地球科学进展

地球科学进展, 2020, 35(12): 1232-1242 DOI: 10.11867/j.issn.1001-8166.2020.098

综述与评述

岩浆房持续的时间：矿物内元素扩散年代学研究进展及展望

陈祖兴,1,3, 曾志刚,1,2,3, 王晓媛1,3, 殷学博1,3, 陈帅1,3, 张玉祥1,3

1.中国科学院海洋研究所 海洋地质与环境重点实验室，山东 青岛 266071

2.中国科学院大学，北京 100049

3.青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋矿产资源评价 与探测技术功能实验室，山东 青岛 266061

Duration of Magma Chamber： Progress and Prospect of Element Diffusion Chronometry of Minerals

Chen Zuxing,1,3, Zeng Zhigang,1,2,3, Wang Xiaoyuan1,3, Yin Xuebo1,3, Chen Shuai1,3, Zhang Yuxiang1,3

1.Key Laboratory of Marine Geology and Environment，Institute of Oceanology，Chinese Academy of Sciences，Qingdao 266071，China

2.University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China

3.Laboratory for Marine Mineral Resources，Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology，Qingdao 266061，China

通讯作者: 曾志刚（1968-），男，湖南邵东人，研究员，主要从事海底热液地质学研究. E-mail：zgzeng@qdio.ac.cn

收稿日期: 2020-07-16   修回日期: 2020-11-10   网络出版日期: 2021-02-09

基金资助: 国家自然科学基金项目“西太平洋俯冲体系中岩浆活动及其对热液物质供给的制约”.  91958213
中国科学院国际合作局对外合作重点项目“冲绳海槽热液活动成矿机理及其沉积效应”.  133137KYSB20170003

Corresponding authors: Zeng Zhigang (1968-), male, Zhaodong City, Hunan Province, Professor. Research areas include submarine hydrothermal geology. E-mail：zgzeng@qdio.ac.cn

Received: 2020-07-16   Revised: 2020-11-10   Online: 2021-02-09

作者简介 About authors

陈祖兴（1990-），男，安徽桐城人，助理研究员，主要从事海底岩石学研究.E-mail：chenzuxing@qdio.ac.cn

ChenZuxing(1990-),male,TongchengCity,AnhuiProvince,Assistantprofessor.Researchareasincludesubmarinepetrology.E-mail:chenzuxing@qdio.ac.cn

摘要

岩浆房持续的时间尺度对认识岩浆房的稳定性、评估活动火山的活跃程度具有重要意义。扩散计时法将具有元素浓度梯度的矿物作为计时器，由于矿物中的元素扩散再平衡过程符合菲克第二定律，与时间有关，从而可以限定岩浆作用过程的时间尺度，进而指示岩浆房持续的时间。该方法目前已广泛应用于不同火山岩矿物，如橄榄石和辉石Fe-Mg元素扩散、斜长石Mg元素扩散、石英Ti元素扩散以及锆石Li元素扩散等，可以记录持续仅数小时至几百万年的岩浆过程。未来，随着原位分析测试技术的不断发展、与岩浆作用有关的扩散系数的可用性和精度的增加、扩散模型的完善将极大地推动矿物内元素扩散年代学的发展。

关键词： 成分环带 ; 扩散系数 ; 岩浆房持续时间

Abstract

The duration of a magma chamber is of great significance for understanding the stability of the magma chamber and evaluating the active degree of active volcanoes. The element diffusion chronometry uses minerals with element concentration gradients as timers. Since the diffusion and reequilibrium process of elements in minerals conform to Fick's second law which is related to time， the time scale of the magmatic process can be defined to indicate the duration of a magma chamber. This method has been widely used in different minerals in volcanic rocks， such as Fe-Mg element diffusion in olivine and pyroxene， Mg element diffusion in plagioclase， Ti element diffusion in quartz and Li element diffusion in zircon， etc. These methods can record magma processes for only a few hours to millions of years. In the future， with the continuous development of in situ analysis and testing technology， the increase in the availability and accuracy of diffusion coefficients related to magmatism， and the improvement of the diffusion model， the development of element diffusion chronology in minerals will be greatly promoted.

Keywords： Composition zoning ; Diffusion coefficient ; Duration of magma chamber

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本文引用格式

陈祖兴, 曾志刚, 王晓媛, 殷学博, 陈帅, 张玉祥. 岩浆房持续的时间：矿物内元素扩散年代学研究进展及展望. 地球科学进展[J], 2020, 35(12): 1232-1242 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.098

Chen Zuxing, Zeng Zhigang, Wang Xiaoyuan, Yin Xuebo, Chen Shuai, Zhang Yuxiang. Duration of Magma Chamber： Progress and Prospect of Element Diffusion Chronometry of Minerals. Advances in Earth Science[J], 2020, 35(12): 1232-1242 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.098

1 引 言

岩浆房持续的时间尺度对认识岩浆岩的分异程度、了解地壳热化学演化、评估活动火山的活跃程度等方面具有重要意义［1，2］。早期对岩浆房持续时间的研究，主要根据晶体粒度分布理论（Crystal Size Distribution，CSD）［3］，但该模型受矿物生长速率影响很大。随着分析测试技术的发展，获取矿物高精度放射性同位素年龄成为可能。尤其是离子探针单颗粒锆石原位微区U-Th测年方法的发展，通过分析第四纪火山岩中锆石的U系不平衡年龄，限制岩浆结晶时间和喷发前存储状态得到广泛应用［4~8］。该方法主要利用238U衰变成230Th，其半衰期为75 ka，子体5个半衰期后达到平衡。因此，该方法适用于年龄小于375 ka的年轻锆石［9］。年轻锆石U-Th年代揭示火山喷发之前其底部的岩浆房持续时间可达几千年至几十万年［4，6，10］。

然而，对于持续时间尺度小于几百年的岩浆房，传统放射性同位素定年方法的分辨率难以达到精度要求。而元素扩散计时法，精度可以达到小时级别，近年来得到广泛重视［11~13］。当矿物经历岩浆混合作用而处于不平衡状态时，矿物中的元素会发生扩散再平衡，扩散符合菲克第二定律（Fick's second law），与时间有关，从而可以用于定年［14~16］，且发生扩散的速率很大程度上取决于温度，当岩浆喷发后，温度降低、扩散停止［2，17］。因此，该方法可以用来估算岩浆从混合到喷发的时间，指示岩浆最小滞留时间［2，17］。随着元素扩散系数的实验和理论约束越来越精确和完善，该方法目前已成功应用于不同的火山岩斑晶矿物，如橄榄石和辉石Fe-Mg元素扩散［18~22］、斜长石Mg元素扩散［11，17，23］、石英Ti元素扩散［24，25］以及锆石Li元素扩散［8，26］等，可以记录持续仅数小时至数百万年的岩浆过程。

本文系统梳理了矿物内元素扩散年代学的基本原理，并对如何通过元素扩散再平衡过程及热力学计算获取时间信息做了阐述。进一步，对橄榄石、辉石、斜长石、石英和锆石中元素的扩散行为进行了归纳，并对各矿物中扩散速率较快的元素扩散年代学研究现状进行了追踪，以期为国内学者在矿物内元素扩散年代学方面的研究工作提供支撑。

2 矿物内元素扩散计时的原理

当矿物与熔体处于不平衡状态时，其晶体内元素就会发生扩散再平衡。图1给出了扩散如何改变晶体初始浓度的示意图［27，28］。在图1a中，晶体在其寄主熔体平衡生长，晶体中沿红线标记的轮廓为某些元素的浓度（图1b）。当岩浆混合等岩浆过程使晶体所处熔体环境发生改变且与新的熔体不平衡时（图1c），晶体内元素试图重新平衡，它将随着时间而变化（图1d），直到其浓度与新的熔体达到平衡为止。需注意的是当矿物与熔体不平衡时，有可能会发生溶解［23］，因此应尽量选取未发生溶解、成分环带特征明显的目标矿物进行扩散年代学研究［2］。

图1

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图1   通过扩散逐步改变晶体环带成分示意图[27,28]

（a）晶体与其寄主熔体平衡生长；（b）沿（a）中晶体上的粗红线所示轮廓的某元素浓度；（c）该晶体进入新的熔体中，处于非平衡状态;（d）成分环带随时间的演变

Fig.1   Schematic diagrams of the gradual modification of composition of the crystal zoning by diffusion[27,28]

(a) A crystal grows in equilibrium with host magma;(b) The concentration of some element along the profile shown by the thick red line across the crystal in (a); (c) This crystal is transferred to a new melt and in disequilibrium with it; (d) The evolution of the element compositional profile with time


对于非稳态扩散过程（扩散元素在某处的浓度随时间而改变），常用菲克第二定律来表示［14］：

∂C∂t=D∂2C∂X2 ，

式中：C为元素浓度，t为扩散时间，X为扩散距离，D为扩散系数。可以使用数值方法（例如有限差分法）或误差函数求解该方程［2，14］：

CX, t=C2+C1-C22erfX2Dt，

式中：erf为误差函数（error function），C1和C2分别为平衡浓度和初始浓度。其解的形式如图2所示。

图2

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图2   不同时刻扩散元素浓度分布曲线

Fig.2   The concentration distribution curves of diffused element at different time


扩散速率很大程度上取决于温度。当晶体喷发时，它会迅速冷却，其成分会“冻结”。如果晶体在完全重新平衡之前就喷发了，那么可以保留介于初始和平衡轮廓之间的成分环带特征（图2）。我们可以使用这些成分环带特征估计发生的扩散程度。当知道发生扩散的速率，则可以从分布图中获取相应的时间尺度（图2）。温度是影响扩散速率最主要的因素，扩散系数D随温度T的变化可用阿仑尼乌斯关系式来描述［14］：

D=D0exp- QRT，

式中：E和D0为扩散参数，D0为初始因子（cm2/s），Q为扩散的活化能（kJ/mol）。R为摩尔气体常数［R=8.3145 J/（mol⋅K）］。T为扩散温度（K），其对数形式为：

lnD=lnD0+- QR1T。

因此，通常可认为扩散速率随温度升高呈指数规律增加，且在lnD-1/T图上呈一条直线。由于温度对扩散速率影响较大，且岩浆房并非处于恒定温度下，因此扩散温度的正确估算对扩散时间的准确获取至关重要。目前，对具有典型混合成因的岩浆系统，通常以发育有环带特征矿物的边部结晶时的温度近似代表矿物的扩散温度［2，16，23］，其简单有效的确定方式为：利用基质成分代表熔体成分，进一步结合矿物—熔体温度计进行估算［29］。

此外，虽然矿物成分环带通常是晶体生长和扩散的综合结果，但可以通过模拟具有不同扩散速率和矿物—熔体分配关系的多个元素的扩散和生长模式（如分离结晶），来确定给定矿物的组成特征主要由生长还是扩散控制［2］。事实上，晶体内扩散速率慢的元素，如斜长石中的NaSi-CaAl等元素主要受岩浆过程控制，而扩散速率快的Mg元素主要受扩散控制，因而可以分别用来进行岩浆过程和时间尺度的研究［23，27，30］。

3 矿物内元素扩散计时研究

理论上，当某个元素在矿物内存在浓度梯度，且扩散系数已知的情况下，均具有用来进行扩散年代学研究的潜力。但是，不同元素的扩散系数差别巨大［31］。因此，不同扩散系数的元素，适合不同的年代区间。Costa等［2］在结合目前已有的扩散系数基础上，给出了玄武质岩浆和流纹质岩浆中不同矿物中可以应用于扩散年代学研究的潜力元素及其适合的时间区间（图3）。

图3

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图3   玄武岩（T=1 200 °C）和流纹岩（T=825 °C）中矿物内不同元素获取的扩散时间范围[2]

扩散距离为5~300 μm、氧逸度为石英—铁橄榄石—磁铁矿（Quartz-Fayalite-Magnetite， QFM）缓冲区以及压力为1 atm

Fig.3   The range of timescales that can be obtained from different elements and minerals in basalt (T=1 200 °C) and rhyolite (T=825 °C) [2]

Diffusion length scales (5~300 μm), pressure (P) at 1 atm and oxygen fugacity fO2, corresponding to the Quartz-Fayalite-Magnetite (QFM) buffer


在上述所有具有应用潜力的元素中，目前扩散速率的实验研究相对充分的有：橄榄石中的Fe-Mg元素扩散［18，20，32］、辉石（包括斜方辉石和单斜辉石）中的Fe-Mg扩散［13，18，19，21，22］、斜长石中的Mg元素扩散［11，23］、石英中的Ti元素扩散［24，25，33，34］以及锆石中的Li元素扩散［8，35］等，已成功用于确定不同火山环境下岩浆上升速率以及岩浆房的持续时间。值得注意的是，由于非等轴晶体具有各向异性（如橄榄石和辉石等矿物），沿着晶体的不同方向所测得的元素扩散系数通常表现出显著的差异，如沿橄榄石c轴的Fe-Mg扩散系数约为沿a或b轴的6倍；而沿c轴的Ca扩散系数是沿a或b轴的2倍［36］。因此，进行橄榄石等非等轴晶体矿物中元素扩散动力学建模之前，利用电子背散射衍射分析技术（Electron Backscatter Diffraction，EBSD）［37］对岩石薄片中的目标矿物晶体进行测量来确定其晶格取向是必需的。

3.1 石英Ti元素扩散计时

石英是地壳长英质岩石中的主要造岩矿物之一，含有少量的铝、碱和过渡族元素［38］。Ti元素是石英中一种易定量的微量元素，变质石英和岩浆岩中石英具有相对较高的Ti含量（从1到100 μg/g以上），且石英Ti温度计得到广泛应用［39，40］。然而，石英单个晶体的阴极发光强度常表现出明显的分区变化，并与Ti元素浓度相关［41］。因此，对石英中Ti元素扩散速率的了解具有重要意义：一方面，石英中不同Ti组成区域的保存及其可能提供的热信息取决于晶体内Ti的扩散程度；另一方面，结合石英中的Ti环带特征，通过扩散模拟可以用来确定石英生长和喷发之间的时间尺度。石英中Ti元素的扩散速率仅由Cherniak等［38］通过实验获取。利用该扩散系数，Wark等［25］、Gualda等［33］以及Chamberlain等［34］结合各自样品中石英的浓度梯度，限定了岩浆房的持续时间，通常在几百年到几千年的时间尺度［25，31，32］。

然而，Cherniak等［38］在研究石英Ti元素扩散速率的实验中使用纯的金红石粉末作为Ti源，由于Ti在界面处和在石英晶体内的扩散速率是不同的，这造成了明显的界面反应［24］。为了避免界面效应，最近Jollands等［24］使用TiO2-SiO2的混合物或掺杂Ti的SiO2作为初始物质，并采用与Cherniak等［38］类似的实验流程来重新标定石英中的Ti扩散速率，与Cherniak等［38］的研究结果相比，该研究得出的Ti元素的扩散速率明显较小（2~3个数量级）（图4a）。不仅如此，前人已对美国加利福尼亚州Bishop凝灰岩利用了不同方法获取了多方面的时间信息（图4b），其中包括Wark等［25］利用Cherniak等［38］的石英Ti扩散系数，提取的时间尺度很短，从几年到数百年不等（图4b）。Jollands等［24］使用新的扩散系数，重新计算了石英Ti扩散时间，反映了Bishop凝灰岩对应的岩浆房在近固相线温度下持续了很长时间（图4b），且与其他方法得到的岩浆房持续时间相比，由石英Ti扩散得到的时间最长（图4b），这表明石英是一个有潜力完全记录岩浆房过程的矿物。

图4

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图4   石英Ti扩散速率[24,38] (a)与不同方法约束的美国加利福尼亚州Bishop凝灰岩岩浆演化时间尺度[24]（b）

Fig.4   Ti diffusion rate for quartz[24,38](a) and time scales of magmatic evolution for the Bishop Tuff (California,USA),constrained by various modeling methods[24](b)


3.2 锆石Li元素扩散计时

锆石是地壳长英质岩石中常见的副矿物。相对于锆石中氧元素以及其他微量元素（如Y，REE，Pb，Th，U等）的扩散速率，Li的扩散速率要快得多（图5a）［42］。因此，在岩浆温度下锆石Li的浓度和同位素组成预计在102~103 a内就已达到完全扩散平衡［26］。Rubin等［8］对新西兰塔拉威拉火山群中的流纹岩中锆石进行了高空间分辨率的U-Th年代学与微量元素Li的分析，其锆石的U-Th年龄比火山喷发要早103~105 a［8］。然而，这些锆石颗粒从核部到边部显示出明显的Li元素浓度梯度（图5b），Li元素扩散模型表明尽管锆石在岩浆房中停留了103~105 a，但它们在650~750 ℃的高温条件下仅持续了数年至数百年，这意味着绝大部分锆石在低温（接近固相线）下长期存储，并且该存储状态仅被短暂的岩浆脉冲打断，不超过102 a（图5b）。由于目前对锆石中Li的扩散和分配机制尚不清楚［44］，Wilson等［45］指出对这些异常短暂的岩浆存储时间的认识可能存在偏差。

图5

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图5   锆石不同元素扩散速率[42,43]（a）与新西兰塔拉威拉火山群中的流纹岩中锆石U-Th年龄、Li元素浓度梯度及扩散模拟[8]（b）

Fig.5   Element diffusion rate for zircon[42,43](a) and U-Th age,Li element concentration gradient and diffusion simulation of zircon in rhyolite in Tarawera volcanic group from New Zealand[8](b)


墨西哥恰帕斯州El Chichon火山岩中年轻锆石含有明显的捕虏晶核，de León等［26］对这些锆石开展了高空间分辨率的O和Li同位素、U-Pb和U-Th年代学以及Li（Al和Y）扫描离子成像分析。结果表明，年轻锆石的U-Th年代学指示了岩浆喷发前岩浆房持续的时间为103~104 a，且捕虏晶核与年轻锆石的O同位素存在明显差异，但其具有均一的Li同位素组成，这表明锆石O同位素在103~104 a内未达到扩散平衡，而锆石的Li同位素在该时间尺度内达到了扩散平衡［26］，这与锆石中Li元素比O元素具有更快的扩散速率一致（图5a）。有意思的是，锆石Li元素的浓度却表现出显著的浓度梯度，这很难与锆石在高温的岩浆房中存留了103~104 a，而具较快扩散速率的Li元素却未达到扩散平衡的原有认识相吻合。尽管如此，de León等［26］提出锆石中的Li部分与缓慢扩散的三价阳离子相耦合，导致从Li扩散模型中提取的扩散时间尺度被严重低估［26］。

因此，由于目前对Li在锆石中的分配行为及扩散机制仍认识不足，从锆石中Li元素的扩散模型得出的扩散时间尺度仍有待商榷，现阶段单独利用锆石中Li元素难以作为锆石的扩散计时器。

3.3 斜方辉石Fe-Mg元素扩散计时

Fe和Mg是斜方辉石中扩散较快的元素，其扩散速率大于Ca和Al［46］。因此，斜方辉石中Al和Ca的分布提供了更原始的生长环带特征，而Mg-Fe的分布由于扩散作用而变得模糊［21，47］，且Fe-Mg在斜方辉石中的扩散随其成分特征、熔体氧逸度以及温度的变化而变化［48，49］。Ganguly等［48］使用晶体有序过程来计算斜方辉石中Fe-Mg沿b和c轴方向的平均扩散系数，他们的理论工作表明，扩散沿c轴方向最快，平行于a轴方向最慢。目前，斜方辉石Fe-Mg元素的扩散系数有2个公式：其一为，Allan等［21］基于Ganguly等［48］和Klügel［49］的研究结果，提出沿斜方辉石c轴方向Mg元素的扩散系数公式为：

DFe-Mg=(- 5.54+2.6XFe- 12530T)×(fO2(sample, T)fO2(IW buffer, T))16，

式中：fO2(sample, T)和fO2(IW buffer, T)分别为目标温度和压力下样品和IW缓冲对的氧逸度。XFe是斜方辉石中Fe的摩尔分数。另一个扩散系数由Dohmen等［50］通过实验获取：

DFe-Mg=[1.12×10- 6(fO2)]0.053±0.027exp(- 308±23RT) 。

值得注意的是该实验中仅使用了富含镁的斜方辉石（Mg＃=91~98）。Fabbro等［23］分别利用上述2个扩散系数，对希腊圣托里尼岛火山岩中具有明显Fe-Mg成分环带特征的斜方辉石（图6a）进行了Fe-Mg元素扩散时间模拟，结果表明利用Dohmen等［50］的扩散系数给出的岩浆房持续时间比基于Allan等［21］的扩散系数获取的岩浆房持续时间要长30~40倍（图6b）［23］。

图6

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图6   希腊圣托里尼岛英安岩中斜方辉石典型晶体及Fe-Mg扩散时间尺度模型[23]

(a) 具有明显Fe-Mg成分环带特征的斜方辉石背散射图像；（b）利用Allan等[21]和Dohmen等[50]的斜方辉石Fe-Mg扩散系数得出的扩散时间尺度[23]

Fig.6   Exemplary orthopyroxene crystal in the dacite from Santorini,Greece and results for Fe-Mg diffusion timescale modeling[23]

(a) Backscattered Electron (BSE) image of the orthopyroxene with obvious Fe-Mg compositions zoning; (b) Results of diffusion timescale model using the Fe-Mg diffusion coefficients from Allan et al.[21] and Dohmen et al.[50],respectively[23]


因此，扩散系数的选择对扩散模拟结果有很大影响。由于岛弧火山岩中大多数斜方辉石富含Fe，且岛弧火山系统的氧逸度在NNO（Ni-NiO）缓冲对的2个对数单位之内，而NNO缓冲对位于IW（Fe-FeO）缓冲对上方约5个数量级［21］，这些条件下的扩散系数，对于其在弧火山活动研究的应用可能存在潜在的问题。

3.4 橄榄石Fe-Mg元素扩散计时

橄榄石是玄武岩中最主要的矿物之一，橄榄石中不同元素的扩散速率存在显著差异，它们取决于熔体温度（T）、氧逸度（fO2）、结晶方向和成分［51~53］。一般而言，橄榄石中元素扩散系数：Fe-Mg>Ni>Al>Ca>Cr>P［54，55］。由于橄榄石中强烈的各向异性，橄榄石中元素扩散系数在不同晶体轴方向上存在明显差异：如沿c轴的Fe-Mg扩散系数约为沿a或b轴的6倍；而沿c轴的Ca扩散系数是沿a或b轴的2倍［36］。除Ca外，这些元素的扩散速率依赖于其Fo值［Fo=Mg/（Mg+Fe）×100，Mg和Fe为摩尔含量］，且在Fo90-83内，其Ca与Fe-Mg无关［53］。

由于Fe-Mg在橄榄石中的扩散相对较快［52］。Fe-Mg在橄榄石晶体中的扩散允许提取几天到几年的时间尺度，已广泛运用于研究玄武质岩浆系统的岩浆过程［18，20，32，36，56］。Moussallam等［32］研究了瓦努阿图Aoba火山喷发的玄武岩中橄榄石Fe-Mg扩散模型，指出岩浆在火山爆发前的停留时间仅为几天到一年［32］。类似地，Hartley等［18］通过分析冰岛Laki火山喷发的玄武岩中橄榄石Fe-Mg扩散模拟结果，揭示大部分橄榄石斑晶Fe-Mg元素扩散时间为6~10 d（图7），短于Laki火山连续喷发的平均时间间隔，表明在每个喷发期开始之前，存储晶体的寄主熔体发生了改变。而扩散时间与冰岛东南部频繁地震的历史记录相吻合，可能与岩脉从离地表（6±3） km深的地壳岩浆房开始运移有关［18］。

图7

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图7   冰岛Laki火山玄武岩中橄榄石典型晶体及Fe-Mg扩散时间尺度模型[18]

(a) 具有明显成分环带的橄榄石背散射图像；（b）电子探针测试剖面（pr）相对于橄榄石晶体轴的上半球投影；（c）扩散时间尺度模型结果

Fig.7   Exemplary olivine crystal in the basalt from Iceland Laki volcano and results for Fe-Mg diffusion timescale modeling[18]

(a) Backscattered Electron (BSE) image of the olivine with obvious compositions zoning; (b) Upper hemisphere projections of the orientation of the electron microprobe profiles (pr) relative to crystallographic axes of the olivine crystal; (c) Results of diffusion timescale model


3.5 斜长石Mg元素扩散计时

斜长石是火山岩中最常见的斑晶矿物之一，出现在从玄武岩到流纹岩的整个火山岩系列中，常表现出明显的环带特征（如正环带、反环带和振荡环带等）［57~60］，这与斜长石晶体内NaSi和CaAl的相互扩散速度非常缓慢有关［61］。斜长石成分和结构变化取决于很多因素，包括压力、温度、水含量以及岩浆的成分，所以对斜长石环带研究的一个重要挑战就是：区分环带是由熔体成分（开放或封闭系统）还是仅仅由这些物理参数变化引起的［62~64］。而斜长石微量元素的变化主要取决于寄主岩浆的成分特征而非热力学参数，因此，斜长石中扩散速率相对慢的微量元素（如Sr和Ba元素）常被用来推断岩浆过程［65~67］。而扩散速率较快的元素Mg则用来制约斜长石从混合到喷发的时间尺度，指示岩浆房的持续时间［11，17，23，30］。

Druitt等［11］对来自公元前17世纪晚期希腊圣托里尼火山“Minoan”火山口爆发形成的火山岩中斜长石成分环带进行了研究，并分析了火山喷发前的岩浆作用过程及其时间尺度。结果表明岩浆中的大多数斜长石晶体记录了不到100年的历史，酸性岩浆对岩浆房的补给发生在喷发前的1个世纪，在最后几个月中仍存在不同酸性岩浆之间的混合。与以前的休眠期相比，大型酸性岩浆房的生长期主要集中在火山喷发前且非常短的一段时间［11］。这些观察结果对于监控长期休眠但潜在活跃的破火山口系统（例如黄石公园等）具有指示意义［11］。此外，Fabbro等［23］也对希腊圣托里尼岛火山岩中斜长石环带中的Mg元素进行了扩散模拟，获取的时间尺度（图8）与斜方辉石的Mg-Fe元素扩散模拟的时间尺度一致（图6），多数范围为数年至数百年。

图8

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图8   圣托里尼岛火山岩中斜长石典型晶体及Mg扩散时间尺度模型[23]

(a) 具有明显成分环带特征的斜长石背散射图像；(b~c)扩散时间尺度模型结果

Fig.8   Exemplary plagioclase crystal in the volcanic rock from Santorini Island and results for Mg diffusion timescale modeling[23]

(a) Backscattered Electron (BSE) image of the plagioclase with obvious compositions zoning; (b~c) Results of diffusion timescale model


4 总结与展望

扩散年代学可以对喷发之前的岩浆过程的时间尺度提供重要的限制。近些年，随着不同岩性中常见矿物的元素扩散系数的实验研究的增加，使得该方法得到广泛应用，可以记录很短（数小时）到很长（几百万年）岩浆过程的持续时间。扩散系数在扩散年代学中的重要性类似于放射性年代学中的衰变常数：对于扩散系数较慢的元素，发生扩散平衡需要的时间很长，常用来示踪岩浆过程；而扩散系数快的元素，常被用来限定岩浆房持续时间。因此，选择扩散系数合适的元素进行特定岩浆系统的扩散年代学研究至关重要。然而，现阶段大部分元素的扩散系数仅考虑温度对其的影响，越来越多研究表明岩浆氧逸度对扩散系数也有重要影响。此外，晶体的各向异性也是影响元素扩散系数的重要因素之一。因此，应用前人扩散系数前首先需确定它们的实验条件，即当自然系统与实验系统相似的条件下，应用扩散系数较为合理。

未来，随着原位微区分析测试技术的不断发展，例如，Nano SIMS和fs-LA-MC-ICPMS微区原位元素和同位素分析的空间分辨率和精度方面的提高，将极大地推动矿物内元素扩散年代学的发展；尤其是对于稳定同位素，由于轻同位素的扩散速率快于重同位素的扩散速率，即使在岩浆温度下，扩散过程也会导致较大的动力学同位素分馏；相反，晶体生长被认为是与熔体平衡发生的，在岩浆温度下同位素分馏效应小［68］。因此，结合矿物微区稳定同位素分析和稳定同位素扩散模拟的研究将有望解决单纯元素扩散存在多解性的问题。此外，与岩浆作用有关的扩散系数的可用性和精度的增加、扩散模型的完善（从一维到二维，甚至三维）以及模拟程序的开发将有助于该方法在其他研究领域的发展，例如地质历史时期变质事件时间的确定等。

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