浙東晚白堊世酸性巖漿的自混合作用及其意義*

高麗 楊祝良 余明剛

1. 中國地質科學院, 北京 1000372. 中國地質調查局南京地質調查中心, 南京 210016

巖漿混合作用是兩種或多種不同成分、粘度、密度及溫度的同源或異源巖漿，以機械混合(mingling)或化學混合(mixing)的方式發生的相互作用(Campbell and Turner, 1989; Tonarinietal.， 2009)，可以發生在巖漿源區及運移-侵位的多個階段(Hibbard, 1981; Anderson, 1983; Vernon, 1990; Humphreysetal., 2006; 王德滋和謝磊, 2008; Jafarietal., 2015)，是造成火成巖多樣性的主要原因之一，歷來受到研究者的廣泛關注。大量地球物理觀察及巖石學研究均證實，與火山作用有關的巖漿混合作用，大多發生于地殼淺部巖漿房(<4km深度)中，往往與巖漿的補給(recharge)過程有關(Sparksetal., 1977; Couchetal., 2001; 樊祺誠等, 2005; De Silvaetal., 2008; Ruprecht and Bachmann, 2012; Befus and Gardner, 2016)，也是誘發火山噴發的重要機制(Sparksetal., 1977; Ruprecht and Bachmann, 2010; Druittetal., 2012; Befus and Gardner, 2016; 丁磊磊等, 2018)。

通常來說，當更熱、更低粘度及更富揮發分的深源巖漿進入火山機構之下的淺部酸性巖漿房時，由于補給巖漿與先存巖漿之間化學成分、物理性質的不均衡性，二者會發生混合(周金城等, 1994; 薛懷民等, 2001; Phillips and Woods, 2002; 樊祺誠等, 2005; Priceetal., 2012; Mills and Coleman, 2013; Tostetal., 2016)，或者由補給巖漿提供熱量導致先存巖漿房內不同成分層之間發生熱柱對流自混合(self-mixing)作用(Couchetal., 2001; Pignatellietal., 2016)。巖漿房內的混合作用，一方面導致巖漿房中巖漿體積、溫度和壓力不斷增大，當最終超過靜巖壓力或者存在外來因素影響時，可以誘發火山噴發；另一方面形成一系列具中間組分的混合巖漿，在噴出物中巖漿混合往往表現為包體、捕擄晶、骸晶、晶體的碎裂及礦物的反環帶等不平衡現象，同時還可能在斑晶、包裹體中出現成分的不均一性和分組性(Hibbard, 1981; Pallisteretal., 1992; 周金城等, 1994; De Silvaetal., 2008; Viccaroetal., 2010; Priceetal., 2012; 顏麗麗等, 2015; 陸天宇等, 2016)。

在這些過程中，基性巖漿與酸性巖漿的混合現象最易在野外識別，故一直以來都是巖石學家的主要研究對象(馬昌前等，1992；Murphyetal., 1998; Griffinetal., 2002; Phillips and Woods, 2002；樊祺誠等，2005；王德滋和謝磊，2008；Yanetal., 2016)。但越來越多的研究表明，在淺部巖漿房內，演化程度較高的酸性巖漿的補給也能導致先存的、趨于靜止的酸性巖漿再活化(remobilization)，從而誘發火山噴發同時產生一系列巖漿混合現象，如秘魯南部埃納普蒂納(Huaynaputina Volcano)、希臘圣托里尼(Santorini Volcano)及美國黃石公園(Yellowstone)等酸性火山的噴發均與酸性巖漿的補給過程有關(Venezky and Rutherford, 1997; Eichelberger and Izbekov, 2000; Eichelbergeretal., 2000; De Silvaetal., 2008; Druittetal., 2012; Befus and Gardner, 2016)。在秘魯的埃納普蒂納火山中，盡管所有的噴發物都是英安巖，但其中所包含的斜長石成分和結構特征、火山玻璃地球化學特征、揮發分組成以及晶體含量等差異表明存在兩種不同演化程度英安質巖漿，演化程度較低的高溫英安質巖漿補給到演化程度較高的英安質巖漿房中，二者發生物質和能量的交換及混合，促使巖漿房內發生對流運動，巖漿房體積和壓力不斷增大，最終打開一個巖漿通道導致火山噴發(De Silvaetal., 2008)，類似的過程在美國黃石公園、希臘圣托里尼等酸性火山中也被證實(Druittetal., 2012; Befus and Gardner, 2016)；而更為直接的證據是，在酸性火山的噴發產物中，可以同時出現兩種或兩種以上的酸性噴出物(Matsumotoetal.，2018)。

在我國浙閩沿海廣泛發育的晚中生代火成巖中，已有的研究基本上集中于深成巖中基性和酸性端元之間的混合作用(周新民等，1992；董傳萬等，1998，2007，2008；Griffinetal., 2002；謝磊等，2004；陳榮等，2005)，而與這些深成侵入巖在時空上密切共生，成因上緊密聯系的火山巖中，與巖漿混合有關的現象卻罕有報道。這些晚中生代火山巖主體為流紋質，伴生少量基性火山巖，形成雙峰式火山巖組合(Zhouetal., 2006)；在個別地區可伴生少量中間巖漿巖，形成復合巖流(周金城等，1994；薛懷民等，2001；謝昕等，2003)。其中雙峰式火山或者復合巖流，常在地球化學組成上表現出明顯的混合趨勢，例如基性與酸性端元一致的同位素特征、在哈克圖解上呈線性變化的主-微量元素組成及少量中間巖漿的出現(周金城等，1994；薛懷民等，2001；謝昕等，2003)。因此，研究者大多認為，幔源基性巖漿和殼源酸性巖漿發生不同程度的混合或成分交換，是造成浙閩沿海晚中生代火山巖及其地球化學成分相關性的關鍵，也被認為是殼幔相互作用的主要表現形式之一(董傳萬等, 1998，2007, 2008; Xuetal., 1999; 陳榮等，2005; Zhouetal., 2006; Guoetal., 2012；Liuetal., 2012)。但值得注意的是，與深成巖不同，這些火山巖中的基性包體、捕擄晶及礦物的不平衡結構等與巖漿混合有關的現象極為罕見。在拔茅等極少數地區，英安巖中含有少量的安山質包體和熔蝕成港灣狀的斜長石斑晶，被認為是玄武質巖漿和流紋質巖漿混合的直接證據(周金城等，1994；薛懷民等，2001)。除此之外，其余雙峰式火山巖或者復合巖流大多只在地球化學上表現出相關趨勢，因此，這些大規模噴發的酸性火山巖中，存在混合趨勢的基性與酸性巖漿是否與侵入巖中一樣，通過直接接觸發生相互作用，從而改變彼此的化學成分及礦物組成? 事實上，對于大規模噴發的酸性火山巖來說，考慮到巖漿之間的粘度、密度等因素，相比基性與酸性巖漿之間的混合作用，酸性巖漿與酸性巖漿之間的混合可能更為普遍(De Silvaetal.，2008)，但在我國東南沿海地區，相關的問題尚缺少足夠的關注和研究。

圖1 小雄破火山地質簡圖(據浙江省地質調查院，1980(1)浙江省地質調查院. 1980. 1:20萬臨海幅地質調查報告修改)

Fig.1 Geologic sketch map of the Xiaoxiong Caldera

本文報道了浙東小雄破火山內一個次級火山口中粗面質和流紋質兩種酸性巖漿之間的混合現象，通過詳細的野外調查、巖相學及地球化學研究，揭示了二者的成因聯系及形成機制，這對深入理解中國東南沿海晚中生代大規模噴發的酸性火山巖漿房結構、巖漿演化及噴發過程提供了重要參考。

1 地質背景與巖相學特征

小雄破火山位于浙東臨海-三門一帶，是疊置于早白堊世火山構造洼地之上的典型晚白堊世破火山機構(圖1)。破火山內出露的小雄組主體巖性為堿長流紋巖、(堿長)流紋質凝灰巖，其年齡集中于88～98Ma(翁祖山和余方明，1999；邢光福等，2009；Liuetal., 2012)。小雄組底部砂礫巖和沉凝灰巖分別不整合于磨石山群和永康群館頭組、朝川組之上，破火山中央最晚期形成的侵入巖為正長斑巖，其鋯石U-Pb年齡與火山巖基本一致。小雄破火山是區域上晚中生代最晚階段火山活動的產物，也被認為是中國東南部晚中生代的巖漿活動結束的標志(翁祖山和余方明，1999；邢光福等，2009；Liuetal., 2012；劉磊等，2017)。

圖2 研究區野外露頭照片

研究區為小雄破火山內一個次級火山口，其中心主體是流紋巖組成的火山頸，直徑約30m，周邊地層為爆發相的角礫熔結凝灰巖。在火山頸內，粗面質巖漿和流紋質巖漿的混合現象十分普遍(圖2)。露頭上流紋巖多為灰白、淺灰及淺肉紅色，肉眼可見大量細小的正長石、透長石、石英以及少量黑云母斑晶，粒徑多小于3mm；而粗面巖多呈灰黑-灰褐色，正長石為唯一肉眼可見的斑晶，呈肉紅色-紅褐色，顆粒粗大，粒徑多大于5mm；顆粒自形，粒狀-短柱狀，但普遍具強烈的熔蝕現象，部分為中空骸晶狀或篩孔狀(圖2a, c)。

在露頭上，粗面質巖漿團塊形態多樣，大多為粗細不一的條帶狀，部分則為透鏡體狀、水滴狀、紡錘狀及火焰狀等，其直徑變化較大，長度從數厘米至近一米左右，長寬比大多3～10(圖2a, b、圖3a)，其中較大的紡錘狀以及水滴狀的粗面質團塊，其尖端朝下，而條帶狀以及透鏡體狀的團塊長軸面則近豎直，表明巖漿是垂直向上運移的，在較大的粗面質巖漿團塊邊部，有時可見粗面質巖漿及其中的正長石斑晶有明顯的碎裂以及剪切現象，且礦物組合與內部有一定的差別，正長石顆粒變小，出現少量灰白色長石及石英(圖3a內(F)-紅色方框區域)。據Cordonnieretal.(2009)的研究，粗面質團塊邊部的這種剪切與碎裂現象與兩種巖漿之間的粘度-溫度差有關。當高溫的粗面質巖漿注入相對低溫的流紋質巖漿后，其邊部發生了淬冷并形成相對堅硬的外殼，當其在火山通道中快速運移時，受周圍巖漿剪應力的影響，其淬冷邊及其中的礦物會發生碎裂變形，并可在邊部發育雁列式的微裂隙。這些均暗示兩類巖漿是在塑性狀態下共同向上運移的，換言之，兩種巖漿在冷卻前就發生了明顯的混合作用，而且這一過程可能同時或者稍早于火山的噴發；另一方面，粗面質巖漿團塊內部礦物組成在橫向上的變化，可能也與揮發分從內部的溢出，以及伴隨溫度降低所導致的巖漿在微觀尺度上的分異有關(Castroetal., 2013；Rodríguez and Castro, 2017)。

圖3 露頭及代表性樣品巖相學特征

圖4 小雄破火山內火山巖TAS圖解(a, 底圖據Middlemost, 1994)和A/NK-A/CNK分類圖解(b, 底圖據Maniar and Piccoli, 1989)

兩種巖漿的比例在不同部位變化較大，總體上，在火山頸中心部位，粗面質巖漿少于露頭面積的1/4左右，靠近火山頸外側，粗面質團塊的含量明顯降低；但在靠近火山頸中心位置粗面質團塊的含量顯著增多，局部可占1/2以上或更多。多數情況下，粗面質與流紋質巖漿界限清晰截然，但漸變過渡現象也十分常見，如圖2c，該區域礦物組合與流紋質巖漿一致，顏色介于粗面質巖漿的灰褐色與流紋質巖漿的灰白色之間，且含有少量與粗面質巖漿中正長石顆粒相似的粗大正長石顆粒，表明粗面質巖漿和流紋質巖漿在二者接觸部位有輕微的混合作用；此外，那些較小的條帶常具有類似于漿屑的形態，呈淺灰黑-淺褐色，與較大的條帶一起呈定向或略呈交織狀排列，其形態類似于福建平潭地區巖漿混雜巖中魚群狀的輝長巖包體(董傳萬等，1998)，其礦物組合也常介于上述兩種端元巖漿之間，顯然，較小的條帶往往是兩種巖漿混合的產物。其中少量細小條帶具有分叉狀或燕尾狀尾部以及弧面狀形態，顯示出剛性狀態下破碎的跡象，暗示巖漿房內可能存在部分固結的巖漿，在巖漿混合過程中發生破裂被攜帶至地表。

在顯微鏡下，流紋巖樣品往往可見清晰的流動構造，斑晶由石英(3%)、透長石(5%)、正長石(2%)組成，其中石英呈半自形粒狀，粒徑0.5～4.0mm，部分被熔蝕成港灣狀；透長石呈短柱狀，粒徑1～3cm，表面新鮮，裂紋發育，無明顯熔蝕現象；正長石呈短柱狀、長柱狀、板狀、棱角狀，粒徑0.5～5mm，大小不一，破碎嚴重，表面多風化呈褐紅色，部分被熔蝕為孔洞狀，其形態特征與粗面巖樣品中的正長石斑晶的類似，流紋巖樣品的基質多為霏細結構，并可見重結晶的流動條帶。

而粗面巖樣品中斑晶幾乎全為正長石，表面風化呈褐紅色，含量約占10～15%，呈短柱狀、粒狀，粒徑變化于2～8mm，大都在5mm左右，?？梢姸鄠€正長石斑晶聚集在一起構成聚斑結構，僅有不到40%的正長石為獨立的顆粒。正長石斑晶大多嚴重熔蝕呈篩孔狀、骸晶狀；其基質為隱晶質，有時也具流動構造，在與流紋巖的接觸部位尤其明顯，流紋沿二者界線延伸。大多數情況下，粗面質巖漿與流紋質巖漿接觸邊緣界線不甚清晰(圖2c、圖3a)，碎裂的正長石有明顯向流紋質巖漿流動的現象。副礦物主要為鈦磁鐵礦、鋯石、磷灰石，有意思的是，鈦磁鐵礦常常包裹磷灰石、鋯石顆粒，并在其周圍有黑云母的反應邊，可能與異源流體或巖漿的加入及反應過程有關(Nakamura，1995；Venezky and Rutherford，1999)。

2 分析方法

在野外調查及巖相學研究的基礎上，挑選具不同色率及結構特征、礦物特征的粗面巖(17xx-5-7、-9、-12、-13)和流紋巖樣品(17xx-5-1、-3、-4、-6、-8、-10)粗碎后采用無污染瑪瑙碎至200目制成粉末樣，取其30～50g以備全巖化學分析測試，該過程在河北省辰昌巖礦檢測技術服務有限公司完成。全巖主微量元素測試在中國地質科學院國家地質實驗測試中心進行，每個樣品稱取0.7g，加入硼酸高溫熔融成玻璃片，采用PW4400熒光光譜儀進行主量元素分析，氧化物總量分析精度和準確度優于5%；全巖微量元素含量采用電感耦合等離子質譜儀(PE300Q)測定，分析精度和準確度一般優于10%(Rudnicketal.，2004)。

3 分析結果

3.1 主量元素

所有樣品的全巖地球化學分析結果列于表1。在TAS圖上，所分析樣品分別落在流紋巖及粗面巖兩個區域內(圖4a)，與野外及巖相學觀察一致。流紋巖富硅(SiO2=70.5%～72.3%)、富堿(K2O+Na2O=9.7%～10.2%),且K2O含量(5.4%～5.8%)大于Na2O(4.2%～4.4%),K2O/Na2O比為1.25～1.34。其Al2O3為13.7%～14.3%，CaO含量極低，均小于0.8%，鋁飽和指數A/CNK值為0.95～0.98(平均為0.97)；相對于流紋巖而言，粗面巖硅含量較低(SiO2=66.5%～67.9%)，但更加富堿(K2O+Na2O=11.4%～12.0%)，同樣K2O含量(6.1%～6.5%)大于Na2O (5.3%～5.6%),K2O/Na2O比為1.11～1.23，Al2O3、CaO含量也更高(Al2O3=15.0%～16.1%；CaO=0.7%～0.9%)，A/CNK值為0.90～0.94(平均值為0.92)，總體來說，流紋巖和粗面巖都具有高硅、富堿及過鋁質的特點(圖4b)。在Hark圖解中(圖5)，本次所研究的所有酸性火山巖樣品與小雄破火山機構內同時代其他樣品一樣(包括同時代形成的熔結凝灰巖、粗面斑巖以及正長斑巖),具有相似的主量元素組成以及一致的、良好的協變關系，暗示他們是同一巖漿系統的產物。在SiO2>66%時，隨著SiO2含量的增加,TiO2、FeOT、P2O5和K2O、Na2O、MgO含量降低,并呈現曲線演化趨勢,表明結晶分異控制著不同巖漿的演化過程,這與巖漿混合作用所形成的趨勢明顯不同,后者往往表現為單調的、直線分布(Zorpietal.,1989；Blundy and Sparks, 1992；Tatsumi and Suzuki, 2009；Lee and Bachmann, 2014；Rossietal., 2019)，而CaO由于較低的含量，其變化的趨勢不明顯。

表1 樣品主量元素(wt%)和微量元素(×10-6)成分

Table 1 Major (wt%) and trace elements (×10-6) abundance of the samples

樣品號17xx-5-1-3-4-6-8-1017xx-5-7-9-12-13巖性流紋巖粗面巖SiO270.7872.3071.6770.4971.5970.5266.4666.5167.9166.64Al2O314.3313.7213.7214.0913.7914.1716.1216.0415.0015.86CaO0.740.620.750.560.510.550.860.820.650.81Fe2O31.441.431.321.661.471.141.471.651.601.69FeO0.740.590.740.520.590.951.100.930.900.90K2O5.755.515.445.795.615.806.456.156.076.36MgO0.380.340.340.380.300.350.450.440.410.46MnO0.090.070.090.090.080.100.130.140.090.14Na2O4.434.184.344.334.264.405.255.525.305.62P2O50.110.080.090.100.080.090.150.160.150.18TiO20.530.460.460.520.460.510.710.700.670.71LOI0.900.880.870.830.760.790.991.090.971.07La121111109131125150255202202198Ce218201206242235275445353352347Pr25.523.323.627.526.631.749.138.840.039.4Nd91.991.781.410298.6111170131139136Sm15.015.015.416.916.918.522.018.418.618.6Eu1.951.681.751.991.651.992.562.672.652.63Gd11.111.512.112.612.613.815.112.812.912.6Tb1.731.881.911.932.042.091.951.761.771.73Dy8.9510.110.310.310.810.79.719.049.078.79Ho1.731.962.001.942.031.981.781.701.651.66Er4.935.775.565.465.665.495.054.874.734.70Tm0.720.810.830.800.830.840.740.690.690.66Yb4.515.105.215.055.145.114.954.644.704.54Lu0.740.840.830.830.830.830.810.740.740.72Y48.754.652.851.056.358.451.246.847.347.0Cs2.732.832.712.932.722.752.572.182.222.18Rb123148139144144148136123128128Ba351280310290182202210232215212Th12.214.214.513.513.412.510.19.189.068.89U1.831.662.291.891.782.002.442.061.711.67Nb31.530.930.529.731.329.119.719.319.319.1Ta1.681.871.871.781.781.701.221.211.181.20Sr41.536.239.032.324.023.927.928.528.628.4Hf14.715.215.216.015.616.718.517.817.617.7Zr6876296257187037451017919962934Sc8.246.937.427.777.467.7710.109.429.239.11V11.811.710.310.59.5810.415.214.414.614.4Co0.560.600.620.470.350.430.490.450.470.46Ni0.630.780.730.400.310.300.890.530.840.77Ga25.123.424.124.624.725.827.426.426.926.5Pb26.726.428.026.925.525.525.126.126.326.1Rb/Sr2.964.093.564.466.006.194.874.324.484.51Nd/Ta54.7049.0443.5357.3055.3965.29139.3108.3117.8113.3Th/Nb0.390.460.480.450.430.430.510.480.470.47Nb/Yb6.986.065.855.886.095.693.984.164.114.21

圖5 小雄破火山火山巖主量元素Harker圖解

圖6 小雄破火山火山巖球粒隕石標準化稀土元素配分圖(a)及原始地幔標準化微量元素蛛網圖解(b)(標準化值據Sun and McDonough, 1989)

3.2 微量元素

從樣品的球粒隕石標準化稀土元素配分圖(圖6a)可見，兩種巖石具有相似的稀土元素配分型式，均顯示出輕稀土富集的右傾特征，輕重稀土分餾明顯。粗面巖稀土元素總含量(∑REE=777.0×10-6～983.8×10-6)及輕重稀土分餾程度((La/Yb)N=29.0～34.7)高于流紋巖相應值(∑REE=475.9×10-6～629.0×10-6、(La/Yb)N=14.1～19.8)，但流紋巖(δEu=0.35～0.46，平均為0.40)比粗面巖(δEu=0.43～0.53，平均為0.50)顯示出更大的Eu負異常以及低的Al2O3、K2O含量，表明流紋質巖漿經歷了更多的鉀長石分異。在原始地幔標準化微量元素蛛網圖上(圖6b)，所有樣品均具有基本一致的微量元素分布特征，均富集Th、U、Zr、Hf、LREE和Rb、K，虧損Nb、Ta、Sr、Ti；但粗面巖較流紋巖有更高的LREE、更低的Nb、Ta。同時，伴隨SiO2的增加，全巖的Zr、Hf、LREE明顯降低，同時LREE及Nb、Th、Zr之間具良好的線性關系(圖7)，與主量元素一樣，這些均暗示結晶分異作用可能控制著不同樣品間的成分變化趨勢。

圖7 小雄破火山火山巖微量元素圖解

4 討論

4.1 粗面質巖漿和流紋質巖漿的成因聯系

如前所述，所有樣品的主、微量元素之間具有良好的協變關系，顯然與結晶分異作用有關。隨著SiO2含量的增加，TiO2、FeOT的一致降低暗示著鈦磁鐵礦的分異；而P2O5、LREE的顯著降低則明顯受磷灰石控制，因為磷灰石中強烈富集LREE(Watson and Green, 1981; Rnsbo, 1989; Paseroetal., 2010; Zirneretal., 2015)；K2O、Na2O、Al2O3的快速降低則暗示鉀長石是主要的分異相，這與全巖強烈的Eu、Sr、Ba負異常一致。相比之下，CaO的含量降低不明顯，且其含量較低，表明無明顯的輝石、角閃石或鈣質斜長石分異，這與巖相學觀察一致。另一方面，由于鋯石中強烈富集Hf以及HREE(Griffinetal., 2002; 劉銳等，2009; Zhouetal., 2018)，全巖Zr、Hf的降低則顯然受鋯石的分離控制，但重稀土卻基本不變，則暗示所分離的鋯石比例不高。

粗面巖和流紋巖的球粒隕石標準化稀土元素曲線型式相似，各曲線之間呈近于平行的關系，表明這些巖石的同源性(Civettaetal., 1998)；在蛛網圖中，二者同樣具有相似的配分型式，都顯示富集高場強元素(Th、U、Zr、Hf、LREE)和大離子親石元素(Rb、K、Pb)，虧損高場強元素(Ba、Sr、Nb、Ta、P、Ti)，暗示巖漿可能起源于地殼重熔(Rudnick and Gao, 2003)。其Rb/Sr、Ti/Zr比值分別為2.96～6.19、3.93～4.63，位于殼源巖漿(Rb/Sr>0.5，Ti/Zr<20)的范圍內(Tischendorf and Palchen, 1985)，同時粗面巖的Nd/Ta、Th/Nb及Nb/Yb比值與流紋巖的差別不大。值得注意的是，所有的樣品協變規律與整個小雄破火山內已報道的火山-次火山巖樣品變化趨勢一致，且高場強元素的比值也在同一范圍內，表明二者可能是同一巖漿系統分異的產物。事實上，對于整個小雄破火山或者東南沿海晚中生代任意一個典型火山機構來說，已有的研究也均認為這些火山機構內不同類型的火山巖是同源巖漿分異的產物(福建永泰云山、浙江雁蕩山、江西相山，Jiangetal., 2005；邢光福等，2009; Yanetal., 2016, 2018)。假定分異程度最低的粗面巖樣品為初始巖漿，微量元素分離結晶模擬計算顯示，流紋質巖漿可以通過初始巖漿～80%分離結晶而產生，所模擬的分離礦物組合與粗面質巖漿中礦物斑晶組合一致(圖7)。

4.2 酸性巖漿的自混合作用

全巖主、微量元素的協變規律及模擬計算均表明：流紋巖與粗面巖地球化學演化趨勢主要受結晶分異過程控制，同時本文所研究樣品與小雄破火山內其他火山物質一樣，均應是同一巖漿系統分異的產物。但另一方面，野外及巖相學證據均支持共存的粗面質及流紋質巖漿在噴發之前經歷了巖漿混合過程。這種沖突暗示，兩種巖漿在冷卻前并未經歷大規模的化學混合并達到完全的化學平衡，其混合過程應該以機械混合為主，或僅伴有局部的化學混合，同時要求兩種巖漿在混合前應處于相對獨立狀態(De Silvaetal., 2008)，并在發生混合后快速并運移至地表并冷卻。

在這樣的前提下，兩種酸性巖漿在混合前的狀態可以存在兩種模式：(1) 共同位于一個巖漿房內不同部位，由于長期的分異以及熱擴散，兩種成分的巖漿處于化學-熱相對平衡狀態(陶奎元和薛懷民，1989；Sumner and Wolf, 2003; Wilcocketal., 2010; Bachmann and Huber, 2016)；(2)或者分別位于同一巖漿系統的不同深度巖漿房，兩種成分的巖漿處于化學-熱不平衡狀態(Befus and Gardner, 2016; Cashmanetal., 2017)。但不論是那種情況，在一個長期存在的巖漿房內，因為分異作用以及熱的擴散，必然會形成相應的層狀或帶狀巖漿房。假設第二種模式是對的，可以想象，當來源于相對深部粗面質巖漿房內的低分異、熱的粗面質巖漿上升并進入流紋質巖漿房時，流紋質巖漿房內的粥狀層也必然會發生明顯的活化，導致粥狀層中透長石熔融并進入巖漿房頂部，所形成的最終噴發產物中，這些透長石的熔蝕現象應該是普遍的；同時在流紋巖中應該能觀察到與巖漿房底部粥狀層有關的結構，即透長石聚晶現象。但這兩種現象在本文所研究的流紋質樣品中都是缺失的。因此，更合理的解釋是模式(1)，即二者處于同一巖漿房內，并在無外力影響的情況下處于熱-化學平衡狀態。此外，不論是露頭(圖2)還是薄片中，粗面質巖漿普遍存在的聚晶結構是巖漿房內堆晶的最直接證據(Marsh,1996;Kinmanetal.,2009;Higgins and Chandrasekharam, 2007)。

大量的研究都證實，地殼淺部的巖漿房，大多是來源于更深部巖漿房的巖漿多期次注入、聚集所形成(Degruyteretal., 2012; Cassidyetal., 2016)。其在形成后，受巖漿結晶分異、熱重力擴散及巖漿房結構等因素的影響，巖漿房在物質成分、溫度及結構上具有分帶性，早先結晶出比重大的礦物晶體沉降在巖漿房底部及邊部形成富晶體、不易流動的粥狀區(mush zone)；而分異程度較高、富含揮發分、貧晶體的巖漿由于其密度較小，在浮力的作用下聚集在巖漿房頂部(Hildreth, 1981；陶奎元和薛懷民，1989；夏林圻等，1992；Sumner and Wolf, 2003；邢光福等，2009；Wilcocketal., 2010; Bachmannetal., 2012; Lee and Morton, 2015; Bachmann and Huber, 2016)；在整個巖漿房中，熔體所占比例往往極小(約2%～9%)，不均勻地分布在晶體間隙之內(Huangetal., 2015; Cooper, 2017)?？紤]到本文所研究的粗面巖及流紋巖在礦物組成、結構的差異及二者之間的結晶分異趨勢，粗面質巖漿可能代表了巖漿房底部及邊部富正長石、鈦磁鐵礦、鋯石、磷灰石的堆晶部分，巖石中普遍存在的正長石、鈦磁鐵礦-磷灰石-鋯石聚晶也支持這點(圖3c, d)，而分異程度較高的部分則聚集在巖漿房較上部形成富熔體的流紋質巖漿并結晶出粒徑較小的石英、長石等晶體。巖漿房上部的流紋質巖漿高硅、溫度較低且更富揮發分，下部的粗面質巖漿相對而言硅含量低但溫度要更高。不同成分層間的密度差成為抵御熱不穩定的主要因素，使得同一巖漿房內，不同成分層的巖漿在無外來因素影響的情況下，保持相對穩定(Fridrich and Mahood, 1987)。

當有少量更熱、更基性的巖漿聚集在高位巖漿房底部或進入巖漿房內部時，它往往不是首先與巖漿房底部的粥狀區發生大規模的對流及混合過程，而是先發生熱擴散導致粗面質巖漿的溫度升高，促使晶粥區活化，因為熱平衡作用遠易于化學平衡作用(Couchetal., 2001)。在粗面質巖漿中存在的少量微?；园w(～2cm)包體、正長石廣泛發育的熔蝕結構以及區域上大量出現的同時代雙峰式火山巖、基性巖墻均暗示小雄破火山內這些酸性巖漿可能同樣受幔源巖漿在底部聚集的影響。因此，當可能存在的基性巖漿聚集到地殼淺部巖漿房底部時，首先在高溫的影響下，堆晶部分的正長石斑晶發生強烈熔蝕，類似的現象在肯尼亞地區新生代過堿性酸性巖中也被大量報道(Sumner and Wolff, 2003; Macdonaldetal., 2008)，同時，先存的鈦磁鐵礦與巖漿反應生成黑云母反應邊。隨著粗面質巖漿溫度持續升高，其與上部的流紋質巖漿溫度差異進一步增大，這種不穩定的熱梯度(向下更熱)以及成分梯度將會導致上層流紋質巖漿和下層粗面質巖漿發生強烈的對流作用(Cooper and Kent，2014)，使得粗面質“晶粥”活化并以熱柱的形式注入流紋質巖漿中，在淺部發生擴散與混合，以透鏡體狀、水滴狀、紡錘狀及火焰狀等散布于流紋質巖漿中。當對流及混合作用的繼續進行，混合程度進一步增大，兩種巖漿之間開始相互擴散以及發生化學混合，并可產生具中間組分的巖漿?；旌系某潭扰c混合作用發生的時間、兩種巖漿的溫度、粘度差及注入的流動速度有關(王德滋和謝磊，2008)。

在這一系列過程中，基性巖漿甚至不需直接進入酸性巖漿房，可能只是提供了巖漿房內對流的熱源(Couchetal.，2001)。由于粗面質巖漿位于巖漿房底部，直接受基性巖漿的加熱，礦物斑晶的熔蝕現象十分普遍，而流紋質巖漿由于僅有部分受到對流的粗面質巖漿影響，其中的長石則并未發生廣泛的熔蝕作用。但遺憾的是，由于大部分樣品內主要造巖礦物都經歷了強烈的蝕變，對不同類型巖漿噴發前所處的壓力、穩定、揮發分等物理化學狀態，這一過程仍待進一步的研究細化。

5 結論

(1)野外及巖石巖相學研究表明，浙東小雄破火山內存在兩種酸性巖漿，即粗面質和流紋質巖漿的混合現象，暗示在中國東南部大規模噴發的中生代火山巖中，巖漿混合不僅存在于成分、來源存在很大差異的幔源基性和殼源酸性巖漿之間，可能更廣泛的存在于相似或不同成分的酸性巖漿之間。

(2)兩種酸性巖漿的主、微量元素變化特征及其他地質證據均指示它們是同一母巖漿結晶分異的產物，來源于同一層狀巖漿房內不同部位?？紤]到粗面質及流紋質巖漿在礦物組成、結構等方面的差異，粗面質巖漿應代表巖漿房底部及邊部富晶體貧熔體的堆晶或粥狀層部分(正長石+鈦磁鐵礦+鋯石+磷灰石)，而分異程度較高的部分則代表聚集于巖漿房上部富熔體貧晶體的部分，在其中結晶出粒徑較小的石英、透長石等晶體。

(3)兩種酸性巖漿的混合現象可能與地殼淺部層狀巖漿房內部的自混合現象有關。即當巖漿房底部存在更熱、更基性的巖漿聚集時，巖漿房下部晶粥區內的粗面質巖漿迅速升溫、活化，從而向上運移并與上部富熔體貧晶體的流紋質巖漿發生自混合作用。

致謝感謝兩位匿名審稿人提出的建設性意見；感謝馬天芳老師在樣品測試中提供的幫助。