2017, Vol. 33
陆壳是地球区别于太阳系其他星体的重要特征之一，是联系地幔和大气圈的纽带，并提供了人类和其他生命生存的重要场所。因此陆壳的生长和演化一直是地质学家们研究的重要内容(Taylor, 1989; Rudnick, 1995; Rudnick and Fountain, 1995)。花岗岩(这里泛指“花岗质岩石”)是陆壳的重要岩石组成，也是地壳区别于其他行星的特色之一，在研究陆壳的形成和演化过程中具有重要意义，并在内生金属矿床成因研究和国民经济发展中也具有重要的科学意义和战略价值。因此，研究陆壳的形成和演化，首先要解决的就是花岗岩的成因问题。
对花岗岩的研究最早可追溯至十九世纪中期，而对其进行系统研究则始于二十世纪四、五十年代(Grout, 1945; Gilluly, 1948; Read, 1948a, b; Tuttle, 1952; Tuttle and Bowen, 1958)，在花岗岩的地球化学和成因的实验模拟上建立了初步的框架。在二十世纪七十年代中期到九十年代初，花岗岩的研究达到一个高峰，在花岗岩的成因分类和地球化学特征(Chappell and White, 1974; Whalen et al., 1987; Pitcher, 1983; Eby, 1990)、花岗岩形成的实验岩石学研究(Wyllie, 1971, 1979; Clemens, 1984; Clemens et al., 1986; Clemens and Vielzeuf, 1987; Whitney, 1988; Ebadi and Johannes, 1991; Johannes and Holtz, 1990)、花岗岩浆的上升和就位机制(Cann, 1970; Pitcher, 1979; Clemens and Wall, 1981)、花岗岩的构造背景(Pearce et al., 1984; Whalen et al., 1987; Maniar and Piccoli, 1989; Pitcher, 1993)等方面都得到了迅猛的发展，奠定了现代花岗岩研究的基础。最近几十年来，显而易见，与地球化学的紧密结合，大大拓展了花岗岩的研究空间，在探讨花岗岩的源区及相关的陆壳物质再循环、岩浆过程中的地球化学行为、壳幔相互作用过程和物质交换等方面的研究中都发挥了巨大的作用。但与此同时，对于花岗岩的地球化学数据也常常出现过度解读的情况，引发了在花岗岩研究方法以及花岗岩与大地构造结合上的较多争议(董申保和田伟，2007; 张旗等, 2007a; 吴福元等, 2007)。
事实上，最近十余年，国内和国外同行在花岗岩的研究上呈现出不同的关注点和研究趋势。这种差异首先表现为从事花岗岩研究者的数量上。尽管花岗岩的形成与陆壳演化问题有重要的关联，但值得注意的是，国外专门从事花岗岩研究的学者已经越来越少，而国内的花岗岩研究则似乎方兴未艾，这可以从最近几年在国内外杂志上所发表的有关花岗岩文章的作者单位上一窥究竟。这种对于花岗岩研究投入的差异可能与每个国家经济发展状况、国家需求以及科研发展的阶段有一定关系，也可能与地学传统学科在目前所遇到的大环境有关。但国内外学者在花岗岩研究内容上的差异更值得我们关注。不得不指出的是，尽管国内学者中发表的有关花岗岩的文章也不乏力作，但整体上，国内大量学者对花岗岩成因、分类和构造环境的岩石地球化学研究中，全岩主微量元素地球化学分析、锆石的定年和Hf同位素分析成为了重要的手段。而与此同时，尽管国外学者在传统的花岗岩岩石学研究中也难以有较大的进展，但是研究的内容和方式与国内存在较大区别。总的来看，如果说七十年代我国花岗岩研究在某些方面还可以跟国际上齐头并进的话，如今的国内花岗岩研究则除了定年和激光Hf同位素的“花衣”究竟有哪些方面能跻身国际前沿确实是值得我们深思的。鉴于此，我们有必要静下心来思考国内外学者研究花岗岩之间的这些差异，而这种差异很可能蕴含了花岗岩研究的一些根本问题，对于我们在新时期开展花岗岩研究很可能有借鉴之处。
基于上述考虑，本文搜集整理了最近十余年来国际重要学术杂志上发表的有关花岗岩文章，从中梳理出国际上目前对于花岗岩研究的八个主要的方向和内容，每个方向中都蕴含了其相应的重要科学问题，以期对我们国内花岗岩的未来研究方向给出一丝有益的参考。
2 花岗岩成因研究的新进展 2.1 地球早期花岗岩与大陆演化地球科学的许多问题归根结底是宇宙的形成和演化的问题。花岗岩的成因问题，是这个根本问题中的一个分支。众所周知，地球是太阳系固体星球中唯一具有花岗岩陆壳的行星。在其他固体星球中，虽然也有花岗质岩石，但这些岩石的量都极小(如Apollo 15号的样品中几百个微米级“石英二长闪长岩”，有些地外星体中有厘米级的花岗岩碎屑等)，它们的形成一般认为是跟冲击变质所引发的局部熔融过程有关(Fagan et al., 2014)或是液态不混溶的结果(Bonin, 2012)。但这两种机制并不能解释地球上广泛分布的花岗岩的成因。
地球独具特色的花岗岩是如何形成的？为何其他固体星球没有形成大量的花岗岩？这是花岗岩研究最根本的问题。解决这个问题，首先要了解地球早期花岗岩的形成过程。地球早期被认为是一个“岩浆海”(Rumble et al., 2013)，在壳幔分异之后，产生陆壳。目前对于早期陆壳的成分似乎更倾向于为镁铁质(Tang et al., 2016)，但是越来越多的人认同地球早期已存在花岗质岩浆活动。除了4.00~4.05Ga的Acasta片麻岩(Mojzsis et al., 2014)以外，该方面的记录主要聚焦在了西澳Jack Hills地区的变质砾岩中的碎屑锆石中(Froude et al., 1983; Compston and Pidgeon, 1986; Wilde et al., 2001)。大量的离子探针定年工作从中发现了不少3.9~4.4Ga的碎屑锆石(不少学者将其归为“冥古代”，即Hadean)(Cavosie et al., 2004; Holden et al., 2009)，这些碎屑锆石作为陆壳最早期物质组成的记录，其源区的地壳属性带给科学家无限的思考。通过对这些碎屑锆石的O、Li和Hf同位素以及锆石中的矿物包裹体的分析测试工作，我们获取了关于地球早期演化的许多重要信息(Wilde et al., 2001; Amelin et al., 1999; Cavosie et al., 2005; Harrison et al., 2005, 2008; Blichert-Toft and Albarède, 2008; Ushikubo et al., 2008; Kemp et al., 2010)。尽管这些古老的碎屑锆石可能来自复杂的源区，但是锆石本身的化学结构式(ZrSiO4)决定了这种矿物虽然可能有部分来自镁铁质的岩石，但最主要赋存于富Si且富Zr的中酸性岩中。不少Jack Hills锆石展现出的细密的韵律环带(Cavosie et al., 2004, 2005, 2007)、稍高的氧同位素组成(图 1; Wilde et al., 2001; Cavosie et al., 2007; Harrison, 2009)、以及其Li同位素组成支持(Ushikubo et al., 2008)也说明了此点。
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图 1 冥古代及早太古代锆石氧同位素分布(转引自Xing et al., 2014) Fig. 1 Oxygen isotopes of Hadean and Early Archean zircons (after Xing et al., 2014) |
那么，接下来的一个问题是，冥古代花岗岩的性质如何？Watson and Harrison (2005)利用锆石Ti温度计提出，冥古代锆石结晶于较低的岩浆温度(约700℃；图 2)，认为它们形成于低共熔的熔体，类似于现在我们看到的S型花岗岩，进而提出类似现代的板块构造可能在地球早期就已存在(Watson and Harrison, 2005; Harrison, 2009)。这种观点无疑对我们的现有认识产生了较大的冲击。但是，锆石Ti温度计作为该工作的基础，其指示意义还值得怀疑，很有可能该方法计算出的温度仅仅代表了锆石结晶时的温度，而未必能代表熔体结晶前的温度。这可能也是基性岩和碳酸岩中的锆石的Ti温度计结果也在700℃左右(Fu et al., 2008)的原因。另外，锆石Ti含量的分析极易受到微裂隙和微包裹体的影响(Fu et al., 2008; Xing et al., 2014)，对锆石Ti含量的准确测量需要仔细排除这些因素的影响，尤其是在那些剥蚀量较大且有一定深度的激光剥蚀方法的情况下更需谨慎。现在来看，越来越多的资料似乎并不支持冥古代花岗岩与现在的S型花岗岩类似(Kemp et al., 2010)。另外，它们的结晶温度并不高，说明热源未必需要地幔柱提供，可能也不是典型的A型花岗岩。另外，它们也不太可能为高演化的花岗岩，因为其锆石CL具有典型岩浆锆石结构特征，其Th、U含量也并不很高(Cavosie et al., 2004, 2005, 2007)。如果这些花岗岩是来自地球早期(水化的)镁铁质岩石部分熔融的(Kemp et al., 2010)的话，它们的形成机制更类似于典型的I型花岗岩，或者也可能是类似现在看到的紫苏花岗岩。总之，对于地球早期花岗质岩浆活动的性质目前仍是一个悬而未决的问题，有待对更多样品的研究或者采用更先进的测试技术才能获得新的突破。
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图 2 冥古代及早太古代锆石氧逸度(转引自Xing et al., 2014) Fig. 2 Oxygen fugacity of Hadean and Early Archean zircons (after Xing et al., 2014) |
从冥古代进入太古代，花岗质岩浆活动的记录明显增强。除了Acasta的片麻岩以外，地球上为数不多古老克拉通出露的古老岩石主要表现为TTG的岩石组合和伴生的绿岩。因而，太古代TTG是研究花岗岩成因和陆壳生长的一个重要内容；对于其成因有多种不同的认识(Moyen, 2011; Moyen and Martin, 2012)。研究TTG的成因，需结合更多的地质证据以及伴生岩石的成因来系统论证。研究发现，在以TTG岩石为主的太古代克拉通中，酸性侵入岩不仅仅有TTG，还伴生有少量的非TTG特征的花岗岩，主要包括三种类型：一是赞岐岩类花岗岩；二是黑云母或白云母或二云母花岗岩；三是这些岩石特征复合在一起所构成的混合型的花岗岩(Laurent et al., 2014)。这种太古代多样性的花岗岩出现在多个克拉通中，如在南部非洲Limpopo带中部的Pietersburg地块，其中各种不同类型的花岗岩的总出露面积甚至可与绿岩相当(Laurent et al., 2014)。太古代花岗岩的多样性意味着我们不能用解释TTG的某种模式来解释所有这些花岗岩的形成，尤其是含云母的花岗岩，其形成显然跟那些TTG不同，反而更类似于现在的典型的S型花岗岩。因此，太古代花岗岩多样性(尤其是那些钾质花岗岩)的成因值得深入研究，甚至其中可能蕴含了某些重要的大陆地球动力学信息。Laurent et al. (2014)统计了世界上不同克拉通中太古代花岗岩多样性的出露情况，结果发现这些多样性花岗岩的出现有三个规律：一是对于单个克拉通来说它们往往出现在广泛的TTG阶段形成之后；二是TTG的形成时间可以持续约500Myr，而多样性花岗岩的形成过程只持续大约150Myr；三是这种大量出现的多样性花岗岩最早出现在约3.0Ga(图 3)。他们认为这些花岗岩的形成可能与全球板块构造的启动有某种联系，指出3.0~2.5Ga是一个重要的构造转折期，自此，全球性的威尔逊俯冲-碰撞旋回开始广泛出现(Laurent et al., 2014)。
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图 3 全球不同克拉通晚太古代花岗岩多样性出现的时间示意图(据Laurent et al., 2014) Fig. 3 Simplified age distribution for diverse Late-Archean granites in global cratons (after Laurent et al., 2014) |
尽管地球早期多样性花岗岩的出现与板块构造之间是否存在必然的联系还值得商榷，但寻找这样的早期非TTG花岗岩对于探讨早期地壳演化和早期板块构造的启动还是有意义的。对于Hadean锆石，仅从碎屑老锆石本身获取的信息，我们还无法准确知其寄主岩的属性(即是否是TTG岩石)，因而，寻找那些“消失了的”古老的花岗岩具有重要的探索意义。一个可行的办法就是从古老克拉通内那些古老沉积砾岩中来寻找花岗岩的砾石，这可以为我们提供岩性和年代的双重信息。Sanchez-Garrido et al. (2011)在南非太古代的Moodies Group地层中就找到了这样的花岗岩砾石，类似的结果Kröner and Compston (1988)也有报道，这些砾石具有与TTG完全不同的稀土元素地球化学特征，其中的锆石具有石英、黑云母、钠长石、独居石等矿物包裹体，说明其原岩为花岗岩。相信有关此方面的更多发现会进一步加深我们对于地球早期花岗岩的形成和相关的地壳生长和演化的理解。
2.2 源区的不均一性与不平衡熔融花岗岩的形成是一个从地壳深部岩石部分熔融，到熔体集聚，岩浆上升、就位和结晶等的系列过程。探索花岗岩的成因，首先需要理清其源区的性质和组成。实验岩石学已经证实，地幔橄榄岩的部分熔融直接产生的不是花岗质熔体，而是玄武质的熔体(Wolf and Wyllie, 1994)；玄武岩的进一步部分熔融可以产生英云闪长岩，而英云闪长岩的部分熔融则可以产生狭义的花岗岩(Johannes and Holtz, 1996)。因此，花岗质岩石的形成主要是地壳物质重熔的结果。对于原地-半原地的花岗岩(通常指那些深熔的花岗岩)，可结合未熔融的变质岩围岩和熔融的残留体一起来研究其源区和熔融过程；而对于非原地的花岗岩，由于岩浆形成深度和就位深度的差异，其源区在野外很难直接识别。尤其是对于那些相对高温且相对低粘度的花岗岩(主要是A型花岗岩)来说，由于难以找到那些有可能在一定程度上指示源区的包体(事实上，相对低温的花岗岩中的包体也未必为源区残留)，使得源区的研究更为困难。
另外一方面需要注意的是，地壳的成分极度不均一，且这个不均一要比玄武岩研究中常说的地幔不均一大的多。例如，在同一个地壳层位发生部分熔融时，源区的物质可能既有变砂岩，又有变泥岩和变页岩等，还可能有不同类型的火成岩，且每种岩石的同位素可能千差万别；在这种情况下，所熔融的源区岩石性质的差异必然造成熔融出的岩浆成分的差异。从更深层次上来看，组成花岗岩源区岩石的矿物成分本身就存在着较大的不均一，不同的矿物具有不同的地球化学和同位素组成，这些矿物的熔融方式也可能会在产生的花岗质岩浆中有所反映。然而，地壳的不均一性在研究花岗岩成因时往往被忽视，这可能使得我们在研究花岗岩成因时有时显得有点“机械化”。
源区物质在发生部分熔融时，地壳源区的不均一性有可能被继承下来并被传递到岩浆中。先熔出的熔体可能来自那些具更低共熔点矿物组合的岩石，从而与后产生的熔体在同位素上很可能无法达到平衡。这些不同批次的熔体上升、集聚，进而形成岩浆房。不同批次熔体间不平衡的同位素特征在这一过程中可能由于岩浆对流和元素扩散而渐趋平衡。这种地壳的不均一性是否能够在最终结晶的花岗质岩石中保留下来，取决于岩浆的温度、结晶时间、成分等多方面的因素制约。如果岩浆的温度足够高，结晶持续的时间足够长，源区的这种不均一性很可能会在花岗岩的岩浆演化过程中被“破坏”(均一)掉。比如对于A型花岗岩，这类花岗岩表现为较高的高场强元素含量，其原因在于这些岩浆的源区水含量低，同时卤族元素含量高，导致产生这样的花岗质熔体比I型和S型花岗岩需要较高的岩浆温度(Whalen et al., 1987; Eby, 1990)。同时因为卤素的加入，一方面降低了熔体的粘度，起到解聚Si-O四面体的作用；另外一方面，它们易于和高场强元素和金属元素构成络合物，极大的提高了这些金属元素在熔体中的溶解度。较高的岩浆温度促进了元素和同位素的扩散，而低的粘度也可能会加速这一过程并促进岩浆的对流，这些因素的综合会使得A型花岗岩中的元素和同位素较易达到均一。因此，我们常常可以看到A型(主要为典型的A型)花岗岩的同位素变化范围都比较小。但对于I型和S型花岗岩来说，由于岩浆的源区水含量相对较高，岩浆的温度可能相对较低，岩浆的粘性大，其源区的不均一性未能完全消除掉，同位素的变化往往会显得较为复杂。因此，花岗岩的成岩过程如此复杂，在这种情况下简单地利用玄武岩的研究方法开展花岗岩的研究工作，就往往显得力不从心，所获取的结论其说服力也不够强。
对花岗岩源区深部熔融过程的精细研究，对于了解花岗岩某些元素和同位素地球化学变化甚至整个研究过程至关重要。而精细的矿物原位分析往往是揭示这一过程的重要“利器”。
Farina et al. (2014)对意大利厄尔巴岛一套大约7Ma的侵入杂岩中的花岗岩和岩墙中的钾长石巨晶开展工作，他们注意到这些钾长石巨晶中不同环带位置都包裹了黑云母矿物，并对不同环带位置的钾长石及其中的黑云母矿物包裹体开展了Sr同位素的分析。结果发现，巨晶中核部和边部的Sr同位素有较大的差异；同时巨晶核部所包裹的黑云母和边部所包裹的黑云母以及基质中的黑云母的Sr同位素的成分也有极大的差异。这种早期结晶的斑晶和晚期结晶的基质矿物之间的同位素存在较大的不平衡，这种不平衡记录了矿物结晶过程中岩浆成分的变化。随着温度的变化，源区熔融的矿物组合发生变化，熔体快速从源区抽离(即不平衡熔融)，使得不同批次的熔体具有不同的Sr同位素组成，而这种Sr同位素的变化则与幔源岩浆的混合无关(Farina et al., 2014)。
这样的源区熔融过程中同位素的不平衡现象在微区角度也被识别出来。McLeod et al. (2012)对安第斯中部的Bolivian Altiplano地区火山岩中的地壳捕虏体开展了细致的工作，他们在捕虏体中发现了一些微小的粒间熔体相，认为是捕虏体局部部分熔融所产生。而他们所做出的原位Sr同位素分析结果表明，该熔体相不同部位的Sr同位素有较大差异。由于这些熔体是在地壳捕虏体被捕获的过程中产生的，其Sr同位素的差异事实上也反映出了地壳源区中Sr同位素的不均一和初始熔融时所产生的不平衡。这种Sr同位素不平衡的主要原因是不同矿物有不同的Rb/Sr比，结果当这些矿物在熔融过程中熔融比例不同时，产生的熔体之间就会有较大的Sr同位素的差异(McLeod et al., 2012)。
类似的，近年来在花岗岩研究中使用较多的Hf同位素也可能存在这种问题，因为不同矿物的Lu/Hf比值之间的差异甚至比Rb/Sr更大。这完全不像Sm-Nd同位素的使用，因为在不同的矿物体系中Sm/Nd比值没有大的变化。矿物之间不同的Lu/Hf比值，会造成这些矿物在熔融过程中产生的熔体有较大的Hf同位素变化。而这一点在我们使用Hf同位素时却很少被重视。模拟计算也表明，即使是同时生成的矿物，比如锆石、石榴子石、单斜辉石和角闪石，由于Lu/Hf比值有较大差异，它们在经历一段地质历史后所测量的εHf值就会有极大的差别。比如，锆石和石榴子石，在经历500Myr后产生的ΔεHf(t)值(即Hf同位素值的差异)就可达到200(Tang et al., 2014)。这表明，在使用锆石或全岩Hf同位素来判断花岗岩的源区时需要特别小心。例如，近年来不少文章都将花岗岩中较大的锆石Hf同位素变化解释为幔源岩浆的加入，进而来谈论壳幔混合过程和相关的动力学机制；但是，往往这些花岗岩体都很少看到基性岩浆混入的岩石学证据(比如大量的镁铁质包体、快速冷凝的矿物结构、矿物的核边构造等)。此时，较大的锆石εHf(t)值变化可能仅仅是如前所说的地壳源区不平衡熔融所导致的岩浆中Hf同位素的不均一未能完全在后期过程中达到平衡的结果而已。当野外有明确的岩浆混合证据时，结合Hf-O同位素分析也许能帮助我们判断两个端元岩浆混合的过程。至于说幔源是否能直接加入到花岗质岩浆中，在下文再讨论。
总的来看，对于花岗岩的成因来说，源区问题仍然是关键问题之一，对于局部的花岗岩露头来说，准确识别花岗岩的源区并非易事，这需要结合周围的地质要素来综合考虑；对于利用放射性同位素来示踪花岗岩源区的思路，源区的不均一性和不平衡熔融是需要考虑的。将同位素地球化学数据和野外地质证据或详细的地质剖面研究相结合可能是解决花岗岩源区的有效途径。另外，对于花岗岩源区的面上工作，A型花岗岩与I型和S型花岗岩源区上的差异可能是一个值得重视的研究方向。
2.3 岩浆成分变化的同位素示踪不论花岗岩的源区经历了怎样的熔融过程，部分熔融产生的花岗质岩浆达到一定的量之后(Brown, 2013; Yu and Lee, 2016)，熔体就可上升。岩浆上升的深部过程中可能会经历熔体的集聚、岩浆的混合、矿物的分离结晶、地壳同化混染等一系列复杂的过程；上升到地壳某个深度后，岩浆可能会发生进一步的分异演化(吴福元等，2015; 陈璟元和杨进辉, 2015)；然后或形成巨大的岩基，或经某些断裂上升形成小的岩体或者岩株。因此，花岗岩岩浆演化过程是花岗岩研究的一个重大的科学问题。
在花岗岩体的三维结构不易弄清的情况下，基于矿物原位的同位素地球化学是解决花岗岩浆演化这一问题的主要手段，因为矿物微区的地球化学和同位素地球化学变化可能记录了岩浆的这些过程。石榴子石是S型花岗岩中常见的过铝矿物，但在一些具有I型特征的花岗岩中也可见到(于津海等，2004)，这些可能都是岩浆演化过程中成分发生变化的记录。Lackey et al. (2012)通过对美国缅因州中南部的Togus和Hallowell岩体中含石榴子石花岗岩中的石榴子石(前人的结果已证实是岩浆成因)的原位氧同位素分析，发现其中的一些石榴子石从核部到边部有一个氧同位素升高的过程，且相对应地，全岩成分也变得更加富铝；作者将其解释为岩浆上侵过程中由于围岩的同化混染而导致有新的地壳组分加入的结果。这个实例说明，新的地壳组分的加入可使得花岗质岩浆的成分具有过渡型的特征。
事实上，很多花岗岩都不是典型的I型或S型，而是具有不同类型之间过渡的矿物学或地球化学特征。总的来看，欧美学者对花岗岩的I型、S型分类方法持谨慎态度，他们大多认为这可能仅仅代表了Lachlan褶皱带的花岗岩类型，并不一定适用于其他地区，因此这种分类方法在他们的研究工作中并没有被大范围的简单地套用。另外一方面，从花岗岩成因研究来说，简单地对花岗岩进行分类并认定其为I型、S型或者A型并无实质的意义，因为花岗岩分类的最终目的应是帮助我们研究花岗岩，而不仅仅是为了分类而分类，同时也不意味着划分为某一种类型就一定意味着什么样的构造环境或成岩过程。花岗岩的分类与构造环境之间的联系在某种程度上起了误导的作用。因为花岗岩的成分更多地是反映源区的成分(吴福元等, 2007)。在研究中国的花岗岩时，我们更需重视这一点。华南的花岗岩实际上很多就是过渡类型的花岗岩。在江南造山带中的新元古代(约835~800Ma)花岗岩就是如此。这些花岗岩有一部分出露在江南造山带的东段皖南、赣北地区，他们具有高的铝饱和指数，且其中常常见到石榴子石和堇青石等强过铝矿物，未见原生白云母，岩性以含黑云母而不含角闪石的花岗闪长岩为主，表现为S型花岗岩的矿物学和全岩主量元素地球化学特征。但这些花岗岩具有亏损的Nd-Hf同位素特征(Zheng et al., 2007; Wang et al., 2013)，又展现出I型花岗岩的特征。我们通过锆石原位的Hf-O同位素分析，发现这些花岗岩的锆石核部和边部具有明显不同的O同位素组成但Hf同位素组成基本一致，且年龄一致。这说明，这些高氧同位素的边部来自于一个成分变化的岩浆；同时这一事实也表明，花岗岩浆的成分在随着花岗岩浆演化过程有新的表壳熔体加入，这一加入导致了岩浆的成分从I型转化为S型(Wang et al., 2013)。
可以看出，利用矿物微区元素和同位素来示踪岩浆的演化过程应是现代花岗岩岩石学研究的重要内容，也是目前花岗岩成因研究可能得到突破的重要技术手段。
2.4 壳-幔岩浆混合与花岗岩的形成在花岗岩的形成这一问题上，热源始终是一个无法回避的问题。根据已有的研究，花岗质岩浆形成的热源可能主要有三种：一是构造剪切生热(Nabelek et al., 2001)，二是幔源岩浆底侵提供热量(Grunder, 1995; Petford et al., 2000)，三是地壳加厚产生的额外的放射性热量(Brown and Hennessy, 1978)。一般认为，即使在地壳加厚的情况下，第三种方式也不足以导致地壳大范围的部分熔融(England and Thompson, 1984; Thompson and Connolly, 1995; Petford et al., 2000)，而通常认为第二种方式是大范围花岗质岩浆产生的最重要热源(Brown, 2013)。不过，幔源岩浆除了提供地壳熔融的主要热源，其是否也同时会为花岗质岩浆提供部分物质贡献呢？对这一问题的探索大大拓展了花岗岩的研究空间，使得其与壳-幔相互作用(尤其是壳幔“岩浆混合”)的联系更加紧密。
在提到岩浆混合之前，需要明确的是，在岩石学上，“岩浆混合”的概念有两重含义：一个是岩浆的机械混合(magma mingling)，另外一个是岩浆的化学混合(magma mixing)(Clemens and Stevens, 2012)。显然，我们通常所说的“混合”乃是我们期待看到的是化学混合，而单纯的机械混合对于我们研究花岗岩中所蕴含的壳幔相互作用信息来说并无多大意义。
但是，幔源岩浆和壳源岩浆的化学混合究竟能否发生，在多大程度上能发生，一直是地质学家们想要弄清的一个重要内容。这其中涉及到岩浆的物理条件(如温度、粘度、比重)以及岩浆的运动学的制约。基于现有的资料，基性岩浆和酸性岩浆的粘度差别巨大(几个数量级)，温度差别可能在300~400℃，这两种性质迥然的岩浆在一起能否发生完全的化学混合非常值得质疑。实验及理论计算也表明，真正的化学混合在花岗质岩浆中是很难实现的(Sparks and Marshall, 1986; Bergantz, 2000)。另外，花岗岩中的暗色包体常常被作为基性岩浆和酸性岩浆混合的一个重要地质证据。然而，需要指出的是，野外看到的绝大多数暗色包体(由于不少暗色包体具有细粒的结构，它们大多被称为“暗色微粒包体”)都是闪长质的，而非玄武质。对其成因，张旗等(2007b)认为“暗色微粒包体不是花岗质岩浆混合作用最显著、最直接证据，而是玄武质岩浆混合能力强过花岗质岩浆的证据”。花岗岩中的这些暗色包体的成因很可能并不是单一的，其中有一些包体并非是岩浆成因。例如，在研究花岗岩分类最著名的Lachlan褶皱带中也有一些暗色包体出现，这些包体的四周还常常发育一圈更加暗色的边；Bruce Chappell等早已指出，Lachlan褶皱带中这些S型花岗岩中的暗色微粒包体是重结晶形成的，不具岩浆成因，更多是围岩物质发生变质而形成(Chappell and Wyborn, 2012)。彭卓伦等(2011)对华南深圳王母花岗岩体进行了详细的野外观察，结果也找到了不少围岩坠入岩浆房中以后形成暗色包体的野外证据。这些都说明了，花岗岩中暗色包体的出现并不一定能说明幔源基性岩浆与花岗质岩浆的混合。显然，对于花岗岩中暗色包体的成因不能轻率给出结论，而是需要以细致的野外和岩相学观察以及矿物和全岩的地球化学分析的综合研究来入手。尽管有时在岩体的局部部位我们可能也可以观察到伴随机械混合而产生的化学混合，但这种化学混合能否在整个岩体(岩浆房)内大范围的产生则需要提供充分的证据。
基性与酸性岩浆的混合与地壳演化的一些重要问题也紧密相关。倘若基性和酸性岩浆之间可以发生有效的混合，那么中性岩浆是否可以大范围地由基性和酸性岩浆的混合来产生？这个问题对于了解中性岩的形成以及地壳成分的演化都有重要的意义。Farner et al. (2014)对加利福尼亚南部Peninsular Ranges岩基中的白垩纪Bernasconi Hills花岗岩侵入体中开展了研究，结果在其中的镁铁质包体的外围也发现具有一圈类似Chappell and Wyborn (2012)所描述的边。这一圈边主要为黑云母所组成，且会受到岩浆的流动过程中的形变而受到一定程度的破坏。基于野外详细观察和地球化学分析及模拟计算，他们认为，这圈边是两种不同性质的岩浆发生混合时所产生的反应边，该反应边的存在实际上起到了阻碍两种不同性质岩浆继续发生充分的化学混合的作用(Farner et al., 2014)。进而，他们指出镁铁质-长英质的岩浆混合不是产生中性岩的一个有效手段，除非岩浆能够在低温的状态下维持足够长的时间，这样可使得这些暗色包体或混入的镁铁质岩浆在经历充分的变形后而得到完全的分解(Farner et al., 2014)。当然，上述资料也并非完全排除花岗岩形成过程中的岩浆混合作用的出现。例如，Koteas et al. (2010)提出，在深部地壳，基性岩浆可以使得已形成的花岗岩部分熔融，然后再与加热形成的花岗质熔体发生相互混合。
在实际工作中识别岩浆混合作用需要提供一系列的证据。首先是野外的证据，虽然对于暗色(微粒)包体的成因存在争议，但是如果在没有找到大量暗色包体的时候就依据同位素地球化学分析结果的某些变化来讨论岩浆混合，是缺乏地质依据的，也是需要慎重的。其次，需要找到更多的矿物学和岩相学的证据，如矿物的核边构造、矿物的特殊晶体形态、包体的再包裹现象等(Chen et al., 2009)。在示踪岩浆演化的过程中，锆石的U-Pb定年与Hf-O同位素，以及其他矿物(如斜长石)的原位微区的同位素变化等，都可以在岩浆混合作用研究上发挥重要的作用(Kemp et al., 2007; Yang et al., 2007; Chen et al., 2013, 2016)。但在利用锆石Hf同位素来解释岩浆混合时，如同前文所述，需要极为慎重。
2.5 地壳热带与中酸性岩的形成花岗岩的研究，很多时候涉及的并不只是花岗岩本身，而是有关整个陆壳成分的形成机制。对于陆壳中的中酸性岩的形成，“安山岩”模式认为在俯冲带产生原始的安山岩岩浆可以解释地壳平均成分，且其分异可以产生花岗质的岩浆(Taylor, 1967; Weaver and Tarney, 1982; Taylor and McLennan, 1985; Kelemen, 1995)。“拆沉”模式认为岛弧产生的原始岩浆为玄武质，玄武质岩石的再造和熔融残留体拆沉可以产生目前的地壳成分，而花岗岩可以作为再造的产物(Arndt and Goldstein, 1989; Kay and Kay, 1993; Rudnick, 1995; Hawkesworth and Kemp, 2006)。后一种模式要求熔融的镁铁质残留体中有足够的石榴子石且Moho面具有高的热状态，然而，即使这些条件可以满足，仍然有一些密度比较稳定的不含石榴子石的镁铁质残留体会存在于下地壳而无法拆沉下去(DeBari and Sleep, 1991; Green et al., 2006)。前一种模式由于安山岩成因的争论近年来已较少提及，不过近来Castro et al. (2013)的实验表明，“底垫”(relamination; Hacker et al., 2011)在活动大陆边缘岩石圈下面的俯冲洋壳和沉积物可以发生部分熔融，并在之后通过与地幔的反应可以产生原始的安山岩浆。不过，上述这些模式对于花岗岩多样性尤其是花岗岩的分异都不能给出合理的解释。
“地壳热带”的概念近年来被国外学者多次提到，在解释花岗岩成因上具有重要的意义，然而较少引起国内花岗岩研究学者的关注。此概念最早由Annen et al. (2006)提出，最初的目的是为了解释大陆边缘岛弧中所产生的一系列中酸性岩的成因。其主要理论在于，在大陆边缘岛弧地区，含水玄武岩浆底侵可诱发一个深部地壳热带(deep crustal hot zone)；热带中会形成两种中酸性岩浆：一是玄武质岩浆分离结晶而形成的富水残余岩浆，二是先存的地壳受热发生部分熔融而产生的壳源岩浆(图 4)。这两种岩浆的混合可产生大陆岛弧区内中酸性岩在元素和同位素上的多样性。他们指出，深部地壳热带形成于大约20km深度到Moho面之间，岩浆在上升过程中，发生去气作用，同时伴随岩浆的结晶，结果导致岩浆的粘度增加，最终可在较浅的地壳层位就位。
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图 4 深部地壳热带的模型示意图(据Annen et al., 2006) Fig. 4 Cartoon showing the deep crustal hot zone model (after Annen et al., 2006) |
事实上，地壳热带的概念不仅可以解释大陆边缘中酸性岩的形成，同时也可以解释一些地区(如中国东部)的陆内酸性岩浆作用的形成。在华南出露有大量的花岗岩而缺乏同期的基性岩浆活动，有可能是地壳热带在深部形成以后，在底部产生了“隔离层”，使得基性岩浆被“粘滞”在下部而无法大规模上升(Smithies et al., 2011)，从而导致在地壳浅部较少看到基性岩，但是基性岩的底侵作用确实为花岗岩的形成提供了重要的热源，这种底侵的模式也较早被提到(Zhou and Li, 2000)。
Solano et al. (2012)发展了“地壳热带”的模式。他们指出：在岩浆房形成以后，随着结晶的进行，在已结晶的矿物颗粒边界产生了高浮力的熔体，这些熔体上升，可在岩浆房的上部形成一个演化的花岗质熔体层；当该层接触到一个地壳薄弱部位(比如断裂)时，演化的岩浆就会顺着这个部位上升，最终产生高演化的岩浆，并可能伴生有一定的矿床(图 5)。这种理论可以用来解释花岗岩不同岩相及其出露，尤其是可以用来解释高演化花岗岩的形成，同时这也可能也是大岩体不成矿，小岩体成大矿的原因所在。
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图 5 更新的深部地壳热带岩浆演化示意图(据Solano et al., 2012) Fig. 5 Renewed model for magmatic evolution in deep crustal hot zone (after Solano et al., 2012) |
围绕花岗质岩浆的演化，花岗质岩浆的分离结晶和高硅(SiO2>70%)花岗岩的成因成为了花岗岩研究的另外一个热点问题(张旗等, 2007c)。Lee and Morton (2015)指出，高硅花岗岩可以由花岗岩浆的结晶分异作用实现。然而，花岗质岩浆的结晶过程与基性岩浆并不相同，基性岩浆较低的岩浆粘度可以有力地促进重力分异作用的产生；而在花岗质岩浆中，早期结晶的矿物颗粒可能较小，再加上矿物表面张力的作用，它们在高粘度的岩浆中难以实现有效的重力分异，从而在岩浆中形成“晶粥”的形式，其结果便在晶体和晶体之间的间隙产生演化的高硅熔体。在岩浆房的上层，晶体的比例相对较低，熔体的比例会更多一些。这种未分离完全的岩浆一旦结晶，就会使得在实际野外观察中很难识别出花岗岩的堆晶相和分异相。所以，一般认为，高硅的花岗岩并非是直接结晶于高硅的花岗岩浆，而是由硅含量一般的花岗质岩浆在经历了结晶分异以后形成的残留熔体结晶所致(Lee and Morton, 2015; 吴福元等, 2015)。但是对于大范围存在的均一的花岗岩体来说，该结晶分异作用不能被过分夸大并将花岗岩的形成与基性岩浆的分离结晶联系起来。这是因为，一方面直接由基性岩浆分异出酸性的岩浆有一定的难度；另外一方面，倘若该过程能发生，我们应能在大洋壳中看到与玄武质洋壳伴生的较多的新生花岗岩体及中间演化过程的中性岩，但是事实上这种分异的岩石学证据很难观察得到。即使对于蛇绿岩套中的浅色体(斜长花岗岩)的形成仍然也存在争议；尽管有一部分人认为可能是基性岩浆分离结晶的结果(Freund et al., 2014)，更多的人认为是基性岩的部分熔融而形成(Koepke et al., 2004; Dilek and Thy, 2006; Rollinson, 2009; Grimes et al., 2013)。
与深部地壳热带类似的还有一个“冷”的和“热”的花岗岩的概念。这是Miller et al. (2003)所提出的，他们通过全岩的Zr温度计，指出花岗岩可以根据温度分为两种，一种是“热”的花岗岩，其温度大于800℃，其中不含或极少含继承锆石，是黑云母或者角闪石发生脱水熔融的结果，需要额外的热来促使花岗岩浆的温度升高；另外一种是“冷”的花岗岩，其温度小于800℃，其中含有较多的继承锆石，其形成一定需要额外的流体参与，源区富水的情况下发生熔融。“冷”的和“热”的花岗岩的概念并没有绝对的界限，其主要用于花岗岩成因的对比研究。“冷”的花岗岩主要跟源区的水含量有关，所以其形成往往与造山过程有关；而“热”的花岗岩则往往与深部持续的热源(如底侵作用)有关。比如，Moecher et al. (2014)发现，Grenville造山带中的花岗岩就具有“热”花岗岩的特征，其中，花岗岩中锆石的Ti含量在12×10-6~77×10-6之间，对应的岩浆温度为911~1035℃；另外一个岩体的锆石Ti含量为10×10-6~33×10-6，对应的岩浆温度为781~916℃。进而，他们提出，热的造山带可能与“深部地壳热带”有关，反映的是玄武质岩浆持续较长时间的底侵或岩石圈的拆沉，从而在该区引发一个高的地热梯度并不断产生岩浆作用(Moecher et al., 2014)。Grenville期的花岗岩在澳大利亚中部的Musgrave省的1220~1150Ma花岗岩中也表现出类似的特征，其对应的全岩Zr饱和温度计结果为868℃，估计出来的岩浆温度可能在993℃以上，很可能也具有类似成因(Smithies et al., 2011)。
2.6 花岗岩岩浆过程和时序近年来，花岗岩体的生长和集聚过程成为花岗岩研究的一个重要内容。这主要基于两个方面的考虑，其一是对于单一批次的花岗质岩浆，从岩浆形成到结晶究竟能在多长时间内形成？其二是对于一个具有不同岩相的“同期”花岗岩体，其形成又能发生在多长时间内？这些问题之所以以前未受到充分重视，有两个原因，一是缺乏有效的手段。一般认为一个简单花岗岩体的形成可能产生于1Myr以内(Petford et al., 2000)，然而目前的花岗岩锆石常规定年手段(包括微区的激光和离子探针U-Pb同位素定年)的误差往往在1%，甚至更大(李献华等, 2015)。这对于中生代以前的岩体来说，定年的误差很可能已经大于了结晶的时间，从而掩盖了岩浆房的结晶过程的信息。其二是对于岩浆房内的锆石结晶动力学过程还缺乏深入的了解。对于这个方面，目前暂无更好的方法去研究，只有结合微区地球化学和同位素的方法来进行具体分析。而对于前述第一个方面，更新了的TIMS锆石稀释法(CA-ID-TIMS)U-Pb定年能够达到精度在0.1%甚至更低(Coleman et al., 2004; Glazner et al., 2004; Cottam et al., 2010)，这样我们就可以利用较为年轻的花岗岩体来对花岗岩浆的结晶过程和岩体的生长时间给出有效的约束。利用这种方法，对年轻岩体的锆石精确定年工作揭示，单一批次的花岗质熔体的结晶过程可以在400ka(千年)的时间范围内完成(Schoene et al., 2012; Barboni and Schoene, 2014)。另外，通过对花岗岩中镁铁质包体的变形模拟也得到了类似的结果(50~150ka; Caricchi et al., 2012)。
这些实例说明，单一批次的花岗质熔体的结晶时间并不太长，一般可以在40万年的时间内完成。但是，这些精细的定年工作无法明确限制熔体从开始形成到最后结晶的时间。考虑到有些矿物(如锆石)可能在花岗质岩浆中较早结晶，这个时间可能也在1Myr以内。
对于一个大的花岗质岩体来说，岩浆房的结晶过程更加复杂，如何准确厘定经历了复杂结晶过程的花岗质岩体的形成期次与时限是一个重要的问题。这种复杂性一部分是由岩浆的结晶过程所引起的。在花岗质岩浆结晶时，在其边部和内部会形成晶体含量不同的“浆粥”，岩浆房的最内部的晶体含量可以低至15%以下。而在此时，如果有新的岩浆注入，就会在已部分结晶的岩浆中产生新的熔体层，这个熔体层可能会与周围的岩浆发生相互作用(如混合等)，结果导致这个新的熔体层中的花岗质浆具有较大的同位素(比如Hf)变化范围。在花岗岩岩浆演化过程中，这种岩浆的注入可以较短的时间内(如40万年)阶段性的产生，结果会在岩体的不同部位产生不同期次的岩体(Miller et al., 2011)，从而构成复式岩体。Cottam et al. (2010)对内华达岩基中其中一个花岗岩体进行精细的TIMS锆石U-Pb年代学工作，结果发现，这个几十平方公里的岩体形成于10Myr的范围内，由不同期次的岩体不断侵位而最终形成。类似地，Davis et al. (2012)对内华达岩基中部的John Muir侵入岩套开展的定年工作，得到了12Myr的年代范围(96~84Ma)。有了形成时间的约束，这种复式岩体的形成可以从岩浆通量(单位时间内所产生的岩浆的体积)的角度来考虑。进一步的研究发现，固定的和逐渐升高的岩浆通量值都不可能产生这种大型复式岩体的集聚增生过程，而只有当每个期次岩体都比前一个期次呈数量级的增加时才有可能，这种阶梯状的岩浆通量变化是复式岩体的重要特色(Schöpa and Annen, 2013; Annen et al., 2014)。
3 新的分析方法在花岗岩研究中的应用地球化学的手段极大地促进了岩石学研究的进步，最近几年，围绕锆石原位微区U-Pb定年和Hf同位素分析产生的成果急剧增加。但与此同时，花岗岩的发展将往哪里去，这一问题愈发显得迫切。在岩石学问题得不到有效解决的情况下，地球化学手段的拓展将会成为一个新的推动要素。近几年，金属稳定同位素是一个新兴的同位素地球化学领域，其在岩浆岩中的应用也刚刚起步，目前最重要的是测定各个地质储库的同位素组成并探讨其在不同储库中分馏的机制。不过其可能代表了未来十年花岗岩同位素地球化学研究的新方向。鉴于此，这里汇总了Cu-Fe-Mg-Zn同位素在花岗岩中的初步研究进展以飧读者。
对于Mg同位素来说，地幔岩石的δ26Mg在-0.25±0.07‰，而全球花岗岩的δ26Mg为-0.45‰~+0.44‰(Wang et al., 2015)。明显地，花岗岩的Mg同位素变化较地幔岩石的更大。对于花岗岩中Mg同位素的分馏，一种解释认为是源区的不均一性所产生；另外一种认为是分离结晶的结果；其他的解释还包括扩散(Pogge von Strandmann et al., 2015)和变质作用(Wang et al., 2015)。有趣的是，Mg同位素在I型花岗岩中并没有明显的分馏，其值与地幔值相似(Liu et al., 2010)，这说明I型花岗岩主要是记录了源区新生镁铁质岩石的Mg同位素组成。相对而言，高硅花岗岩(尤其是A型花岗岩)往往具有较大的Mg同位素变化和升高的δ26Mg(图 6a; Li et al., 2010; Telus et al., 2012)，其成因值得关注。
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图 6 花岗岩的Mg、Fe、Zn和Si同位素组成 图 6a据Foden et al. (2015)；图 6b, c据Telus et al. (2012)；图 6d据Savage et al. (2012) Fig. 6 Mg, Fe, Zn and Si isotopic compositions of granitic rocks Fig. 6a is after Foden et al. (2015); Fig. 6b, c are after Telus et al. (2012); Fig. 6d is after Savage et al. (2012) |
无独有偶，Fe同位素也表现出类似的趋势。已有的研究发现，尽管不同的类型之间的Fe同位素有些重叠，但总体上看，A型花岗岩具有相对较高的Fe同位素组成(图 6b; δ56Fe)，I型花岗岩具有最低的δ56Fe，而S型的则介于之间(Foden et al., 2015)。但总的来看，高SiO2的花岗岩往往也具有较大Fe同位素分馏，其机制主要有两种：一是分离结晶作用；二是否有充分的流体脱溶(Telus et al., 2012)。
花岗岩的Cu同位素积累的数据较少。从已有的资料来看，蚀变作用下由于流体的参与可以导致花岗岩Cu同位素发生变化；源区的不均一性有可能也是影响S型花岗岩相对较大变化范围的一个主要因素(Li et al., 2009)。
Zn同位素和Si同位素在花岗岩中的应用也刚刚起步，Telus et al. (2012)发现部分高硅的伟晶岩样品具有升高的Zn同位素组成(图 6c; δ66Zn)。这与在Fe-Mg同位素上所观察到的现象是一致的。而在Si同位素上，高硅花岗岩稍微表现出大的Si同位素(δ30Si)变化范围，但主要在高硅的S型花岗岩上有这些变化(图 6d; Savage et al., 2012)。总的来看，S型花岗岩的这种变化很可能是与地壳的不平衡熔融有一定的关系，这个跟解释Hf同位素的变化是类似的。
总之，金属稳定同位素在花岗岩中的应用还处于起步阶段，它们在花岗质岩浆作用中的分馏机制可能很复杂，其不仅可能与体系的封闭性有关，还与岩浆房体系内部分离结晶过程、部分熔融条件和机制、晚期去气和流体出溶以及动力学分馏等有关。目前来看，与放射性成因同位素相比，金属稳定同位素的优势还未完全体现出来，它们可能更多的作用是在示踪岩浆过程中，而非源区特征中。显然，就目前的资料还无法对金属稳定同位素的应用给出明确的评价，花岗岩金属稳定同位素的研究还需积累大量的数据，尤其是需要应用到花岗岩成因的根本问题中来。目前初步来看，金属稳定同位素可能可以在以下三个方面发挥一定的作用：① 高分异(高硅)花岗岩的形成；② 深熔花岗岩的形成及源区同位素不平衡的机制；以及③ 花岗岩分异演化与金属成矿作用。
4 花岗岩研究的发展趋势对花岗岩的研究已有至少半个世纪，花岗岩的成因依旧是一个亘古不变的主要科学问题。在新的时期，拓展花岗岩的研究领域，可能更需将花岗岩与其它地质问题或地质现象相结合，在地球系统科学的思想下去开展花岗岩的工作。结合前述近年来的国际研究趋势，花岗岩的全岩地球化学及构造背景分析显然已经不是花岗岩研究的重要科学问题。对于花岗岩以后的研究趋势，以下几个方面值得深入研究。
(1) 注重花岗岩研究的基本问题(尤其是源区过程和深部岩浆过程)
对于花岗岩研究来说，简单的地球化学应用以及锆石年龄和Hf同位素已经不能满足花岗岩研究再深入的需求。结合现有的各种方法，来解决花岗岩中的一些基本的地质问题将是花岗岩研究的重要内容。这些基本问题包括：花岗岩的源区不平衡熔融的问题，花岗岩岩浆的结晶学和动力学问题，花岗岩浆的温度和起源深度的问题，壳幔物质混合的问题等等。只有把岩浆的结晶过程、岩石的成因、岩浆的演化过程等细节都搞清楚了，才能把花岗岩与大陆演化的研究提升到一个更新的层次。另外，对于花岗岩研究中的一些想当然的基本概念或者理论需要做认真的判读和质疑，这些方面往往可以做出创新性成果。
(2) 新技术新方法与特殊岩石学现象相结合
现在非传统金属稳定同位素的应用是一个新的领域。将这些方法和野外或者显微镜下观察到的特殊的岩石学现象结合起来，可能是一个非常行之有效的研究思路。
(3) 花岗岩的形成与巨量金属富集
花岗岩成因的研究与金属成矿作用密不可分。尤其是，如何建立巨量金属成矿作用与巨量花岗质岩浆作用之间的联系更为关键。从花岗质岩石成因的角度，综合各方面的信息，尤其是将花岗岩源区与成岩条件紧密结合大数据来进行研究，可能是解决这一问题的有效途径。
(4) 新视角、广视野，花岗岩研究与其他学科的科学问题结合起来
花岗岩是岩石学研究的一个分支，花岗岩的研究还需跟其他学科相结合。岩石学研究的学者还需有更加广阔的视野来思考地球动力学以及环境变迁的其他科学问题，这样才会拓展岩石学的研究领域和空间，为花岗岩学科的发展提供更多的生命力。
(5) 典型地区的花岗岩的精细研究与模拟相结合
岩石学的研究要有创新，需要结合独特的地质现象和典型的研究地区，来吸引国际同行广泛的兴趣。在世界关注的典型地区对典型的花岗岩开展工作，围绕花岗岩成因的根本问题，即使有难度，但持之以恒，有望能取得一些突破性的进展。其中还需注意将精细的岩石学研究和实验或者地球化学模拟充分结合起来。
(6) 花岗岩与早期地壳形成、大陆的增生相联系
地球科学总体来说是一门认识地球和了解星体演化的学科，对现代花岗岩岩石学的研究需要结合早期花岗岩的研究，在宏观上把握地球的演化过程。因而，从这个角度上说，对地球早期花岗岩的研究显得非常重要，对太古代TTG，地球早期多样性的花岗岩，地球早期的锆石等方面继续开展深入的研究，有望能在国际上早期陆壳演化研究领域占有一席之地。
致谢 本工作得到科技部重点研发计划(2016YFC0600203) 和国家自然科学基金项目(41472049) 的资助，同时是中国科学院地学部“花岗岩成因与大陆地壳演化”战略调研项目工作的一部分。作者参加2015年540次“香山科学会议”期间从与会专家的讨论中获得许多启发，两位评审人的意见对论文修改提供了很大帮助，在此表示感谢。| [] | Amelin Y, Lee DC, Halliday AN, Pidgeon RT. 1999. Nature of the Earth's earliest crust from hafnium isotopes in single detrital zircons. Nature, 399(6733): 252–255. DOI:10.1038/20426 |
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