周金勝 王強(qiáng), 3

1.中國(guó)科學(xué)院廣州地球化學(xué)研究所，同位素地球化學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，廣州 510640 2.中國(guó)科學(xué)院深地科學(xué)卓越創(chuàng)新中心，廣州 510640 3.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)地球與行星科學(xué)學(xué)院，北京 100049

從地幔和地殼深部起源的巖漿，可以噴出地表形成火山噴發(fā)物，或者冷凝固結(jié)成侵入體。研究巖漿的起源、遷移、儲(chǔ)存、演化、就位以及噴發(fā)過(guò)程，就屬于巖漿動(dòng)力學(xué)的范疇(馬昌前，1987)。尤其是巖漿的侵入和噴發(fā)這兩個(gè)過(guò)程常常伴隨有破壞性的自然災(zāi)害、強(qiáng)烈的環(huán)境氣候擾動(dòng)以及大規(guī)模的資源聚集?；鹕絿姲l(fā)所釋放出的SO2，進(jìn)入大氣平流層形成硫酸鹽的氣溶膠(Self, 2006)，對(duì)全球氣候能產(chǎn)生長(zhǎng)達(dá)數(shù)年的影響。例如，發(fā)生在7萬(wàn)年前的印尼多巴超級(jí)火山噴發(fā)，致使全球平均氣溫在隨后的數(shù)十年中，下降了3～15℃(Robock, 2015)。懸浮在大氣中的SO2能夠與O3發(fā)生化學(xué)反應(yīng)，從而破壞大氣圈中的臭氧層。地質(zhì)歷史中五次大滅絕事件，其中至少有三次與大火成巖省的巖漿活動(dòng)有關(guān)(Clapham and Renne, 2019; Blacketal., 2021)。另外，侵入體的就位過(guò)程，也與大陸地殼的生長(zhǎng)和分異密切相關(guān)。巖漿中攜帶的金屬元素、揮發(fā)分等物質(zhì)，若在淺部地殼中富集，可以形成大型-超大型的巖漿-熱液金屬礦床(Edmondsetal., 2018)。因此，研究巖漿在地殼內(nèi)的遷移、儲(chǔ)存、演化、就位以及噴發(fā)過(guò)程，對(duì)理解地球內(nèi)部與表層系統(tǒng)物質(zhì)交換及其資源環(huán)境效應(yīng)具有重要的意義。

1 巖漿動(dòng)力學(xué)概述

1.1 基本概念

此處對(duì)后文涉及的部分概念做一簡(jiǎn)要介紹。巖漿(magma)指地幔和深部地殼部分熔融形成的高溫粘稠體，含有熔體(melt 或 liquid)、晶體(crystal)和揮發(fā)分(volatile)的混合物質(zhì)；巖漿體是指任何巖漿物質(zhì)的組合體，包括以液態(tài)為主的巖漿房(magma chamber)以及晶體和熔體混合(晶體體積含量>50%)的晶粥體(crystal mush)；巖漿房，是指以熔體相為主的巖漿體，其中熔體分?jǐn)?shù)足夠高，晶體呈懸浮狀，整體呈現(xiàn)流體的物理性質(zhì)；晶粥體，熔體相向完全固結(jié)的侵入體的過(guò)渡狀態(tài)，一般指晶體分?jǐn)?shù)>40vol%～50vol%的巖漿，巖漿中晶體和熔體含量不同導(dǎo)致的物理和流變學(xué)性質(zhì)差異如圖1所示；侵入體(pluton)指完全固結(jié)的巖漿房或晶粥體；巖漿儲(chǔ)庫(kù)(magma reservoir)指處于固相線之上的巖漿體，包括熔體為主的巖漿房和熔體-晶體混合的晶粥體。在大范圍的地球科學(xué)交流中，巖漿房與巖漿儲(chǔ)庫(kù)可能是同種概念，然而在巖漿動(dòng)力學(xué)領(lǐng)域，廣為認(rèn)同的是巖漿儲(chǔ)庫(kù)由晶粥體和巖漿房共同構(gòu)成，二者位于儲(chǔ)庫(kù)內(nèi)的不同位置，熔體為主的巖漿房一般存在于儲(chǔ)庫(kù)的上部，儲(chǔ)庫(kù)的下部和四周為晶粥體；大型的巖漿儲(chǔ)庫(kù)(large magma reservoir)指體積>100km3的巖漿體；巖漿儲(chǔ)庫(kù)內(nèi)導(dǎo)致晶體和熔體分離最主要的兩個(gè)過(guò)程，即晶體沉降(crystal settling)和壓實(shí)作用(compaction)，前者指晶體在重力作用下堆積到巖漿儲(chǔ)庫(kù)底部的過(guò)程，后者則是指較高結(jié)晶度的儲(chǔ)庫(kù)中，在晶體-熔體相互作用力的驅(qū)動(dòng)下，粒間熔體向上逃逸的過(guò)程。以上概念定義來(lái)自Cashman and Giordano(2014)、Annenetal.(2015)、Bachmann and Huber(2016)、Sparksetal.(2019)。

圖1 巖漿系統(tǒng)中不同晶體含量對(duì)應(yīng)的巖漿狀態(tài)及其流變學(xué)性質(zhì)(據(jù)Sparks et al., 2019修改)

1.2 巖漿的起源

在地殼內(nèi)運(yùn)移和儲(chǔ)存的巖漿，主要來(lái)自上地幔和地殼物質(zhì)的部分熔融。上地幔的成分是不均一的，主要包括二輝橄欖巖、方輝橄欖巖以及交代作用形成的地幔巖石，例如輝石巖、角閃巖等，而且這些交代形成的巖石更容易被保存在巖石圈地幔中。巖石發(fā)生部分熔融的先決條件是溫度高于其固相線，因而導(dǎo)致部分熔融作用的發(fā)生可以有兩種模式，一是直接加熱巖石，讓其溫度高于固相線；第二就是溫度保持不變，降低其固相線溫度，例如注入揮發(fā)分、減壓等。在不同的構(gòu)造背景中，導(dǎo)致地幔巖石部分熔融產(chǎn)生鎂鐵質(zhì)巖漿的機(jī)制也不盡相同。例如洋中脊和弧后環(huán)境，減壓熔融是地幔中產(chǎn)生熔體的主要機(jī)制(McKenzie and Bickle, 1988)；在俯沖帶，俯沖下去的板片釋放的流體(主要是H2O)進(jìn)入到地幔中，是地幔部分熔融的主要誘因(Groveetal., 2012)；而板內(nèi)的熱點(diǎn)，異常高的熱以及上涌過(guò)程中的減壓共同導(dǎo)致了部分熔融，再循環(huán)的洋殼組分可能對(duì)熔融作用有貢獻(xiàn)(Sobolevetal., 2007)。

地殼的部分熔融同樣可以產(chǎn)生大量的熔體，混合巖能夠直觀的反應(yīng)地殼熔融現(xiàn)象，其中淺色體代表了熔融形成的巖漿，而暗色體多為熔融殘留物。如果熔融過(guò)程中，體系中存在獨(dú)立相的自由水，稱之為流體存在熔融，這種熔融作用所需的溫度最低。相對(duì)而言，地殼中最為常見的熔融作用為流體缺失的不一致熔融(Sawyeretal., 2011)，即含水礦物(例如白云母、黑云母、角閃石)和長(zhǎng)英質(zhì)礦物共同參與的熔融過(guò)程。對(duì)于常見的地殼巖石(例如泥質(zhì)巖和雜砂巖)，流體存在熔融需要溫度達(dá)到650℃以上(Brown, 2013)；在流體缺失條件下，含云母的地殼巖石熔融需要溫度超過(guò)750℃，含角閃石的巖石熔融則需要溫度高于850℃(Clemens, 2006)?？紤]到地溫梯度和巖石低的熱傳導(dǎo)能力(Whittingtonetal., 2009)，成規(guī)模的地殼熔融基本發(fā)生在大陸地殼深部，約25km以下(Sawyeretal., 2011；Brown, 2013)，對(duì)應(yīng)的變質(zhì)級(jí)別至少為高角閃巖相到麻粒巖相。由于很高的溫度要求，導(dǎo)致地殼熔融的熱源問(wèn)題一直備受關(guān)注。放射性生熱、地殼增厚、剪切熱等均可能產(chǎn)生高溫，但更廣為接受的一種觀點(diǎn)是幔源鎂鐵質(zhì)巖漿的底侵誘發(fā)了地殼的熔融(Huppert and Sparks, 1988; Bergantz, 1989; Jahnetal., 2000; Petfordetal., 2000; 王德滋，2004；Dufek and Bergantz, 2005; Kempetal., 2007; Chenetal., 2014; 王孝磊，2017；翟明國(guó)，2017)。基于此，目前較為盛行的觀點(diǎn)是玄武質(zhì)巖漿的侵入和分異伴隨地殼物質(zhì)的同步熔融，兩種不同來(lái)源的熔體以不同比例進(jìn)行混合，是產(chǎn)生中酸性巖漿的主要模式，即下地殼的熱帶模型(Annenetal., 2006)，該過(guò)程的巖漿系統(tǒng)架構(gòu)與早先的MASH過(guò)程基本一致(Hildreth and Moorbath, 1988)。該模型與自然界中一些巖石學(xué)觀察基本一致(Yangetal., 2007; Tangetal., 2017)，同時(shí)能夠解釋很多天然樣品的同位素?cái)?shù)據(jù)(Hildreth and Moorbath, 1988；Annenetal., 2006)，即中酸性巖石(尤其在弧環(huán)境)的放射性同位素組成，大都呈現(xiàn)地幔端元與地殼端元混合的特征(Zhouetal., 2017)。當(dāng)然，在缺少地幔能量驅(qū)動(dòng)的區(qū)域，可能存在其他的地殼熔融機(jī)制(Zhangetal., 2004; Wangetal., 2012, 2016; 張澤明等，2017; 曾令森和高利娥，2017；Jietal., 2020)。

1.3 從巖漿房到巖漿儲(chǔ)庫(kù)

巖漿房的概念最早可追溯至一個(gè)世紀(jì)以前，Daly(1911)在《The nature of volcanic action》一文中提出，火山口與深處的侵入體相連，未固結(jié)的侵入體(即巖漿房)供給火山噴發(fā)，其中最為關(guān)鍵的證據(jù)就是噴發(fā)之后，火山口發(fā)生崩塌形成破火山口。加之同時(shí)代Bowen的結(jié)晶分異理論(Bowen, 1915)風(fēng)靡一時(shí)，而巖漿房則是發(fā)生結(jié)晶分異過(guò)程的理想場(chǎng)所，因而在隨后近百年的研究中，巖漿房供給火山噴發(fā)并伴隨結(jié)晶分異作用的觀念深入人心(Hildreth, 1981; Marsh, 1989)。巖漿房的生長(zhǎng)過(guò)程是巖漿的就位過(guò)程和最終的侵入體的形成過(guò)程，巖漿房?jī)?nèi)晶體-熔體分離機(jī)制即巖漿化學(xué)成分分異的主要機(jī)制。層狀侵入體和堆晶巖的發(fā)現(xiàn)也是這一假說(shuō)最為有力的證據(jù)之一(Wageretal., 1960; Wager and Brown, 1967)。

然而在過(guò)去的幾十年，多學(xué)科研究積累的大量證據(jù)，對(duì)傳統(tǒng)的巖漿房概念提出了挑戰(zhàn)。(1)對(duì)眾多活火山的地球物理探測(cè)，并未在深部發(fā)現(xiàn)有大規(guī)模的以熔體相為主的巖漿房(Iyeretal., 1990; Masturyonoetal., 2001; Sherburnetal., 2003; Zandtetal., 2003; Lees, 2007; Chuetal., 2010)；(2)著名的美國(guó)內(nèi)華達(dá)Tuolumne雜巖體，一直被認(rèn)為代表了一個(gè)固結(jié)的巖漿房，該巖體呈現(xiàn)幾乎對(duì)稱的巖相分帶，從外部向中心逐漸變酸性，然而隨著高精度年代學(xué)技術(shù)的發(fā)展，對(duì)其定年的結(jié)果表明，該雜巖體形成的時(shí)間跨度長(zhǎng)達(dá)10Myr(Colemanetal., 2004)，顯然是由不同批次巖漿堆積形成，并非是一個(gè)完整的有流動(dòng)性的巖漿房固結(jié)而成；(3)大體積的巖漿瞬時(shí)侵位到中上地殼形成巖漿房，存在空間問(wèn)題(Menand, 2008)，但侵入到冷的中上地殼的小體積巖漿，具有非?？斓臒醽G失和短的熱壽命，巖漿溫度很快降低到固相線之下，難以匯集形成大的巖漿房(Glazneretal., 2004)；(4)不同的方法所獲得的巖漿房壽命相互矛盾，鋯石U-Pb定年和U系不平衡年齡往往指示巖漿房具有較長(zhǎng)的壽命(103～106年, Reid, 2008)，而基于礦物擴(kuò)散理論所得到的測(cè)年結(jié)果卻表明巖漿房具有非常短的壽命(<102年; Druittetal., 2012)。傳統(tǒng)的巖漿房模型，難以解釋以上觀察到的諸多地質(zhì)現(xiàn)象。

巖漿以晶粥體(crystal mush)形式儲(chǔ)存和演化，其實(shí)在很早的研究中就以類似概念被提及(Smith, 1960)，但Bachmann and Bergantz(2004)一文具有較為重要的意義，該文通過(guò)理論計(jì)算并結(jié)合地質(zhì)現(xiàn)象，論證了淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)分異出貧晶體流紋巖的過(guò)程。此后，巖漿在地殼內(nèi)以晶粥體形式儲(chǔ)存和演化的概念模型(圖2)在火山學(xué)和巖石學(xué)領(lǐng)域引起了高度的關(guān)注(Cashman and Giordano, 2014; Bachmann and Huber, 2016; Edmondsetal., 2019; Sparksetal., 2019)。該模型能引起重視的原因，在于其能解釋傳統(tǒng)巖漿房模型難以解釋的許多地質(zhì)現(xiàn)象：(1)如果巖漿以晶粥體形式儲(chǔ)存，傳統(tǒng)的地球物理方法難以探測(cè)到，這能解釋以前火山學(xué)和地球物理觀察的矛盾。近年來(lái)改進(jìn)后的地球物理探測(cè)，則能在中上地殼發(fā)現(xiàn)近固相線的巖漿儲(chǔ)庫(kù)(Wardetal., 2014)。(2)晶粥體具有低的儲(chǔ)存溫度(Cooper and Kent, 2014)，相比于傳統(tǒng)意義的巖漿房，在冷的中上地殼能夠有效維系較長(zhǎng)的熱壽命，這對(duì)巖漿儲(chǔ)庫(kù)的生長(zhǎng)和演化至關(guān)重要。(3)僵硬的晶粥體與易于流動(dòng)的巖漿能夠快速發(fā)生轉(zhuǎn)換，受新的巖漿補(bǔ)給后，能夠很快的活化，從而供給火山噴發(fā)，噴發(fā)完又以晶粥體儲(chǔ)存，如此反復(fù)循環(huán)(Cooper and Kent, 2014)。單批次噴發(fā)均可以卷入前期形成的礦物晶體(循環(huán)晶)，這就能解釋為什么同一批次巖漿，不同礦物記錄了不同的巖漿儲(chǔ)庫(kù)壽命。(4)中性的火山巖大都是富晶體的，而高硅的流紋巖往往是貧晶體的，因?yàn)槠行曰鹕綆r代表了一個(gè)活化的晶粥體，而貧晶體的流紋巖是儲(chǔ)庫(kù)上部熔體相噴發(fā)的產(chǎn)物(Huberetal., 2012)。另外，其他一些常見的現(xiàn)象，例如Daly間斷(即同一時(shí)代火山巖呈現(xiàn)雙峰式，成分具有不連續(xù)性)，過(guò)剩S現(xiàn)象(火山噴發(fā)出的S遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)噴發(fā)出巖漿能溶解的S含量)，等等。以上都可以從晶粥體這一新的視角得到合理解釋(Bachmann and Huber, 2016)。

圖2 穿地殼的巖漿通道系統(tǒng)(據(jù)Cashman et al., 2017修改)

1.4 巖漿儲(chǔ)庫(kù)的生長(zhǎng)

巖漿能夠在地殼內(nèi)儲(chǔ)存和演化的前提是能夠生長(zhǎng)出一定體積的巖漿儲(chǔ)庫(kù)，這一過(guò)程也是花崗巖研究中所提到的就位機(jī)制。目前，很多觀點(diǎn)認(rèn)為巖漿儲(chǔ)庫(kù)通過(guò)多批次巖漿遞增式累積生長(zhǎng)形成(Lipman, 2007; Annenetal., 2015; Colemanetal., 2016; 馬昌前和李艷青，2017; Edmondsetal., 2019; Sparksetal., 2019；馬昌前等，2020; 徐夕生等，2020)，且鄰近巖漿儲(chǔ)庫(kù)可以合并形成更大規(guī)模的巖漿儲(chǔ)庫(kù)(Biggs and Annen, 2019)。沿著剪切帶侵位、底劈、頂蝕等概念早已被提出來(lái)解釋花崗巖的侵位過(guò)程(Wangetal., 2000; 羅照華等，2007；Brown, 2013; 王濤等，2017)。目前，較為流行的生長(zhǎng)機(jī)制是在水平方向遞增式灌入巖漿(Annenetal., 2006, 2015)，熱模擬證實(shí)了這一機(jī)制的可行性(圖3)，另外也在野外獲得了其存在的地質(zhì)證據(jù)(圖4)。巖漿灌入的通量很關(guān)鍵，不能過(guò)大，因?yàn)檫^(guò)多的巖漿灌入會(huì)導(dǎo)致巖漿匯聚產(chǎn)生高壓，容易噴發(fā)；亦不能過(guò)少，如果巖漿補(bǔ)給的量不夠，那么早先進(jìn)入的巖漿批次很容易完全固結(jié)(Blundy and Annen, 2016)。有研究表明淺部地殼大型巖漿儲(chǔ)庫(kù)的生長(zhǎng)和巖漿噴發(fā)，不僅僅受巖漿通量控制，還需要長(zhǎng)時(shí)間穿地殼的巖漿作用以及下地殼大型巖漿儲(chǔ)庫(kù)的熱支持(Karakasetal., 2017)，熱成熟可能是超級(jí)噴發(fā)的必備條件(Liuetal., 2021)。

圖3 巖漿體生長(zhǎng)的熱模型(據(jù)Blundy and Annen, 2016)

圖4 水平層狀的智利Torres del Paine侵入體(據(jù)Annen et al., 2015)

1.5 巖漿儲(chǔ)庫(kù)內(nèi)的動(dòng)力學(xué)過(guò)程

在長(zhǎng)時(shí)間巖漿作用和日積月累的儲(chǔ)庫(kù)生長(zhǎng)之后，可以在地殼垂向上形成相互連通的巖漿通道系統(tǒng)(magma plumbing system; 圖2)，其中不同地殼深度處均可形成巖漿儲(chǔ)庫(kù)，當(dāng)然最有利的位置是莫霍面和康拉德面附近(Sparksetal., 2019)，因?yàn)閹r漿從深部向淺表遷移的主要驅(qū)動(dòng)力為浮力，所以上升的巖漿在密度斷面處最容易失速。發(fā)育成熟的巖漿儲(chǔ)庫(kù)，會(huì)形成一定的結(jié)構(gòu)(圖5)，即儲(chǔ)庫(kù)的上部為熔體層，下部和四周被晶粥體包圍。當(dāng)巖漿儲(chǔ)庫(kù)處于低的結(jié)晶度時(shí)，結(jié)晶的礦物會(huì)通過(guò)晶體沉降堆積到儲(chǔ)庫(kù)底部(主要對(duì)應(yīng)鎂鐵質(zhì)巖漿)，當(dāng)結(jié)晶度較高時(shí)(但體積分?jǐn)?shù)不超過(guò)～80%)，則主要通過(guò)壓實(shí)作用(主要對(duì)應(yīng)長(zhǎng)英質(zhì)巖漿)，將晶粥體部位的粒間熔體驅(qū)離進(jìn)熔體層(Bachmann and Bergantz, 2004)，當(dāng)然晶體-熔體分離作用也可以由橫向構(gòu)造擠壓、剪切應(yīng)力、氣體驅(qū)動(dòng)的壓濾作用(Sisson and Bacon, 1999; Pistoneetal., 2015)、晶體-熔體反應(yīng)流等(Jacksonetal., 2018)實(shí)現(xiàn)。

圖5 上地殼巖漿儲(chǔ)庫(kù)的結(jié)構(gòu)(據(jù)Hildreth, 2004; Cashman et al., 2017修改)

巖漿的流變學(xué)性質(zhì)(用粘度表示)控制了巖漿的遷移能力，巖漿的粘度受巖漿的成分、揮發(fā)分的含量、晶體的含量、晶體的形態(tài)等因素控制(Giordanoetal., 2008)。一般而言，巖漿中揮發(fā)分會(huì)有效降低體系的粘度，晶體含量增加則會(huì)增加體系的粘度，尤其是晶體含量超過(guò)40vol%～60vol%，巖漿的流變學(xué)性質(zhì)會(huì)從牛頓行為轉(zhuǎn)變?yōu)榉桥ｎD行為，隨著晶體含量的繼續(xù)增加，巖漿粘度呈現(xiàn)數(shù)量級(jí)式的增加(圖6；Maderetal., 2013)。以晶粥體形式存在的巖漿儲(chǔ)庫(kù)，流變學(xué)性質(zhì)決定了其遷移能力較弱。因此，活化晶粥體，使其變成能夠靈活遷移的低粘度巖漿，是巖漿儲(chǔ)庫(kù)演化過(guò)程中非常重要的一個(gè)環(huán)節(jié)。普遍認(rèn)為，最佳的活化機(jī)制是來(lái)自深部新的熱巖漿的注入。Sparksetal.(2019)總結(jié)了多種晶粥體活化的過(guò)程(圖7)，活化過(guò)程也被數(shù)值模擬技術(shù)動(dòng)態(tài)的還原出來(lái)(Bergantzetal., 2015)。新的巖漿注入，除了傳輸熱量給晶粥體，另外一種重要的機(jī)制就是提供揮發(fā)分并驅(qū)動(dòng)壓濾作用(Bachmann and Bergantz, 2006)，即補(bǔ)給的巖漿底墊到晶粥體儲(chǔ)庫(kù)的底部，向晶粥體中注入熱和揮發(fā)分，從而使得晶粥體活化。新巖漿底墊到巖漿儲(chǔ)庫(kù)的位置不同，噴發(fā)的產(chǎn)物也不同，如果補(bǔ)充的巖漿通量較大，足以活化整個(gè)晶粥體，則噴發(fā)出富晶體的中性巖石；而補(bǔ)給的巖漿通量較小，僅僅底墊到儲(chǔ)庫(kù)的熔體相部位，則噴發(fā)出貧晶體的流紋巖(Huberetal., 2012)。有研究提出，地殼垂向分布的晶粥體中，巖漿成分的分異并不是由傳統(tǒng)認(rèn)為的晶體沉降、壓實(shí)等作用控制，而是通過(guò)晶體-熔體反應(yīng)流動(dòng)驅(qū)使(Jacksonetal., 2018)，該假說(shuō)可以解釋巖漿產(chǎn)物中多樣化的礦物種群，并能被礦物的成分特征所支持(Lissenbergetal., 2013, 2019; Yangetal., 2019)。

圖6 晶體含量與巖漿粘度的關(guān)系(據(jù)Cashman et al., 2017修改)

圖7 晶粥體活化的幾種形式(據(jù)Sparks et al., 2019修改)

超級(jí)火山噴發(fā)會(huì)產(chǎn)生強(qiáng)的自然災(zāi)害和環(huán)境擾動(dòng)，并伴隨著大型破火山口的形成(Wilsonetal., 2021)，而破火山口是淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)經(jīng)歷巖漿抽取后發(fā)生坍塌的地表顯示(Sparksetal., 2019)。在淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)研究中，一個(gè)最近爭(zhēng)議較大的問(wèn)題就是火山巖與侵入巖的關(guān)系。淺部地殼中就位的巖漿儲(chǔ)庫(kù)，能噴發(fā)出地表的是儲(chǔ)庫(kù)中心高度演化的熔體部分，而殘余的高度結(jié)晶的部分更傾向于冷卻形成巖體，因此部分學(xué)者主張，自然界中火山巖與侵入巖在成分上存在互補(bǔ)性，即火山巖是高度演化形成的熔體，而侵入巖則是殘留體(Bachmannetal., 2007; Deering and Bachmann, 2010; Gelmanetal., 2014)。而另外一部分學(xué)者則對(duì)這種觀點(diǎn)表示強(qiáng)烈質(zhì)疑，認(rèn)為火山巖與侵入巖代表了不同的巖漿批次，而且不存在這種成分互補(bǔ)性(Glazneretal., 2015; Kelleretal., 2015)。淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)可以發(fā)生結(jié)晶分異作用(Huangetal., 2008; Maetal., 2017; Yanetal., 2018; Zhaoetal., 2018; Zhouetal., 2020a; Zhangetal., 2021; Duetal., 2022)，但條件較為苛刻，因?yàn)橹兴嵝詭r漿中晶體-熔體分離的速率十分緩慢，而淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)的熱壽命較為短暫(Wangetal., 2021a)，因此淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)能夠發(fā)生分異的可能條件之一是早先持續(xù)的穿地殼巖漿通道系統(tǒng)加熱上地殼(Karakasetal., 2017; Zhouetal., 2020a)，有效延長(zhǎng)其熱壽命。如果淺部中酸性巖漿儲(chǔ)庫(kù)發(fā)生過(guò)晶體-熔體分離，那么殘留的侵入巖就是“堆晶花崗巖”，這一特殊類型巖石的鑒別具有挑戰(zhàn)性，很多學(xué)者已經(jīng)嘗試提出一系列的指標(biāo)和方案(Deering and Bachmann, 2010; Gelmanetal., 2014; Lee and Morton, 2015; Fiedrichetal., 2017; 吳福元等，2017)?；远丫r十分普遍(朱弟成等，2018; Xuetal., 2021)，且具有非常高的研究程度，因此基性堆晶巖的研究可能對(duì)識(shí)別花崗質(zhì)堆晶巖具有借鑒意義，例如對(duì)比初始平衡熔體與全巖的微量元素含量可以用來(lái)判別壓實(shí)作用形成的堆晶巖(Zhouetal., 2020b)。

1.6 巖漿過(guò)程的時(shí)間尺度

巖漿過(guò)程的時(shí)間尺度，即發(fā)生該巖漿過(guò)程所需的時(shí)間長(zhǎng)度，這在巖漿動(dòng)力學(xué)研究中具有非常重要的理論和應(yīng)用價(jià)值。例如質(zhì)疑上地殼巖漿儲(chǔ)庫(kù)能否發(fā)生結(jié)晶分異的關(guān)鍵論點(diǎn)，就是認(rèn)為巖漿儲(chǔ)庫(kù)內(nèi)晶體-熔體發(fā)生分離所需的時(shí)間遠(yuǎn)大于巖漿儲(chǔ)庫(kù)的熱壽命，在巖漿儲(chǔ)庫(kù)固結(jié)之前根本來(lái)不及發(fā)生結(jié)晶分異過(guò)程(Lundstrom and Glazner, 2016)。放射性同位素定年技術(shù)是傳統(tǒng)定年技術(shù)的支撐，但很多巖漿過(guò)程的時(shí)間尺度十分短暫，低于常見放射性定年技術(shù)的下限；近年來(lái)新興的擴(kuò)散定年方法，則能提供很好的約束(Costaetal., 2020)。圖8總結(jié)了已有的巖漿動(dòng)力學(xué)過(guò)程時(shí)間尺度的報(bào)道，可以看出很多巖漿過(guò)程的時(shí)間跨度均小于1kyr，其中巖漿的去氣以及巖漿混合發(fā)生在數(shù)天的時(shí)間尺度內(nèi)(Costa, 2021)。這些非常短的時(shí)間尺度報(bào)道，對(duì)火山噴發(fā)預(yù)警和及時(shí)的人員撤離具有參考價(jià)值。目前擴(kuò)散理論測(cè)時(shí)法的數(shù)據(jù)報(bào)道量依然有限，時(shí)間對(duì)應(yīng)何種巖漿過(guò)程也存在爭(zhēng)議(Bachmann and Huber, 2016)。導(dǎo)致其廣泛應(yīng)用的限制包括：擴(kuò)散方程求解的計(jì)算較為復(fù)雜、礦物高精度高空間分辨率剖面的獲取并非易事以及區(qū)分生長(zhǎng)成分剖面和擴(kuò)散成分剖面存在難度。

圖8 最近幾十年報(bào)道的不同巖漿過(guò)程的時(shí)間尺度(據(jù)Costa, 2021修改)

1.7 巖漿中晶體的生長(zhǎng)

巖漿中生長(zhǎng)出的晶體，能夠有效的還原巖漿系統(tǒng)結(jié)構(gòu)、巖漿動(dòng)力學(xué)過(guò)程及其時(shí)間尺度。晶體從巖漿中結(jié)晶涉及到一系列過(guò)程，當(dāng)溫度高于液相線時(shí)，結(jié)晶的熱力學(xué)驅(qū)動(dòng)力為負(fù)，因此一定程度的過(guò)冷(ΔT)是晶體成核與生長(zhǎng)的前提。過(guò)冷度是指系統(tǒng)溫度與液相線溫度之差(Kirkpatricketal., 1981；周金城，1984)，降溫和去氣是導(dǎo)致天然巖漿系統(tǒng)過(guò)冷的主要兩個(gè)因素(Hammer, 2008; Mollo and Hammer, 2017)，前者降低系統(tǒng)的溫度，后者則是增加液相線溫度。在過(guò)冷的情況下，過(guò)剩的自由能將驅(qū)動(dòng)有效組分形成核子，其可以進(jìn)一步生長(zhǎng)。晶體的成核與生長(zhǎng)速率隨著過(guò)冷度的降低先增加后降低，但成核曲線的峰值會(huì)出現(xiàn)在更高的過(guò)冷度(Mollo and Hammer, 2017)。核子一旦形成，能夠從周圍熔體中不斷吸收營(yíng)養(yǎng)元素維持其生長(zhǎng)。晶體的生長(zhǎng)速率受控于多個(gè)因素，包括擴(kuò)散控制的和界面控制的模式，它們?nèi)Q于組分在熔體中的移動(dòng)速率與晶體表面的吸附速率(Hammer, 2008)。晶體生長(zhǎng)的速率是過(guò)冷度的函數(shù)，在低程度的過(guò)冷度下，晶體生長(zhǎng)是界面控制的且在結(jié)構(gòu)和化學(xué)成分上呈現(xiàn)平衡的特征(Herring, 1951)；在高程度過(guò)冷條件下，晶體生長(zhǎng)很有可能會(huì)偏離平衡，顯示骨骼狀或樹枝狀的生長(zhǎng)習(xí)性(Faureetal., 2007; Nietal., 2014; Xingetal., 2017; Pontesillietal., 2019; Masottaetal., 2020)。

接下來(lái)以單斜輝石為例，對(duì)晶體生長(zhǎng)過(guò)程作一簡(jiǎn)要介紹。單斜輝石是研究不同過(guò)冷條件下晶體生長(zhǎng)過(guò)程的理想對(duì)象，因?yàn)檫^(guò)冷度對(duì)單斜輝石的成分和結(jié)構(gòu)具有相當(dāng)?shù)挠绊?Pontesillietal., 2019; Masottaetal., 2020)，特別是在鎂鐵質(zhì)的堿性巖漿中(Hollister and Gancarz, 1971; Downes, 1974; Leung, 1974; Shimizu, 1981)。單斜輝石中的扇形分帶是晶體快速生長(zhǎng)形成的經(jīng)典結(jié)構(gòu)(Hammeretal., 2016; Welschetal., 2016; Neaveetal., 2019; Ubideetal., 2019a, b)。扇形分帶的晶體中，不同的晶面具有不同的生長(zhǎng)速率和成分，導(dǎo)致了從晶體中心沿著結(jié)晶學(xué)方向向外延伸的分帶模式。這對(duì)基于天然樣品的傳統(tǒng)巖漿動(dòng)力學(xué)研究造成了挑戰(zhàn)，因?yàn)椴煌煞值纳仁菑耐环N熔體、相似的物理化學(xué)條件下結(jié)晶形成的(Ubideetal., 2019a)。實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)研究(Kouchietal., 1983; Masottaetal., 2020)已經(jīng)表明，在低程度過(guò)冷情況下(ΔT=13～25℃)，平行于C軸的沙漏扇{-111}含較高的Si和Mg，而垂直于C軸的棱柱扇{100}、{110}、{010}含有較高的Al和Ti；在高程度過(guò)冷度下，晶體內(nèi)部顯示出富Al和Ti的樹枝與富Si和Mg的增生部分不規(guī)則接觸的現(xiàn)象(Masottaetal., 2020)。綜合天然實(shí)例研究和之前的實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)結(jié)果(Kouchietal., 1983; Nietal., 2014; Masottaetal., 2020; Giulianietal., 2021)，最近有研究提出一種新的單斜輝石生長(zhǎng)機(jī)制(圖9；Zhouetal., 2021a)：在中低程度的過(guò)冷情況(ΔT<45℃)，所有的結(jié)晶方向同步生長(zhǎng)，{-111}扇的生長(zhǎng)速率高于{hk0}扇，而且{-111}扇更接近于平衡，不同扇的元素富集可能受控于特殊晶面對(duì)某些陽(yáng)離子的優(yōu)先吸收(Nakamura, 1973; Dowty, 1976; Shimizu, 1981)、電價(jià)補(bǔ)償?shù)鸟詈现脫Q(Hollister and Gancarz, 1971; Ubideetal., 2019a)或者結(jié)晶學(xué)與擴(kuò)散的共同控制(Downes, 1974; Leung, 1974; Lofgrenetal., 2006; Schwandt and McKay, 2006)；在高的過(guò)冷度(ΔT>45℃)，先形成棱柱扇{hk0}，然后進(jìn)一步充填形成沙漏扇{-111}(圖9)，早期的樹枝生長(zhǎng)和成熟形成漏斗狀的晶體(也就是{hk0}扇)，這些漏斗狀的晶體具有V型腔(即{-111}扇)，最終進(jìn)一步回填{-111}扇，形成自形的單斜輝石晶體。

圖9 不同過(guò)冷度下單斜輝石的晶體生長(zhǎng)機(jī)制示意圖(據(jù)Zhou et al., 2021a修改)

2 巖漿中的揮發(fā)分

2.1 揮發(fā)分概述

巖漿中的揮發(fā)分是指具有低沸點(diǎn)的元素或者化合物且它們優(yōu)先進(jìn)入氣相或流體相中，這類組分只占巖漿很小的質(zhì)量分?jǐn)?shù)，但卻強(qiáng)烈的影響了巖漿的物理化學(xué)性質(zhì)、動(dòng)力學(xué)過(guò)程，也是導(dǎo)致巖漿環(huán)境效應(yīng)和形成巖漿-熱液礦床的直接介質(zhì)。巖漿中最為常見的兩種揮發(fā)分是H2O和CO2，其他還包括S、F、Cl等(Baker and Alletti, 2012; Wallaceetal., 2015; Edmonds and Wallace, 2017)。一般而言，H2O是巖漿中含量最高的揮發(fā)分，最高可達(dá)15 %(Krawczynskietal., 2012)。水在巖漿中以O(shè)H-和H2O分子的形式存在(Nietal., 2009)，在低水含量的巖漿中，主要以O(shè)H-形式溶解在巖漿中，隨著水含量的增加，H2O分子會(huì)逐漸增加(Wallaceetal., 2015)。巖漿中H2O的溶解度受壓力、溫度和熔體成分影響，其中壓力影響最大(Ni and Keppler, 2013)；相同的壓力下，H2O在低溫的酸性巖漿中比在高溫的基性巖漿中溶解度更高(Baker and Alletti, 2012)。CO2是巖漿中另一種常見的揮發(fā)分，但其溶解度比H2O低許多，在相近的溫壓和熔體成分中，H2O的溶解度是CO2溶解度的50～100倍(Wallaceetal., 2015)。盡管如此，巖漿中低含量的CO2卻能夠戲劇性的影響H2O的溶解度(圖10；Ghiorso and Gualda, 2015)。CO2在基性的巖漿中，多以CO32-的形式存在，而在酸性的巖漿中，往往以CO2分子的形式存在(Solomatovaetal., 2020)，另外，在堿性熔體中，CO2則具有更高的溶解度(Ni and Keppler, 2013)。巖漿中S的行為則復(fù)雜許多，因?yàn)镾存在多種價(jià)態(tài)，受巖漿的氧化還原狀態(tài)影響(Baker and Moretti, 2011; Klimmetal., 2012)。在低的氧逸度下，S主要以S2-的形式存在，而在高的氧逸度下，則以S6+的形式存在。由于S6+具有比S2-更高的溶解度，因而在氧化性巖漿中能溶解更多的S。巖漿中Cl和F的溶解度強(qiáng)烈受控于熔體成分，一般Cl的溶解度隨著熔體(Na+K)/Al比值的增加而增加，而F在酸性巖漿中具有比基性巖漿更高的溶解度(Wallaceetal., 2015)。此外，需要強(qiáng)調(diào)一個(gè)重要的概念，就是巖漿中揮發(fā)分的飽和是指在一定壓力以及溫度、特定成分熔體中所有揮發(fā)分壓力的總和(Wallaceetal., 2015)，比如巖漿中CO2的存在會(huì)急劇降低H2O的溶解度(Ghiorso and Gualda, 2015)，因而單一揮發(fā)分的溶解度模型很難應(yīng)用到含有多種揮發(fā)分的天然巖漿中。

圖10 藏南賽利普鉀質(zhì)巖漿中H2O和CO2的溶解度模型(據(jù)Zhou et al., unpublished data)

2.2 天然巖漿中的揮發(fā)分

在較高的壓力下，由于高的溶解度，大部分揮發(fā)分都會(huì)溶解在巖漿中。隨著巖漿的上升(壓力逐漸降低)，揮發(fā)分的溶解度會(huì)逐漸降低，當(dāng)巖漿中所有揮發(fā)分的總和超過(guò)溶解度時(shí)，則會(huì)形成獨(dú)立的氣泡，這些氣泡會(huì)以不混溶相的形式被夾帶在巖漿中，但不受溶解度控制。因此在中低壓揮發(fā)分飽和的巖漿中，揮發(fā)分總量往往包括兩部分，一部分溶解在巖漿中，而另一部分則賦存在氣泡之中。對(duì)于天然巖漿，賦存在氣泡中的揮發(fā)分含量是難以估計(jì)的，但溶解在巖漿中的揮發(fā)分則可以通過(guò)多種方法獲取(Wallaceetal., 2015)。第一種方法是通過(guò)與已知結(jié)晶實(shí)驗(yàn)的對(duì)比，包括礦物組合、結(jié)晶順序以及礦物成分，因?yàn)榈V物組合和結(jié)晶順序與熔體中的水含量直接相關(guān)(Rutherford, 1985)，但該方法的缺點(diǎn)是準(zhǔn)確限定天然巖漿的結(jié)晶順序存在困難，其次是難以獲得定量的結(jié)果。第二種方法是直接分析淬火的玻璃或者熔體包裹體中的揮發(fā)分含量，尤其是熔體包裹體(圖11；李霓和孫嘉祥，2018；任鐘元等，2018；Wallaceetal., 2021)，該方法是目前獲取巖漿揮發(fā)分?jǐn)?shù)據(jù)的主要方法。由于揮發(fā)分具有較強(qiáng)的遷移能力和擴(kuò)散性，如果長(zhǎng)時(shí)間駐留在高溫的巖漿中，熔體包裹體中的揮發(fā)分也可以穿過(guò)礦物晶格與熔體進(jìn)行交換(Portnyaginetal., 2008)，從而改造熔體包裹體中的揮發(fā)分含量，因此該方法很難應(yīng)用到緩慢冷卻的侵入巖中。第三種方法是礦物濕度計(jì)，即先通過(guò)實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)的結(jié)果建立刻度計(jì)，然后去測(cè)量天然樣品中礦物結(jié)晶時(shí)的揮發(fā)分含量。由于斜長(zhǎng)石與熔體之間的An和Ab分子交換反應(yīng)對(duì)熔體中的水含量極其敏感，使得斜長(zhǎng)石-熔體濕度計(jì)成為最為常用的礦物濕度計(jì)(Langetal., 2009; Waters and Lange, 2015)。但應(yīng)用該濕度計(jì)的難點(diǎn)是需要已知平衡熔體、壓力和溫度，尤其是溫度，對(duì)計(jì)算結(jié)果的影響十分顯著，這一難題可以利用與斜長(zhǎng)石同步結(jié)晶的礦物來(lái)解決，使用這些礦物的溫度計(jì)與斜長(zhǎng)石濕度計(jì)迭代應(yīng)用，就可以有效獲取天然樣品的巖漿水含量(Zhouetal., 2020c)。第四種方法是依據(jù)揮發(fā)分在礦物與硅酸鹽熔體之間的平衡分配，利用礦物揮發(fā)分含量來(lái)推算熔體中的揮發(fā)分含量(Li and Costa, 2020; Lietal., 2021; Zhangetal., 2022)。此外，其他的一些方法能夠定性指示巖漿中揮發(fā)分已經(jīng)發(fā)生飽和，即巖漿晶體中存在原生的流體包裹體，例如存在富CO2的原生流體包裹體表明巖漿中的CO2已經(jīng)達(dá)到了飽和，存在原生硫化物的包裹體則表明S2-可能達(dá)到了飽和(Wallaceetal., 2015)。

圖11 一些典型熔體包裹體的顯微照片(據(jù)Wallace et al., 2021修改)

由于演化路徑的差異，揮發(fā)分在高度演化的巖漿中的含量是多變的(Zhouetal., 2020c)，接下來(lái)我們重點(diǎn)介紹鎂鐵質(zhì)初始巖漿中的揮發(fā)分含量。不同構(gòu)造背景中產(chǎn)生的玄武質(zhì)巖漿，揮發(fā)分含量往往呈現(xiàn)規(guī)律性變化。洋中脊玄武質(zhì)巖漿往往具有非常低的H2O含量，一般<0.5%(Le Rouxetal., 2006)，富集的洋中脊玄武巖地幔源區(qū)可能存在再循環(huán)的含水物質(zhì)，因而會(huì)含有更高的H2O含量，但也不超過(guò)1.5%(Wallaceetal., 2015)。此外，洋中脊玄武質(zhì)巖漿中CO2的含量一般<350×10-6，S的含量<2000×10-6，Cl的含量<500 ×10-6，F(xiàn)的含量<600 ×10-6(Le Rouxetal., 2006)，其中部分樣品高的Cl含量可能是混染了被海水蝕變過(guò)的圍巖(Wallaceetal., 2015)。洋島玄武質(zhì)巖漿中H2O含量一般<1%，CO2的含量一般<120×10-6，Cl的含量<1400 ×10-6，S的含量<2200 ×10-6(Dixon and Clague, 2001)；同樣，源區(qū)含有再循環(huán)物質(zhì)的堿性洋島玄武巖則含有更高的H2O(<1.5%)和CO2含量(<800×10-6)(Dixonetal., 1997)。由于地幔源區(qū)產(chǎn)生巖漿的機(jī)制為水致熔融，形成于俯沖帶的弧巖漿往往具有最高的揮發(fā)分含量，初始弧巖漿含有2%～6%的H2O，平均為4%(Planketal., 2013)，CO2含量最高可達(dá)2500×10-6，S的含量<2500×10-6，Cl的含量<2500×10-6(Wallaceetal., 2015)。但對(duì)初始弧巖漿中的H2O含量，依然存在爭(zhēng)議，實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)家們擬合出的初始弧巖漿應(yīng)該含有高達(dá)14%的H2O(Krawczynskietal., 2012)，而天然熔體包裹體實(shí)測(cè)到的H2O含量均<6%(Wallace, 2005; Planketal., 2013)，最近有研究表明這可能是熔體包裹體的形成機(jī)制導(dǎo)致，即熔體包裹體只能記錄低含水量的熔體(Gavrilenkoetal., 2019)。此外，絕大部分弧巖漿中揮發(fā)分是以H2O為主，但也存在更富CO2的實(shí)例(Blundyetal., 2010)。形成于大火成巖省的玄武質(zhì)巖漿一般具有與洋中脊玄武巖相似的揮發(fā)分含量(Wallaceetal., 2015)。

2.3 巖漿中揮發(fā)分的逃逸——去氣作用

巖漿中揮發(fā)分的逃逸，對(duì)控制火山噴發(fā)的災(zāi)害性、環(huán)境和氣候的影響以及熱液金屬成礦至關(guān)重要。揮發(fā)分能否有效的脫離巖漿，涉及到兩個(gè)過(guò)程：揮發(fā)分達(dá)到飽和并生長(zhǎng)出氣泡(化學(xué)過(guò)程)、氣泡能夠在巖漿體系中有效的遷移(物理過(guò)程)。巖漿從深部上升至中上地殼，揮發(fā)分會(huì)發(fā)生兩次飽和，也就是兩次沸騰作用。第一次沸騰是指未結(jié)晶的巖漿穿過(guò)相應(yīng)的揮發(fā)分飽和線而發(fā)生去氣，主要受壓力和巖漿自身?yè)]發(fā)分含量控制；第二次沸騰則發(fā)生在淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)中，巖漿儲(chǔ)庫(kù)的恒壓結(jié)晶，會(huì)使殘余熔體的揮發(fā)分含量持續(xù)增加，超過(guò)飽和線后再次去氣。由于CO2在巖漿中的溶解度較低且對(duì)壓力十分敏感，所以巖漿中的CO2一般在深部第一次沸騰過(guò)程中去氣，而H2O多以第二次沸騰作用而去氣(Edmonds and Woods, 2018)。一旦巖漿中揮發(fā)分達(dá)到了飽和并生長(zhǎng)出氣泡，氣泡能夠自由匯聚和遷移同樣是去氣作用發(fā)生的必要條件。第一次沸騰作用發(fā)生在運(yùn)動(dòng)的巖漿中，氣泡遷移存在很大隨機(jī)性，這里重點(diǎn)介紹第二次沸騰過(guò)程，即巖漿儲(chǔ)庫(kù)冷卻過(guò)程中的氣泡行為。巖漿儲(chǔ)庫(kù)中氣泡的遷移能力主要受控于三個(gè)作用力：浮力、粘性阻力和毛細(xì)管作用力(Mungall, 2015; Parmigianietal., 2017; Degruyteretal., 2019)。巖漿儲(chǔ)庫(kù)處于低的結(jié)晶度時(shí)，殘余熔體分?jǐn)?shù)較高，揮發(fā)分還未達(dá)到飽和；處于非常高的結(jié)晶度時(shí)，結(jié)晶的礦物會(huì)形成致密的晶體格架，造成空隙間存在強(qiáng)的毛細(xì)管作用力，即使存在氣泡，也很難在巖漿體系中遷移(Degruyteretal., 2019)。目前多項(xiàng)研究表明，在處于中等結(jié)晶度的晶粥體中，氣泡的遷移能力最強(qiáng)，即巖漿體系的滲透性最好(圖12；Boudreau, 2016; Parmigianietal., 2017; Degruyteretal., 2019)。巖漿的結(jié)晶度可能對(duì)去氣的成分有影響，巖漿儲(chǔ)庫(kù)演化早期更容易排放低相容性的揮發(fā)分(例如SO2、H2S、CO2、Ar、N2、Cl)，晚期則釋放出更多的高相容性的揮發(fā)分(例如F、Br、He、Li)(Degruyteretal., 2019)。除了上述過(guò)程外，巖漿從近地表的巖漿導(dǎo)管到噴發(fā)出地表過(guò)程中，由于快速的降壓導(dǎo)致巖漿氣泡的猛烈生長(zhǎng)，從而撕碎硅酸鹽熔體，即火山噴發(fā)時(shí)的巖漿碎片化(Gonnermann, 2015)。

圖12 巖漿儲(chǔ)庫(kù)不同區(qū)域氣泡的丟失(據(jù)Degruyter et al., 2019修改)

3 巖漿動(dòng)力學(xué)的資源效應(yīng)

不同于基性-超基性巖中的金屬礦床，其形成過(guò)程主要發(fā)生在高溫的巖漿階段(Songetal., 2013; 張招崇等，2014；Houetal., 2018; Yao and Mungall, 2020；王焰等，2020)，巖漿-熱液型礦床中的成礦物質(zhì)則主要從巖漿逃逸出的熱液流體中沉淀形成，這類礦床常見的類型包括：斑巖型(Cookeetal., 2005; Seedorffetal., 2005; Sillitoe, 2010; 侯增謙等，2012)、矽卡巖型(Meinertetal., 2005)以及淺成低溫?zé)嵋盒?Hedenquistetal., 1998; Simmonsetal., 2005)。巖漿中的揮發(fā)分對(duì)形成這類礦床起到了關(guān)鍵作用，例如S是金屬硫化物的組成元素、H2O是形成礦床蝕變帶的主要物質(zhì)、Cl(或者F)與金屬結(jié)合形成的絡(luò)合物是其在流體中有效遷移的介質(zhì)。目前絕大部分的證據(jù)均支持淺部巖漿儲(chǔ)庫(kù)提供了形成這類礦床所必須的金屬、S、Cl和H2O(Hedenquist and Lowenstern, 1994; Candela, 1997; Meinertetal., 2003; Richards, 2003; Williams-Jones and Heinrich, 2005; Sillitoe, 2010; Audétat and Simon, 2012)。正常金屬含量的巖漿(例如<100×10-6的Cu)就具有形成礦床的潛力(Cline and Bodnar, 1991; Chelle-Michouetal., 2017; Zhang and Audétat, 2017)，因?yàn)榇蟛糠纸饘僭鼐哂蟹浅８叩牧黧w/熔體分配系數(shù)(Zajaczetal., 2008; Audétat, 2019)，使得金屬在巖漿去氣(或者說(shuō)流體出溶)過(guò)程中得到高度的富集，例如Cu可以在出溶的巖漿流體中富集幾十倍至近百倍(Audétat, 2019)。當(dāng)然，從成礦巖漿的起源到金屬物質(zhì)的最終沉淀，中間任何一個(gè)過(guò)程，如果對(duì)有益組分富集有貢獻(xiàn)，都是對(duì)成礦有利的(陳華勇和吳超，2020)，這些可能的過(guò)程包括熔融過(guò)程(Mungall, 2002)、熔體與地幔巖石反應(yīng)(Wangetal., 2006)、成礦物質(zhì)在下地殼的預(yù)富集(Leeetal., 2012; Chiaradia, 2014; Houetal., 2015; Chiaradia and Caricchi, 2017; Zhengetal., 2019; Luoetal., 2020)、巖漿中硫化物的飽和(Wilkinson, 2013)、鎂鐵質(zhì)巖漿輸入有用組分(Blundyetal., 2015; Yangetal., 2015; Caoetal., 2018; Wangetal., 2021b)、流體的反復(fù)注入(Merceretal., 2015; Lietal., 2017)以及金屬?gòu)膸r漿中的抽取效率(Zhouetal., 2022)。目前成礦巖漿過(guò)程研究中一個(gè)重要的方向是將巖漿動(dòng)力學(xué)領(lǐng)域的新進(jìn)展和新認(rèn)識(shí)與成礦物質(zhì)的遷移富集相結(jié)合(圖13；Chelle-Michouetal., 2017; Blundyetal., 2021; Chelle-Michou and Rottier, 2021)。此外，從實(shí)驗(yàn)巖石學(xué)的角度約束巖漿以及去氣過(guò)程中金屬、S、Cl的行為依然是認(rèn)識(shí)成礦物質(zhì)遷移富集規(guī)律的基礎(chǔ)(Zajaczetal., 2008; Li and Audétat, 2012; Liuetal., 2015; Tattitch and Blundy, 2017; 熊小林等，2020)，尤其是絡(luò)合物例如S和Cl(Zajacz and Tsay, 2019; Tattitchetal., 2021)，它們可能直接控制了金屬在巖漿去氣過(guò)程中的抽取效率(Zhouetal., 2022)。

圖13 不同結(jié)晶度下巖漿去氣成分的差異(據(jù)Chelle-Michou et al., 2017)

另外一種值得重視的含礦巖石是偉晶巖，其常常含有高品位的戰(zhàn)略性關(guān)鍵金屬元素(王汝成等，2019；秦克章等，2021)。偉晶巖十分特殊，由于其結(jié)晶溫度非常低(約400～600℃; London, 2018)，低于硅酸鹽熔體的最低固相線(～650℃)，因而形成偉晶巖的熔體并非正常的巖漿。同時(shí)，其又非巖漿出溶的流體，因?yàn)閭ゾr脈的周圍通常缺少成規(guī)模的熱液蝕變(London and Morgan, 2012)。偉晶巖中常見的文象結(jié)構(gòu)以及其粗大的晶體顆粒，是偉晶巖熔體在高過(guò)冷條件下晶體快速生長(zhǎng)的結(jié)果(London and Morgan, 2017; Sirbescuetal., 2017)。稀有和稀土元素如何在偉晶巖中得到超常富集是偉晶巖礦床研究的核心問(wèn)題之一(Linnenetal., 2012)。由于部分稀有元素(例如Li)具有非常強(qiáng)的遷移能力和擴(kuò)散性，即使在偉晶巖脈侵位的時(shí)間尺度內(nèi)，都有可能通過(guò)顆粒邊界擴(kuò)散作用向周圍的地層中遷移，因而快速冷卻可能是形成富Li偉晶巖的必要條件之一(Zhouetal., 2021b)。

4 巖漿動(dòng)力學(xué)的環(huán)境效應(yīng)

巖漿動(dòng)力學(xué)產(chǎn)生的環(huán)境效應(yīng)包括很多方面，這里重點(diǎn)介紹由巖漿揮發(fā)分導(dǎo)致的環(huán)境擾動(dòng)。不同圈層之間的揮發(fā)分交換，控制著地球的氣候和環(huán)境，使得其在適宜生物和人類生存的空間內(nèi)波動(dòng)。這種交換既包括短時(shí)間尺度(數(shù)年到千年)的大氣圈、水圈和生物圈之間循環(huán)，也包括長(zhǎng)時(shí)間尺度(百萬(wàn)年)的地球內(nèi)部與表層系統(tǒng)之間的循環(huán)(徐義剛等，2017)。巖漿則是連接地球內(nèi)部與表層系統(tǒng)的紐帶(莫宣學(xué)，2011)。在地幔以及深部地殼的部分熔融過(guò)程中，揮發(fā)分往往表現(xiàn)出不相容性并匯聚在熔體相中(Foley and Pintér, 2018)，隨著巖漿的上升和噴發(fā)，從而傳輸?shù)降厍虮韺酉到y(tǒng)中。地殼中運(yùn)移以及儲(chǔ)存的巖漿，可以通過(guò)兩種方式向表層系統(tǒng)中釋放氣體，一種是隨著火山噴發(fā)直接進(jìn)入大氣或者海水中(劉嘉麒等，2015；Edmonds and Wallace, 2017；郭正府等，2017)；第二種方式則較為隱蔽，巖漿在地下深處去氣，釋放的氣體通過(guò)斷裂帶擴(kuò)散進(jìn)入表層系統(tǒng)中(Leeetal., 2016)。巖漿釋放的氣體主要包括H2O、CO2、SO2、H2S、鹵化氫(例如HF、HCl)，同時(shí)含有少量的稀有氣體、H2、CH4、CO、COS和金屬(例如Hg)(Mather and Schmidt, 2021)。爆炸式的火山噴發(fā)不僅產(chǎn)生大量的火山灰，釋放的SO2進(jìn)入大氣對(duì)流層和平流層中，則會(huì)形成劇烈的環(huán)境擾動(dòng)(Robock, 2000)。進(jìn)入大氣層中的SO2，會(huì)形成硫酸鹽的氣溶膠，平流層中的硫酸鹽氣溶膠可以持續(xù)數(shù)年，它們會(huì)反射太陽(yáng)光從而使地表溫度降低，也會(huì)通過(guò)化學(xué)反應(yīng)破壞臭氧層(圖14；Robock, 2015)。例如，1815年印度尼西亞的坦博拉火山噴發(fā)，導(dǎo)致1816年失去了夏季；1991年菲律賓皮納圖博火山噴發(fā)，導(dǎo)致中緯度地區(qū)臭氧層減少了約5%(Robock, 2015)。然而，并非所有的火山噴發(fā)均會(huì)產(chǎn)生類似的環(huán)境效應(yīng)，只有部分能夠在大氣圈中形成含SO2的積云，例如2008年阿拉斯加奧克莫克火山噴發(fā)在大氣圈中形成了大規(guī)模的SO2積云(Edmonds and Wallace, 2017)，而發(fā)生在同一年的智利沙伊頓噴發(fā)，則形成了明顯不同的貧硫積云(Carnetal., 2009)。顯然，巖漿去氣及其伴隨的環(huán)境效應(yīng)受巖漿中揮發(fā)分的含量以及巖漿動(dòng)力學(xué)過(guò)程聯(lián)合控制。

圖14 火山噴發(fā)釋放揮發(fā)分對(duì)環(huán)境和氣候的影響(據(jù)Robock, 2015修改)

在全球持續(xù)變暖以及我國(guó)“雙碳目標(biāo)”的背景下，研究巖漿中CO2的問(wèn)題尤為迫切。自工業(yè)革命以來(lái)，人類大量使用化石燃料，導(dǎo)致大氣中CO2的含量持續(xù)攀升。在過(guò)去的四十萬(wàn)年中，大氣中的CO2含量一直穩(wěn)定在190×10-6～280×10-6的范圍內(nèi)波動(dòng)(Zeebe and Caldeira, 2008)，經(jīng)過(guò)人類一個(gè)多世紀(jì)的排放，使得大氣中的CO2含量在2020年升高到414×10-6，如果不加控制，幾十年至數(shù)百年后大氣中的CO2含量則會(huì)急劇攀升到地質(zhì)歷史時(shí)期的高位(圖15；Raeetal., 2021)。大氣中過(guò)高的CO2含量，不僅導(dǎo)致地表溫度的增加，還將導(dǎo)致海洋的酸化(H?nischetal., 2012)，這將對(duì)地球上生物(包括我們?nèi)祟?的生存造成巨大的威脅。實(shí)際上，地球表層系統(tǒng)對(duì)大氣中CO2含量天然具有調(diào)控能力，例如大氣中CO2的升高導(dǎo)致溫度增加，溫度增加則會(huì)增強(qiáng)地表的風(fēng)化作用，從而吸收并降低大氣中的CO2含量(Burtonetal., 2013)。從地質(zhì)歷史時(shí)期來(lái)看，大氣中CO2含量的波動(dòng)往往發(fā)生在千年到百萬(wàn)年的時(shí)間尺度上，這使得地表圈層系統(tǒng)具有足夠的時(shí)間來(lái)緩沖其帶來(lái)的環(huán)境效應(yīng)(PALAEOSENS Project Members, 2012)。盡管現(xiàn)今大氣中CO2含量遠(yuǎn)遠(yuǎn)低于地質(zhì)歷史時(shí)期的較高水平，但人類活動(dòng)導(dǎo)致大氣中CO2含量在數(shù)十年至上百年的時(shí)間尺度內(nèi)發(fā)生快速變化，從而打破了地表圈層系統(tǒng)的調(diào)節(jié)平衡。據(jù)估計(jì)，在過(guò)去的66Ma中，人類排放導(dǎo)致的氣候環(huán)境改變速率比地質(zhì)歷史中最劇烈的波動(dòng)時(shí)期高10倍左右(Zeebeetal., 2016)。因此，研究地質(zhì)歷史時(shí)期大氣CO2含量變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)制和時(shí)間尺度，是評(píng)估大氣CO2升高對(duì)人類威脅的重要依據(jù)(Raeetal., 2021)。長(zhǎng)時(shí)間尺度的大氣CO2含量變化可能受控于板塊構(gòu)造循環(huán)(Raymo and Ruddiman, 1992; Suarezetal., 2019)；而較短時(shí)間尺度的波動(dòng)則可能與某些特定的巖漿活動(dòng)以及風(fēng)化過(guò)程有關(guān)(Jiang and Lee, 2019; Bond and Sun, 2021; Bryan, 2021; Guoetal., 2021)。

圖15 過(guò)去的66Ma內(nèi)大氣中CO2的濃度變化以及預(yù)測(cè)的可能變化趨勢(shì)(據(jù)Rae et al., 2021修改)

5 結(jié)語(yǔ)

巖漿動(dòng)力學(xué)不僅是巖石學(xué)和火山學(xué)研究的核心內(nèi)容，也是與巖漿有關(guān)的其他學(xué)科方向的認(rèn)知基礎(chǔ)。在今后的研究中，建議重視如下幾個(gè)方面的問(wèn)題：

(1)巖漿動(dòng)力學(xué)中的一些傳統(tǒng)且重要的問(wèn)題，例如巖漿儲(chǔ)庫(kù)生長(zhǎng)的空間問(wèn)題、巖漿的存留時(shí)間、火山噴發(fā)的觸動(dòng)機(jī)制、火山巖與侵入巖的關(guān)系、花崗質(zhì)巖漿的分異過(guò)程、不同構(gòu)造背景中巖漿系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)和動(dòng)力學(xué)過(guò)程，依然值得深入剖析。另外就是一些國(guó)際上關(guān)注度很高的熱點(diǎn)前沿問(wèn)題，包括巖漿過(guò)程的時(shí)間尺度、巖漿動(dòng)力學(xué)數(shù)值模擬、熱模擬、仿真實(shí)驗(yàn)、不平衡的動(dòng)力學(xué)過(guò)程等。

(2)將巖漿動(dòng)力學(xué)與其他學(xué)科方向相結(jié)合，是取得新認(rèn)識(shí)的重要突破口之一。例如與地球物理相結(jié)合，能夠更加客觀真實(shí)反應(yīng)巖漿通道系統(tǒng)的三維架構(gòu)；與巖漿有關(guān)礦床的成因研究，包括巖漿礦床、巖漿-熱液礦床、偉晶巖礦床等，這些礦床的成礦機(jī)制與巖漿動(dòng)力學(xué)過(guò)程密切相關(guān)，很多成礦元素的富集也受控于巖漿動(dòng)力學(xué)過(guò)程；另外就是一些新興學(xué)科方向，例如高溫過(guò)程中非傳統(tǒng)同位素的分餾機(jī)制及其應(yīng)用研究，理應(yīng)建立在清晰的巖漿過(guò)程還原之上。

(3)關(guān)注巖漿動(dòng)力學(xué)有關(guān)的環(huán)境效應(yīng)，既涵蓋對(duì)現(xiàn)今巖漿活動(dòng)區(qū)的實(shí)時(shí)觀測(cè)，也包括揭示地質(zhì)歷史時(shí)期巖漿活動(dòng)與環(huán)境氣候擾動(dòng)的時(shí)間尺度和耦合機(jī)制。這些研究要重視巖漿揮發(fā)分的定量分析、巖漿去氣過(guò)程、排放量估算等，還需探究地球內(nèi)部與表層系統(tǒng)揮發(fā)分交換的宏觀控制(例如板塊構(gòu)造循環(huán))。

致謝感謝吳福元院士邀請(qǐng)撰寫本文；感謝紀(jì)偉強(qiáng)研究員在成文過(guò)程中提供的幫助；感謝馬昌前教授和王孝磊教授建設(shè)性的修改意見和建議。此外，很多前人優(yōu)秀的成果給予作者很大的啟發(fā)，由于篇幅有限，未能一一以參考文獻(xiàn)的形式列出，謹(jǐn)表歉意。