的工作来确定。

依据空间分布特征、岩石组合及地球化学特征，上火山岩系火山岩分为两种类型，一类主要分布在小型伸展盆地内，岩石类型以高硅流纹岩、流纹质凝灰岩为主体，如天台、新昌、松阳柳城等盆地内部，其形成时代集中在110～100Ma期间(Zhangetal., 2018)；另外一类则主要局限于大型火山机构内部，以偏碱性的高硅流纹岩、A型流纹岩为主，并往往与正长岩、二长岩、闪长岩伴生，形成环状火山-侵入杂岩，例如浙江雁荡山、小雄地区、福建云山等，形成时代主要集中在100～90Ma期间(He and Xu, 2012; Yanetal., 2016, 2018a; 杜杨松等, 1990; 阮宏宏等, 1988; 王德滋等, 2000; 谢家莹等, 1996; 邢光福等, 2009; 颜丽丽等, 2015; 余明刚等, 2006)。

在典型盆地火山岩剖面上及火山岩盆地内部，如下火山岩系磨石山群九里坪剖面和南园组园庄剖面以及上火山岩系天台盆地，少斑晶的流纹岩往往与富含晶屑的凝灰岩、熔结凝灰岩互层(Liuetal., 2012; 王非等, 2010; 杨列坤等, 2009)。总体上，上、下两个火山岩系的岩石表现出随时代变新演化程度更高的特点：早白垩世晚期-晚白垩世早期的流纹岩-花岗岩组合比早白垩世早期的岩石具有演化程度更高的特点(高SiO2，低MgO，更明显的Sr-Eu异常等)，此外同时期的花岗岩往往比火山岩具有更高的演化程度(Chenetal., 2021a, b)，表明火山岩和侵入岩在演化机制和分异程度上的差别，表明岩浆的存留演化与快速喷发对岩浆成分演化的影响。同位素特征还表明地幔贡献逐渐加强的特点，表明地幔活动对地壳岩浆活动影响的增强(Chenetal., 2014; Guoetal., 2012; Lietal., 2014b; Zhangetal., 2018)。这些高度演化的火山-侵入岩组合以及伴生的基性岩石为地幔驱动下的硅质岩浆演化及大陆地壳演化机制提供了良好的研究基础(Chenetal., 2008, 2013, 2014; Guoetal., 2012; Lietal., 2014b; Liuetal., 2012; Xuetal., 1999; Zhangetal., 2018; 邢光福等, 2009)。

上火山岩系的另外一类组合是以流纹岩-花岗质岩石组合的形式出露在大型火山机构或火山盆地当中。在这些环形的火山机构当中，火山岩分布在环形构造的边缘部位，而斑岩及浅成的花岗岩则位于中心部位，如云山、雁荡山火山-侵入杂岩和小雄盆地等(Hongetal., 2013; Yanetal., 2016, 2018a; Zhouetal., 2006; 杜杨松等, 1990; 邱检生等, 1999; 阮宏宏等, 1988; 王德滋等, 2000; 谢家莹等, 1996)。在露头上通常表现为花岗质岩石-花岗(流纹)斑岩-流纹岩的渐变过渡，二者之间不存在明显的接触界限以及侵入或接触变质现象，一方面表明这些岩石形成于较浅的位置，另一方面表明二者的成因联系(Yanetal., 2016, 2018a)。

近年来，浙闽地区的中生代硅质火山-侵入岩以其典型性及齐全的岩石记录受到了广泛的关注，尤其是地壳硅质岩浆演化机制的相关研究(Chenetal., 2021a, b; Duetal., 2022; Wangetal., 2021; Xuetal., 2021; Yanetal., 2016, 2018a, b, 2020; Zhangetal., 2018)，例如火山岩与侵入岩的成因关系，岩浆补给过程以及穿地壳岩浆体系对区内大规模硅质岩浆活动的影响及制约，高演化花岗岩的成因机制及其与火山岩成因机制上的差异，区内大规模硅质岩浆爆发的控制因素以及结合热模拟精细剖析岩浆堆晶-分异-演化过程等方面。而利用丰富的岩石矿物记录来识别硅质岩浆演化的动力学机制，即补给驱动下岩浆体系的物理化学性质的演化过程，是后续研究中需要重点关注的方面。例如规模堪比超级喷发的下岩系西山头组、高坞组的形成机制，即其物质来源、喷发的触发因素及深部本质；上、下两个岩系之间的成因联系及其本质，即硅质岩浆储库的存留及演化时间问题；大型破火山机构中的火山-侵入岩代表了怎样的岩浆演化过程等问题，都需进一步深入认识。

3 结语与展望

地壳硅质岩浆代表了大陆地壳岩浆分异演化的最终产物，而地幔岩浆补给是驱动硅质岩浆存储-分异演化-喷发的动力来源，因而记录了地幔物质进入地壳并驱动地壳结构成分演化过程的穿地壳岩浆体系正在成为新的研究焦点，而研究重点主要包括穿地壳岩浆系统自身的演化机制、伴生的成矿机制尤其是高分异岩浆形成演化过程中的成矿效应以及岩浆演化-喷发过程中可能的环境效应等方面。

由于岩浆体系演化过程的复杂性，岩浆体系的成分及物理条件的变化都会导致岩浆体系发生一系列相应的调整，从而导致岩石及矿物组合的系统变化，因而利用矿物记录并结合模拟手段来认识岩浆体系物质成分及物理条件的变化过程(即动力学过程)是剖析岩浆成因演化的有效途径，尤其是矿物结构成分的记录，例如除了长石、角闪石等矿物，而锆石及石英的微量元素来识别岩浆成分的演化过程也非常有效，尤其是具有复杂内部结构特征的矿物(Chenetal., 2021a; Yanetal., 2020; 贺振宇和颜丽丽, 2021)。穿地壳岩浆体系也是地幔物质进入到地壳乃至表层系统的关键途径，岩浆运移汇聚分异过程必然伴随着元素的迁移及富集成矿，尤其是与岩浆分异相关的矿产，例如锂铍等关键性金属矿产。而岩浆体系演化过程中伴随的流体、挥发份的释放，也会给人类社会带来冲击，例如火山地质灾害，S、CO2释放带来的环境效应等都是进一步研究中需要关注的内容。

致谢感谢吴福元院士和葛文春教授在本文构思与完成过程中的指导和讨论，在考察浙江晚中生代火山-侵入杂岩期间的现场开放式讨论使作者受益匪浅。感谢贺振宇研究员和刘小驰副研究员对本文提出了建设性意见。感谢纪伟强研究员和颜丽丽博士的启发性交流讨论。