蔣昌宏 杜德宏 王孝磊

內(nèi)生金屬礦床成礦機制研究國家重點實驗室，南京大學地球科學與工程學院，南京 210023

全球碳循環(huán)極為深刻地影響著一系列地質(zhì)、氣候、環(huán)境、生物等過程，了解碳循環(huán)的機制及其相關(guān)過程對探索地球、保護環(huán)境和利用資源有重要指導意義和科學價值。前人研究表明，碳循環(huán)可以分為兩個亞循環(huán)過程：一是表生地球的地表碳循環(huán)，包括大氣圈、水圈、生物圈以及淺表層內(nèi)，循環(huán)周期較短，在萬年尺度內(nèi)；二是內(nèi)生地球的巖石圈、軟流圈、地幔和地核之間的深部碳循環(huán)，以及從地表到地內(nèi)的深循環(huán)，其循環(huán)周期漫長，達百萬年以上(張立飛等，2017)。地表碳循環(huán)過程與人類生存息息相關(guān)，是直接影響環(huán)境和氣候變化的重要因素；而在長時間尺度上(>0.5Myr)，地表碳儲庫可視為一個整體，其含碳總量由輸入和輸出到深部碳儲庫的碳通量決定(Leeetal., 2013)。巖漿作用及相關(guān)的變質(zhì)作用將碳從地球內(nèi)部輸入到地表，而硅酸鹽風化和生物作用則將大氣中的碳分別以碳酸鹽和有機碳的形式固定下來(Berneretal., 1983; Berner and Kothavala, 2001)。這些被固定的碳一部分可隨洋殼俯沖到地球深部，之后可在俯沖帶巖漿作用過程中重新被釋放返回大氣或巖石圈(Gormanetal., 2006; Tsunoetal., 2012; Duncan and Dasgupta, 2015; Kelemen and Manning, 2015; Lietal., 2017; Tumiatietal., 2017; Plank and Manning, 2019)，或隨俯沖板片沉入地球深部，再最終通過洋中脊或地幔柱火山作用返回地表(Dasgupta, 2013; Duncan and Dasgupta, 2017；Wangetal., 2018)。另一部分碳酸鹽和有機碳可沉積在大陸邊緣，形成碳酸鹽臺地或富有機碳的地層，這些沉積物可在抬升露出地表后被風化，也可遭受與造山帶和火山作用相關(guān)的巖漿-變質(zhì)作用，從而將碳重新釋放進入大氣圈(Leeetal., 2013; Lee and Lackey, 2015; McKenzieetal., 2016)。自BLAG模型(Berneretal., 1983；模型名稱以作者姓氏首字母組成)開始，許多箱式模型都估算了長時間尺度下上述各類地質(zhì)過程的碳通量，其數(shù)量級通常在106～107t/yr(Kelemen and Manning, 2015)。

在長時間尺度的碳循環(huán)中，巖漿發(fā)揮了重要作用，是聯(lián)系地球深部與表層碳儲庫的橋梁。一方面，巖漿自身的去氣作用將中下地殼甚至地幔深度的揮發(fā)分直接帶到地表(Oppenheimeretal., 2014)；另一方面，與巖漿相關(guān)的變質(zhì)作用會改造圍巖，并將上地殼中的碳脫出(Leeetal., 2015; Groppoetal., 2017; Stewart and Ague, 2018)。不同構(gòu)造背景的巖漿具有不同的碳釋放機制，釋放的氣體規(guī)模也存在很大的差別，如陸弧巖漿就被認為能夠比島弧巖漿釋放更多CO2(Lee and Lackey, 2015)。此外，不同構(gòu)造域的火山釋放CO2氣體的方式、機制和規(guī)模也具有明顯的差異(趙文斌等, 2018)。

對于巖漿作用來說，前人更多地關(guān)注基性巖漿尤其是大火成巖省的去氣作用對環(huán)境的影響(Ernst and Youbi, 2017)，而較少關(guān)注酸性巖漿作用的貢獻。近年的研究表明，酸性巖漿可在“地殼深部熱帶”(Annenetal., 2006; Wangetal., 2021)產(chǎn)生，在這些過程中，不同地殼深度來源的酸性巖漿發(fā)生混合、分異、混染，并可能經(jīng)歷殼-幔巖漿相互作用，經(jīng)歷從產(chǎn)生、上升、分異、累積一直到噴出在內(nèi)的幾乎所有巖漿過程，構(gòu)成復雜的“穿地殼巖漿系統(tǒng)”(Cashmanetal., 2017)。相較于被廣泛關(guān)注的陸緣巖漿活動(Annenetal., 2006)，陸內(nèi)穿地殼巖漿作用如何通過去氣作用影響環(huán)境的變化尚缺少深入研究。鑒于此，本文擬詳細分析陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)的產(chǎn)生、特征及演化，剖析其可能的去氣過程，評估其去氣作用的強度和效應，這對于我們深化巖漿過程細節(jié)的刻畫、理解巖漿去氣作用對環(huán)境的影響、研究全球碳循環(huán)和環(huán)境效應都具有十分重要的意義。

1 地殼深部熱帶和陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)

1.1 巖漿系統(tǒng)概述

在大陸弧位置，除了地幔來源的基性巖及其分異衍生巖石以外，還分布有大量與地殼有關(guān)的中酸性巖石(如流紋巖、英安巖和安山巖)。與基性的玄武質(zhì)巖石相比，這些中酸性巖石演化程度更高，更虧損FeO、MgO，更富集SiO2，查明其成因有助于我們深入理解大陸地殼的形成和演化。一個關(guān)鍵科學問題是，這些中酸性的巖漿是在地殼的什么位置形成和如何演化的？針對這一問題，Annenetal.(2006)從熱的視角出發(fā)，根據(jù)數(shù)值模擬的結(jié)果，提出了“深部地殼熱帶”的模式(圖1a)。模擬表明，地殼淺部的溫度較低，巖漿達到上地殼后熱量快速散失，溫度很快就會降到固相線以下，不利于巖漿的儲存和演化。而在地殼深部(～20km到莫霍面的位置)，由于圍巖的溫度較高，熱量散失慢，含水的玄武質(zhì)巖漿侵位后由于熱擴散效應可形成一個“熱帶”。在“熱帶”中可形成兩種不同性質(zhì)的巖漿：一種是玄武質(zhì)巖漿經(jīng)過結(jié)晶分異后產(chǎn)生的幔源演化熔體，另一種是玄武質(zhì)巖漿帶來的熱和釋放的水等揮發(fā)分使得周圍地殼發(fā)生熔融后形成的殼源熔體。兩種不同性質(zhì)的巖漿可在不同條件下發(fā)生不同程度的混合形成多種類型的巖漿，并形成陸弧巖漿中元素和同位素上的多樣性(Annenetal., 2006)。但演化的熔體形成后是如何不斷累積、匯聚，進而離開“深部地殼熱帶”的，尚不清楚。Solanoetal.(2012)指出，晶粒間隙中演化的殘余熔體可在浮力作用下運移到巖漿房上部聚集，然后沿著構(gòu)造薄弱面侵位到上地殼或噴出地表。

圖1 穿地殼巖漿系統(tǒng)模型示意圖

“深部地殼熱帶”模型認為，巖漿的儲存和演化主要發(fā)生在地殼的深部。但觀察表明，大量長英質(zhì)巖漿噴發(fā)后，往往伴隨著火山口的塌陷，形成破火山口，說明火山的下部存在巨大的巖漿儲庫，以此來補給火山噴發(fā)(Cashman and Giordano, 2014; Lipman and Bachmann, 2015)。在過去的一個多世紀里，火山作用和巖漿過程往往與富集熔體的“巖漿房”聯(lián)系在一起。從熱的角度來看，經(jīng)典的大量液態(tài)巖漿的“大水缸(big tank)”式巖漿房很難形成，即使形成以后也很難維持。要解決這樣一個矛盾，就需要來自地殼深部的巖漿不斷補給到淺部的巖漿儲庫中。因此，火山作用和巖漿活動也被越來越多的學者視為是跨越整個地殼的?，F(xiàn)在的研究也表明，巖漿通常并不是以純?nèi)垠w存在而是以晶粥體形式存在(Costaetal., 2009)，并可能有極少量的流體(揮發(fā)分)。Cashmanetal.(2017)提出的“穿地殼巖漿系統(tǒng)”的概念模型，描述的就是整個巖漿系統(tǒng)中晶體-熔體-流體的物理和化學過程(圖1b)。他們認為穿地殼的巖漿系統(tǒng)以“晶粥”為主導，晶體含量可達 60%以上。在下地殼的位置，基性巖漿侵位后降溫結(jié)晶，釋放的水和熱量可使周圍的地殼發(fā)生熔融，很快達到晶粥的狀態(tài)，熔體分布在晶粒骨架的間隙中，并在機械壓實的作用下沿晶粒邊緣運移，在巖漿儲庫的頂部聚集。此時，熔體更加富集不相容元素和揮發(fā)分，且由于與圍巖的重力差異，在機械壓實、氣體壓濾或巖漿再補給等作用下，傾向于沿構(gòu)造薄弱面向上運移，并留下鐵鎂質(zhì)相對富集的堆晶組分。值得注意的是，在巖漿儲庫總體為長英質(zhì)的情況下，這個“堆晶”體的成分可能仍然是長英質(zhì)的。在中上地殼，由于地殼剛性快速增加，密度降低，處于脆-韌性過渡帶，上升的熔體容易在此位置匯聚。只有當巖漿的通量足夠高和侵位的巖漿體積足夠大時，才能有足夠的熱量使巖漿保持“晶粥”狀態(tài)并維持在固相線以上，否則將很快冷卻至固態(tài)。在熔體向中上地殼運移的過程中，由于壓力降低，揮發(fā)分的溶解度也降低，其中的某些組分可以率先達到飽和(如CO2)(Baker and Alletti, 2012)，這在一定程度上會增加熔體的浮力，加快上升過程(即氣體壓濾作用; Andersonetal., 1984; Sisson and Bacon, 1999; Baker and Alletti, 2012; Pistonetal., 2015)。巖漿到達上地殼后，由于大多數(shù)揮發(fā)分的不相容屬性，其含量逐步上升也能達到飽和(如H2O)。

“穿地殼巖漿系統(tǒng)”將不同地殼深度的巖漿作用緊密聯(lián)系起來，整合了從幔源巖漿底侵、地殼熔融、巖漿上升、累積、分異直至噴出等物理化學過程，構(gòu)建了整個地殼巖漿活動的統(tǒng)一框架。該模型也得到了后續(xù)包括地質(zhì)學、地球物理和數(shù)值模擬等方面工作的證實。Samrocketal.(2018)用大地電磁成像的方法對東非Ethiopian裂谷的Tulu Moye活火山的下部進行了探測，發(fā)現(xiàn)從20km到近地表的位置存在一條高導電率的異常帶，說明其中含有不少熔體，進一步的估算表明該系統(tǒng)中的熔體量為5%～30%，尤其在5km深度的位置熔體含量最高，可能代表一個淺部的巖漿儲庫。地質(zhì)學的觀察也進一步證實了穿地殼巖漿系統(tǒng)的存在。Karakasetal.(2019)對阿爾卑斯南部Ivrea-Sesia地區(qū)出露的地殼剖面進行了高精度的CA-ID-TIMS鋯石定年和微量元素的分析。結(jié)果表明，下地殼的堆晶輝長巖、中地殼的花崗巖和噴出的火山巖在年齡上非常一致，鋯石的Eu負異常越來越強，Ti含量越來越低；其中鋯石顆粒間最大的年齡差為3.94±0.47Ma，可能代表了巖漿系統(tǒng)的持續(xù)時間。Klein and Le Roux(2020)用同樣的方法對美國內(nèi)華達Bear Valley侵入雜巖形成于不同地殼深度的巖石進行了研究。他們發(fā)現(xiàn)從下地殼30km到近地表3km的剖面上巖性從輝長巖變化到花崗閃長巖，鋯石U-Pb年齡在103.26±0.20Ma到100.064±0.033Ma之間，表明整個巖漿系統(tǒng)的結(jié)晶時間為3.2Myr。并且隨著巖石的侵位深度變淺，巖漿對圍巖的混染程度越來越高，并會影響到鋯石Hf同位素的變化。“深部地殼熱帶”模式重點強調(diào)了巖漿在地殼深部的存儲和演化，在地殼淺部的留存時間很短。而Karakasetal.(2017)將地殼深部和淺部的巖漿活動視為一個系統(tǒng)，利用熱模擬的方式探討了“地殼深部熱帶”對淺部巖漿活動的影響。模擬結(jié)果表明，地殼深部強烈的巖漿活動會擾動整個地殼的地溫梯度線，整體抬高中上地殼圍巖的溫度，極大地降低維持淺部巖漿房所需要的巖漿通量，使得地殼淺部的巖漿房也能維持足夠長時的時間，來自深部的巖漿可以在這里發(fā)生進一步的演化。

1.2 巖漿作用過程

總體來看，“穿地殼巖漿系統(tǒng)”包括了巖漿從產(chǎn)生到噴出幾乎所有的巖漿作用過程，這些過程主要包含：基性巖漿底侵和地殼部分熔融(圖1d)；熔體上升和匯聚；巖漿的演化和分異；火山爆發(fā)。下面我們逐一論述以上過程。

(1)基性巖漿底侵和地殼部分熔融。在正常的地溫梯度條件下，下地殼巖石的溫度一般低于其固相線，要使巖石發(fā)生部分熔融需要額外的熱和/或水(Petfordetal., 2000)?；詭r漿侵位到下地殼不但能帶來大量的熱，同時冷卻結(jié)晶使其揮發(fā)分達到飽和，還能釋放大量的水(Collinsetal., 2020)。在揮發(fā)分和熱的共同作用下，下地殼的巖石可發(fā)生大規(guī)模的部分熔融，形成殼源熔體。由于地殼成分的差異性，各類源巖在成分和同位素上的差別很大，熔體可在一定程度上繼承源巖平均的地球化學特征。然而，同一源巖中不同礦物的元素和同位素組成不盡相同，由于熔點的差異，參與熔融礦物的順序和比例的差異將導致不同批次熔體的同位素組成與源巖的不一致，即不平衡熔融。比如，隨著熔融溫度的升高，熔融反應由白云母脫水熔融變?yōu)楹谠颇该撍廴?，溫度進一步升高轉(zhuǎn)變?yōu)榻情W石脫水熔融，由于這三種礦物Rb/Sr比值差別很大以致于先后形成的熔體之間表現(xiàn)出極大的Sr同位素差異(Farinaetal., 2014)。類似的，Tangetal.(2014)注意到鋯石的Lu/Hf比值極低，鋯石的率先熔融將導致熔體低放射性成因Hf的特征；而石榴子石具有極高的Lu/Hf比值，熔融產(chǎn)生的熔體具有更放射的Hf同位素特征。

(2)熔體的上升和匯聚?！暗貧ど畈繜釒А钡膸r漿達累積到一定的量后，可在浮力和壓力的共同作用下向上運移。前人研究表明，巖漿可以通過底辟和頂蝕的作用整體向上運動，也可以通過巖漿通道向上運移(Cruden and Weinberg, 2018)。底辟作用是巖漿在浮力的作用下向上拱起，穿過上覆巖石。盡管巖漿的底辟作用得到了實驗和數(shù)值模擬的證實(Cruden, 1990; Caoetal., 2016)，但花崗質(zhì)巖漿底劈上升的實例卻極少(何斌等，2005)。Weinberg and Podladchikov(1994)認為巖漿的這種侵位模式可能發(fā)生在塑性的下地殼。與底辟作用不同，Pignotta and Paterson(2007)認為巖漿的頂蝕作用可以發(fā)生在地殼的任何位置。圍巖在巖漿的加熱和擠壓下，發(fā)生破裂和崩落，掉入巖漿中，被同化或沉入巖漿房底部(Pignotta and Paterson, 2007)。Cruden and Weinberg(2018)總結(jié)了頂蝕作用的識別標志：包括頂蝕的碎塊、混雜的捕擄體、圍巖混染的地球化學證據(jù)、與侵入作用有關(guān)的圍巖缺乏塑性變形。巖漿順著巖漿通道向上運輸解決了脆性上地殼熱和力學的問題，可以高效地補給地殼淺部的侵入體增生和火山噴發(fā)(Petfordetal., 2000)。巖漿通道可以是巖墻、韌性斷裂、斷層、剪切帶等(Cruden and Weinberg, 2018)，這些通道可以被反復使用或被下一批次的巖漿重新激活(Colemanetal., 2004; Miller, 2008; Brown, 2013)。

(3)熔體侵位到上地殼后，可發(fā)生進一步的演化和分異。在巖漿的結(jié)晶程度比較低時(<40%)，巖漿中的其他晶體和對流的存在會阻礙晶體的沉降, 晶體主要通過“受阻沉降”的方式進行晶體-熔體的分離(Davis and Acrivos, 1985; Bergantz and Ni, 1999; Holness, 2018)。然而，由于圍巖-巖漿溫差較大以及巖漿中對流的存在，巖漿快速冷卻，其流變學性質(zhì)很快就從流體向固體轉(zhuǎn)變(晶體> 50%；Costaetal., 2009)，整體呈“晶粥”的狀態(tài)。此時，巖漿對流停止，圍巖-巖漿之間達到熱平衡，“晶粥”可維持一段較長的時間(Bachmann and Bergantz, 2004; Gelmanetal., 2013)。在“晶粥”狀態(tài)下，晶粒間隙中的熔體可以通過“機械壓實”的方式排出，運移到巖漿房的頂部聚集(McKenzie, 1985; Petford and Koenders, 2003; Bachmann and Bergantz, 2004)。由于H2O等揮發(fā)組分的不相容屬性，其在殘余的熔體中不斷富集可到達飽和，因此，出溶的揮發(fā)分可進一步增大熔體的浮力，加速間隙熔體的抽取，即“氣體壓濾”(Sisson and Bacon, 1999)。Dufek and Bachmann(2010)的數(shù)值模擬工作表明，間隙熔體抽取最高效的結(jié)晶程度在50%～70%之間。此外，巖漿補給提供的熱量可在一定程度上延長巖漿儲庫在“晶粥”狀態(tài)的壽命，使得晶體和熔體更加充分地分離(Annen, 2009; Gelmanetal., 2013)。

(4)火山爆發(fā)。巖漿儲庫中的巖漿是噴出形成火山巖還是冷凝形成侵入巖主要取決于巖漿相對圍巖的超壓，當巖漿對圍巖施加壓力大于其承受能力時，可導致巖漿噴發(fā)(Jellinek and DePaolo, 2003)。有學者注意到火山巖的巖漿通量要遠高于侵入巖，他們認為在高巖漿通量條件下，巖漿儲庫中的巖漿傾向于完全噴出，幾乎不會留下侵入巖的記錄；而在低巖漿通量條件下，巖漿則不斷冷凝增生形成侵入體。在這種模式下，火山巖與侵入巖之間沒有明確的聯(lián)系(Glazneretal., 2004; Annen, 2009; Mills and Coleman, 2013; Glazneretal., 2015)。而對于上地殼的巖漿儲庫或者是“晶粥”，高溫巖漿的注入可以誘導巖漿噴發(fā)。高溫巖漿注入的位置不同，可以形成不同類型的火山巖。在理想情況下，當高溫巖漿注入到巖漿房底部時，可使“晶粥”活化，噴出形成富晶體的火山巖或者成分和晶體分帶的火山巖(Bachmann and Bergantz, 2003; Deering and Bachmann, 2010; Huberetal., 2012; Fornietal., 2016)。而當高溫巖漿注入到巖漿儲庫頂部的富熔體層，噴出則會形成貧晶體的高硅流紋巖(Huberetal., 2012)。此外，巖漿結(jié)晶程度比較高時，熔體可達到揮發(fā)分的飽和(如H2O)，從而促進巖漿的噴出(Stocketal., 2016)。巖漿儲庫頂部富熔體層噴出后，會在地殼中留下大量的富堆晶的殘余巖漿，最后冷凝形成侵入巖。在此情況下，侵入巖和噴出巖有成因聯(lián)系，且成分互補(Bachmann and Bergantz, 2004; Huberetal., 2012; Duetal., 2022)。

1.3 陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)

既然深部地殼熱帶在陸緣和陸內(nèi)都能實現(xiàn)，陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)也是探究巖漿分異演化問題中值得研究的重要內(nèi)容。本文中的陸內(nèi)(intracontinental)是與陸緣相對的地理概念，指巖漿作用發(fā)育于大陸內(nèi)部。需要注意的是，陸內(nèi)不同于板內(nèi)，后者可用于指代大洋板片內(nèi)部，而陸內(nèi)巖漿作用則可以受到進行中的或先前的俯沖板片影響，如在北美西部，太平洋板片平板俯沖向東北延伸達1000km(Gutscheretal., 2000; Liuetal., 2008)，但發(fā)育于其上的巖漿巖也被納入陸內(nèi)巖漿的范疇(Bensonetal., 2017)。同樣的，大地幔楔和平板俯沖模型也被用于解釋華南中生代陸內(nèi)巖漿作用(Li and Li, 2007; 姜耀輝和王國昌，2016; Lietal., 2017)。一般來說，陸內(nèi)巖漿作用是在陸內(nèi)造山環(huán)境下產(chǎn)生，需要用巖相學、構(gòu)造學、地層學、古地理學等證據(jù)來判定構(gòu)造背景。陸內(nèi)巖漿本身不一定含陸弧巖石的同位素特征，其巖漿主要來源于古老地殼重熔，新生地幔物質(zhì)加入的少。

在我國華南分布著大量侏羅紀花崗巖和白堊紀火山巖和侵入巖，它們的分布面積廣，總體上處于大陸邊緣。從大地構(gòu)造來看，華南中生代地質(zhì)特征主體表現(xiàn)為古大陸邊緣再造至陸內(nèi)構(gòu)造, 缺乏洋島玄武巖(舒良樹，2012；毛建仁等，2014)，雖緊鄰西太平洋俯沖帶, 但在沿海地區(qū)缺乏典型的新生大陸弧地殼的安山巖(薛懷民等, 1996; Zhengetal., 2013), 并非安第斯型活動大陸邊緣弧(Wangetal., 2013; Zhengetal., 2013; 張國偉等, 2013)。總體上，華南地區(qū)中生代巖漿作用有其特殊性，具有多期多階段的特征，且晚中生代花崗巖和相應火山巖的巖石地球化學特征總體是高度化學分異(Wangetal., 2021)，相對富集大離子親石元素、Pb 和輕稀土元素，虧損高場強元素，而呈現(xiàn)為弧型元素地球化學特征，Nd 同位素總體富集、局部虧損(Zhengetal., 2013)?？傮w上鋯石低的εHf(t)值和高的模式年齡指示這些巖漿主要來源于古元古代-新元古代古老基底，有較多古元古代地殼物質(zhì)的再循環(huán)(Shuetal., 2015)。尤其是在侏羅紀中期，花崗巖強烈的分異伴隨有巨型的W-Sn多金屬礦的出現(xiàn)，將巖漿的分異和金屬成礦過程緊密聯(lián)系起來(Wangetal., 2021)。在白堊紀時期(140～70Ma)，華南出露的侵入巖與火山巖面積的約為117507km2，兩者面積的比值為3:5，其中火山巖主要是流紋巖，而侵入巖主要是花崗巖(Liuetal., 2020)，這兩類巖石記錄了豐富的巖漿儲庫演化的信息(Duetal., 2022)。這一時期的火山-侵入雜巖在成分上不同于位于東亞大陸邊緣的日本島弧型和東太平洋大陸邊緣的南美安第斯型，具有獨特性，陶奎元和薛懷民(1988)稱其為浙閩沿海型?？傊?，從大量已有地質(zhì)事實來看，華南中生代巖漿巖主要表現(xiàn)為陸內(nèi)巖漿作用特征。

從已有的華南中生代花崗巖巖石學和地球化學數(shù)據(jù)來看，與典型的裂谷和陸弧巖漿進行對比，華南中酸性巖漿巖在相同的SiO2下，具有比裂谷中酸性巖更高的Mg#，更類似于島弧和陸弧環(huán)境下的花崗質(zhì)巖石，說明華南的巖漿具有較高的水含量(Chenetal., 2019; Wangetal., 2021)。這些水的來源可能是俯沖的古太平洋板片脫水，也可能是更古老的俯沖板片脫水并賦存在地幔楔中，后被加熱重熔。在短時間內(nèi)產(chǎn)生如此大量的巖漿，需要有基性巖漿提供熱量。這些熱和水的源源不斷地供給很可能與華南下地殼陸內(nèi)和陸緣“深部地殼熱帶”的存在有關(guān)。在這種環(huán)境下，“穿地殼巖漿系統(tǒng)”可以在華南這一特殊構(gòu)造環(huán)境下表現(xiàn)(Xuetal., 2021)，具有獨特的巖石學成因意義和潛在的環(huán)境效應的研究價值。

2 巖漿系統(tǒng)自身去氣過程

巖漿活動將各種揮發(fā)分，如H2O、CO2、S和鹵素(如F、Cl)等，從地下深處帶到近地表，或噴發(fā)到大氣中，是地球系統(tǒng)中揮發(fā)分的基本輸送機制，這一過程被稱之為巖漿去氣作用(degassing, Oppenheimeretal., 2003)。這種揮發(fā)分從深到淺、從內(nèi)到外的運移是地球系統(tǒng)多圈層間相互作用的重要表現(xiàn)，并對地球環(huán)境和氣候產(chǎn)生深遠的影響。另一方面，揮發(fā)分從熔體到氣相的轉(zhuǎn)變、分配及和隨后的分離過程，會改變?nèi)垠w的化學組成、粘度、密度、上升速率，從而影響巖漿的存儲、運移、演化，和巖漿的噴發(fā)方式、規(guī)模與持續(xù)時間(圖1c)(Eichelbergeretal., 1986; Gardneretal., 1996; Huppert and Woods, 2002; Sparks, 2003; Gardner, 2009; Oppenheimeretal., 2014)。因此，研究巖漿系統(tǒng)的去氣作用具有十分重要的意義。

2.1 巖漿揮發(fā)分來源

巖漿揮發(fā)分往往來源于地球深部，甚至可以到達地幔深度。在含水礦物如角閃石、云母(金云母、黑云母和白云母)、磷灰石中，水以分子(H2O)或羥基(OH-)形式賦存；而在名義無水礦物如橄欖石、輝石和石榴石中，礦物的晶體缺陷能夠保存痕量至微量的氫，這些氫和晶格中的氧結(jié)合，從而以羥基(OH-)形式作為結(jié)構(gòu)水存在。碳存在于碳酸鹽礦物中，或以元素形式存在(如金剛石和石墨)，硫存在于硫化物礦物中。

地幔是揮發(fā)分的重要儲庫，由于地幔分異，揮發(fā)分含量在地質(zhì)歷史時期經(jīng)歷了長期變化。一般認為，上地幔由于已經(jīng)遭受過巖漿抽取和地殼分異，處于不相容性元素虧損的狀態(tài)，因此含有較少的揮發(fā)分。前人估計虧損地幔中的H2O含量約150×10-6～250×10-6，而原始地幔為1160×10-6(O’Neill and Palme, 1998; Albarède, 2009)；平均上地幔中CO2含量約230×10-6～550×10-6(Zhang and Zindler, 1993; Jambon, 1994)；原始地幔中S含量230×10-6，F(xiàn)含量18×10-6，Cl含量1.4×10-6，Br含量3.6×10-9，I含量 10×10-9(Lyubetskaya and Korenaga, 2007)(表1)。而對于經(jīng)歷過俯沖物質(zhì)流體/熔體交代地幔，揮發(fā)分的含量會更高。

中下地殼主要成分以角閃巖和麻粒巖為主，成分從斜長巖到變泥質(zhì)巖都有(Rudnick and Gao, 2003)。地殼深部的水主要賦存于角閃石和云母礦物中，也有少量存在于磷酸鹽(如磷灰石)中，而碳存在于碳酸鹽(方解石、白云石)和石墨中。前人估計地殼中有2%的水和1990×10-6的碳(Wedepohl,1995)，F(xiàn)平均含量553×10-6，Cl含量244×10-6，S含量404×10-6，Br含量0.88×10-6，I含量0.71×10-6，N含量56×10-6(Rudnick and Gao, 2003)(表1)。

表1 不同巖漿源區(qū)中揮發(fā)分的種類及含量

當?shù)蒯；虻貧の镔|(zhì)遭受部分熔融，揮發(fā)分表現(xiàn)出不相容的屬性，會被分配到熔體相中并隨巖漿上升。因此，巖漿的形成和演化過程對揮發(fā)分在地幔和地殼之間的轉(zhuǎn)移起著關(guān)鍵作用(圖1d)。

2.2 巖漿揮發(fā)分組成

對硅酸鹽礦物和火山氣體中的熔體包裹體的研究表明，巖漿熔體中的揮發(fā)分通常以存在于 C-O-H 系統(tǒng)中的成分為主(Johnsonetal., 1994; Symondsetal., 1994; Hauri, 2002)。其種類多樣，通常含量最多的是水，其次是二氧化碳、硫化氫、二氧化硫、氯化氫、氟化氫和氫氣等。但在某些情況下，二氧化碳含量最高(Dixonetal., 1997)。

在硅酸鹽熔體中，水的總含量(即H2Ototal)從洋底玄武巖漿中的1000n×10-6到花崗質(zhì)巖漿中的n%不等(Holtzetal., 2001; Hauri, 2002; Sigurdssonetal., 2015)。在水含量較低時，水主要以羥基形式存在，而當其超過3%時，則主要以水分子形式存在。原位測量表明OH-和H2O相對含量也與溫度和壓力有關(guān)(Nowak and Behrens, 1995, 2001; Behrens and Nowak, 2003)。碳的總含量(即CO2total)從10n×10-6～10000n×10-6不等(Hauri, 2002)，在碳酸巖、金伯利巖和堿性巖中含量可能更高。在玄武巖中，碳主要以CO2和CO32-形式存在(Fine and Stolper, 1986)，而當巖漿更偏酸性時，碳主要存在于CO2中(Fine and Stolper, 1985; Fogel and Rutherford, 1990; Brookeretal., 1999, 2001a, b)。當氧逸度極低時，CH4會出現(xiàn)，由于甲烷在熔體中溶解度很低，因此會形成單獨的流體相(Jakobsson and Holloway, 1986; Morizetetal., 2010; Baker and Alletti, 2012)。

2.3 巖漿揮發(fā)分行為

巖漿去氣是把深部揮發(fā)分帶到(近)地表，本質(zhì)上是化學成分在固體-熔體-流體-氣體這四種相之間的分配。其過程可概括為揮發(fā)分在深部的抽取、較深部的運移、較淺部的出溶和淺部的釋放，在這一過程中，影響揮發(fā)分行為的主導因素為溶解度，而影響溶解度的主要因素包括成分、壓力和溫度，以及對應非揮發(fā)物相的存在(如硫酸鹽/硫化物的存在影響S的溶解度，而金屬氯化物影響Cl的溶解度)(Gonnermann and Manga, 2007; Oppenheimeretal., 2014)。其中，壓力是影響揮發(fā)分溶解度的第一驅(qū)動。如在酸性巖漿中水含量與壓力有如下關(guān)系(Burnham, 1979)：

XH2O=nPs

對于水，式中n和s的值分別為0.34和0.54。一般來說，隨壓力降低，揮發(fā)分溶解度降低，但Cl除外。所以伴隨著巖漿上升或圍巖破壞的降壓有利于揮發(fā)分達到飽和并出溶。此外，減壓還促進巖漿過冷卻、礦物結(jié)晶和出溶，并可能影響巖漿的氧化還原狀態(tài)(Burgisser and Scaillet, 2007; Burgisseretal., 2008)。

此外，巖漿結(jié)晶作用也非常重要，由于巖漿中的大多數(shù)晶體中揮發(fā)分含量很少，巖漿結(jié)晶作用導致硅酸鹽熔體體積的減少，致使殘留熔體中揮發(fā)性成分含量增加，有利于達到飽和并出溶。

2.3.1 部分熔融與熔體抽離

大多數(shù)地殼和地幔被認為是流體不飽和的，當含有揮發(fā)物的礦物，尤其是云母和角閃石，在固相線處或附近熔化時，會將其不相容元素和揮發(fā)分釋放到熔體中，該過程被稱為部分熔融。部分熔融是大多數(shù)巖漿形成的機制，也是揮發(fā)分進入熔/流體的第一步，對揮發(fā)分的演化來說其本質(zhì)是其在固體-熔體間的分配。

在部分熔融初期，除熔體相外，可能會在高壓下形成單獨的流體相(密度接近硅酸鹽熔體)或在低壓下形成氣相(密度明顯低于硅酸鹽熔體)(Olafsson and Eggler, 1983; Clemens and Vielzeuf, 1987; Vielzeuf and Holloway, 1988; Douce and Johnston, 1991; Wolf and Wyllie, 1991; Skjerlieetal., 1993; Rapp and Watson, 1995)，而隨著部分熔融程度加強，大部分揮發(fā)分會重新進入到熔體中。然而，當體系中存在即使很少量的CO2時，也會有利于形成單獨的流體/氣體相，而揮發(fā)分則需要在熔體和流/氣體相之間做配分(Baker and Alletti, 2012)。

2.3.2 巖漿上升與流體飽和

當巖漿(熔體+流體)從殘留體中分離后，將穿過地殼上升，其壓力、溫度和成分(氧化還原狀態(tài))隨時間變化，從而影響熔體和流體相中的揮發(fā)分濃度。影響的程度取決于流體和熔體是否在整個上升過程中保持熱力學平衡(即封閉體系)，或者任意溫壓條件下的平衡流體是否可以與熔體分離(即開放體系)。此外，巖漿結(jié)晶作用、巖漿混合作用和同化混染作用也對熔體和流體行為有很大影響。

在巖漿上升過程中，熔體中的揮發(fā)物的溶解度降低，當其含量高于溶解度時流體揮發(fā)組分發(fā)生出溶，并進入流體相(Baker and Alletti, 2012)。一般來說，H2O和CO2的出溶受相圖的有效控制，而微量元素則受其分配系數(shù)控制。由于CO2溶解度較低(大約比H2O小兩個數(shù)量級)，其在地殼壓力下的蒸汽飽和度中起著重要作用(Anderson, 1975; Newman and Lowenstern, 2002)。

2.3.3 氣體出溶與釋放

當巖漿到達上地殼深度，氣相將廣泛存在，尤其是弧巖漿體系中更為明顯(Andersonetal., 1989; Wallace and Gerlach, 1994; Scaillet and Pichavant, 2003)。事實上，氣相的出現(xiàn)也經(jīng)歷了巖漿揮發(fā)分過飽和-氣泡成核-氣泡生長-氣泡聚合-氣體分離等一系列過程(圖1f)(Oppenheimeretal., 2014)。在揮發(fā)分飽和后傾向于形成氣泡核，但制造氣泡-熔體界面需要消耗額外的能量，因此常常需要揮發(fā)分達到過飽和后方能形成氣泡。一旦氣泡形成，對氣體分離的基本控制是熔體粘度。在靜態(tài)巖漿中，氣泡運動可以用斯托克斯定律進行近似描述：

Vs=(2r2gΔρ)/9μ

其中Vs是上升速度，r是氣泡半徑，g是引力常數(shù)，Δρ是相對密度，μ是熔體的粘度。該式表明，氣泡的上升取決于其大小，隨著氣泡聚合，上升速度會越來越快。

當氣體到達地表或近地表，氣泡充分相互連接，滲透性將大大加強，從而允許氣體從巖漿管道系統(tǒng)中逸出。地球化學證據(jù)表明，巖漿儲庫中可能存在氣泡(Wallaceetal., 1995)，儲庫頂部的氣體可逸散進入地熱系統(tǒng)和熱液系統(tǒng)。此外，氣體逃逸可在火山管道的任何深度發(fā)生，可隨巖漿氣泡上升排出火山口，也可通過火山側(cè)翼排出，甚至可以由于圍巖的滲透性而持續(xù)擴散逸出(Burtonetal., 2007; Eichelbergeretal., 1986)。

氣體的存在將產(chǎn)生巖漿超壓，這是造成巖漿不同噴發(fā)樣式的重要因素，也為火山噴發(fā)的大量物質(zhì)拋入數(shù)千到數(shù)十千米高空的大氣層提供能量。根據(jù)理想氣體定律，若1m3巖漿熔體含5%的水，則在標準大氣壓下，將形成700m3水蒸氣。若這些氣體無法及時有效逸出，則傾向于形成爆發(fā)式火山。

值得注意的是，在世界各地的火山中廣泛觀察到“過度去氣”(excess degassing)現(xiàn)象，即火山排出的揮發(fā)分遠超過噴出巖漿自身溶解的量，這意味著在深部未噴出巖漿也發(fā)生了去氣作用。侵入巖漿主要通過三種方式將氣體通過火山口排出：氣泡聚集巖漿的噴發(fā)，火山通道內(nèi)對流巖漿柱的脫氣，以及深部巖漿房的滲透性氣體輸送(Shinohara, 2008)。在穿地殼巖漿系統(tǒng)的框架下，由于不同深度的巖漿房之間相互連通，揮發(fā)分可以隨熔體通道向上運移，因此可以將深部侵入巖中的揮發(fā)分排出，而對于淺部的巖漿房(<4km)，侵入巖釋放的氣體也可以在外部流體作用下通過熱液循環(huán)排出(Yardley, 2009)。

3 巖漿與圍巖的反應

過去關(guān)于火山作用和氣候變化的研究主要集中在大火成巖省(Large Igneous Provinces，LIPs)，這些LIPs被認為與地質(zhì)歷史時期許多地質(zhì)突變?nèi)缟锝^滅事件等有關(guān)聯(lián)，甚至可以影響溫室/冰室氣候的切換(Ernst and Youbi, 2017)。對熱液噴口雜巖(hydrothermal vent complexes, HVCs)的研究表明，LIPs中的侵入體部分相比于噴出部分，有能力釋放等量甚至更多氣體(Svensenetal., 2006, 2007, 2009; Ernst and Youbi, 2017)。另有研究表明，LIPs本身的規(guī)模與其環(huán)境影響的大小并無直接聯(lián)系，更加重要的是圍巖的種類。如巖漿總量較少的峨眉山玄武巖侵位過程中接觸到了蒸發(fā)巖和含煤地層，因此造成了規(guī)?？捎^的生物絕滅事件(Ganino and Arndt, 2009)。因此，侵入巖與圍巖反應釋放的氣體可能比巖漿本身攜帶的氣體對環(huán)境影響更大。在此基礎(chǔ)上，在陸內(nèi)環(huán)境經(jīng)歷了較長結(jié)晶過程的花崗質(zhì)巖漿與圍巖反應的潛在環(huán)境效應值得關(guān)注。

近年來，巖漿的脫碳作用與氣候變化的關(guān)系被注意到(Leeetal., 2013; McKenzieetal., 2016)。脫碳作用的本質(zhì)是一種接觸變質(zhì)作用，特指巖漿侵入到碳酸鹽巖地層中釋放CO2的過程(圖1e)，主要脫碳作用包括(鄭永飛和陳江峰, 2000)：

方解石+石英→硅灰石+CO2

2白云石+石英→2方解石+鎂橄欖石+2CO2

3白云石+鉀長石+水→金云母+3方解石+3CO2

5白云石+8石英+水→3方解石+透閃石+7CO2

這些反應的發(fā)生溫度正相關(guān)于侵位深度和體系CO2活度，即侵位深度越淺、CO2活度越低，反應所需最低溫度越低(Lee and Lackey, 2015，圖2)。

圖2 脫碳反應的溫度與相圖(據(jù)Lee and Lackey, 2015修改)

研究者強調(diào)陸弧巖漿活動是誘發(fā)大氣溫室/冰室氣候的主要因素，認為陸弧巖漿的集中爆發(fā)(“flare-up”)和脫碳作用可能導致中生代的強溫室效應, 隨后的硅酸鹽化學風化則會降低大氣CO2含量(Lee and Lackey, 2015; Leeetal., 2015; McKenzieetal., 2016)。Caoetal.(2017)匯編了750Ma以來陸弧活動，發(fā)現(xiàn)陸弧總長度隨時間呈幕式變化，且與碎屑鋯石年齡記錄基本一致，而陸弧長度體現(xiàn)出與大氣溫度的耦合：弧巖漿作用強烈時大氣處于溫室狀態(tài)(如670～480Ma、250～50Ma)，其他時候則對應于涼爽氣候(如中-晚古生代和新生代)。Chuetal.(2019)估算了通過簡單滲透引起的脫碳作用釋放CO2通量，現(xiàn)今陸弧巖漿釋放的C通量可達0.72×106～10.8×106t/yr，而白堊紀時期該通量可與洋中脊相當(15.6×106～37.2×106t/yr)。Jiang and Lee(2017, 2019)以北美西部Peninsular Range巖基為例，探討了弧巖漿的全生命周期碳通量，認為巖漿期后隆升地貌的化學風化使陸弧成為碳匯，其大氣CO2消耗量與巖漿期輸入的量相當。

應當注意的是，脫碳作用的兩個核心要素是巖漿和碳酸鹽巖，前者提供流體和熱，后者提供碳源，只要前者侵入后者地層中，反應就有可能發(fā)生。前人關(guān)注更多的是弧巖漿，而陸內(nèi)穿地殼巖漿活動的脫碳潛力被低估。以華南為例，中國東南沿海在晚中生代有大規(guī)模陸內(nèi)巖漿活動，目前依然保留有超過2.5×105km2的巖漿巖露頭，最近的巖漿巖大數(shù)據(jù)工作表明，這些巖漿活動呈幕式發(fā)生(Zhouetal., 2006; Liuetal., 2020)。另一方面，全國陸上海相碳酸鹽盆地總面積達到3.3×106km2，占中國陸地面積超過三分之一(馬永生等, 2017)，這些地層在華南也廣泛發(fā)育：揚子地塊自中元古代以來沉積巨厚的碳酸鹽，華夏地塊也從晚古生代開始廣泛發(fā)育碳酸鹽地層(杜遠生和童金南, 2009)。而巖漿與碳酸鹽地層的反應產(chǎn)物——矽卡巖也在中國東部廣泛發(fā)育，并作為重要的礦床類型受到廣泛關(guān)注(趙一鳴等, 2017; Changetal., 2019)。因此，這些陸內(nèi)巖漿在上升過程中，可能侵入、穿插、烘烤了上覆碳酸鹽巖地層，從而有潛力釋放出巨量的CO2到大氣中，進而影響全球氣候。

在巖漿侵位的過程中，往往通過等溫降壓的方式以液相線溫度就位在固定深度，在冷卻過程中，晶出礦物并釋放結(jié)晶潛熱。巖體對圍巖的烘烤受到傳熱學方程約束：

其中ρ代表密度,c代表比熱容,T代表溫度,L代表結(jié)晶潛熱,f代表熔體分數(shù),t代表時間，k是導熱系數(shù)。當除T外所有參數(shù)已知，即可通過數(shù)值模擬的方法約束整個體系的溫度場隨時間的變化。數(shù)值模擬計算表明，當一個1000m厚的巖體底侵到碳酸鹽巖地層時，上方約130m厚的地層會達到脫碳反應溫度，若巖層為純CaCO3并徹底脫碳，則每平方千米這樣的巖體，會產(chǎn)生1.43×107t的CO2。假定華南現(xiàn)今殘存的已出露中生代巖漿都發(fā)生該過程，則有潛力產(chǎn)生3.575×1012t的CO2?？紤]到因風化剝蝕、深埋地下等原因未出露的巖漿體積，以及世界其他的侵入巖漿活動，潛在的CO2總釋放量十分可觀，并可能對長期氣候和環(huán)境造成影響。而這種影響的深度、廣度、時間尺度、與其他地質(zhì)過程的耦合程度，還有待探究。盡管數(shù)值模擬能夠帶給我們更深入的認識，但需要指出的是，巖漿系統(tǒng)往往十分復雜，其幾何形態(tài)不規(guī)則，物質(zhì)組成多樣，巖漿流體在不同地質(zhì)體間貫通交代，且許多侵入巖與噴出巖之間有成因聯(lián)系，這些都使得深部去氣過程更為復雜，值得進一步研究。

4 陸內(nèi)巖漿活動對環(huán)境的長期效應

關(guān)于火山氣體的環(huán)境效應已有許多研究。大規(guī)模火山噴發(fā)，如1783～1784年冰島拉基火山噴發(fā)，估計釋放了120×106t SO2、7×106t HCl和15×106t HF，其中大部分進入對流層上部到平流層下部區(qū)域，導致了區(qū)域性極端天氣和重大污染事件，破壞了當?shù)剞r(nóng)業(yè)，提高了當?shù)匕l(fā)病率和死亡率(Thordarsonetal., 1996; Thordarson and Self, 2003; Witham and Oppenheimer, 2004)。1815年，印度尼西亞坦博拉火山噴發(fā)造成嚴重氣候災難，火山噴發(fā)次年全球氣候約下降0.4～0.7℃，包括中國在內(nèi)的北半球多地遭遇了“無夏之年”，并可能導致了云南在前近代時期以來有記載的規(guī)模最大的一次饑荒，史稱“嘉慶大災荒”(Stothers, 1984; Oppenheimeretal., 2003; 楊煜達等，2005)。

一般認為，在短時間尺度下，巖漿作用的硫排放至關(guān)重要，并可能擾亂地球的熱量收支平衡。幕式火山的爆炸性噴發(fā)可將大量的硫泵入平流層，是平流層氣溶膠水平的主要擾動因素，并可能導致全球氣候強迫和平流層臭氧消耗(Timmreck, 2012)。火山噴發(fā)的硫一般是SO2的形式，而在還原條件下則是H2S形式，并在幾天內(nèi)被氧化為SO2，隨后這些硫會在空氣中形成硫酸顆粒，并形成硫酸氣溶膠。1991年4月2日，菲律賓呂宋島的皮納圖博火山爆發(fā)，形成的平流層傘狀云垂直厚度達到10～15km，從對流層頂一直延伸到海拔35km左右。形成多達30×106t的氣溶膠，并阻擋了陽光。而到了1993年底，只有5×106t的氣溶膠仍保留在空中(Baranetal., 1993; Baran and Foot, 1994)。此外，在火山爆發(fā)后，全球平流層臭氧水平開始表現(xiàn)出強烈的下降趨勢，熱帶地區(qū)的臭氧水平在幾個月內(nèi)下降了6%～8%(McCormicketal., 1995)。最終1992年的全球平均氣溫降低0.2℃，并伴隨極端氣候的增加，如西伯利亞的冬天比平均高5℃，而北大西洋則低5℃，如果考慮到1992年厄爾尼諾-南方濤動事件影響，皮納圖博火山造成的全球氣溫降低可達0.4℃(McCormicketal., 1995; Oppenheimeretal., 2014)。此外，火山灰也會造成顯著的地區(qū)性影響(Niemeieretal., 2009)。

而在長時間尺度下，巖漿作用的碳排放可能更為重要，尤其是作為溫室氣體的CO2(Berner, 1991)。一般認為，巖漿活動釋放的CO2將使得全球氣溫升高，而較高溫度則有利于硅酸鹽風化和有機碳埋藏，從而使大氣CO2濃度降低，從而在長時間尺度下形成大氣溫度的負反饋調(diào)節(jié)。前人強調(diào)了洋中脊、地幔柱、大火成巖省、陸弧巖漿作用等對溫室效應的促進作用和對氣候的影響，并將其納入整個地球系統(tǒng)的尺度進行考量(Berneretal., 1983; Leeetal., 2013; Ernst, 2014; Ernst and Youbi, 2017)。但這些研究大多討論的是噴出巖漿作用，而對于未噴出的巖漿則討論并不多，而侵入巖占據(jù)全球巖漿的絕大部分，噴出巖與侵入巖的比值大于1:3到1:5(Whiteetal., 2006)，而北美西部地區(qū)在新生代以來，同時期的火山巖數(shù)量約是侵入巖數(shù)量的5～10倍(Glazneretal., 2015)，考慮到侵入巖與圍巖的長時間接觸，其接觸變質(zhì)作用產(chǎn)生的揮發(fā)分可能無法忽略。

中生代普遍被認為處于溫室環(huán)境，并在白堊紀中期達到了頂峰，當時地球上溫度梯度平緩，兩極地區(qū)沒有永久性的極地冰蓋，年平均氣溫超過14℃，海平面較現(xiàn)今高100～200m，而CO2濃度是現(xiàn)今的4～10倍(王永棟等, 2015)。而這段時間出現(xiàn)了若干瞬時的氣候變暖事件，如數(shù)次大洋缺氧事件(oceanic anoxic events,OAEs)，導致了全球海洋環(huán)境顯著變化、海洋生物絕滅或更替、全球地球化學循環(huán)強烈攪動，這些氣候事件的發(fā)生都可能與巨量溫室氣體的輸入密切相關(guān)(劉志飛和胡修棉, 2003)。一般認為，OAEs產(chǎn)生的原因是氣溫的突然升高，由于火山作用釋放的CO2和隨后可燃冰融化釋放的CH4快速進入大氣導致全球變暖，使得水循環(huán)加速，大陸風化加速，營養(yǎng)物質(zhì)加速進入大洋和湖泊，洋流上涌加強，有機物生產(chǎn)量增加，并最終導致洋底缺氧和富含有機物的黑色頁巖沉積(Jenkyns, 2010)。這一過程會伴隨著δ13C的強烈變化(Jenkyns and Wilson, 1999; Jones and Jenkyns, 2001)，同時也伴隨87Sr/86Sr和187Os/188Os比值在長尺度下向非放射成因方向偏移(Tejadaetal., 2009)。前人常將中生代的溫室狀態(tài)和OAEs的產(chǎn)生歸功于大火成巖省(Ernst and Youbi, 2017)或弧巖漿體系(Leeetal., 2013; Lee and Lackey, 2015)。而值得注意的是，這段時間也對應了華南地區(qū)的大規(guī)模巖漿活動，中國東部地區(qū)中生代侵入巖特征與太平洋東岸的北美內(nèi)華達巖基組成有很大的差異，華南花崗巖分異程度較高，揮發(fā)分含量更高，侵位深度較淺，可能較北美能釋放更多的揮發(fā)分。然而由于時間上的大致重疊和部分同位素上的相似行為，陸內(nèi)巖漿體系對環(huán)境的影響不易直接與LIPs和弧巖漿體系區(qū)分開來。如前所述，用數(shù)值模擬等方法可定量評估陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)釋放CO2的量，此外，非金屬穩(wěn)定同位素也有較大潛力示蹤巖漿揮發(fā)分來源。

5 結(jié)語

本文系統(tǒng)介紹了陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)，該模型將不同地殼深部的巖漿作用聯(lián)系起來，整合了從幔源巖漿底侵、地殼部分熔融、熔體上升和匯聚、巖漿的演化和分異、直至火山噴發(fā)等物理化學過程，構(gòu)建了整個地殼巖漿活動的統(tǒng)一框架。在這一過程中，巖漿將地球深部的揮發(fā)分以熔/流體的形式運移到(近)地表，并最終以氣體的形式釋放到大氣中。同時，巖漿也提供物質(zhì)和熱，與圍巖發(fā)生接觸變質(zhì)作用，并將其中的揮發(fā)分運移釋放。巖漿釋放的揮發(fā)分將對環(huán)境產(chǎn)生影響，短期受硫化物形成的氣溶膠影響較大。因此研究穿地殼巖漿系統(tǒng)能夠幫助我們厘清巖漿生命周期的全過程及其環(huán)境效應，具有重大的科學意義。

華南中生代巖漿巖總體上處于大陸邊緣，但是從基底物質(zhì)組成和巖漿作用特征來看，并不顯示出明顯的陸弧巖漿巖的特征，而是更多地具有陸內(nèi)巖漿高分異的特征，具有“陸內(nèi)”穿地殼巖漿作用的特征?；◢弾r強烈的分異伴隨巨型的W-Sn多金屬礦床，揮發(fā)分富集也有利于形成釩鈦磁鐵礦等晚期巖漿礦床，巖漿與碳酸鹽巖的接觸熱變質(zhì)反應形成大量矽卡巖形礦床。因此研究華南陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)有重要的經(jīng)濟價值。

應當看到，陸內(nèi)穿地殼巖漿系統(tǒng)模型有著強大的解釋力，但依然存在值得繼續(xù)研究的問題。目前觀察到的大都是巖漿系統(tǒng)末端的產(chǎn)物，而缺少地殼中下部的巖石記錄。同時，穿地殼巖漿系統(tǒng)中，巖漿在不同層位與圍巖發(fā)生的反應，揮發(fā)分的產(chǎn)生、運移、釋放的機制，華南乃至全球陸內(nèi)巖漿系統(tǒng)的揮發(fā)分通量估算，以及這些揮發(fā)分對環(huán)境的影響，都是今后的研究應當注意的方向。

致謝作者感謝吳福元院士的鼓勵和紀偉強博士在專輯工作過程中的幫助。陳璟元和張吉衡兩位專家的意見對文章的修改完善起了重要作用，在此表示感謝！