趙思狄,夏 炎,徐夕生,賀振宇,趙 凱

(1. 南京大學(xué) 內(nèi)生金屬礦床成礦機(jī)制研究國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 地球科學(xué)與工程學(xué)院, 江蘇 南京 210023; 2. 北京科技大學(xué) 土木與資源工程學(xué)院, 北京 100083)

現(xiàn)代巖漿儲庫概念的誕生可追溯至100多年前。液態(tài)為主的高熔體比例巖漿房模型一度成為人們對地殼巖漿儲庫的主流認(rèn)識(Daly, 1911)。然而,對活火山的地球物理觀測表明,其深部巖漿儲庫中的熔體比例并不高,不支持巖漿房中物質(zhì)以熔體為主的傳統(tǒng)認(rèn)識(Glanzneretal., 2004; Huangetal., 2015; Cashmanetal., 2017; 馬昌前等, 2020; 賀振宇等, 2021)。近年來鋯石U-Pb定年、U系不平衡年齡和礦物擴(kuò)散年代學(xué)等不同方法獲得的巖漿房壽命差異較大(周金勝等, 2022; Boetal., 2023),這一現(xiàn)象也很難利用傳統(tǒng)巖漿房理論解釋。越來越多的研究者相信,巖漿在地下數(shù)十公里處是以高結(jié)晶度巖漿體形式存在的(Bachman and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Lee and Bachmann, 2004; Yanetal., 2016; 吳福元等, 2017; 馬昌前等, 2020; Xuetal., 2021; Shietal., 2022),這些高結(jié)晶度巖漿體被稱為晶粥(crystal mush)(圖 1a) (Bachman and Bergantz, 2004)。晶粥是晶體與硅質(zhì)巖漿的混合物(Miller and Wark, 2008),高結(jié)晶度(>40%)的晶粥原位固結(jié)成巨大巖基,有時噴發(fā)后形成均一的無成分分帶的富晶體的熔結(jié)凝灰?guī)r(Bachmann and Bergantz, 2004),高硅、低溫(<800℃)的黏性熔體(至多105～106Pas; Scailletetal., 1998)可在巖漿達(dá)到流變學(xué)臨界狀態(tài)(體積分?jǐn)?shù)約50%)時從高結(jié)晶體中由于重力作用(晶體沉降、壓實(shí)作用)緩慢抽離(Brophy, 1991; Thompsonetal., 2001; Bachman and Bergantz, 2004; Hildreth, 2004; Solanoetal., 2012),并進(jìn)一步上升噴發(fā)形成貧斑晶的火山巖。

實(shí)際研究中發(fā)現(xiàn),同一塊巖石樣品中相鄰的晶體顆粒有時具有不同的同位素組成,甚至單個顆粒中同位素組成也會發(fā)生顯著變化(Bindeman and Valley, 2001;Dungan and Davidson, 2004; Charlieretal., 2007; Davidsonetal., 2007; Langeetal., 2013)。這些具有小規(guī)模同位素不均一性的顆粒,或是單個顆粒中的不同分帶,不太可能來自于同一個大型且持續(xù)的熔體,只有更大規(guī)模的巖漿系統(tǒng)中的活動使不同巖漿在淺部地殼聚集才能解釋如此復(fù)雜的晶體生長結(jié)構(gòu),因此對巖漿儲庫的認(rèn)識也應(yīng)該由封閉變?yōu)殚_放?；鹕綆r中的斜長石往往是最常見的巖漿運(yùn)移過程中被夾帶的礦物晶體,其結(jié)晶歷史可被記錄在其復(fù)雜的成分分帶中(Cashmanetal., 2017),通過解析單個斜長石顆粒中成分的變化并結(jié)合相平衡圖解,可以解譯出相互連通的不同深度的巖漿儲庫中熔體的遷移與演化歷史(Cashman and Blundy, 2013)。巖漿作用貫穿著整個地殼,不同深度的晶粥構(gòu)成了穿地殼巖漿系統(tǒng)(Transcrustal magmatic system; Cashmanetal., 2017),涵蓋了從基性巖漿底侵和地殼部分熔融、熔體上升和匯聚、巖漿的演化和分異乃至火山爆發(fā)的幾乎所有的巖漿作用過程(蔣昌宏等, 2022)。對相平衡計算和礦物結(jié)晶過程的深入研究發(fā)現(xiàn),在穿地殼巖漿系統(tǒng)中,晶體-熔體分離控制著晶粥的分異演化(Xuetal., 2021),并進(jìn)一步造成巖漿巖的地球化學(xué)多樣性。

富晶體火山巖即是穿地殼巖漿系統(tǒng)中長英質(zhì)晶粥演化過程的一種特殊產(chǎn)物,僅在某些特定的情況下出現(xiàn)(王碩等, 2020)。富晶體火山巖有兩類: 一類是英安質(zhì)或流紋質(zhì)的斑晶含量和成分均勻的熔結(jié)凝灰?guī)r(monotonous intermediate or rhyolitic ignimbrites)(圖1b),另一類是具斑晶含量和成分分帶的流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r(zoned ignimbrites)(圖1b)(Hildreth,1981; Huberetal., 2012; Bachmann and Huber, 2016)。富晶體火山巖的出現(xiàn),表明巖漿儲庫的演化過程極度復(fù)雜。Watts 等(2016) 通過對Caetano地區(qū)大型火山口的系統(tǒng)研究, 發(fā)現(xiàn)該區(qū)域的熔結(jié)凝灰?guī)r并非簡單的由晶體-熔體分離形成,而是經(jīng)歷了巖漿補(bǔ)給、晶粥活化、再均一等過程,由于有高溫巖漿的補(bǔ)給,導(dǎo)致已形成的晶粥發(fā)生再次活化,從而形成這種富晶體的火山巖。因此,富晶體火山巖的形成過程往往記錄了晶粥演化不同過程的信息,對富晶體火山巖的研究可以加深對長英質(zhì)巖漿儲庫復(fù)雜過程的全面認(rèn)識。本文總結(jié)了晶粥分異演化和儲存狀態(tài)的研究新進(jìn)展,并綜述了富晶體火山巖研究的現(xiàn)狀和存在問題,以為進(jìn)一步了解長英質(zhì)巖漿儲庫復(fù)雜的分異演化的物理過程、熱動力學(xué)和時間尺度提供參考。

圖1 帶狀晶粥模型[a, 據(jù)Hildreth(2004)、Miller(2016)和顏麗麗等(2022)修改]和富晶體火山巖斑晶含量與SiO2含量協(xié)變圖[b, 據(jù)Huber 等(2012)、Watts等(2016)修改]Fig. 1 Schematic cartoon illustrating zoned mush model (a, modified after Hildreth, 2004; Miller, 2016; Yan Lili et al.,2022) and phenocryst content versus SiO2 content diagram of crystal-rich volcanic rocks (b, modified after Huber et al., 2012 and Watts et al., 2016)XS—相山流紋質(zhì)碎斑熔巖; TL—桐廬火山巖(Du et al., 2022); 西內(nèi)華達(dá)火山盆地熔結(jié)凝灰?guī)r(Watts et al., 2016): FCM—Fish Creek Mountains凝灰?guī)r; CM—Cove Mine凝灰?guī)r; PC—Poco Canyon凝灰?guī)r; AD—Arc Dome凝灰?guī)r; 美國西部熔結(jié)凝灰?guī)r(Huber et al., 2012): CT—Caetano凝灰?guī)r; LC—Lava Creek凝灰?guī)r; T—Bandelier凝灰?guī)r中的Tshigere Member; BT—Bishop凝灰?guī)r; TC—Tiva Canyon凝灰?guī)r; WP—Wason Park凝灰?guī)r; CR—Carpenter Ridge凝灰?guī)r; RC—Rat Creek凝灰?guī)r; NM—Nelson Mountain凝灰?guī)r; AT—Ammonia Tanks凝灰?guī)r; FC—Fish Canyon凝灰?guī)r; BC—Blue Creek; SM—Snowshoe Mountain凝灰?guī)r; MP—Masonic Park凝灰?guī)rXS—Xiangshan rhyolitic porphyritic lava; TL—Tonglu volcanic rocks (Du et al., 2022); Abbreviations for ignimbrites of the western Nevada volcanic field (Watts et al., 2016) are as follows: FCM—Fish Creek Mountains tuff; CM—Cove Mine tuff; PC—Poco Canyon tuff; AD—Arc Dome tuff; Abbreviations for ignimbrites of the western USA (Huber et al., 2012) are as follows: CT—Caetano tuff; LC—Lava Creek tuff; T—Tshigere Member of the Bandelier tuff; BT—Bishop tuff; TC—Tiva Canyon tuff; WP—Wason Park tuff; CR—Carpenter Ridge tuff; RC—Rat Creek tuff; NM—Nelson Mountain tuff; AT—Ammonia Tanks tuff; FC—Fish Canyon tuff; BC—Blue Creek; SM—Snowshoe Mountain tuff; MP—Masonic Park tuff

1 長英質(zhì)巖漿儲庫的分異演化

1.1 晶體-熔體分異

火山巖和侵入巖的成因聯(lián)系是一個爭論了上百年的基本科學(xué)問題(Read, 1948; Buddington, 1959;Hamilton and Myers, 1967; Pitcher, 1987; Bachmannetal., 2007; Glanzneretal., 2015; Kelleretal., 2015)。長英質(zhì)侵入巖到底是結(jié)晶的熔體(“未噴出的火山巖”,沒有經(jīng)歷過明顯的晶體-熔體分離),還是火山噴發(fā)的殘余堆晶?通常全巖和礦物的元素地球化學(xué)和巖相學(xué)特征可以比較好地區(qū)分出這兩種成因。晶體-熔體分離作用形成的堆晶一般顯著富集相容微量元素而虧損不相容元素(Mohamed, 1998; Deering and Bachmann, 2010),并且堆晶(侵入巖)中會因晶體-熔體分離作用(晶體沉降和/或壓實(shí)作用)出現(xiàn)某些礦物定向和片理(Arculus and Wills, 1980; Seaman, 2000; Xuetal., 2021; Shietal., 2022)。

有學(xué)者認(rèn)為相較于鎂鐵質(zhì)巖漿,晶體-熔體分離對長英質(zhì)巖漿演化的貢獻(xiàn)很低,因?yàn)殚L英質(zhì)堆晶中往往具有更多的粒間熔體,巖漿黏度高,不易發(fā)生晶體-熔體分離,長英質(zhì)火山巖和侵入巖中晶體-熔體分離的地球化學(xué)、巖相學(xué)信號很難被識別(Bachmannetal., 2007; Gelmanetal., 2014)。盡管地球化學(xué)大數(shù)據(jù)不能清晰區(qū)分長英質(zhì)火山巖和侵入巖的成分(Glanzneretal., 2015; Kelleretal., 2015),還是有一些學(xué)者發(fā)現(xiàn)噴出巖普遍具有更高的全巖SiO2含量(Lipman, 2007; Gelmanetal., 2014; Deeringetal., 2016)。近年來的一些研究也表明即使存在明顯的粒間熔體,長英質(zhì)侵入巖還是顯示出具有高相容元素、低不相容元素的特征(Deering and Bachmann, 2010; Yanetal., 2016; Liangetal., 2022)。對花崗質(zhì)巖石開展的顯微巖相學(xué)和BSE、TIMA等微區(qū)結(jié)構(gòu)的分析也找到了黏度較高的長英質(zhì)巖漿中礦物壓實(shí)、沉降的證據(jù)(Graeteretal., 2015; Shietal., 2022)。長英質(zhì)晶粥通過晶體-熔體分離作用,產(chǎn)生了具有活動性的高硅流紋質(zhì)巖漿噴發(fā)到地表,而留下的相對低硅的殘余液相和晶體的混合物就以侵入巖的形式保留在了火山之下(Hildreth, 2004; Lipman, 2007; Lipman and Bachmann, 2015)。

1.2 高硅(高分異)花崗巖

上地殼中的中酸性侵入體主要是花崗閃長質(zhì)和英云閃長質(zhì)的(Rudnick, 1995),狹義的花崗巖(石英占長英質(zhì)礦物的20%～60%,斜長石占長石的10%～65%)卻十分稀少(Glanzneretal., 2015)。高演化的長英質(zhì)巖漿儲庫位于存在大量可出溶揮發(fā)分的上地殼(Bachmann and Huber, 2016),而揮發(fā)分在熔體中聚集會使熔體具有很高的噴發(fā)能力,從而誘發(fā)大量的火山噴發(fā)(Huppert and Woods, 2002)。這可能造成了在高硅流紋巖的分布區(qū)較少出露與之成分相對應(yīng)的高演化(高分異)花崗巖。

不過,長英質(zhì)巖漿儲庫的頂部也能夠聚集大量的高硅花崗巖(HSGs)(Hildreth, 1979; Bachletal., 2001;Bachmann and Bergantz, 2004, 2008)。Lee和Morton(2015)在研究高硅花崗巖時發(fā)現(xiàn),在哈克圖解中,不相容元素(如K、Rb)和相容元素(如Sr)的變化趨勢在71%的SiO2處均發(fā)生陡然變化,是因?yàn)镾iO2含量超過70%時晶體-熔體分離開始主導(dǎo)分異過程。吳福元等(2017)結(jié)合晶粥模型對通常具有高硅特征的高分異花崗巖的成因開展研究,認(rèn)為很多高分異花崗巖就是通過晶粥體的晶體-熔體分異形成的,即從深部巖漿房中抽取的高硅熔體形成高分異的高硅花崗巖,而殘留在巖漿房的物質(zhì)結(jié)晶形成略低硅的富含斑晶的花崗巖類。

此外,同一地區(qū)與高硅花崗巖同源、互補(bǔ)的二長花崗巖/花崗閃長巖中出現(xiàn)的鉀長石聚晶指示了長石的堆晶作用(Luetal., 2022)。高硅花崗巖與火山-侵入雜巖中代表抽取的高硅熔體的流紋巖或流紋質(zhì)凝灰?guī)r存在類似的地球化學(xué)特征,也存在明顯的Eu、Ba、Sr的負(fù)異常,其周圍也出露成分與之互補(bǔ)的同期深成巖,這些高硅花崗巖與互補(bǔ)的深成巖之間往往也存在SiO2成分間斷。因此,高硅花崗巖也很可能是由晶體-熔體分離后抽離出的高硅熔體結(jié)晶形成的(Luetal., 2022; Chenetal., 2022)。

1.3 貧晶體和富晶體火山巖

高硅流紋巖(SiO2>70%)在地球上十分常見,但其中晶體含量通常較低(Bachmann and Huber, 2016)。全球范圍內(nèi)也存在一些規(guī)模巨大、成分均勻的富晶體火山巖,如Fish Canyon凝灰?guī)r(Whitney and Stormer, 1985;Bachmannetal., 2002)、Lund凝灰?guī)r(Maughanetal., 2002)、La Pacana凝灰?guī)r(Lindsayetal., 2001)等。這類火山巖通常為英安質(zhì)的晶體含量和成分均勻的熔結(jié)凝灰?guī)r(monotonous intermediates;圖 1b)(Hildreth, 1981),普遍發(fā)育于大火成巖省中,明確記錄了上地殼存在著規(guī)模巨大、成分均一的富晶體巖漿(Bachmann and Huber, 2016)。這些英安質(zhì)富晶體火山巖不存在明顯的堆晶結(jié)構(gòu)(Hildreth, 1981; Lindsayetal., 2001; Maughanetal., 2002; Huberetal., 2012),但普遍發(fā)育低溫礦物的熔蝕結(jié)構(gòu)(石英和長石)(Bachmann and Dungan, 2002; Bachmannetal., 2002)。后續(xù)研究發(fā)現(xiàn)在Nevada Great Basin、Taupo Volcanic Zone、新西蘭以及Southern Rocky Mountain volcanic field(SRMVF)等地還存在一種流紋質(zhì)的富晶體火山巖(圖1b)(Matthewsetal., 2012; Lipman and Bachmann, 2015; Wattsetal., 2016)。與上述成分均勻的富晶體火山巖相對應(yīng)的,是一些大規(guī)模的、具有成分梯度或分帶的富晶體火山巖(熔結(jié)凝灰?guī)r)(zoned ignimbrites;圖 1b),它們由上部貧晶體巖漿(cap of crystal-poor material)和下方緊接著的富晶體帶共同組成的帶狀巖漿儲庫噴發(fā)形成(圖1a)(Bachmann and Huber, 2016),例如著名的Bishop(Wattsetal., 2016)和Bandelier凝灰?guī)r(Wolff and Ramos, 2014)。另外,還有一種無成分分帶、貧晶體的凝灰?guī)r,晶體含量通常在10%～20%之間(Dunbaretal., 1989; Nashetal., 2006; Ellis and Wolff, 2012; Ellisetal., 2013),其中聚晶或斑晶的全巖成分更偏鎂鐵質(zhì),斑晶礦物主要包括輝石、斜長石等而缺少透長石、石英(Bachmann and Huber, 2016)。這些輝石和斜長石具有演化的REE成分,指示其可能結(jié)晶于流紋質(zhì)熔體(Ellisetal., 2014)。這種凝灰?guī)r被認(rèn)為是貧水的晶粥重熔形成熔體囊后形成的,當(dāng)巖漿從下部補(bǔ)給時,干熱的晶粥不存在包含透長石、石英的濕冷熔體,因此不會形成成分分帶(Bachmann and Huber, 2016)。顯然,火山巖的晶體含量取決于其噴發(fā)前的晶粥演化過程,火山巖的多樣性暗示了晶粥演化過程的復(fù)雜性。

2 長英質(zhì)晶粥的冷儲存

噴發(fā)物質(zhì)(熔巖或火山碎屑)的成分和結(jié)構(gòu)可用于推斷巖漿存儲的狀態(tài)(Cashmanetal., 2017),而通過相平衡實(shí)驗(yàn)可以將熔體、固體各相的物質(zhì)成分和比例與噴發(fā)前的巖漿存儲狀態(tài)建立對應(yīng)關(guān)系(Rutherfordetal., 1985; Moore and Carmichael, 1998; Blundy and Cashman, 2008)。

大多數(shù)的地殼巖漿活動最開始是由幔源玄武質(zhì)巖漿驅(qū)動的(Cashmanetal., 2017)。演化程度低的玄武質(zhì)巖漿從地幔逐漸進(jìn)入地殼,它們的初始狀態(tài)由溫度決定。若巖漿體量足夠小,能夠迅速與其定位的周圍環(huán)境達(dá)到熱平衡,那么根據(jù)環(huán)境溫度不同可能會出現(xiàn)巖漿完全固結(jié)、形成(不能噴發(fā)的)晶粥和形成(可噴發(fā))的巖漿這3種情況(Cashmanetal., 2017)。在下地殼,高的環(huán)境溫度接近固相線并且在熱力學(xué)上有利于使補(bǔ)給的原始玄武質(zhì)巖漿保持在固相線之上,因此巖漿積累所需的通量較低,這種環(huán)境是玄武質(zhì)巖漿滯留、冷卻或結(jié)晶形成富熔體的晶粥及熔體演化的有利環(huán)境(Hildreth and Moorbath, 1988; Annenetal., 2006; Xuetal., 2021),巖漿儲庫能持續(xù)足夠長的時間來充分演化分異(Solanoetal., 2012)。熔體分離有兩方面的影響因素: ① 晶粥壓實(shí),擠出演化程度高的熔體; ② 與周圍環(huán)境之間的溫度差。溫度降低使分離出的熔體發(fā)生的結(jié)晶分異通常比壓實(shí)快得多。演化的熔體可以繼續(xù)上升到地殼上部,并殘留難熔的堆晶。

在淺部地殼,只有當(dāng)熔體的輸入速率足夠高或體積足夠大時,才能保持高于固相線的溫度(Solanoetal., 2012)。在這種情況下,含一定量熔體的晶粥可以持續(xù)存在很長時間,并且在巖漿儲庫中持續(xù)積累可噴發(fā)的巖漿(Annenetal., 2006; 顏麗麗等, 2022)。巖漿儲庫冷卻速率取決于熔體的體積和形態(tài)。大規(guī)模的熔體若發(fā)生侵位并內(nèi)部對流則會迅速冷卻,它可能會與之前存在的較冷熔體混合,熔融并同化部分圍巖,或與上覆地殼的水熱環(huán)境有關(guān)。小型侵入體可能因體積小而無法產(chǎn)生對流,但可以通過熱傳導(dǎo)迅速散失熱量,因此,當(dāng)熔體與圍巖之間的溫度差較小,或當(dāng)晶體含量足夠高以至于不能產(chǎn)生對流時,冷卻速率將極大程度地降低(Dufek and Bachmann, 2010)。在上地殼,移動到較冷區(qū)域的巖漿可以在103a內(nèi)實(shí)現(xiàn)局部熱平衡(Huangetal., 2015),但是大型巖漿系統(tǒng)(空間尺度10～100 km)的壽命可能為105～107a。中、上地殼要在這樣的時間跨度內(nèi)容納大量可噴發(fā)巖漿,需要比正常巖漿通量高1～2個數(shù)量級且持續(xù)的巖漿通量(Gelmanetal., 2013; Annenetal., 2015)。相對來說,保留無噴發(fā)能力的晶粥所需的溫度條件較低,僅需要高于固相線而非流變學(xué)鎖定(～50%熔融)的溫度范圍即可,因此,晶粥存在的溫度可以比可噴發(fā)的巖漿低上幾百度(Gelmanetal., 2013; Carrichietal., 2015)。晶粥由于黏度高,對流難以發(fā)生,即使發(fā)生也十分緩慢(Dufek and Bachmann, 2010),因此,其冷卻主要受控于熱傳導(dǎo),所以上地殼晶粥系統(tǒng)的壽命通常較長。晶粥能否達(dá)到可噴發(fā)狀態(tài)的熔體含量(約40%)(Gelmanetal., 2014; Pamigianietal., 2014)或是接近固結(jié)(Cooper and Kent, 2014),這取決于巖漿成分、巖漿補(bǔ)給速率、局部應(yīng)力場以及和環(huán)境的熱交換等因素。

該現(xiàn)象也得到了年代學(xué)研究的支持。鋯石定年結(jié)果(CA-ID-TIMS鋯石U-Pb定年、U系不平衡定年、離子探針U-Pb定年)(Chamberlainetal., 2014a; Matthewsetal., 2015; Steltenetal., 2015; Schoene and Baxter, 2017)指示巖漿分異時間通常為104～106a,而噴發(fā)前巖漿在上地殼維持較高溫度的時間要短得多(<1～約103a,來自礦物環(huán)帶的擴(kuò)散年代學(xué)研究結(jié)果)(Zellmeretal., 2003; Costaetal., 2010; Druiitetal., 2012; Allanetal., 2013)。馬昌前等(2020)認(rèn)為,地殼中的花崗質(zhì)晶粥體可以在比火山噴發(fā)時的巖漿溫度低200～300℃的條件下長時間儲存,屬于冷儲存;只有外來熱的巖漿的補(bǔ)充,才會使近固態(tài)的富晶體巖漿發(fā)生活化,進(jìn)而發(fā)生巖漿儲庫的分異或達(dá)到火山噴發(fā)的條件。

低溫花崗巖的發(fā)現(xiàn)也支持這種認(rèn)為晶粥具冷儲存狀態(tài)的認(rèn)識?；◢徺|(zhì)巖漿中的礦物普遍認(rèn)為結(jié)晶于650～700℃或更高的溫度(Tuttle and Bowen, 1958; Piwinskii, 1973),而加利福尼亞的Tuolumne侵入巖套的石英顆粒記錄了474～561℃的結(jié)晶溫度(Ackersonetal., 2018)。能在明顯低于濕固相線溫度(約500℃)結(jié)晶形成花崗巖的,只能是成分比較極端的過堿性(Na+K>Al)熔體(Ackersonetal., 2018)。

3 巖漿補(bǔ)給和晶粥活化

晶粥本身是很難噴發(fā)的,因?yàn)樗牧髯兡芰κ苤朴诰w格架的結(jié)構(gòu)(Marsh, 1981)。晶粥中晶體格架的結(jié)構(gòu)對熔體占比十分敏感。熔體含量越低,晶體-熔體的結(jié)合強(qiáng)度就越大(Rosenberg and Handy, 2005)。巖漿向晶粥轉(zhuǎn)變過程中晶體含量是一個很窄的范圍,然而體系的黏度在此區(qū)間卻有數(shù)個數(shù)量級的變化(Costaetal., 2009)。通常來說,流變性質(zhì)轉(zhuǎn)變發(fā)生在晶體含量介于50%～65%的范圍內(nèi),在自然界里該范圍可能甚至更窄(Whitney, 1988;Caricchi and Blundy, 2015)。

巖漿補(bǔ)給經(jīng)常被認(rèn)為是火山噴發(fā)的誘因(Matthewsetal., 2012; Saundersetal., 2012; 顏麗麗等,2022),體現(xiàn)在直接使巖漿房體積增大導(dǎo)致圍巖被破壞(Jellinek and Depaolo, 2003)、累積巖漿的浮力驅(qū)動效應(yīng)(Carrichietal., 2014)以及飽和氣體和攜帶晶體的增加(Warketal., 2007)等方面。巖漿補(bǔ)給誘發(fā)的火山噴發(fā)可形成富晶體英安質(zhì)和貧晶體流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r,二者的差異體現(xiàn)了兩個時間尺度之間的競爭(Huberetal., 2012): ① 再活化,使不具備流動性的流變學(xué)鎖定(rheological lock-up)的晶粥重新具備噴發(fā)能力(晶體少于50%)的時間尺度; ② 使巖漿儲庫均一化的對流攪動的時間尺度。Huber等(2012)通過對巖漿儲庫建立熱力耦合模型,結(jié)果表明晶粥解鎖的再活化時間遠(yuǎn)長于使儲庫均一的對流攪動的時間。因此,經(jīng)歷過再活化的富晶體巖漿不可避免地會被充分?jǐn)噭?。相對而?貧晶體巖漿沒有再活化時就已具備流變學(xué)噴發(fā)能力,同時也無需攪動均一。

當(dāng)巖漿中對流發(fā)生時,巖漿儲庫的邊緣與圍巖的溫差加大從而加劇冷卻。這種能加速冷卻的對流只發(fā)生于低結(jié)晶度狀態(tài)下(Huberetal., 2009)。例如,高演化的高硅巖漿在降溫過程中能夠迅速達(dá)到低共熔點(diǎn),英安質(zhì)巖漿在晶體含量(體積分?jǐn)?shù),下同)為 40%～50%時達(dá)到接近低共熔狀態(tài)(Bachmannetal., 2002)。巖漿補(bǔ)給能夠提供足夠的焓來減緩甚至反轉(zhuǎn)巖漿儲庫冷卻的趨勢,使其保持在長時間的低熔體狀態(tài)(Annen and Sparks, 2002; Annenetal., 2006; Annen, 2009; Gutierrezetal., 2013)。

在穿地殼巖漿系統(tǒng)中,補(bǔ)給巖漿來自于系統(tǒng)更深處的熔體積累(顏麗麗等,2022),還攜帶了揮發(fā)分、再循環(huán)晶(antecrysts)、聚晶(glomerocrysts)和來自結(jié)晶度更高的晶粥的堆晶。盡管補(bǔ)給巖漿有時以淬冷包體呈現(xiàn),但更多噴出巖中遍布的再循環(huán)晶和聚晶證實(shí)了補(bǔ)給巖漿能夠在巖漿積累過程中充分混合。揮發(fā)分的出溶有助于這種混合(Cashmanetal., 2017)。熔體上升過程中,揮發(fā)分可以運(yùn)動至晶體顆粒邊緣使其熔融(升高pH2O)或結(jié)晶(降低pH2O),或大量釋放于巖漿系統(tǒng)更淺部發(fā)生反應(yīng),抑或是通過被動脫氣逃離至地表,這些均是引起火山噴發(fā)的重要因素(Gironaetal., 2015)。

對于巖漿補(bǔ)給和晶粥再活化的時間尺度的研究,主要依賴于擴(kuò)散年代學(xué)方法(Wattsetal., 2016; Rubinetal., 2017)。放射性同位素定年是傳統(tǒng)定年技術(shù)的基礎(chǔ),但許多巖漿活動的時間尺度很短,低于放射性同位素定年技術(shù)的下限(周金勝等, 2022)。擴(kuò)散年代學(xué)可以用于精細(xì)巖漿活動時間尺度的補(bǔ)充,巖漿補(bǔ)給的證據(jù)通常來自于巖漿房中的晶體環(huán)帶(Morganetal., 2004; Warketal., 2007; Zhaoetal., 2023b)。擴(kuò)散年代學(xué)可以計算出具有環(huán)帶的礦物成分剖面的成分(例如石英中的Ti元素、斜方輝石中的Fe-Mg元素、透長石中的Ba和Sr元素等)變化所經(jīng)歷的時間(Chamberlainetal., 2014b; Zhaoetal., 2023b)。Rubin 等(2017)結(jié)合鋯石Li擴(kuò)散年代學(xué)和鋯石238U-230Th定年還原出了新西蘭Taupo火山帶的熱歷史,發(fā)現(xiàn)相較于巖漿儲存的時間,Li擴(kuò)散時間是相對快速的,結(jié)果暗示接近固結(jié)的晶粥可以長期儲存,期間穿插著由巖漿補(bǔ)給引起的快速加熱和快速冷卻,這種巖漿補(bǔ)給具有規(guī)模小且多次的特征。雖然已有一些成功的研究案例,但目前利用擴(kuò)散年代學(xué)研究巖漿補(bǔ)給和晶粥再活化的時間尺度,仍受到礦物微區(qū)分析的精度和空間分辨率以及不同擴(kuò)散系數(shù)計算結(jié)果迥異等問題的制約(Cherniaketal., 2007; Jollandsetal., 2020; Audétatetal., 2021; Zhaoetal., 2023b)。

4 富晶體火山巖的成因研究

4.1 富晶體火山巖的研究進(jìn)展

目前的研究認(rèn)為,無晶體含量和成分梯度的富晶體火山巖(圖 1b)具有非常好的均一性,需要在噴發(fā)前經(jīng)歷徹底的攪動才可形成,可能是由巖漿補(bǔ)給和再活化導(dǎo)致的(Huberetal., 2012)。低溫礦物的熔蝕結(jié)構(gòu)也指示噴發(fā)前巖漿儲庫經(jīng)歷了再次加熱(Bachmann and Huber, 2016)。盡管巖漿補(bǔ)給促使被流變學(xué)鎖定的區(qū)域發(fā)生熱力學(xué)再活化在巖漿儲庫中十分常見,但是該過程往往并不能直接導(dǎo)致巖漿噴發(fā)。富晶體的、貧水的物質(zhì)發(fā)生重熔,新熔體是干的熔體(Evans and Bachmann, 2013; Caricchi and Blundy, 2015; Wolffetal., 2015)。隨著形成體系的溫度不斷降低(Johannes and Holtz, 2012),新熔體反過來又抑制熔體的形成(Huberetal., 2010a; Woltzlawetal., 2013)。能夠引起噴發(fā)的再活化或許需要巖漿補(bǔ)給帶來大量的熱或者注入一定量的揮發(fā)分(Bachmann and Huber, 2016)。具有斑晶含量和成分梯度的富晶體火山巖(圖 1b)的成因被解釋為帶狀晶粥的富熔體蓋先噴出,隨后位于晶粥底部的堆晶被再活化后噴發(fā)(圖1a)(Wolffetal., 2015; Evansetal., 2016),而由于晶粥所處的巖漿環(huán)境過于貧水以至于出溶的揮發(fā)分達(dá)不到使巖漿儲庫具有效熱交換的體量時(Huberetal., 2010b),巖漿補(bǔ)給不能將晶粥再活化,則可能形成無成分分帶、貧晶體到中等晶體含量的火山碎屑巖(Ellisetal., 2014; Wolffetal., 2015)。

被記錄的最大的火山碎屑噴發(fā)物(>5 000 km3,Lipman, 2000)Fish Canyon凝灰?guī)r是Hildreth(1981)提出的無晶體含量和成分梯度的富晶體火山巖的典型代表之一。該英安質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r中含有的全晶質(zhì)的捕擄體被視作是鎂鐵質(zhì)巖漿侵入時產(chǎn)生的固化邊緣捕擄體中的石英、長石的熔蝕結(jié)構(gòu)和環(huán)帶,長石由核部向邊部出現(xiàn)的An陡然升高的峰,不同于斑晶斜長石的高SiO2玻璃基質(zhì)具有高Sr、Ba、Eu值,自形角閃石斑晶中存在振蕩環(huán)帶、反環(huán)帶,這些證據(jù)均支持是晚期升溫導(dǎo)致的巖漿演化過程。巖漿房范圍內(nèi)成分均一,小規(guī)模范圍的結(jié)構(gòu)、化學(xué)成分卻存在差異,均表明其中晶體反復(fù)經(jīng)歷生長和熔蝕的過程。故Fish Canyon晚階段演化的巖漿被認(rèn)為是接近固結(jié)的上地殼晶粥再活化的產(chǎn)物(Bachmannetal., 2002)。

Caetano凝灰?guī)r是成分均一的流紋質(zhì)富晶體熔結(jié)凝灰?guī)r,分為上部熔結(jié)凝灰?guī)r(晶體含量40%～42%)和下部熔結(jié)凝灰?guī)r(晶體含量38%)。從下到上SiO2含量由高到低逐漸降低。在晶體-熔體分異的過程中,巖漿儲庫內(nèi)部演化程度更高的粒間熔體從演化程度更低的晶粥中抽離上升,聚集在巖漿儲庫上部的熔體持續(xù)結(jié)晶、分異、混合,形成均一的蓋層覆于具有成分梯度的原晶粥之上(Wattsetal., 2016)。新西蘭的Taupo火山帶中石英Ti擴(kuò)散年代學(xué)結(jié)果顯示,Whakamaru巖漿儲庫經(jīng)歷了103～104a的再活化和數(shù)十至百年的噴發(fā)(Matthewsetal., 2012)。Southern Rocky Mountain火山區(qū)記錄了上地殼接近固結(jié)的晶粥受到高頻率巖漿補(bǔ)給而形成的持續(xù)了數(shù)百萬年的熔結(jié)凝灰?guī)r的反復(fù)噴發(fā)(Lipman and Bachmann, 2015)。多階段的巖漿補(bǔ)給導(dǎo)致在固相線溫度上下振蕩變化的環(huán)境使巖漿系統(tǒng)斷斷續(xù)續(xù)地演化,由于多期加熱事件并不一定會使流紋質(zhì)巖漿房結(jié)構(gòu)完全破壞、促使對流均一化,從而會保留一定的成分梯度(Wattsetal., 2016)。

成分分帶的火山巖Bandelier凝灰?guī)r早期噴發(fā)的正常凝灰?guī)r和晚期噴發(fā)的富晶體凝灰?guī)r具有變化范圍較大的87Sr/86Sr值,ID-TIMS測試結(jié)果揭示同位素不均一不僅存在于全巖,還存在于石英-透長石聚晶等相同的礦物之間,這體現(xiàn)了巖漿補(bǔ)給對儲庫成分的改變(Wolff and Ramos, 2014)。相比早期貧晶體流紋質(zhì)凝灰?guī)r,Bishop凝灰?guī)r晚期富晶體流紋質(zhì)凝灰?guī)r具有更高的巖漿溫度(Fe-Ti氧化物、透長石-斜長石、Δ18O石英-磁鐵礦礦物組溫度計均指示更高的溫度),結(jié)合礦物環(huán)帶的存在指示晚期凝灰?guī)r經(jīng)歷了巖漿補(bǔ)給和加熱(Evansetal., 2016)。

Zhao 等(2023a)研究發(fā)現(xiàn)不同構(gòu)造背景下火山巖晶體含量有顯著差異。大陸裂谷或熱點(diǎn)以發(fā)育典型的雙峰式火山巖為特征,貧晶體的流紋巖常見;而典型大陸弧一般發(fā)育大量富晶體的安山巖和英安巖,貧晶體的流紋巖相對較少。他們指出巖漿中的H2O可能是解開這一謎團(tuán)的鑰匙。巖漿中H2O含量可以顯著影響巖漿動力學(xué)過程和噴發(fā)能力,通過模擬巖漿上升通道中氣-液兩相流體動力學(xué),并利用熱傳導(dǎo)模型制約巖漿上升的臨界最小速率,他們進(jìn)一步揭示出大陸裂谷或熱點(diǎn)火山巖中的流紋質(zhì)熔體的H2O含量在相同溫度下比大陸弧火山巖流紋質(zhì)熔體低約1.5%,導(dǎo)致前者熔體黏度比后者高一個數(shù)量級(分別為105.5±0.2和104.5±0.2 Pas)。大陸弧巖漿儲庫中具有更強(qiáng)烈的對流和更高的混合效率,使得晶粥可以發(fā)生活化和均一化,形成大量可噴發(fā)的富晶體(可達(dá)約50%)中性巖;而大陸裂谷或熱點(diǎn)背景下,流紋質(zhì)熔體噴發(fā)時不能攜帶較多晶體,于是形成大量貧晶體(<30%)流紋巖。

4.2 中國東南沿海的富晶體火山巖

中國東南部晚中生代火山活動強(qiáng)烈,酸性巖占絕對優(yōu)勢,花崗巖與流紋巖往往在空間上伴生(圖2),這類具有時、空、源一致性的花崗質(zhì)巖石被稱作火山-侵入雜巖(王徳滋等, 2000)。中國東南沿海有許多破火山,這些大型的環(huán)狀火山塌陷中又包含眾多小的火口(Lipman, 2000; Xuetal., 2021)。在這些破火山中,常出露富晶體的火山巖(圖2)。這些富晶體的火山巖常以富晶體的凝灰?guī)r、流紋巖中的粗面質(zhì)包體以及侵出相的碎斑熔巖的形式產(chǎn)出。

圖2 中國東南沿海富晶體火山巖分布圖(據(jù)Zhou et al., 2006修改)Fig. 2 Distribution of crystal-rich volcanic rocks in the coastal area of Southeast China (modified after Zhou et al., 2006)

富晶體的凝灰?guī)r出露于浙江雁蕩山、半山、芙蓉山等破火山(圖2)。雁蕩山發(fā)育富晶體的流紋質(zhì)熔結(jié)晶屑角礫凝灰?guī)r(第1階段火山巖;圖3a),其中常見長石聚晶和長石熔蝕結(jié)構(gòu),表明其有可能經(jīng)歷了堆晶重熔(Yanetal., 2016)。浙東半山富晶體流紋質(zhì)火山巖中含有石榴子石,研究發(fā)現(xiàn)石榴子石是巖漿分異演化晚期在相對低溫低壓和富流體環(huán)境下形成的,暗示巖漿曾達(dá)到類似花崗巖的高結(jié)晶度(Yan and He, 2022)。半山富晶體火山巖中的石榴子石、石英、長石也具有熔蝕現(xiàn)象,部分石榴子石還被石英包裹(Yan and He, 2022)。Yan 和He(2022)據(jù)此提出晶粥由于巖漿補(bǔ)給帶來的熱量和揮發(fā)分而發(fā)生了強(qiáng)烈的擾動、再活化,最終形成了富晶體流紋質(zhì)火山巖。浙江芙蓉山破火山的第4噴發(fā)階段也產(chǎn)出富晶體的流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r(圖 3b)(俞云文, 1993)。

圖3 中國東南沿海富晶體火山巖野外和巖相學(xué)照片 Fig. 3 Photographs and photomicrographs of crystal-rich volcanic rocks in the coastal area of Southeast Chinaa—雁蕩山第1階段火山巖流紋質(zhì)熔結(jié)晶屑角礫凝灰?guī)r; b—芙蓉山第4噴發(fā)階段流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r; c—小雄流紋質(zhì)熔結(jié)凝灰?guī)r中粗面質(zhì)包體(黃色虛線); d—相山流紋質(zhì)碎斑熔巖; e—相山流紋質(zhì)碎斑熔巖(正交偏光); f—桐廬碎斑熔巖中鉀長石的珠邊結(jié)構(gòu)(正交偏光);Bt—黑云母; Kfs—鉀長石; Pl—斜長石; Q—石英a—Yandangshan rhyolitic crystal-lapilli tuff of the first volcanic unit; b—Furongshan rhyolitic ignimbrite of the fourth volcanic unit; c—Xiaoxiong trachytic enclaves (yellow dashed lines) distributed in the rhyolitic ignimbrites; d—Xiangshan rhyolitic porphyritic lava; e—Xiangshan rhyolitic porphyritic lava (crossed polarized); f—pearlitic border of K-felspar in Tonglu porphyritic lava (crossed nicols); Bt—biotite; Kfs—K-feldspar; Pl—plagio-clase; Q—quartz

在東南沿海的一些流紋巖中還發(fā)現(xiàn)了一種富晶體的粗面質(zhì)包體,如雁蕩山第4階段的流紋質(zhì)晶屑-玻屑熔結(jié)凝灰?guī)r中發(fā)育有這種富含晶體的包體,在雁蕩山破火山中央侵入相石英正長斑巖中也發(fā)育這種次圓狀或不規(guī)則狀的富晶體包體,目前認(rèn)為這種類型的包體可能與巖漿房的晶粥活化作用有關(guān)(Yanetal., 2020)。浙東小雄破火山的熔結(jié)凝灰?guī)r中也存在富晶體的粗面質(zhì)包體(圖 3c)。高麗等(2020)將其稱為粗面質(zhì)巖漿團(tuán)塊,其中的正長石普遍具強(qiáng)烈的熔蝕現(xiàn)象,被認(rèn)為代表了長英質(zhì)巖漿的自混合。高麗等(2020)認(rèn)為當(dāng)基性巖漿聚集到地殼淺部巖漿房底部時,使得先存的粗面質(zhì)晶粥活化并以熱柱的形式注入分異程度較高、富含揮發(fā)分、貧晶體的聚集在巖漿房頂部的流紋質(zhì)巖漿中,形成了巖漿的自混合現(xiàn)象。

中國東南沿海出露最多的富晶體火山巖是碎斑熔巖(圖 3d),其一般兼具火山碎屑巖與次火山巖的雙重特征(福建省區(qū)測隊火山巖組、巖礦組, 1982)。碎斑熔巖主要分布在浙、閔、贛、粵、桂等地區(qū)(邢光福等, 2011),如贛東北的玉華山、相山,閩西北的崇安,浙西的桐廬,閩東的屏南-周寧地區(qū)還發(fā)育一條碎斑熔巖帶(圖 2)。碎斑熔巖主要呈侵出相出露于火山構(gòu)造中心,多形成于各地區(qū)火山活動的晚期,碎斑熔巖富含斑晶,平均可達(dá)40%左右,最高可達(dá)50%～60%(圖 3e)(陶奎元等,1985)。碎斑熔巖多是具有成分梯度的“三相一體”,即從火山口中心的顯微粒狀碎斑熔巖、過渡的霏細(xì)狀碎斑熔巖到邊緣的隱晶質(zhì)碎斑熔巖(楊麗貞等, 2011; 劉成俊, 2017),代表著溢流-侵出-侵入三相。碎斑熔巖與空間上相伴生的凝灰?guī)r、花崗斑巖往往具有同時性(周萬蓬等,2015)。

碎斑熔巖的斑晶常常呈碎斑結(jié)構(gòu)(圖 3e),自形斑晶礦物破碎,“碎而不散、散而不遠(yuǎn)”,晶體碎片可拼接出完整的原始晶形(邢光福等, 2011)。碎斑形成可能是由于: ① 淺部巖漿的沸騰作用; ② 具有裂紋的斑晶在流動運(yùn)移過程中裂開; ③ 礦物轉(zhuǎn)變過程中收縮系數(shù)的差異(陶奎元等, 1985)。碎斑熔巖中另一個特征的現(xiàn)象是鉀長石的珠邊結(jié)構(gòu)(圖 3f)(林子瑜等, 2002; 林國輝, 2003; 張巖等, 2017),這是由于形成碎斑熔巖的巖漿的冷卻速度比一般的酸性熔巖流慢,巖漿不斷結(jié)晶的同時,斑晶能夠繼續(xù)生長并捕獲周緣的小晶體(周金城等, 1999; 邢光福等, 2011)。珠邊形成的原因最早認(rèn)為是物理過冷,由于鉀長石斑晶與近地表巖漿的溫度差以及不同礦物的成核密度、生長速度不同導(dǎo)致(王德滋等, 1982; 陶奎元等, 1985)。后來又提出了“組分過冷”的觀點(diǎn):珠邊中的鉀長石比碎斑中更富堿性長石組分(An偏低),鉀長石斑晶在生長過程中逐漸將巖漿中的SiO2排除出來,在鉀長石周圍的熔體中形成了一層富SiO2的邊界層,邊界層的液相線低于周圍巖漿的液相線,兩者的差異造成“組分過冷”,結(jié)晶出石英(周金城等, 1999)。但這些碎斑熔巖常見的結(jié)構(gòu)是否與巖漿補(bǔ)給和晶粥活化過程存在關(guān)聯(lián),尚不清楚。

王德滋等(1993)根據(jù)地球化學(xué)和礦物組成提出碎斑熔巖存在兩種不同成因:以桐廬為代表的Ⅰ型和以相山為代表的S型。桐廬Ⅰ型碎斑熔巖中暗色礦物除黑云母外還存在角閃石,相山S型碎斑熔巖主要鎂鐵礦物為黑云母,未發(fā)現(xiàn)角閃石;黑云母成分、全巖主-微量元素上其二者也有明顯區(qū)分。之后,Jiang等(2005)在石英二長斑巖中發(fā)現(xiàn)了角閃石,角閃石溫度計顯示較高的溫度,結(jié)合Ga、Al、高場強(qiáng)元素等指標(biāo)顯示的A型花崗巖的特征將相山火山-侵入雜巖劃分為A型。目前對碎斑熔巖的巖漿起源是殼源還是殼?；煸创嬖诿黠@爭議(王德滋等, 1993; 付建明等, 2004; Jiangetal., 2005; 張巖等, 2017),顯然碎斑熔巖的成因仍需進(jìn)一步探索。碎斑熔巖SiO2含量普遍較高(付建明等, 2004; 邢光福等, 2011; 潘登等, 2013; 張巖等, 2017),普遍富集大離子親石元素和高場強(qiáng)元素,虧損Ba、Sr、P、Ti和Eu(林子瑜等, 2002; 付建明等, 2004; 張巖等, 2017),具有成分梯度的流紋質(zhì)富晶體火山巖的特征。

Du等(2022)通過地球化學(xué)、熱力學(xué)模擬、質(zhì)量平衡計算研究桐廬碎斑熔巖(富晶體的流紋英安巖),認(rèn)為碎斑熔巖是巖漿儲庫受阻沉降過程中沒有充分完成晶體-熔體分離的介于貧晶體蓋和底部堆晶之間的富晶體帶,后期的玄武質(zhì)巖漿補(bǔ)給并未使巖漿儲庫再活化、破壞巖漿儲庫的結(jié)晶框架,但未討論富晶體巖漿噴發(fā)的動力學(xué)過程。Liang 等(2022)通過巖相學(xué)、地球化學(xué)、鋯石微量元素等方法研究石牛山碎斑熔巖(富晶體流紋巖),認(rèn)為碎斑熔巖是晶粥中抽離出的熔體,但并未對其富晶體的特征做出較好的解釋。

目前對碎斑熔巖的研究依然存在一定的局限性,尤其是沒有將富晶體火山巖研究的最新認(rèn)識引入碎斑熔巖的成因研究中。碎斑熔巖為何富晶體?碎斑熔巖是否也是晶粥再活化的產(chǎn)物?如果這一假設(shè)成立,是否存在巖漿補(bǔ)給、堆晶重熔的證據(jù)?晶體含量不同的“三相一體”的碎斑熔巖各相帶的成因聯(lián)系如何?這些問題均有待進(jìn)一步研究來解密。

5 主要認(rèn)識和展望

晶粥模型和穿地殼巖漿系統(tǒng)為研究火山巖、次火山巖和侵入巖間的成因聯(lián)系提供了很好的理論基礎(chǔ)。晶粥再活化解釋了富晶體火山巖中常見的看似不相關(guān)的特征,如晶體含量高、礦物的熔蝕結(jié)構(gòu)和環(huán)帶結(jié)構(gòu)、礦物聚晶、連續(xù)無間斷的化學(xué)成分等。然而,還有許多待解決的問題,我們?nèi)悦媾R著一些挑戰(zhàn):

(1) 碎斑熔巖的形成過程是怎樣的,是否經(jīng)歷了巖漿補(bǔ)給和晶粥再活化?作為最晚期的侵出相與破火山中其他火山巖和侵入巖的成因聯(lián)系是怎樣的?這些問題還需要進(jìn)一步研究。

(2) 除富晶體火山巖外,還有沒有能夠識別晶粥再活化過程的其他巖石學(xué)或礦物學(xué)標(biāo)志?如石英、長石等礦物環(huán)帶的微量元素和同位素組成是否可以指示晶粥的再活化?為什么有的晶粥活化并沒有導(dǎo)致火山噴發(fā)?什么樣的活化可以導(dǎo)致火山噴發(fā)?這些也是亟需研究的問題。

(3) 對長英質(zhì)巖漿儲庫中補(bǔ)給巖漿的通量和晶粥活化過程的時間尺度的理解還很有限,晶粥活化與超級火山噴發(fā)(例如Fish Canyon, Woltzlawetal., 2013)的聯(lián)系也不清楚。通過提高礦物定年的精度和空間分辨率,利用擴(kuò)散年代學(xué)約束巖漿過程的時間尺度,結(jié)合熱力學(xué)模擬和補(bǔ)給巖漿的通量的定量計算,可以幫助我們更加深入地理解長英質(zhì)巖漿儲庫的分異演化。