最近10多年来，国际地学界有关火成岩研究的前沿领域之一，是岩浆侵位、演化和火山喷发机制问题(Petford et al., 2000; 吴福元等, 2015)。关于火成岩体尤其是花岗岩获得占位空间即侵位机制的研究，已经取得了很多新的认识，并由此引发了有关岩浆分异、混合以及侵入岩与火山岩关系的热烈讨论。不断增多的证据表明，很多大型的花岗岩类侵入体并非由岩浆一次侵位而形成的巨大的岩浆体结晶的产物，而是在数千至数百万年的时间间隔内，由多次脉动的岩浆累积侵位而成的(Michel et al., 2008; Coleman et al., 2004; Matzel et al., 2006)。由于以往有关火成岩冷凝、结晶、分异和岩浆混合过程的分析，都是以侵入岩存在大水缸(big tank)模式的岩浆房组成为前提的(Barboza and Bergantz, 1996; Bohrson and Spera, 2001; Huppert and Sparks, 1988)，对岩体形成机制的认识的变化，会带来对上地壳岩浆房的形成机制、岩浆分异、围岩变质和混染以及岩浆混合作用认识的变化(Annen, 2009, 2011)。这是因为，对相同体积的侵入体而言，小的岩浆侵入体反复注入到地壳所引起的热演化和温度分布与岩浆一次侵位形成大岩体的情况是完全不同的。因此，如果一个岩体是由多次脉动的小股岩浆累积侵位而成的，就不能把侵入体当成是内部能够流动的大的地壳岩浆房来对待。于是，对岩体侵位后岩浆发生分异和混合的机理也必须重新认识。

本文在综述花岗岩体累积侵位机制新认识基础上，提供了与累积侵位有关的野外地质、岩石成分、年代学、热演化和地震学证据，讨论了火山活动与侵入作用的关系，分析了高结晶度岩浆可能的演化机理，并指出了进一步的研究方向。

大陆地壳在密度、成分、物理性质和强度上都具有分层性。即成分上从以镁铁质为主的下地壳向上变为以花岗质成分为主的上地壳(Rudnicki and Fountain, 1995)。这种分层性其实是地壳分异的产物，而部分熔融作用与岩浆侵入是地壳形成和分异的最主要的方式。

研究表明，大的侵入体由若干次的岩浆脉动累积侵位而成。岩体的累积侵位一般经历三个阶段(Corry, 1988; Cruden, 1998)：第一阶段，源区的岩浆由于密度差和构造作用的影响，会沿一个狭窄的通道以岩墙方式向上运移，岩浆从源区向上运移的通道可称为导浆岩墙(feeder dikes)；第二阶段，当岩浆通过岩墙运动到具有强度差异的地层界面时，就开始横向扩展，岩墙就转化为岩床，即刚性的地层会终止岩墙的上升，促进岩床形成；第三阶段，持续补充的岩浆通过导浆岩墙水平侵入到已经定位的岩床下部、上部或中间，在岩浆超压的影响下，不断生长的岩体顶部发生隆起或底部出现凹陷，原先的侵入岩席发生垂向堆垛，逐步加厚而形成岩盖、岩盆和其它形式的侵入体(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 从岩墙到岩床和大的侵入体的演变示意图(据Menand, 2008; Bartley et al., 2006等资料修改) Fig. 1 Model of incremental pluton emplacement from feeder dikes to sills and laccoliths (after Menand, 2008; Bartley et al., 2006)

在补浆岩墙内，岩浆的动力学行为受岩浆浮力和粘滞压力差的局部平衡所控制。在中性浮力面上(即岩浆与围岩的密度差为0时)，尤其是当岩浆上升到上部为刚性、下部为韧性的地层界面时，更有利于岩墙发生水平侵入而转化为岩床。不断添加的岩浆有利于形成岩盖还是岩盆，与侵位深度有关。在较浅部位(一般小于3km)，岩体顶部容易发生隆起和抬升，就有利于形成岩盖，其中，地壳浅部的弹性变形是控制岩盖形态的关键因素(Jackson and Pollard, 1988)。而在地表之下4~5km深处，岩体底部的凹陷，有利于形成岩盆(Dietl and Koyi, 2008)。

不同批次岩浆上侵速率的不同，取决于已经侵入的岩床和地层的流变学性质的差异(新岩浆易于添加到上部刚性、下部韧性的地层或岩石单元之间)，新注入的岩浆可以添加到已经侵位的岩床下部、上部或几层岩床之间(Annen, 2011)，分别称为下增生(under-accretion)、上增生(over-accretion)和中增生(mid-accretion, 或随机增生, random-accretion)(Menand, 2008)。因此，岩体侵位后所产生的地壳的温度分布就有所不同。美国犹他州南部亨利山的粗面岩平顶山侵入体, 是岩盖的英文名称的命名地(Gilbert, 1896)。该岩盖就主要是下增生形式生长的，同时显示了中增生的特征(Menand, 2008)。在岩浆沿导浆岩墙上升的过程中，如果岩浆在中途冻结，就无法为席状岩体提供新的岩浆。

大的侵入体是由多期次岩浆累积侵位而成的复式岩体，这一想法不算新颖(例如, Pitcher, 1979; 马昌前, 1988)。但以往认为，岩体主要是通过底劈、顶蚀和热气球膨胀等方式侵位，岩体代表了一个已经固结了的大的岩浆房(即大水缸模式)。与此不同，最新的研究表明，跟侵入体规模相当的大的岩浆房可能是不存在的，呈熔融状态且能够流动的岩浆体规模较小(Wiebe and Collins, 1998)。绝大多数侵入体都是通过岩墙扩展方式上升、以席状岩床式水平侵位和多次岩浆添加产生的。根据地震波的分辨率来推断，要么每次脉动的岩浆规模很小，厚度只有100~1000m大小，要么每次侵入的岩浆规模稍大，但其中所含的晶体较多(Glazner et al., 2004)。

根据对数百个岩体的观察资料，McCaffrey and Petford (1997)和Petford et al. (2000)指出，侵入体的长度与厚度之间存在如下的关系：

(1)

这里，T为岩体厚度，L为岩体长度，c是一个常数，a是幂律指数。McCaffrey and Petford (1997)根据135个岩盖和21个花岗岩侵入体野外资料，得出了适用于岩盖的数据是：c=0.12，a=0.88；对大的花岗岩体：c=0.29，a=0.80。而Petford et al. (2000)提出的盘状侵入体的数据是：c=0.6±0.15，a=0.6±0.1。

上面的这些岩体厚度与长度的关系，共同点是，幂律指数a < 1，表明了这些花岗岩体具有平板状的形态。然而，根据Rocchi et al. (2002)对意大利Elba岛9个浅成的花岗斑岩的统计，获得了完全不同的公式，其中的幂律指数a>1：

(2)

上面的公式中a和c取不同的数值，不仅与统计的样本多少有关，也反映了岩体形态和生长机制等方面的信息。公式中只包含了厚度和长度两个参数，并没有考虑岩体的宽度。由于岩体的厚度只有在底部出露时才能观察到(例如，欧洲阿尔卑斯山中部的Bergell岩体，以及智利中部的Caleu侵入杂岩体(Molina et al., 2015, 图 2)，因此厚度通常是一个很难把握的参数。只有获得更多的有关岩体厚度的可靠资料，才能改进对不同类型岩体的厚度和长度之间的回归线。我国青藏高原东北部的义敦地块，切割强烈，地形起伏大，其中的稻城岩体有望观察到不同单元岩体形态的细节。

图 2

Fig. 2

图 2 智利中部Caleu侵入杂岩体剖面图(据Molina et al., 2015重绘) Fig. 2 Cross-section of the Caleu pluton, central Chile (after Molina et al., 2015)

多次累积侵位的野外证据包括：不同阶段的岩石之间的接触关系、岩石成分的分层性和组构变化、围岩捕掳体的分布以及岩体的几何形态等。由于先后侵位的岩石之间成分差别不大(Wiebe and Collins, 1998; Matzel et al., 2006)，原生构造和岩体形态受到区域构造和剥露情况的影响(Paterson et al., 1998)，或晚侵入岩浆对早期侵入现象的破坏和改造(Glazner et al., 2004; Matzel et al., 2006)，在野外很难直接观察到岩浆多次脉动累积侵位的证据。在新的岩浆注入时，如果已经侵位的岩体部分或完全固结，那么，先后侵位的岩体之间就具有截然的接触关系。如果侵位速率很快，新的岩浆注入时早先的侵入体还没有固结，二者间就具有以混合结构为特征的接触关系。侵入岩多次脉动累积侵位的典型实例是美国犹他州南部亨利山的平顶山侵入体(Morgan et al., 2008; Horsman et al., 2010)。在第三纪中期，一系列的板状岩床相继侵入于科罗拉多高原平坦的地层中，形成了著名的平顶山岩盖。该岩盖长约2.2km，宽0.7km，边界不规则，整体形似鳄鱼，呈NE-SW走向，岩体与侏罗纪的砂岩呈整合接触关系。据估计，其埋深约3~3.5km(Wilson et al., 2016)。野外观察和构造分析提供了水平岩席多次聚集生长的证据。每个岩席厚约40cm到3m，宽约3m至25m。岩席之间的接触带上，可见到2~3cm宽的一系列剪切带，其中的斜长石斑晶发生了强烈的破碎和拉长。岩席前锋与围岩的接触关系较陡，但岩席群的顶部比较平缓。在前锋终端靠近围岩的地方，岩席内的面理产状近于直立，近顶部和底部的接触带附近，面理的产状旋转为近水平方向。有人认为，平顶山岩盖拉长的几何形态和走向，是受一系列NE-SW向的褶皱控制的(Morgan et al., 2008; Wilson et al., 2016)。

不仅岩浆多次脉动累积侵位的证据可以在中上地壳观察到，在下地壳内或其底部侵位的大的镁铁质岩浆岩体(底侵作用)，也有岩浆多次脉动生长的证据，尤其是可以通过剥露到地表的大陆地壳剖面观察到。阿尔卑斯的Ivrea镁铁质岩体就是一个例子(Quick et al., 1994; 马昌前, 1998)。下地壳地震剖面显示，其中的岩性分层正是不同岩床先后侵位的反映(Franke, 1992; Wenzel and Brun, 1991)。此外，北海沉积记录中鉴定的海平面周期性扰动也认为反映了地壳底部岩浆注入和固结的循环(Maclennan and Lovell, 2002)。

Villaros et al. (2012)对南非开普敦附近的半岛侵入体中S-型花岗岩的锆石进行了年龄和Hf同位素测定，发现其中既有岩浆锆石也有继承锆石。岩浆锆石结晶年龄为540±5Ma，而继承锆石的年龄介于1200~600Ma之间。不同单元的继承锆石有不同的ε_Hf值，反映了地壳源区同位素的不均一性。而在单个样品内，岩浆锆石和继承锆石记录了相似的初始ε_Hf同位素成分(均用岩体侵位年龄来计算)，认为这种现象反映了继承锆石是在小的岩浆域中发生搬运的，没有出现大范围的Hf同位素均一化。缺乏同位素的均一化，正是小股岩浆多次累积侵位的证据。因为小股的岩浆能够很快就从其初始温度冷凝到岩浆锆石的结晶温度，因而保留了这股岩浆的同位素成分。这一解释得到了岩体中石榴石氧同位素变化情况的支持(从10.0%~11.4‰, Harris and Vogeli, 2010)。事实上，由于石榴石对氧扩散的封闭温度很高(>810℃)，石榴石的氧同位素值不会因石榴石与岩浆和其他相之间发生氧扩散而改变。所以，不同样品石榴石氧同位素值的变化，是与先后产生的岩浆的源区的不均一性和熔融作用相一致的。正是由于源区同位素不均一性，形成的不同股的岩浆就显示了略有不同的氧同位素值。

将岩体侵位持续的时间与岩体冷凝结晶的时间作对比，可以为累积侵位机制提供新证据。快速侵位于地壳中的单个岩浆体，其热演化主要受岩浆和围岩的初始温度、岩体的大小和形态、侵入体内岩浆的对流状态、围岩的热导率和内部的热液对流等所控制。对于一个岩床类的侵入体，假定对流传热可以忽略不计，利用扩散方程，可以估算从岩体边部到中心固结所需的时间t(Annen, 2011)：

(3)

其中，b为岩浆体的半厚度，κ为热扩散系数，λ为无量纲常数，且

(4)

这里，L为潜热，T_m为侵位时的岩浆温度，T₀是侵位前围岩的初始温度，c是比热，erf为误差函数。取L=300kJ/kg，T_m=1000℃，T₀=300℃，c=1.3kJ/(kg K)，用扩散系数为κ=5×10^-7m²/s，则根据(3)，厚度为1000m的岩墙，固结时间为9.0×10³年。根据上面的公式，本文计算了在特定岩浆温度或围岩温度下，围岩温度或岩墙厚度与固结时间的演变关系(图 3)，可供分析岩体冷凝时间时参考。

图 3

Fig. 3

图 3 围岩温度与固结时间关系图(a, 假定岩墙的厚度为1000m，即b=500m)及岩墙厚度与固结时间关系图(b) 计算参数：热扩散系数κ=5×10-7m2/s；基性岩浆潜热Lm=4×105J/kg，中性岩浆潜热Li=3.5×105J/kg，酸性岩浆Lf=2.7×105J/kg；基性岩浆比热Cm=1480J/(kg K)，中性岩浆比热Ci=1390J/(kg K)，酸性岩浆比热Cf=1370J/(kg K) Fig. 3 Diagram showing the relationships between cooling time and temperature of wall rocks (a, assuming the half dimension of the magma body is 500m) and diagram showing the relationships between cooling time and dimension of the dykes (b) The parameters used in the model: Thermal diffusivity κ=5×10-7m2/s; Latent heat of injected mafic magma Lm=4×105J/kg, Latent heat of intermediate magma Li=3.5×105J/kg, Latent heat of felsic magma Lf=2.7×105J/kg; Heat capacity of mafic magma Cm=1480J/(kg K), Heat capacity of intermediate magma Ci=1390J/(kg K), Heat capacity of felsic magma Cf=1370J/(kg K)

上面的热模拟表明，中上地壳内的侵入岩体冷凝较快，1000m宽的岩体冷凝到固相线只需要近万年的时间，而大的侵入体也只需要数十万年(Jaeger, 1957; Stimac et al., 2001)。对侵入岩进行的大量年代学研究表明，很多侵入体的年龄跨度可达10~15Myr(Coleman et al., 2004; Matzel et al., 2006)，远远超过中上地壳内同体积的岩浆房固结所需的时间。岩体形成的时间长短取决于侵入体的最终体积(de Saint Blanquait et al., 2011)。几千米厚的侵入体和岩基的累积侵位时间会延续几十万年至数百万年(Glazner et al., 2004; de Saint Blanquait et al., 2011)，但岩体大小与延续时间不存在简单的对应关系。例如，美国加州优胜美地的Tuolumne侵入岩套，应用锆石U-Pb法定年，获得了岩体的侵位年龄为95~85Ma，最老的年龄在边部，而年轻的年龄在岩体核部，整个岩体的侵位时间延续了10Myr(Glazner et al., 2004)。其中，半穹隆花岗闪长岩的侵位时间延续了4Myr，而热模拟表明，半穹隆花岗闪长岩浆的冷凝固结时间不超过1Myr(Menand, 2008)。本文第一作者曾参与了智利中部Caleu侵入杂岩体的研究(Molina et al., 2015)。Caleu侵入杂岩体位于智利中部(~33°S)海岸岩基最年轻的侵入岩带内，属于智利中北部广泛分布的早白垩世岩浆岩区内。岩体出露面积不大，却在1400m的高差内显示明显的岩性分层(图 2)：从下到上分别为辉长-闪长岩带-花岗闪长岩带-二长花岗岩带-石英二长闪长岩带。不同单元之间锆石结晶的温度和年龄分别相差180℃和2.6Myr，认为该岩体是在多次岩浆累积侵位和结晶后，残余熔体通过各单元晶粥(晶体含量在60%以上)上升，使各单元岩石在长的时间间隔内仍维持在固相线以上的温度条件。

我国也有长时间岩浆多次侵位、由多个岩石单元组成的复式岩体的例子，不同单元岩石间都可见到截然的界限。内蒙古南部的任家营子复式岩体, 出露总面积仅4.5km²，由三个单元的岩体组成，锆石U-Pb年龄分别为138±1Ma、134±2Ma和126±1Ma，从北西向南东变年轻，时间跨度达12Myr(Li et al., 2013)。东秦岭的合峪复式花岗岩基，出露面积达784km²，主要岩石类型为黑云母二长花岗岩(高昕宇等, 2010)；是由四次脉动形成的大岩体，年龄分别为143±1.6Ma、138.4±1.5Ma、134.5±1.5Ma以及133.6±1.6Ma(Li et al., 2012)，侵位时间跨度达10Myr。而扬子地块上幕阜山燕山期花岗质侵入杂岩体，出露面积约2400km²，锆石U-Pb年龄介于154~146Ma之间，时间跨度长达约8Myr(Wang et al., 2014)。这些复式岩体显然都是岩浆多次脉动侵入、多个单元的岩石堆垛而成的。

对活火山区进行的地球物理综合调查表明，在地壳内并不存在有高熔体含量(>50%)的岩浆房(Iyer, 1984; Sanders, 1993)。全球公认存在熔融体的很多地区，地震波速一般也仅降低百分之几，几乎没有降低到20%的情况(Glazner et al., 2004)。根据Hammond and Humphreys (2000)的研究，在上地幔，熔体体积如果达到2%，就可以使地震波的V_p降低~7%，V_s降低~16%。由于S波只能在固体中传播，不能在液相中传播，如果深部存在岩浆能流动的岩浆房，从地震波的横波(S波)上，应能发现V_s的阴影区，但事实上，即使在活火山区，也没有发现过这样的阴影区。这表明，如果深部存在熔体含量很高的岩浆房，其规模也不会超过地震波的分辨率，即100~1000m。如果岩浆体的规模在1000m以上，那么其中所含的熔体含量就不可能很高，应是一种晶粥体(Glazner et al., 2004)。因此，深部即使存在大体积的岩浆储库，由于其晶体含量高，活动性的熔体少，还不能称为真正意义上的大岩浆房。

不过，根据Pritchard and Gregg (2016)的统计，文献中也报道过利用综合的地球物理方法(包括地震、重力、大地电磁、地震层析等)发现的高熔体含量的岩浆体的实例。例如，美国黄石公园，在5~10km深处熔体含量达5%~15%，9~12.6km深处，熔体含量为32%；新西兰的陶波火山区，在10~20km深处，存在含熔体达50%的岩浆体，而玻利维亚Uturuncu地区的普纳高原岩浆体，在18~19km以深，熔体含量可达20%~80%。在岩浆体系中，至少要含有30%的熔体，岩浆才具有大的流动性，因而将30%称为“临界熔体分数”(CMF, 马昌前等, 1994, p.17)。CMF在30%以下，岩浆的流变学性质就主要受结晶颗粒的力学性质所决定的，多表现为固态的行为。而Lundstrom and Glazner (2016)认为，岩浆中所含的熔体至少占50%以上，才具有侵入和喷发的活动性。因此，总的来看，即使存在高熔体含量的岩浆体，也主要是以小体积岩浆囊的形式上升侵位的(马昌前等, 1994, p.20)。

自1788年James Hutton出版《地球的理论》一书以来，就认为大的花岗岩体代表了“过去的岩浆房”。传统观点认为，流纹岩浆是在低压下产生的(Tuttle and Bowen, 1958; Fowler and Spera, 2010; Gualda and Ghiorso, 2013)，即在上地壳内，发生晶体-液体的分离，产生了具有活动性的流纹质岩浆喷发到地表，而留下的堆晶岩就以侵入岩的形式保留在火山之下(Lipman and Bachmann, 2015)。或者说，侵入岩是火山喷发时未完全排出的残余液相和晶体的混合物(Hildreth, 2004; Lipman, 2007)。另外的观点是，侵入岩代表了火山岩的根带部分，是未喷发、未分异的火山岩的对应物(Glazner et al., 2008; Tappa et al., 2011)。Lipman (2007)提出，剥露出来的很多大的破火山口，都存在熔结凝灰岩和次火山侵入岩，火山物质是岩浆房生长和多阶段演化的早期阶段的物质记录，而固结的侵入岩常常代表了岩浆活动的晚期阶段甚至火山活动之后的岩浆物质，或者是该区长期的岩浆活动的综合记录。

按照花岗岩体累积侵位的观点，大的花岗岩体并不是由大的岩浆体固结而成的，而是小股岩浆多次脉动累积侵位的产物。而且，地球物理探测也似乎不支持深部存在体积巨大的具有活动性的岩浆房。然而，自然界确实存在大型火山甚至超级火山, 其喷发体积巨大，火山物质影响的范围很宽。例如，苏门答腊在74000年前由Toba破火山口喷发的火山碎屑岩流及其火山灰云，火山物质遍布整个东南亚和印度次大陆，向西直抵马达加斯加东北，向东南已接近澳大利亚西部，喷发体积达2800km³(Miller and Wark, 2008)。美国怀俄明州的黄山公园环形火山，60万年前的火山喷发物质达到了1000km³，而美国加州长谷环形火山，76万年前喷发的火山物质也有600km³之多。如果地壳内不存在大的岩浆房，又如何解释超级火山的喷发？大规模的火山喷发与深部的侵入岩究竟是否有成因联系呢？花岗岩体能否代表长英质火山岩的根带部分？

新的研究揭示出了侵入岩与火山岩的复杂关系。一些研究表明，大体积的熔结凝灰岩的喷发是地壳深部短暂存在巨大的岩浆房的反映。由于大量的幔源岩浆的加入，地壳源区广泛熔融，就在瞬间聚集了大量的岩浆。岩浆储库的顶盖不稳定，岩浆快速上升，引起猛烈的大体积熔结凝灰岩的喷发。熔结凝灰岩喷发之后，岩浆房几乎被完全掏空, 出现火山口的塌陷。因而，火山之下就缺少大体积的同时的侵入岩体，这时，火山物质多，侵入岩少见。最近几年新发表的酸性火山岩的喷发年龄与紧邻的浅成花岗岩的结晶年龄资料支持了这一观点(Mills and Coleman, 2013; Tappa et al., 2011)。研究发现，这些酸性凝灰岩的喷发年龄与花岗岩的结晶年龄是错位的，即侵入作用与喷出作用并不是同时发生的。Tappa et al. (2011)对新墨西哥州Latir火山区下面的侵入岩的锆石U-Pb定年发现，侵入岩是在火山喷发之后产生的。地壳内高的岩浆通量(magma fluxes, 马昌前等, 2015)或岩浆添加速率有利于酸性岩浆喷发形成超级火山，而岩浆通量较低时，岩浆就会停留在地壳内，结晶成侵入岩。按照这种解释，火山活动和侵入活动具有不同的能量驱动机制。

Lipman (2007)认为，一些小的破火山口岩浆系统，显示了火山岩与浅成侵入岩之间存在着对应关系。例如，Rioux et al. (2016)对新墨西哥Organ山环状火山和岩基的研究就发现，凝灰岩与碱长花岗岩有几乎相同的锆石U-Pb年龄，提出该区在36.26Ma之前，下地壳的部分熔融形成了酸性成分的晶粥带(ε_Nd(t)=-5)，在36.26~36.22Ma期间，幔源岩浆(ε_Nd(t)=-2) 底侵，先前形成的晶粥带部分熔融，产生了高硅流纹岩浆并喷发到地表。

火山岩与侵入岩的关系，至少存在两种情况，反映了地壳厚度和岩浆的能量输入的不同。一般，中性成分的熔岩和有关的火山碎屑岩常常出现在大规模熔结凝灰岩喷发之前。以Cascade和阿留申为代表的弧岩浆系统，就有中性成分的火山物质直接从中下地壳的岩浆储库中喷发出来，这里，上地壳只有小的浅成岩体，没有大的岩基形成。与此不同，在安第斯山和落基山南部发育的弧岩浆系统中，开始也是出现中性成分的火山喷发，但随着构造体制从低角度的板块汇聚向伸展的转换，幔源岩浆底侵加强，来自深部能量的增大，引起地壳的大规模熔融，具有活动性的岩浆物质大量增加，才在上地壳形成大的岩浆储库，这时，既有可能产生酸性成分的火山大喷发，也可以在地壳内形成大的花岗岩基(Lipman, 2007)。

上地壳的岩浆储库能否为大的火山喷发提供物质的问题，实际上是火山喷发的触发机制问题。按照地球物理的观测，即使在巨大的环形火山下面，也缺少具有活动性的大岩浆房，火山之下的岩浆体，主要由接近固相线条件的晶粥所组成。晶粥中的晶体含量高，少量的熔体保存在晶体之间，故粘度大，活动性很弱。什么样的机制才能使储库内的晶粥体活化，触发火山的喷发？根据近20年来的研究，先后提出了多种假说，以解释晶粥体的活化机制与火山喷发的关系问题。包括气体渗透作用(Bachmann and Bergantz, 2006)、幔源岩浆从下部注入引起的再活化(Murphy et al., 2000; Suzuki and Nakada, 2007; Burgisser and Bergantz, 2011)等。其中，受到广泛推崇的再活化说认为，由于幔源的玄武岩浆的注入，使粘稠的晶粥状岩浆受到加热，结晶度降低，下部具有活动性的液相层增大；当逐渐加厚的活动层浮力足够大时，就快速上升，穿透上部的晶粥体，甚至触发火山的喷发。

上述讨论表明，当幔源岩浆对地壳源区的影响较小时，可能只形成小体积的岩床或岩体(Glazner et al., 2004; Bartley et al., 2005)，也不易引起强烈的火山活动。只有当地幔的热和物质强烈影响地壳岩浆源区时，才会出现酸性火山岩浆的大爆发。根据我们在福建魁岐晶洞花岗岩中的挥发份迁移构造以及秦皇岛后石湖山流纹质凝灰岩中与挥发份出溶有关的增生火山鲕砾(armoured lapilli)的观察(图 4)，火山岩浆大爆发(magmatic flare-up)以及高分异花岗岩的形成，除了与幔源镁铁质岩浆提供热和能量有关外，还可能与早先加入的挥发份出溶有关。

图 4

Fig. 4

图 4 挥发份出溶在岩浆岩中的体现 (a)福建魁岐早白垩世晶洞A型花岗岩中由于挥发份上升产生的流动构造；(b)河北秦皇岛早白垩世火山岩中的增生火山鲕砾.鲕砾核部多见钾长石晶体，边部为若干个细层环绕的火山玻璃物质.这种构造是火山颗粒在蒸汽柱中旋转运动时产生的 Fig. 4 Volatiles are found in the magmatic rocks (a) a flow structure resulted from the ascent of volatiles in Early Cretaceous miarolitic A-type granite from Kuiqi, Fujian Province; (b) armoured lapillis in Early Cretaceous volcanic rocks from Qinhuangdao, Hebei Province. The cores of the lapillis are usually composed of K-feldspar crystals, while the rims are composed of rounding volcanic glass. The structure is resulted from the rotation of volcanic grains in the steam column

近一个世纪以来，一直把玄武岩浆的结晶分异与同化混染相结合(简称为AFC过程)看成是岩浆演化形成安山岩-流纹岩的重要机制，并由此解释高硅花岗岩的成因(Lee and Morton, 2015)。由于酸性岩浆高的粘度和低的密度，以往对于花岗质岩浆能否出现AFC过程，也有不少争论(张旗, 2012; 张建芳等, 2015; 王晓先等, 2016)。而岩浆侵位模式的改变，意味着我们应重新思考岩浆的分异机制问题，因为以往设想的侵入体尺度上的原位分离结晶、岩浆混合、混染和其他的物理/化学过程也许都难以发生。由小股岩浆脉动构成的侵入体会快速结晶，单股的岩浆在侵位期间和侵位之后，所发生的分异作用是相对有限的。因此，不同批次的岩浆之间的成分差异，就可能主要是从源区继承而来的(Reichardt et al., 2010; Clemens and Stevens, 2016)。例如，Tappa et al. (2011)对新墨西哥州Latir火山区的研究发现，侵入岩比火山岩年轻，说明喷发的熔结凝灰岩并非由侵入岩分异而来，认为火山岩和侵入岩的成分差异，是从下地壳的岩浆源区继承而来的。

尽管多次岩浆脉动侵位形成的花岗岩体冷凝到固相线的温度较快，不利于发生原位的分离结晶和岩浆混合(Glazner et al., 2004)。但是，在野外的观测中，常能见到岩浆的混合和对流现象。例如，北京周口店花岗闪长岩体内部，就发育由岩浆包体和矿物(钾长石巨晶、角闪石等)显示出来的旋涡构造(马昌前, 1988其中的图 3; Ma, 1989)，这很可能是岩浆侵位后发生对流和运动而产生的。矿物的微区结构和成分分析表明，晶体的不平衡现象非常普遍，存在显著的时空不均一性。意味着，在浅部的岩浆储库内或岩浆上升过程中，存在不同岩浆之间的相互作用，或岩浆的对流自混合作用(Couch et al., 2001)。

地壳岩浆储库包含的主要是晶粥，即由高含量的结晶物质和少量的晶间熔体构成。因而，地球物理方法就难以检测出大型岩浆房的存在。高粘度、高晶体含量的晶粥是否能发生分异？分异的机制是什么？这不仅是大陆地壳分异需要回答的关键问题(Clemens and Stevens, 2016)，更是花岗岩成因研究的基本问题。事实上，前述的地壳晶粥体的再活化机理(Bachmann and Bergantz, 2006; Burgisser and Bergantz, 2011)，同样可以为促进岩浆之间的相互作用和成分演变起到关键作用。要增强晶粥体的活动性，核心是降低粘度，例如，熔融程度的增加，水等挥发份的加入等。Mahood (1990)和Burgisser and Bergantz (2011)的解释是，当幔源岩浆从下部注入后，导致晶粥体重熔，熔体含量的增大，使原先封存在晶间的熔体释放出来，添加到下部的熔体层中。随着具有活动性的熔体层的加厚，就促进了晶粥的成分分异和不同成分岩浆之间的相互作用。

根据花岗岩研究的最新进展，未来10年，花岗岩学最重要的研究方向是岩浆动力学。重点要通过野外和地球物理观察、晶体微区原位地球化学和年代学分析、实验岩石学研究和数值模拟，考察花岗岩浆从源区到侵位及喷发过程中物理性质和物态的变化(例如，岩浆和晶粥中的熔体含量的变化)、挥发分(尤其是水)在岩浆演化中的作用、岩浆侵位速率、岩浆的几何形态、地幔岩浆的作用，等等。只有将侵入岩与火山岩相结合、长英质岩石与镁铁质岩石相结合，从不同类型岩石间的时空关系、岩浆过程的时间尺度、晶体内部和侵入体单元之间的不平衡现象及产生的时间尺度、岩浆流变学性质的演变等方面入手，进一步检验岩浆侵位和分异模式，才能深入认识花岗岩的成因机制，深化对火山喷发与侵入岩侵位的关系的理解。

当前花岗岩学应聚焦如下关键科学问题：

(1) 侵入体形成的时间长短：一个大的侵入体从早到晚究竟要花多长时间？为什么很多侵入体获得了长达数百万年的锆石U-Pb年龄？单元之间的不同时差能否从岩体的接触关系上表现出来？

(2) 岩浆脉动的规模和频率：如果岩浆是分批侵位的，那么每批岩浆的大小和添加到岩体的频率如何，受哪些因素制约？

(3) 岩浆演化机理：如果不存在高熔体含量的酸性岩浆房或大岩体，有关花岗岩浆分离结晶、岩浆混合、同化混染以及AFC等机制是否还具有普遍意义？岩浆演化究竟主要是发生在岩浆源区，还是出现地壳浅部的岩浆储库内？如何判别岩浆分异演化出现的位置和环境？如何理解侵入岩体内的岩浆混合和流动构造？如何解读斜长石、角闪石等晶体内部复杂的结构和成分不平衡现象的岩浆动力学意义？低熔体含量的花岗质晶粥中发生化学分异的机制是什么？挥发分在其中起到了什么作用？地幔的热和物质在花岗岩类成因中所起的作用有哪些，如何开展研究？

(4) 侵入岩与火山岩的关系：尤其是要深入研究大型花岗岩基和大体积高硅流纹岩的关系。包括：火山岩与侵入岩的年龄和成分关系？大体积高硅流纹岩是否代表了熔体的成分，它们是直接来自深部的岩浆源区还是由浅部的岩浆储库分异演变而来？