岩浆活动的时间尺度

上述大部分过程可以在平衡热力学和运动学的基础上进行研究，亦即假定某一种平衡过程已发生，其发生的途径必定如上所述。然而，这样的假设并不总是成立的，因为自然过程常常是不平衡过程。例如，火成岩中常见复杂的矿物环带结构 ( 如斜长石) 和出溶结构 ( 如条纹长石) ，表明岩浆冷凝固结的速率远大于平衡结晶过程或出溶过程的速率，因而岩浆活动一般是一种灾变过程。相反，深变质岩中很难发现矿物环带结构，表明区域变质过程是一种渐变过程，有足够的时间用于矿物的化学平衡。由于测试技术的进步，人们已经能够利用这些现象来理解这类快速地质过程了，因此，岩浆过程的时间尺度和速率现今已成为理解和模拟火成活动的关键性信息 ( Petford et al，2000) 。例如，岩浆从地幔运移到地壳的速率决定了岩浆迁移过程中可以发生的物理过程和化学过程的类型。类似地，火山口或活火山之下岩浆的质量和寿命可以影响时间整合的热通量 ( 可作为地热能) 和灾害性喷发的可能性。

1 岩浆过程时间尺度的测量方法

地质学家曾经无法获知地质过程发生的准确时间及其持续时间，因而许多过程宁可信其有不可信其无。例如，当幔源火成岩含有地壳的同位素印记时，地球化学家会毫不犹豫地认定岩浆上升经过地壳时发生过 AFC 过程。这是因为学者们无法确认 AFC 过程所需要的时间尺度，因而将其简化为瞬时行为。在过去的十多年来，主要由于实验和分析技术的进步，火成岩过程时间尺度确定的数量和质量得到了戏剧性的增长 ( Turner et al，2007) 。现在，元素浓度和同位素比值可以在空前精度和空间解析度水平上进行测定: ① 同位素时钟的高精度测量可以对较小量物质和非常年轻的晶体进行原位同位素测定，提供准确的样品形成年龄; ② 利用更精确的扩散系数和更好的空间解析度模拟各种矿物中同位素和元素的扩散再平衡，阐明地质过程的持续时间。这两方面技术的综合应用，可以测定从几小时到数百万年的地质过程 ( 图 5 -6) ，这大大提高了我们对岩浆过程的理解能力。

图 5 -6 放射性定年方法和晶体化学环带扩散模拟方法适应的时间尺度范围( 据 Turner et al，2007)

质谱技术 ( 包括 SIMS，secondary ion mass spectrometry) 的进步使我们可以越来越精确地测量全岩和矿物 U - 系衰减链的核素，现在已可进行锆石 ( 主要) 和褐帘石 ( 如Bourdon et al，2003) 原位定年。典型情况下，母岩浆中 U - 系不平衡产生于地幔熔融过程中，特别有用的系统是230Th -238U ( 半衰期 75 000 年) 、226Ra -230Th ( 半衰期 1600 年)和210Pb -226Ra ( 半衰期 22 年) 。因此，U - 系不平衡技术原则上可用于对数万年老的熔融事件和结晶事件进行定年 ( Hawkesworth et al，2004) 。锆石 SHRIMP U - Pb 定年方法提供了具有结构约束的年代学研究方法，不仅大大提高了传统测年方法的精度，而且使矿物规模与区域规模地质过程的综合分析成为可能 ( Muller，2003) 。例如，托云盆地新生代火山岩的锆石年代学研究不仅揭示了火山岩的形成年龄，而且展示了西南天山岩石圈的复杂演化历史，并为揭示火山作用的深部过程约束提供了可靠的年代学依据 ( 梁涛等，2007) 。

与此同时，晶体和玻璃中化学环带的型式不仅提供了岩浆过程的记录，结合高精度的元素扩散速率测定数据，还可以定量模拟岩浆驻留时间。由于这些环带会耗散或向着平衡剖面进化，其速率可以以扩散系数的形式通过实验校准。如果我们知道扩散系数，以及如果我们可以以足够的空间解析度和精度的方式测定晶体的成分，我们就可以用Fick 第二扩散定律获得逝去的时间( 图 5 - 7) 。

这两方面的技术进步极大地改善了对地质过程时间尺度的认识，在岩浆起源和分凝、岩浆上升和侵位、岩浆固结与演化等许多方面给出了全新的图景。这对于成矿过程时间尺度的认识和加深对成矿过程的理解是必不可少的。但是，目前还存在一些重要的地质理论问题常常干扰对这两种方法的应用。例如，对于碎屑矿物的测年结果，数量最多的矿物结构类型的测年结果总是可以代表岩石形成年龄的假设是没有科学依据的 ( Harley etal，2007) 。如前所述，地质过程的速率决定了其记录的保存性。近年来的研究表明，花岗岩基的锆石组合往往比较单一，而脉岩和火山岩的锆石组合比较复杂。这种现象可以归结为这两类火成岩岩浆活动持续的时间差异。可见，尽管在技术方法上已经取得了重大进展，火成岩的定年仍需要特别小心，应当详细研究测年样品的岩石学和矿物学特征，以保证样品的形成年龄就是所研究岩石的形成年龄。

图 5 -7 由晶体化学和同位素梯度模拟获取时间尺度的原理( 据 Turner et al，2007)

此外，实验测定的扩散系数数据目前还较少，主要限于最重要的造岩矿物。对于期望通过元素扩散速率来研究成矿作用持续时间的矿床学家来说，这不是一个好消息。

科学知识的缺乏也是妨碍先进技术应用与先进理论推广的障碍。如前面谈到的同化混染问题和岩石圈拆沉作用的浅部响应问题。我们有许多学者经常强调观点不同，这在认识的初级阶段是允许的。由于地球科学研究对象的时空不可及性，不同的作者可能看到了科学问题的不同方面，因而有不同的看法。但是，如果所有的证据都摆在我们面前，却依然是不同的学者持有不同的观点，那就不再是观点的问题了。例如，前面谈到的 Eu 异常揭示问题，解释的单一化是因为作者不了解 Eu 异常的基本解还有其他的外延。又如，有些作者认为花岗质岩石中出现暗色微粒包体不是岩浆混合作用的证据，而是未发生岩浆混合作用的见证。出现这种情况主要是对岩浆过程的能量学原理缺乏了解所致。

同样，多数作者也不清楚统计特征不能作为判别标志的道理，因而常常将外国学者得出的一些统计规律到处套用。因此，本书强调了追求科学问题基本解的重要性，对于地球科学来说，就是追求建立在数理化基础上的地质解释。

2 岩浆起源的时间尺度

如上所述，源区岩石的部分熔融主要源于 3 种过程之一: 持续加温、流体 ( 挥发分)注入或减压。由于地质体系的开放性特点和岩浆发生、侵位的位置不同，这些过程的持续时间取决于其进行的速率，因而岩浆起源的时间尺度并不是固定不变的。例如，当流体注入速率低于部分熔融过程的流体消耗速率时，部分熔融过程可能是断续进行的。

部分熔融始于颗粒边界，一旦熔融过程开始启动，熔浆产生的速率就受控于熔融反应动力学: 原岩的热扩散速率和热量供给的速率。因此，一旦反应活化能超出实际需求，反应动力学过程就会快速进行。通常，原岩的物理状态超过固相线位置就意味着部分熔融( 见图 5 - 4) 。由于部分熔融是一种吸热反应，如果能量供给不足，又会导致体系物理状态重新回到固相线下。大量天然岩石熔融实验研究表明，具有最低点成分的熔浆可以形成于几周时间之内 ( Harris et al，2000) 。这么快的过程发生速率或者因为温度过高，或者因为流体注入过量，或者因为原岩绝热上升幅度过大，将会导致不平衡的相关系。换句话说，熔浆产生速率同时受热供给速率和熔浆-矿物平衡反应速率控制。如果原岩被加热的速率足够慢，部分熔融过程主要受岩石的热扩散速率制约，所形成的熔浆将与残留矿物组合保持热力学平衡; 反之，熔融过程将主要表现为源区岩石的熔化，熔浆与源区残留矿物组合保持不平衡反应关系。

图 5 -8 白云母-石英体系不同加热过量 ( △T)条件下熔浆分数与时间的关系

图 5 - 8 表示了加热过量与熔浆分数和熔融过程持续时间的关系。因此，熔融过程的性质可以由熔浆与原岩残留矿物组合的平衡关系来判断，也可以由熔浆成分的不均一性进行判断。然而，大多数情况下研究者很难获取源区部分熔融的残留矿物组合，经常需要设定一些假设前提。例如，为了利用熔浆-矿物平衡热力学计算中国东部新生代玄武岩的起源深度，可以假设玄武岩中的地幔橄榄岩是与所见玄武质熔浆平衡的源区残留。由于地幔岩的矿物组合和矿物成分变化很小( Fan et al，1991) ，这种假设是合理的，因而计算结果成为 “中国东部岩石圈巨大减薄”概念的重要基础 ( 邓晋福等，1988) 。对于壳源岩石来说，情况会复杂得多，需要进行多方面的考量。因此，根据岩浆成分的变化也是估计岩浆过程速率的方法之一。例如，新疆克拉玛依侏罗纪薄层橄榄玄武岩的 3 个样品虽然取样位置非常接近，表明它们来自于同一股熔岩流，但却具有明显不同的矿物世代关系 ( 薛云兴等，2007) 。这表明，熔浆是快速从源区萃取的，并且在向地表运动的过程中没有混合均匀。可见，这样的岩相学特征表明岩浆的萃取和喷出都是速率极大的地质过程。此外，由于 CO2从熔浆中逃逸的速率大于其他挥发分，原生碳酸盐矿物的存在 ( 薛云兴等，2007) 也佐证了快速的地质过程。

利用这些关系，应当可以大致估算岩浆起源的时间尺度。Ayres et al ( 1997) 利用独居石和锆石对 REE 和 Zr 的缓冲关系对印度西北部 Zanskar 地区的含电气石淡色花岗岩的形成时间进行了研究，认为熔浆在源区的驻留时间可能小于 7ka，肯定不会超过 50ka。Harris et al ( 2000) 认为，喜马拉雅深熔花岗岩的独居石和锆石具有不一致的平衡温度，表明至少在某些侵入体中熔浆是不饱和 LREE 的，因而也证明熔浆萃取时间可能小于 10 ka。实验研究表明，喜马拉雅的某些熔浆也不饱和 Zr，说明分凝作用发生在100 年之内。这样短的时间尺度证实变形驱动机制是从源区萃取这些熔浆的重要机制。如果岩浆通过岩墙上升，喜马拉雅花岗岩熔浆的迁移距离大约 1 天就可以达到约10 km。按此速率，即使最大的花岗岩，理论上也可以在约 10 年内完成侵位。喜马拉雅熔浆的结晶作用则需要长得多的时间。如果是约 100 m 宽的薄板状岩浆侵位，约需要 500 年，而大岩盖的单阶段侵入体需要约 30 ka。对于复式席状杂岩体来说，岩浆结晶作用 ( 而不是熔浆上升)包括侵入体侵位的、由速率决定的步骤。因此，许多造山花岗岩熔浆分凝和侵位的总时间尺度都小于 10 ka，甚至可能小于 1 ka。相反，原岩前进加热所需要的时间尺度为 1 ～4 Ma ( 图 5 -9) 。

图 5 -9 壳源岩浆演化 ( 矩形框)和熔融过程 ( 椭圆框) 流程图

又如，希腊 Naxos 岛巴罗式变质地体中岩浆锆石的SHRIMP U - Pb 锆 石 年 代 学研究 暗 示 部分 熔 融发 生在20 7 Ma之前。但是，锆石生长边具有明显不同的协和年龄 ( 20 7 ～16 8Ma) ，不同样品之间和同一手标本之内都见有这种情况。这种锆石生长边能够保存下来，暗示锆的沉淀与部分熔融过程有关，在这个年龄范围内周期性地发生，既有局部的 ( cm) 也有区域性的 ( km) 作用尺度。对相关的 4 个花岗岩侵入体中的锆石进行定年发现，年龄分布范围为 15 4 ～11 3 Ma，岩浆活动主期大约发生在12 Ma，明显晚于变质作用的时间 ( Keay et al，2001) 。这表明，变质岩部分熔融的时间比岩浆侵位的时间长得多。如前所述，这可能与能量供给/消耗速率有关。

由于测年技术和化学动力学研究的进步，这些年轻花岗岩及其源区岩石的研究为岩浆起源的时间尺度提供了很好的约束。实际上，在古老的变质岩中也保留了类似的成因信息。例如，加拿大 Saskatchewan 北部 Snowbird 构造带镁铁质岩墙群的地质年代学、同位素和地球化学新资料对该区1 9 Ga 期间的高压、高温变质作用等各种作用过程提供了重要的启示 ( Flowers et al，2006) 。高精度 U -Pb 锆石定年揭示了 Chipman 镁铁质岩墙在1 8962 ±0 3 Ma 时的深熔作用，当时发生了同构造和同变质侵入作用，部分熔融条件为 1 0 ～1 2 GPa， > 750℃ 。网状伟晶岩的 U - Pb 锆石定年结果 1 894 ～ 1 891 Ma 可以作为目前出露的地壳水平当时主变质-变形作用的时代下限。较年轻的 U - Pb 榍石定年显示峰期变质作用之后的高温持续了约14Ma，Sm - Nd 全岩同位素资料也证实了这一点，因为它证明伟晶岩来自于镁铁质源区的部分熔融。虽然温度很高，1 9 Ga 时寄主长英质片麻岩却只发生了有限的熔融，这与其太古代麻粒岩相变质作用曾经发生过脱水作用的证据是一致的。镁铁质岩墙和英云闪长质片麻岩深熔作用的空间配置不均一性可以归结为横向的峰期温度和成分变化 ( Flowers et al，2006) 。将 Chipman 地区 1 896 Ma 的镁铁质岩墙侵位和变质作用与Snowbird 构造带至少 1 200 km 长的 1 9 Ga 大规模镁铁质岩浆活动联系在一起，表明这是重要的、大陆级软流圈上涌时期，导致了初生大陆裂谷作用。随后，伸展作用因陆内收缩而结束，这与 Trans-Hudson 增生和造山作用有关。

上述情况表明，估算岩浆起源的时间尺度是困难的，在很大程度上取决于地质过程进行的速率以及定年样品的地质解释。现代火山区的研究表明，火山下面岩浆房的岩浆有可能保持长期不活动，直到获得新的能量注入为止。例如，白头山火山之下 6 ～8 km 可能存在一个边缘岩浆房，目前并没有造成火山喷发。这个岩浆房可能因为获得新的能量注入而重新活动，也可能从此缓慢冷却固结。

3 岩浆侵位的时间尺度

岩浆起源的时间尺度估算在很大程度上依赖于对熔浆原生性质的假定以及变质过程与岩浆过程的假定内在联系。相反，岩浆侵位时间尺度的估算则往往假定被萃取的熔浆是均一的，因而与源区岩石是热力学平衡的，不平衡印记主要归咎于岩浆上升过程中参与的各种作用，如 AFC 过程。例如，假定角闪石减压分解边是岩浆上升过程中角闪石晶体与寄主岩浆反应的结果，分解边的厚度就可以看做是岩浆上升速率的函数，因而可据以反演岩浆上升速率 ( Rutherford et al，1993) 。假如玄武岩中斜长石斑晶的生长边和基质中的斜长石微晶是含水岩浆上升过程中排气作用的结果，生长边的厚度和斜长石微晶的大小也可以用来限定岩浆上升的速率 ( Nicholis et al，2004) 。根据这种假定，Nicholis et al ( 2004)估算内华达 Crater Flat 火山带夏威夷岩的岩浆上升速率大于0 04m/s，亦即大于126km/a。如果岩浆是水不饱和体系，岩浆上升速率还要更大一些。

另一种估算岩浆上升速率的方法是利用熔浆及落入岩浆中的深源包体之间的密度差。例如，落入玄武质岩浆中的幔源橄榄岩包体将因密度大于玄武质岩浆而下沉，其下沉速率可以用 Stock 定律 v =［2gr2( ρs- ρl) ］/9η 来描述。式中: v 为固体在液体中下降的速率 ( cm/s) ，g 为重力加速度 ( 980 cm/s2) ，r 为球形固体颗粒的半径 ( cm) ，ρs为球形固体颗粒的密度 ( g/cm3) ，ρl为液体的密度 ( g/cm3) ，η 为液体的黏度 ( poise) 。假定橄榄岩的密度为33g/cm3，橄榄岩包体的半径为5cm，玄武质岩浆的密度为265g/cm3，黏度为1000poise，则橄榄岩包体在玄武质熔浆中的沉降速率约为35cm/s=305km/d。这样的沉降速率意味着玄武质岩浆必须以相同的速率上升才能保证包体的深度位置保持不变，因而玄武质岩浆必须以更大的速率上升才能保证橄榄岩包体能够被带出地表或地壳浅部。假设岩石圈厚度为100km，且岩浆在岩石圈底部捕获了这些包体，那么只需要数小时即可达到地表。可见，含橄榄岩包体的岩浆具有非常快的上升速率。

对于黏度较大的花岗质岩浆来说，岩浆上升速率可能会小一些，但决不会像传统认为的那样长。例如，汇聚造山带中地壳尺度剪切带系统、高级变质岩和花岗岩之间的一般空间联系表明了地壳深熔作用和收缩变形之间的反馈关系，收缩变形有助于花岗岩萃取和聚焦上升(Brown，2001)。这样的反馈关系被用来解释缅因州中西部早泥盆纪的花岗岩上升。这种解释要求变形、变质和深成岩浆活动是同时的(Solar et al，1998)。精确的U-Pb锆石年龄和独居石年龄，可以用来解释米级—十米级和千米级深成同构造花岗岩以及混合岩中花岗岩析离体的结晶时间。年龄值分布在408～404Ma范围内，95%置信度为1Ma内。这些年龄类似于该区同构造区域变质作用时间(现存的U-Pb独居石年龄为405～399±2Ma)。峰期变质作用和花岗岩结晶作用年龄之间的一致性表明，构造运动、变质作用和岩浆活动是同时的，支持反馈模型。

加利福尼亚Geysers深成杂岩体(GPC)主要由3个侵入单元构成:浅成的微晶花岗斑岩、含斜方辉石和黑云母的花岗岩、较年轻的角闪石-黑云母花岗闪长岩。显微花岗斑岩构成GPC的浅部圆顶(低于海平面100～1500m)，其中9个样品具有最老的U-Pb模式年龄(175±001Ma，经初始U系不平衡校正;误差1σ)。～1250m深度的主侵入相(斜方辉石黑云母花岗岩)12个样品给出结晶年龄为127±001Ma。这与一个构造与成分都明显不同的花岗闪长岩体的年龄(125±001Ma，5个样品)一致，后者侵入于类似的深度范围。两种岩相学特征明显不同的斜方辉石黑云母花岗岩变种分别给出146±003Ma(GPC21-6000)和116±002Ma(CA563674F21;3个样品)的年龄。侵入围岩变质杂砂岩的岩墙U-Pb锆石年龄涵盖了GPC主岩体的年龄，并包括最年轻的样品(岩墙样品NEGU2ST1-7700∶111±003Ma)。总体说来，GPC的主岩体(约300km3)是在非常短的时间(02Ma)内侵位并固结成岩的。

无论如何，岩浆的侵位时间已经不再是传统岩石学强调的数百万年，而是在短得多的时间尺度内。正如Petford et al(2000)所说:“数月至数百年时间尺度的动力学模型正在取代曾经流行的花岗质岩浆成因观点，后者是一种缓慢的平衡过程，要求有数百万年时间才能完成”。

4岩浆固结的时间

岩浆结晶是冷却和排气作用的结果(Brophy et al，1999)，或者是地壳混染或岩浆混合期间同时发生的冷却与化学成分改变的产物。相反，由于较富镁铁质的岩浆重新注入或岩浆混合，岩浆房中的结晶作用可能会停止甚至逆转。假定一个封闭体系，热能散失的速率维持着100～1000mW的地热输出(Hochstein，1998)，热能的供给来自浅部岩浆体的冷却和结晶作用以及已固结侵入体的冷却。设热能输出量P等于热能丢失量，岩浆冷却的最大量可以用固定岩浆体积(V)除以冷却时间tcoll来估算:

透岩浆流体成矿作用导论

式中:ρ为岩浆密度;c为比热容;L为结晶潜热;△T为温度下降幅度;Φ为在此温度范围内晶体生长的质量分数。将玄武岩浆的代表性数据(ρ=2600kg/m3，c=1500J/kg·K-1，L=4×105J/kg(Spera，2000))代入式(5-1)，并重整得

透岩浆流体成矿作用导论

按此模型，对于V=10～100km3，P=100～1000mW的岩浆体，冷却75K并发生50%的结晶将需要耗费260～26000a。这个估算的时间尺度与其他方法估算的差别不太大。为了进一步插图表示所预期的岩浆冷却和结晶习性，可以考虑以下一个放热100mW的10km3岩浆房。一般说来，这样的能量释放量可以通过不同的△T-Ф组合来达到(见式(5-1)和图5-10)。图5-10表明，在所有其他条件都相同时，结晶分数达到50%时玄武岩要用2500年，而流纹岩只需要少于1500年，因为流纹岩的结晶区间很小，且结晶潜热较低。

图5-10 一个10km3岩浆房放热100mW时结晶分数Φ和温度下降幅度ΔT(液相线以下)所要求的冷却年数(利用式(5-1)计算。图解适应于体积/能量比等于01km3/mW的任何岩浆房，曲线表示晶体分数和冷却温度之间的关系)

另一个途径是估算晶体在岩浆房中的生长时间，取决于它们是保留在岩浆中还是沉到岩浆房底部。根据Martinetal(1988)的实验资料，半径为r的晶体数量随特征时间尺度(tsettle)呈指数下降:

透岩浆流体成矿作用导论

式中:H为对流岩浆层的高度;μ为液体的黏度;g为重力加速度;Δρ为晶体和液体的密度差。无论冷却岩浆开始演化是导致隐晶质分异岩浆还是斑状岩浆，都可以得出一个估计比值:

透岩浆流体成矿作用导论

设岩浆房高度H=V1/3，Δρ=500kg/m3，r=10-3m，V=1010m3，P=100mW，对于原生玄武岩来说S=00061，表明晶体滞留于岩浆中的可能性不大，因而玄武质岩浆可以派生出具有中等晶体滞留能力的安山岩(S=025)，英安岩产生斑状流纹岩(S=47)。由式(5-2)至式(5-4)可见，代入一个较高的热输出量就会导致冷却速率增加，降低岩浆体分离晶体的能力。增加岩浆房的体积就会产生正效应，相当于降低了晶体和熔体之间的密度差。这个直观的定量分析结果表明，冷却岩浆房滞留晶体的能力随着岩浆演化程度(即熔浆黏度)而增加。因此，一般来说斑晶的含量随着硅含量增加。

Hawkesworth et al(2000)描述的这个简单模型是很有用处的，实际上阐明了岩浆成分、体积、侵位深度、排气作用等各种可能因素与岩浆固结时间的关系。由式(5-2)可以看出，由于F变化范围(0～1)很小，岩浆冷却的时间实际上主要取决于岩浆体积V，温度差ΔT和热量丢失P，后者又取决于围岩的温度和热导率。因此，对于冷却区间和热量丢失速率相同的岩浆体来说，体积越大冷却时间越长，晶出的晶体有可能有足够的时间下沉或上升;反之，小体积岩浆、特别是高位小体积岩浆，其冷却速度将会非常之快。因为这样的小体积岩浆一方面保证V足够小，另一方面又保证P足够大，均可以导致岩浆冷却的时间变短。同样，我们也可以看到岩浆中晶体下沉所需要的时间与密度差有关，在晶体与熔浆的密度差趋于零的条件下，晶体下沉的时间变成无穷大，这对于花岗质岩浆来说可能意味着分离结晶作用很难发生。

5岩浆过程时间尺度对成矿作用的启示

综上所述，岩浆过程的时间尺度和速率是理解和模拟许多火成岩过程的关键环节。例如，岩浆从地幔向地壳迁移的速率决定了岩浆迁移过程中可能发生的物理过程和化学过程的类型。类似地，挥发分从岩浆中逸出的速率也会影响岩浆的成矿潜力。正因为如此，估算岩浆演化的时间尺度是重要的。然而，由于存在大量不确定变量，很难精确估算岩浆过程的总时间尺度。Turner et al(2007)根据放射性定年和扩散模拟研究结果给出了一个大致的时间尺度列表(图5-11)，可以作为研究工作中的参照。

由图5-11可见，大部分岩浆过程都小于千年，这种概念对传统岩石学提出了严峻的挑战，暗示新的科学研究需要更加谨慎对待岩浆活动的时间尺度问题。有据于此，许多过去被认为长时间发生的地质过程可能需要重新考虑。尤其是成矿过程，矿床学家经常喜欢用长期、多期次、反复叠加改造这样的术语来描述一个矿床、矿体的形成过程，这种倾向掩盖了成矿作用的真实机制。需要注意的是，这种观点有时似乎是有地质依据的。如在河南省商城县的汤家坪斑岩型钼矿，可以观察到辉绿岩侵入于含矿花岗斑岩中，同时有辉钼矿脉切割辉绿岩。按传统的观点，可以认为花岗斑岩形成最早，然后是辉绿岩，最晚形成的辉钼矿脉。这样的认识本身并没有错误，问题在于很容易误解成岩作用与成矿之间的关系。实际上，它们三者是近同时形成的，只是由于斑岩体固结程度随深度的变化造成了先后的假象。如果成矿作用真的是该区最晚的一期地质过程，由于花岗斑岩的渗透率远低于大别群变质杂岩，含矿流体应当首先充填在变质岩中，而斑岩中也不会出现浸染状钼矿化。

在与高位侵入岩相关的成矿作用过程中，体系的体积要比深成岩小得多，可见成矿作用的持续时间更短。但是，成矿作用依然是脉动式的，只是每一次脉动的持续时间和间隔时间都很短，不适于用地质学中的“期次”来表达。

图 5 -11 岩浆演化的时间尺度( 据 Turner et al，2007)

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赵雯 九三学社中央副主席 赖明 九三学社中央副主席
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李赋都 河南省政协副主席 王深林 山东省政协副主席
科学 李国豪 中国科学院院士，中国工程院院士 裘法祖 中国科学院院士，中国外科之父
贝时璋 中央研究院院士，中国科学院院士 武忠弼 德国科学院院士，病理学家
吴孟超 国家最高科学技术奖得主，医学家 夏坚白 中国科学院院士，测量学奠基人
朱家骅 中央研究院院长，近代地质学奠基人
王澍

建筑“诺贝尔奖”普利兹克奖得主
倪超

国立成功大学首任校长，土木专家
罗云平 国立成功大学校长，结构工程专家
侯云德 中国工程院副院长，工程院院士 潘云鹤 浙江大学校长，中国工程院副院长
庄礼庭
西安交通大学校长，机械工程专家　 丁烈云　 华中科技大学校长，管理学家　
梁伯强 中国科学院院士，病理学奠基人 丁大钊 中国科学院院士，高能物理学家
吴新智 中国科学院院士，古人类学家 卢佩章 中国科学院院士，色谱分析奠基人
王守武 中国科学院院士，半导体电子专家 王守觉 中国科学院院士，半导体电子专家
陈星弼 中国科学院院士，半导体电子专家 涂铭旌 中国工程院院士，金属材料学家
董石麟 中国工程院院士，结构工程专家 宁津生 中国工程院院士，大地测量学泰斗
汤德全 中国工程院院士，矿山机电专家 唐有祺 中国科学院院士，化学家
黄志镗 中国科学院院士，化学家 吴式枢 中国科学院院士，物理学家
邓景发 中国科学院院士，化学家 曹楚南 中国科学院院士，化学家
朱能鸿 中国工程院院士，天文学家 陈洪铎 中国工程院院士，临床免疫学家
张祖勋 中国工程院院士，摄影测量学家 李同保 中国工程院院士，光辐射计量学家
陆道培 中国工程院院士，医学家 陶亨咸 中国科学院院士，机械工程专家
俞鸿儒 中国科学院院士，空气动力学家 吴旻 中国科学院院士，肿瘤遗传学家
叶可明 中国工程院院士，结构工程专家 许厚泽 中国科学院院士，测量学家
钟万勰 中国科学院院士，计算力学家 何友声 中国工程院院士，船舶专家
朱洪元 中国科学院院士，高能物理学家 段宁 中国工程院院士，环境专家
郑颖人 中国工程院院士，结构专家 张耀明 中国工程院院士，材料学家
李猷嘉 中国工程院院士，燃气工程专家 沈世钊 中国工程院院士，结构工程专家
沈祖炎 中国工程院院士，结构工程专家 范立础 中国工程院院士，桥梁工程专家
陈俊勇 中国科学院院士，大地测量学家 梁文灏 中国工程院院士，地下隧道专家
潘镜芙 中国工程院院士，舰艇设计专家 戚正武 中国科学院院士，生物学家
魏敦山 中国工程院院士，建筑设计大师 邹德慈 中国工程院院士，城市规划专家
陈新 中国工程院院士，桥梁专家 刘高联 中国科学院院士，流体力学家
郑时龄 中国科学院院士，建筑大师 项海帆 中国工程院院士，风工程专家
经济 孙文杰 中国建筑工程总公司董事长 周纪昌 中国交通建设集团公司董事长
胡茂元
上海汽车工业集团董事长 姚燕　 中国建筑材料集团总经理
陈虹　 上海汽车工业集团党委书记 王俊　 中国建筑科学研究院院长
朱伟林 中国海洋石油公司执行副总裁 杜国盛 中国中化集团副总裁
时传清 中国核工业建设集团副总经理 韩建国 神华集团副总经理
关锡友 沈阳机床董事长，中国经济年度人物 郭文叁 海螺集团董事长
蔡来兴 上海实业集团董事长 周厚健 海信集团董事长
施德容 上海国盛集团董事长 孙明波 青岛啤酒董事长
徐征 上海建工集团董事长 陈志鑫 上海汽车工业集团总裁
吴念祖 上海机场集团董事长 应名洪 申通地铁集团董事长
陈共炎 中国证券业协会会长兼党委书记 侯福宁 上海农商银行行长
余静波 中国建设银行首席审计官 俞小平 中国人民保险集团副总裁
钱文挥 交通银行副行长 刘信义 浦发银行副行长
杨宇翔 平安证券董事长 谢国忠 摩根斯坦利亚太区首席经济学家
人文 宗白华 “南宗北邓”，中国现代美学大师 冯纪忠 教育家，美国建筑师学会荣誉院士
罗国杰 伦理学家，中国人民大学副校长 冯至 院士，文学院教授兼同济附中主任
杨益言 作家，著有长篇小说《红岩》 殷夫 诗人，“左联五烈士”之一
马原 作家，先锋文学五虎将之一 熊育群 作家，获鲁迅文学奖与冰心文学奖
冯契 哲学家，华师大哲学系名誉主任 熊伟 哲学家，海德格尔弟子
阮仪三 “古城卫士”，遗产保护杰出成就奖 章士钊 中央文史馆馆长，同济法学院教授
徐浩良 外交家，联合国助理秘书长 倪征燠 法学家，同济图书馆馆长
陈延年 新中国百位英模，陈独秀之子 孙穗芳 社会慈善家，孙中山孙女
朱逢博 歌唱家，首届中国金唱片奖得主 邱震海 凤凰卫视资深节目主持人

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