麻粒岩相高级变质岩广泛存在于前寒武纪高级变质地体和显生宙造山带中，也常在岩浆岩中呈包体产出，作为洞察下地壳的窗口，麻粒岩的研究一直得到广泛重视。Harley(1989)通过对世界90多个地体或产地麻粒岩的总结，详细阐述了当时对麻粒岩的研究进展。主要讨论了如下5个问题：(i)是否麻粒岩都有相同或相似的构造样式及演化过程？(ⅱ)麻粒岩是否记录了相似的P-T条件和轨迹？(ⅲ)流体对麻粒岩的形成有哪些作用？(ⅳ)麻粒岩区是否以亏损大离子亲石元素为特征?(ⅴ)为什么包体麻粒岩以基性为主，而麻粒岩地体则以中酸性正片麻岩为主？通过Harley(1989)的总结，形成了麻粒岩研究的一些重要认识。如多数麻粒岩记录的压力为0.75±0.1GPa，温度为800±50℃，少数麻粒岩的温度超过900℃，另外少数麻粒岩的压力超过1.0GPa。再如大多数麻粒岩都记录了近等温降压(ITD)或近等压降温(IBC)型P-T轨迹，提出了ITD型和IBC型两类麻粒岩，一般认为前者形成于地壳碰撞加厚环境，并伴随快速构造减薄过程；而后者可形成于多种构造环境。

翟明国和刘文军(2001)对麻粒岩的定义、成因、P-T轨迹及其与大地构造环境的关系进行了系统总结，强调麻粒岩在陆壳的形成和演化中具有举足轻重的地位，可以出现于大陆碰撞、大陆拉张以及大陆弧等各种环境中。2002年在北京大学召开了Penrose国际会议，其主要议题是前寒武纪高压-高温麻粒岩相变质作用。O’Brien and Rötzler(2003)详细总结了高压麻粒岩的形成、P-T条件及构造意义。2006年以来，在M. Brown教授的倡导下，先后在巴西、捷克和印度召开了“Granulites and Granulites”学术会议，并在“Journal of Metamorphic Geology”杂志出版专辑，主要讨论在麻粒岩相，包括高压和超高温麻粒岩相条件下的矿物组合转变与地壳演化过程，特别强调在麻粒岩相条件下岩石的流变学特点(Brown and White，2008; Brown et al.，2011)。

魏春景(2012)总结近年来麻粒岩的研究进展主要包括以下4个方面：(ⅰ)高压麻粒岩研究；(ⅱ)麻粒岩相条件下熔体与流体行为；(ⅲ)麻粒岩相变质过程中的锆石年代学与地质温度计的相平衡研究；(ⅳ)超高温变质作用研究。但其中最重要的是利用变质相平衡的定量研究方法，如计算P-T投影图、各种视剖面图和相共生图解，定量模拟岩石中所发生的深熔变质反应、熔体成分变化、熔体的丢失及其对变质矿物组合的影响等(White et al.，2001，2007; White and Powell，2002，2010)。

本文试图以KASH(K₂O-Al₂O₃-SiO₂-H₂O)、NKASH(Na₂O-K₂O-Al₂O₃-SiO₂-H₂O)和KFMASH(K₂O-FeO-MgO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O)等简单体系为基础，定性或定量地做出P-T投影图、组分共生图解和基于固定全岩成分的定性P-T视剖面图解，并结合有关实验岩石学结果，讨论高温和超高温条件下变质泥质岩和杂砂岩中的变质熔融反应、矿物组合、全岩成分与P-T条件之间的相互关系。文中通过多个实例，详细阐明了施莱纳马克斯方法和THERMOCALC程序在变质岩研究中的应用，旨在使致力于相关研究的学者掌握变质相平衡分析的基本原理和思路。

参照Holland and Powell(1998)，文中使用的矿物代号如下：ab-钠长石，als-Al₂SiO₅，and-红柱石，bi-黑云母，cd-堇青石，g-石榴石，kf-钾长石，ky-蓝晶石，liq-熔体，mu-白云母，opx-斜方辉石，pl-斜长石，q-石英，sill-夕线石，sa-假蓝宝石，sp-尖晶石。

泥质岩指粘土矿物(主要包括高岭石、蒙脱石和伊利石)含量超过50vol%，且粒径小于0.0039mm的沉积岩。其化学成分特征是富铝、富钾，贫钙、贫钠。杂砂岩为含杂基15~50vol%的砂岩，它们在结构上和成分上成熟度低，通常含有较多长石和岩屑。表 1中列出了有代表性的泥质岩和杂砂岩的化学成分，它们在AFM(Thompson Jr，1957)和AKF(Winkler，1979)图解上的投影见图 1。二者相比，杂砂岩更贫铝(A/CNK=1.12~1.60)、相对富镁(Mg^#=0.47~0.58)和硅。在以白云母为投影点的AFM图解中(图 1a)，表 1中的3个杂砂岩与黑云母的投影位置一致，3个泥质岩样品投影在FM边附近，与平均泥质岩(成分1)接近，可称为贫铝泥质岩，2个样品投影在g-cd连线以上，可称为富铝泥质岩。在以钾长石为投影点的AFM图解中(图 1b)，杂砂岩都投影在石榴石之下，富铝泥质岩投影在cd-sp连线以上，贫铝泥质岩样品投影在石榴石与cd-sp连线之间。按照Winkler(1979)的资料，杂砂岩成分相对均一，但泥质成分变化较大，二者之间可以有很大重叠(图 1c)。在图 1c中，所有样品均落在mu-bi连线(云母线)左侧，具有K₂O不足的特点，即在白云母消失之前的中低级变质阶段，不出现钾长石，但可以出现AF边上的特征变质矿物。利用g-kf和cd-kf连线可以很好地划分杂砂岩、贫铝和富铝泥质岩(图 1c)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 典型泥质岩与杂砂岩的化学成分(wt%) Table 1 Representative chemical compositions of pelites and greywackes (wt%) 序号 样品 SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 Mg# A/CNK 1 APR 68.30 0.81 14.83 8.33 — 2.39 0.26 0.57 4.39 — 0.44 1.56 2 MBS 67.03 0.79 16.26 5.50 0.14 1.88 1.06 1.36 3.39 — 0.38 2.08 3 MS 75.28 0.36 14.29 2.40 0.13 0.66 0.94 2.77 2.40 — 0.33 1.61 4 NBS 58.15 0.63 27.67 4.92 0.01 3.61 0.86 0.86 2.51 — 0.58 4.86 5 AH 69.66 0.94 22.01 1.27 0.02 0.06 0.51 0.49 0.70 0.04 0.08 9.19 6 CEV 70.40 0.70 13.10 4.80 0.10 2.40 1.70 3.00 2.40 0.23 0.47 1.23 7 NB 66.33 0.87 14.34 6.53 0.01 4.97 1.19 1.17 4.48 — 0.58 1.60 8 P1 71.59 0.78 12.53 4.65 — 3.08 0.44 5.06 1.88 — 0.54 1.12 注： APR:平均泥质岩成分(White et al.，2007)；MS，MBS:喜马拉雅石榴石白云母片岩和石榴石二云母片岩(Patio Douce and Harris，1998)；NBS，NB: Stevens et al.(1997)实验用的初始泥质岩和杂砂岩成分；AH:周口店红柱石角岩(路凤香和桑隆康，2002)；CEV: Schmidt et al.(2004)实验用的杂砂岩；P1: Pettijohn(1963)收集的杂砂岩.Mg#=MgO/(MgO+FeO)，A/CNK=Al2O3/(CaO+Na2O+Ka2O)(摩尔)

表 1 典型泥质岩与杂砂岩的化学成分(wt%) Table 1 Representative chemical compositions of pelites and greywackes (wt%)

图 1

Fig. 1

图 1 表1中代表性的泥质岩(1~5)和杂砂岩(6~8)在AFM(a、b)和AKF(c)图解上的投影 (a)以白云母为投影点，A=Al2O3-3×K2O-Na2O-CaO，F=FeO，M=MgO(摩尔)；(b)以钾长石为投影点，A=Al2O3-K2O-Na2O-CaO，其它同(a)；(c) A=Al2O3-K2O-Na2O-CaO，F=FeO+MgO，K=K2O(摩尔)，其中杂砂岩和泥质岩成分范围引自Winkler (1979). 图a-c中矿物投影或者照其理想成分投影或者示意性的表示了其中的契尔马克替代和铁-镁替代程度，矿物之间的连线只定性表示其成分特征，没有特定的岩石学意义 Fig. 1 AFM (a, b) and AKF (c) diagrams showing the projection of representative compositions of pelite (1~5) and greywacke (6~8) in Table 1

熔融反应实质上是在超固相线(suprasolidus)条件下发生的变质反应。按照流体行为，熔融反应可分为如下4种：

无水(干)熔融(H₂O-free melting)，体系中没有任何水，也没有含水矿物相。

缺流体熔融(fluid-absent melting)，体系中的所有水都存在于含水矿物相中，没有独立的流体相，如泥质岩中出现白云母脱水(分解)熔融和黑云母脱水(分解)熔融等。

有流体熔融(fluid-present melting)，当熔融反应发生时，体系中存在独立的流体相，如流体饱和固相线熔融，但随着递进熔融过程，体系很快变成流体缺失状态。

水致熔融(fluxing melting)，在熔融过程中，始终存在流体相，需要有外来流体不断注入。

按照熔体与固态相的关系，熔融反应可分为两类：一致熔融(congruent melting)或共熔(eutectic melting)，熔体是熔融反应的唯一生成物；不一致熔融(incongruent melting)或转熔(peritectic melting)，熔体与其它矿物相同时生成。其具体实例见下面正文。

变质泥质岩和杂砂岩的深熔相平衡关系可首先在简单的KASH体系中讨论，在中低压变质条件下，岩石中可能出现的物相包括铝硅酸盐，白云母，钾长石、石英、熔体和水。若假设石英过量，这些物相在AKH(Al₂O₃-KAlO₂-H₂O)图解上的投影如图 2a所示，其中矿物和水是按其理想化学成分投影的，熔体投影参见后面NKASH体系熔体成分。这里，把K定义为KAlO₂只为相应的几何关系简单。它们构成一个三元五相系，即有效体系组分c=3。根据相律(p+f=c+2)，自由度f=0的组合(不变组合)，有5个相(p=5)，该体系只有1个不变组合(不变点)；自由度f=1的组合(单变组合)，可出现4个相(p=4)，该体系可出现5个单变组合，或5个单变反应，按照5个相在图 2a中的投影关系(或质量平衡)，可能的变质反应如下：

图 2

Fig. 2

图 2 KASH与NKASH体系中的相平衡关系 (a) AKH组分图解；(b) ANK组分图解；(c) KASH和NKASH体系中P-T投影图与ANK共生图解 Fig. 2 Phase equilibria in the systems KASH and NKASH

(mu)kf+als+H₂O=liq

(als)mu+kf+H₂O=liq

(liq)mu=als+kf+H₂O

(H₂O)mu=als+kf+liq

(kf)mu+H₂O=als+liq

利用THMOCALC3.25程序计算了这5个变质反应的P-T条件，按照施莱纳马克斯法则(王仁民等，1989)，得到该5条反应单变线在P-T空间上的投影如图 2c中[i0]不变点所示。该图也称为P-T投影图，表示AKH和P-T五维空间内的全部信息在P-T空间的投影。其中反应i0-(mu)(表示i0不变点周围不出现白云母的单变线，下同)和i0-(als)为岩石在饱和水条件下的共熔反应，也成为饱和水固相线。反应i0-(liq)限定了在亚固相线下有石英存在时，白云母的稳定上限；反应i0-(H₂O)限定了在超固相线条件下白云母+石英的稳定上限，该反应形成夕线石/蓝晶石+钾长石+熔体，称为白云母脱水熔融反应(dehydration melting)，为缺流体熔融，也称为转熔，与熔体一起形成转熔矿物为铝硅酸盐和钾长石。从图 2c可知，若白云母在蓝晶石稳定域分解，相应的变质温度大于780℃，压力大于0.9GPa。Green and Ringwood(1967)把钾长石+蓝晶石组合定义为高压麻粒岩。

如果在KASH体系中加入Na₂O，转变为NKASH体系。在中低压变质条件下，可能出现的物相包括铝硅酸盐，白云母，钾长石、钠长石、钠云母、石英、熔体和水。其中钠长石和钾长石，钠云母和白云母之间均为不连续固溶体。若假设石英和水过量，则体系组分c=3，即Na₂O，K₂O和Al₂O₃(ANK)。为投影方便，3个变量可定义为A=Al₂O₃，N=NaAlO₂，K=KAlO₂，上述物相(忽略钠云母)在ANK图解上的定性投影如图 2b所示。图中两种长石之间的混溶关系见Bowen and Tuttle(1950)，白云母与钠云母之间的混溶关系见Coggon and Holland(2002)，熔体成分参见Winter(2010)和White et al.(2001)。根据图 2b得到相应的变质反应为：

(als)ab+kf+mu=liq

(mu)ab+kf+als=liq

(liq)mu+ab=kf+als

(kf)ab+mu=als+liq

(ab)mu+liq=kf+als

利用THMOCALC3.25程序计算了这5个变质反应的P-T条件，按照施莱纳马克斯法则分析稳定与亚稳定关系，得到该5条反应单变线的P-T投影图如图 2c所示(不变点为i1)，表示ANK和P-T五维空间内的全部信息在P-T空间的投影。这些信息可以通过各种剖面图揭示出来。如当固定P-T时，可以得到各个双变域的ANK共生图解，如图 2c中(a)-(e)，表示在固定P-T条件下矿物组合与全岩成分之间的关系。图中反应i1-(als)、i1-(mu)和i1-(kf)为流体饱和固相线。如果把KASH体系作为NKASH体系的亚体系，后者可称为全体系，发现全体系中的单变线，如反应i1-(ab)，终止于亚体系不变点上(i0)。或者说亚体系中的不变组合(f=0)，到全体系下变为单变组合(f=1)。图 2c 中的变质反应表明，当岩石中的Na₂O降低时，白云母的分解温度升高。

当岩石中出现熔体并没有外来流体注入时，不会存在独立的流体相，因此需要考虑缺流体条件下发生的脱水融反应，即(H₂O)的反应。从图 2中i1不变点周围变质反应中H₂O在反应物和生成物中的位置，可以确定(H₂O)反应应该位于反应i1-(kf)与i1-(ab)之间(图 2c中虚线)，根据该反应与其它5个有H₂O参与的变质反应的拓扑学关系，确定反应方程式为：ab + mu(+ q)= als + kf + liq，即缺流体条件下白云母的脱水熔融反应，该反应会对固相线以上的相平衡起到重要作用。当流体缺失时，可以假定熔体过量，得到i1-(H₂O)反应两侧的ANK图解如图 2c中(f-g)所示。

若把表 1中的泥质岩APR和杂砂岩CEV成分按照NKASH体系标准化之后，近似投影在ANK图解中，可分析针对某一全岩成分出现的矿物组合与P-T条件之间的相平衡关系，即P-T视剖面图(pseudosection)。下面分析针对变质杂砂岩成分的视剖面图解。如在图 2c中(a)区(亚固相线条件)，变质杂砂岩的矿物组合为mu+ab+kf(+q +H₂O，下文省略过剩相)，根据全岩成分投影位置可判断岩石中钠长石含量较多，白云母含量次之，钾长石较少，可能的岩石名称为白云母斜长片岩/片麻岩。如在[i1]不变点之下升温，跨越i1-(liq)反应时，原来的mu-ab共生线被kf-als共生线取代，白云母消失，生成组合为als+ab+kf(b区)，继续升温发生饱和水固相线熔融反应i1-(mu)，使钾长石消耗殆尽，形成als+ab+liq组合(c区)。若在[i1]之上升温，首先发生饱和水固相线熔融反应i1-(als)，形成mu+ab+liq组合(d区)，继续升温发生i1-(kf)反应，使白云母消失，形成als+ab+liq组合(e区)。因e区与c区组合一致，故i1-(ab)反应失去对矿物组合的分割作用，也可以理解为在含有钠长石的组合中不会发生没有钠长石的反应。这种情况也可以表述为该变质杂砂岩成分‘看不见’i1-(ab)反应，而能够‘看见’其它4个变质反应。从而得到针对变质杂砂岩成分的P-T视剖面图(图 3a)。上述矿物组合的变化是通过NKASH体系中的单变反应(或不连续反应)发生的，其特点是矿物共生线在ANK图解上旋转。如果对图 3a中als+ab+liq组合继续升温熔融，熔体成分首先会向富钠演化，导致liq-als连线通过全岩成分点，使钠长石消失，形成als-liq三变组合(图 3中a-f区)，在这一过程中矿物组合的变化是通过连续反应实现的，可能的反应为ab+als+liq-1(贫钠)=liq-2(富钠)，由于两种熔体实际上是一个相，因此该反应的自由度为2。如果再升温，熔体成分会向富铝方向演化，使als消失，形成仅有liq(+q)的四变组合(图 3中a-g区)。

图 3

Fig. 3

图 3 根据图2中的P-T投影图和共生图解针对杂砂岩CEV (a)和泥质岩APR (b)定性分析的P-T视剖面图 Fig. 3 Qualitative P-T pseudosections for the greywacke sample CEV(a)and average pelite sample APR(b)on the basis of the P-T projection and compatibility diagrams in Fig. 2

图 2c中i1-(kf)反应是在有流体时的白云母分解熔融反应，对一般熔融过程来说，出现熔体相之后，不会出现独立的流体相。因此，如要发生i1-(kf)反应需要外来流体注入，这种反应也称为水致白云母分解熔融。当没有外来流体注入时，就不会发生i1-(kf)反应，d区组合会通过i1-(H₂O)反应使白云母分解，在变质杂砂岩中形成ab+kf+als(+liq+q)组合(图 2中c，g区)。这里还应该说明的是如果岩石在亚固相线下缺少钾长石，即全岩成分投影在mu+ab+als三角形内，在图 2c中[i1]不变点之上升温时，不会发生(als)反应，而发生(kf)反应。

下面分析如何得到针对变质泥质岩APR成分的P-T视剖面图解(图 3b)。在亚固相线下(图 2中c-a区)变质泥质岩的矿物组合也为mu+ab+kf，但白云母含量会很多，长石含量少，可能定名为白云母片岩。在[i1]不变点之下升温，通过i1-(liq)反应，使钠长石消耗殆尽，形成als+kf+mu组合(图 3中b-b1区)。这里的白云母可通过滑动反应(对应于KASH体系中的i0-(liq)反应)分解，形成als+kf三变组合(图 3中b-b2区)。由于缺少钠长石，不会发生i1-(mu)反应，或者说此岩石‘看不见’该固相线反应。als+kf该组合可一直稳定至KASH体系的固相线i0-(mu)反应，形成als+kf+liq组合(图 3中b-f区)。若在图 2c中[i1]不变点之上升温，首先通过i1-(als)反应，形成mu+kf+liq组合(d区)，由于钾长石存在而钠长石缺失，不会发生i1-(kf)反应，图 2c中d区矿物组合在e区稳定(图 3中b-d区)。如果继续升温，会使白云母通过连续反应(对应KASH体系中的i0-(H₂O)反应)分解，形成als+kf+liq组合(图 3中b-f区)。如果继续升温，会通过连续反应依次使钾长石和铝硅酸盐消失(此过程未表示在图 3b中)。如果mu+kf+liq组合(图 3中b-d区)发生减压，发生[i1]-(ab)反应，导致熔体消失，形成als+kf+mu组合(图 3中b-b1区)。

该变质泥质岩APR可以见到NKASH体系[i1]不变点周围的3条单变线，KASH体系中的3条单变不连续反应在NKASH体系中变为连续反应，对该泥质岩APR的相平衡关系起到了重要作用。一个有趣的现象是该岩石的饱和水固相线由i1-(als)、i1-(ab)和i0-(mu)控制，其形状奇特。从i1-(ab)反应的斜率来看，岩石在超固相线条件下的减压甚至升温过程中会导致熔体结晶，而不是熔融，Thompson(2001)对此进行过详细讨论。

对比图 3a，b所示的P-T视剖面图和图 2c所示的P-T投影图，发现P-T投影图包括了P-T-X空间内的全部信息或相平衡关系，而针对固定成分的岩石只能‘看见’其中部分信息，即只有部分变质反应是稳定的，这些反应所分割的每个P-T范围内也只有一个矿物组合是稳定的。

上面讨论了升温过程体系相平衡关系的变化。如果要讨论降温过程发生怎样的变质反应，需要讨论熔体的行为。由于熔体的粘性介于流体和固态矿物之间，既不像流体那样从岩石中排出，也不像矿物那样留在岩石体系中。因此，讨论熔体行为时，要分为三种情况，这里以图 3a为例，假设升温至图 3中a-e/c区，组合为als+ab+liq：(1)产生的熔体全部从体系中分离出来，则在降温过程中不发生逆反应，峰期矿物组合als+ab会完全保存下来；(2)如果产生的熔体，全部保留在体系中，在降温过程中发生熔融反应的逆反应，熔体结晶形成固相线组合；(3)在多数情况下所形成的熔体，发生部分丢失，部分熔体残留下来，残留下来的熔体结晶使岩石发生部分逆反应或退变质反应。若在i1不变点之上降温，会发生i1-(kf)反应的逆反应，形成退变白云母，若在i1不变点之下降温，首先发生i1-(mu)反应的逆反应，形成的水流体会被排除，再降温不会发生i1-(liq)反应的逆反应，不会出现退变白云母。同样道理，白云母花岗岩的形成也需要在i1不变点之上的较高压条件。

Wei et al.(2004)计算KFMASH体系中缺流体条件下白云母的脱水熔融反应为：g+mu+q=bi+kf+sill/ky+liq，如图 4所示，该反应向低压方向终止于KMASH体系的不变点上。

图 4

Fig. 4

图 4 KFMASH体系中AFM组分图解(a)、白云母脱水熔融反应(mu-D)和黑云母脱水熔融反应的P-T投影图及AFM共生图解(b) Fig. 4 AFM diagram (a), and P-T projection and AFM compatibility diagrams showing muscovite (mu-D) and biotite dehydration melting reactions (b) in the system KFMASH

白云母消失后，在中低压条件下模拟KFMASH体系中黑云母脱水熔融的相平衡关系可考虑包括如下物相：铝硅酸盐(夕线石)，石榴石、黑云母、堇青石、斜方辉石、钾长石、石英和熔体。如果假设石英、钾长石和熔体过量，这些物相在AFM图解中的定性投影见图 4a。根据矿物之间的相互关系得到如下5个变质反应。

(opx)bi+sill=g+cd

(sill)bi+g=opx+cd

(cd)bi+g=opx+sill

(bi)g+cd=opx+sill

(g)sill+bi=cd+opx

这5个变质反应单变线在P-T空间内构成1个不变点[i2]，利用THERMOCALC3.33计算5条单变线如图 4b所示，该不变点的P-T条件与主要矿物成分特征见表 2。利用施莱纳马克斯分析方法做出[i2]点周围5个扇形区的矿物共生关系如图 4b-a/e所示。当温度低于白云母脱水熔融反应时，岩石中有白云母存在，需假设白云母、石英和熔体过量，得其AFM图解如图 4b-f所示。从白云母脱水熔融反应两侧的AFM图解来看，白云母脱水熔融反应主要表现为白云母被钾长石替代，其他AFM矿物的共生关系变化不大，如泥质岩在该反应两侧都出现g+bi+als组合。

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 利用THERMOCALC 3.33计算的不变点i2-i5的P-T条件与主要矿物成分 Table 2 P-T conditions and main mineral compositions of the invariant assemblages i2-i5 calculated using THERMOCALC 3.33 P(GPa) T(℃) x(cd) h(cd) h(g) x(opx) y(opx) x(sa) y(sa) x(sp) x(bi) y(bi) i2, cd g opx sill bi(+kf+q+liq) 0.907 889.9 0.89 0.66 0.64 0.77 0.17 0.82 0.37 i3, cd g opx sa sill (+kf+q+liq) 0.748 1001.4 0.79 0.21 0.52 0.63 0.25 0.66 0.27 i4, cd g sa sp sill (+kf+q+liq) 0.692 1009.8 0.73 0.13 0.43 0.57 0.29 0.39 i5, cd g opx sa sp (+kf+q+liq) 0.677 1025.0 0.72 0.08 0.43 0.53 0.28 0.56 0.28 0.39 注：x(矿物)=Mg/(Mg+Fe)，y(矿物)＝x(Al, M1)=契尔马克组分含量，h(cd)指堇青石中水的摩尔数

表 2 利用THERMOCALC 3.33计算的不变点i2-i5的P-T条件与主要矿物成分 Table 2 P-T conditions and main mineral compositions of the invariant assemblages i2-i5 calculated using THERMOCALC 3.33

图 4b中[i2]不变点周围除了没有黑云母(bi)反应外，其余4个含有黑云母的反应都称为黑云母脱水熔融反应。对于平均泥质岩APR和杂砂岩CEV在a区的矿物组合应为(图 4b-a)：g+sill+bi(+kf+q+iq，下文忽略过剩相)，若全岩成分富铁，黑云母会消失，若全岩成分富镁，会出现堇青石。若在[i2]不变点之下如P=0.5~0.6GPa升温，首先发生i2-(opx)反应，岩石中的sill+bi共生关系被g+cd取代，矿物组合如图 4b-b所示，在泥质岩中(成分在g-cd连线以上)，黑云母消失，出现g+sill+cd共生，在杂砂岩中，形成g+bi+cd共生。若继续升温，会发生i2-(sill)反应，矿物组合如图 3b-c所示，在杂砂岩中形成g+opx+cd，但在泥质岩中矿物组合仍然是g+sill+cd。此时在更富镁的岩石中黑云母会依然存在。

若在 [i2]不变点之上如P=1.0GPa升温，发生i2-(cd)反应，岩石中的g+bi共生关系被opx+sill取代，如图 3b-d所示，变质泥质岩和杂砂岩中都可能出现sill+opx组合，即泥质岩超高温组合(Harley，2008)。继续升温会在富镁岩石中发生i2-(g)的反应，出现opx+cd组合，见图 4b-e。

应该说明的是图 4b中的AFM投影只是定性的，没有表示矿物成分随P-T条件的变化而发生的变化。实际上，在较高温压下如图 4b-d/-e，石榴石会更富镁。如果石榴石与夕线石之间的共生线通过平均泥质岩成分投点，岩石中的斜方辉石会消失。或者说，在图 4b-d/-e所示的g+sill+opx组合中，随着温度升高，会发生滑动反应：opx+sill=g，导致石榴石富镁，在变质泥质岩中斜方辉石消失。同样在图 4b-c所示的g+sill+cd组合中，随着温度增加，石榴石更富镁，会导致堇青石消失。因此，平均泥质岩中的常见组合应为g+sill(+kf+q+liq)(实际岩石中会包括斜长石)，此组合被称为孔兹岩(Khondalite)或“夕线榴”。

图 5表示了不同学者对白云母和黑云母脱水熔融反应实验结果及其与结算结果的对比。例如图 2中计算的NKASH体系中白云母脱水熔融反应的P-T条件与Petö(1976)的实验结果基本一致。Patiño Douce and Harris(1998)利用高喜马拉雅二云母片岩(MBS)和白云母片岩(MS)成分(表 1)进行白云母分解模拟实验，模拟的实验反应为：mu+pl+q+(g)=sill+bi+kf+liq，二云母片岩中白云母的分解温度(图 5中MBS)与KFMASH体系中计算的白云母脱水熔融反应(mu-D)温度相似，但白云母片岩中白云母分解温度(图 5中MS)明显高些。PatiñoDouce and Harris(1998)认为与这种白云母中Mg＃和钛含量较高有关。从图 5可见，NKASH体系中的反应控制了白云母分解的下限，比KFMASH体系和实际岩石中的白云母分解温度低50~80℃。表明当斜长石参与白云母脱水熔融时，反应温度随着斜长石中钙长石(An)组分增加而增加(Vielzeuf and Schmidt，2001)。

图 5

Fig. 5

图 5 白云母与黑云母脱水熔融反应的实验资料及其与计算结果的对比 P76为Petö(1976)实验确定的白云母、钠长石端元组分之间的反应mu+ab+q=sill+kf+liq；MBS和MS为Patiño Douce and Harris(1998)实验确定的高喜马拉雅二云母片岩和白云母片岩中白云母的熔融反应：mu+pl+q=sill+kf+bi+liq. Stevens et al.(1997)实验确定的黑云母脱水熔融反应：BPS和BGS为泥质岩和杂砂岩中黑云母初始熔融或流体缺失条件下固相线反应；BPO和BGO为泥质岩和杂砂岩中无钛黑云母的稳定上限；TBPO和TBGO为泥质岩和杂砂岩中含钛黑云母的稳定上限，m49、m62、m58为黑云母的Mg#. CH-95表示Carrington and Harley(1995)依据实验资料确定的KFMASH体系中黑云母分解熔融相平衡关系.JH96，Johannes and Holtz(1996)实验确定的淡色花岗岩(ab-or-q-H2O体系)饱和水固相线. mu-D，白云母分解熔融反应(图 4)；[i1]和[i2]不变点及其周围的反应见图 2 Fig. 5 Experimental data of muscovite and biotite dehydration melting reactions and their comparison with the modeling results

Stevens et al.(1997)利用人工合成无钛黑云母(Mg^#为0.49和0.62)和天然含钛黑云母成分(TiO₂=2.29%，Mg^#为0.58)，以及不同比例的石英、斜长石和夕线石，合成不同的泥质岩和杂砂岩成分，进行流体缺失条件下部分熔融实验，确定全岩MgO和TiO₂对麻粒岩深熔作用的影响，表 1中列出了含钛泥质岩(NBS)和杂砂岩(NB)成分。实验结果表明，黑云母的不一致熔融发生于780~830℃，形成石英饱和的麻粒岩组合和H₂O不饱和的花岗质熔体，熔体成分接近自然界强过铝淡色花岗岩。泥质岩中黑云母初始熔融反应(BPS)为正斜率，杂砂岩中黑云母初始熔融反应(BGS)为负斜率，在0.5GPa时，前者比后者低~50℃，在1.0GPa时，两者温度相似。两类岩石中黑云母初始熔融温度都随着Mg^#升高而略有升高，但不受TiO₂的影响。黑云母的稳定上限与其Mg^#正相关，更明显地受TiO₂影响，如图 5所示，含钛黑云母比无钛合成黑云母温度上限高~50℃(泥质岩)和~80℃(杂砂岩)。当压力大于0.7GPa时，含钛黑云母可以稳定到>900℃的超高温条件。

Carrington and Harley(1995)依据实验资料确定了KFMASH体系中黑云母分解熔融相平衡关系，其不变点温度稍高于模拟计算的结果，其周围的5条单变反应与[i2]不变点对应。但在中低压条件下实验确定的温度要高些，如在0.5GPa时，反应i2-(opx)要比实验结果低80℃。如此大的差异，是不容忽视的，其中原因尚需要进一步研究。

黑云母脱水熔融反应可在泥质岩中形成超过30mol%的熔体，很多条纹状混合岩和混合片麻岩的形成与该反应有关。Winkler(1979)把反应i2-(opx)作为泥质岩进入麻粒岩相的标志反应，在压力为0.4~0.7GPa的中低压条件下，温度为740~820℃，该反应的斜率较缓，因此可以在造山带减压过程中发生黑云母脱水熔融。

超高温变质作用(UHT)是指地壳岩石在中压条件下(0.7~1.3GPa)发生温度达到900~1100℃的区域变质作用(规模>1000km²)，超高温变质作用的标志包括在泥质岩中出现假蓝宝石+石英、斜方辉石+夕线石、尖晶石+石英及大隅石+石榴石等，斜方辉石富铝、长石为中条纹长石、金红石富锆，在镁铁质岩中出现变质易变辉石等(Harley，2008)。若考虑在黑云母消失后的超高温条件下岩石中出现假蓝宝石、尖晶石、石榴石、夕线石、堇青石、斜方辉石及钾长石、石英和熔体。参考Harley(1989)，并假设钾长石、石英和熔体过量(也可以把斜长石作为过剩组分)，该体系包括3个稳定的不变平衡组合，利用THERMOCALC3.33计算3个不变点的信息见表 2。下面分析3个不变点周围的单变反应：

[i3]不变点组合包括cd+g+opx+sa+sill(+kf+q+liq)，其AFM图解见图 6a，5个单变反应为：

图 6

Fig. 6

图 6 KFMASH体系中表示超高温相平衡关系的3个不变组合(i3, i4, i5)的AFM图解(a-c)，P-T投影图与AFM共生图解(d) Fig. 6 AFM diagrams (a-c), P-T projection and AFM compatibility diagrams (d) for three invariant assemblages (i3, i4, i5) showing the phase equilibria in the system KFMASH under UHT conditions

(sa)g+cd=opx+sill

(cd)opx+sill=g+sa

(opx)g+cd+sill=sa

(sill)g+cd=sa+opx

(g)sill+cd+opx=sa

[i4]不变点组合包括cd+g+sp+sa+sill(+kf+q+liq)，其AFM图解见图 6b，5个单变反应为：

(sa)g+sill=cd+sp

(cd)g+sill=sp+sa

(sp)g+cd+sill=sa

(sill)g+sa=cd+sp

(g)sill+cd+sp=sa

[i5]不变点组合包括cd-g-sp-sa-opx(+kf+q+liq)，其AFM图解见图 6c，5个单变反应为：

(sa)g+cd=opx+sp

(cd)g+sa=sp+opx

(sp)g+cd=opx+sa

(opx)g+sa=cd+sp

(g)cd+sp=sa+opx

上述3个不变点、单变线和主要双变域的定性AFM共生图解见图 6d。由该图可见，特征的超高温组合opx+sill和sa+q均出现于相对富镁的泥质岩中，而平均泥质岩在相应P-T条件下如压力高于[opx]-(sa)和[opx]-(cd)，均为g+sill，即“夕线榴”；在相应条件下，变质杂砂岩中出现g+opx组合。泥质岩中的g+sill在降压过程中会出现尖晶石，而杂砂岩总的g+opx在减压过程中，不会有明显的改变。

图 7中综合绘制了图 2、图 4和图 6中的主要变质反应，忽略了没有石榴石(g)的反应，定量计算了主要双变域中的AFM图解。

图 7

Fig. 7

图 7 表示高温-超高温相平衡关系的P-T投影图与AFM共生图解 图中在固定P-T条件下(如8/700表示0.8GPa/700℃)定量计算了主要双变域中的AFM图解(a)-(k)；可以把斜长石作为过剩相考虑。参照Miyashiro (1994) 图中以15℃/km和35℃/km地温梯度线为界划分出高压相系(左上部阴影区)、中压相系(中上部空白区)和低压相系(下部阴影区). HS-饱和水固相线反应；BPS-泥质岩中黑云母开始熔融反应界限；TBPO-泥质岩中含钛黑云母的稳定上限(见图5). LAM-低角闪岩相；HAM-高角闪岩相；GRN-(正常)麻粒岩相；UHT，超高温麻粒岩相 Fig. 7 P-T projection and AFM compatibility diagrams showing the phase equilibria under HT-UHT conditions

与图 4和图 6相比，在各个双变域中AFM共生图解所反应的矿物组合基本一致，但在定性AFM图解中没有表达随着P-T变化，铁镁矿物中的Mg^#变化。因此，图 7中的AFM图解更有应用价值，可用于分析变质岩中最重要方程式(全岩成分+P-T条件=矿物组合)三个变量之间的相互关系。

一方面如果已知全岩成分，利用图 7可以定性分析其矿物组合与P-T条件的关系：如对平均泥质岩APR来说，在中压高角闪岩相条件下(图 7a)矿物组合：bi+ky(+mu+pl+q+liq)，随着温度升高，通过mu-D反应，形成g+sill(kf+pl+q+liq)，如图 7b，以后随着温度继续升高，甚至到1100℃，矿物组合均以g+sill共生为特征(图 7c)，即所谓的‘夕线榴’，只是随着温度升高石榴石的Mg含量增加。对泥质岩石来说，由于斜长石含量较少，易于熔融进入熔体，因此，岩石中的常见矿物组合为g+sill+kf+q+liq，或者g+sill+q+liq。当温度超过i4-(cd)反应时，g+sill共生被sa+sp共生取代，对APR来说，sill消失，形成g+sp+sa(图 7d)。因此，可以预测多数泥质岩在UHT条件下都以g+sill为主，更高温时可以出现假蓝宝石和尖晶石等。读者可以通过这种分析，自己做出针对APR的定性P-T视剖面图解。对杂砂岩CEV来说，在中压高角闪岩相条件下(图 7a)矿物组合：bi(+mu+pl+q+liq)，随着温度升高，通过mu-D反应，形成g+bi(kf+pl+q+liq)，如图 7b，以后随着温度继续升高，会通过滑动反应形成斜方辉石，并使黑云母消失。在超高温条件下，其矿物组合均以g+opx共生为主。

另一方面如果已知矿物组合及其结构关系，利用图 7可以分析全岩成分、P-T条件与轨迹等。举例说明如下：

如图 8a表示长英质片麻岩中出现的矿物组合与深熔结构(Sawyer，2010)，由钾长石(微斜长石)、斜长石和石英组成，在斜长石和石英之间常出现钾长石细脉(film)，并且这些钾长石细脉与附近的钾长石颗粒在光性上是一致的，由于这些钾长石细脉的存在，使相邻的斜长石和石英颗粒之间的二面角小于40°，这些现象表明该岩石已经发生过部分熔融，推测应该是流体饱和固相线熔融，熔融反应为kf+pl+q+H₂O=liq。显然这种熔融反应首先应该发生在三种矿物接触的部位，图 8a中(左下部)只有石英和斜长石接触的部位，仍然保留三连点式的变晶结构。虽然细脉状钾长石代表熔体结晶的产物，但不说明熔体中只有钾长石组分，熔体中的斜长石和石英组分应该结晶生长在相邻的斜长石和石英颗粒上。该岩石成分富钾贫铝，在图 7中温度高于i1-(als)反应，全岩成分投影在图 7a中黑云母的下面，比图中所示的杂砂岩成分更富钾。

图 8

Fig. 8

图 8 高温-超高温岩石中的特征组合与结构关系 (a)长英质变质岩中的深熔结构(Sawyer，2010)；(b)为新疆阿尔泰泥质变质岩中出现的与黑云母分解熔融有关的矿物组合(Wang et al.，2009)；(c)为贺兰山地区泥质麻粒岩组合(周喜文等，2010)；(d)为低压泥质麻粒岩组合与结构(Sawyer，2001)；(e-g)为南极Napier杂岩中的超高温组合(Harley，2008)；(h)内蒙古土贵乌拉超高温麻粒岩组合(Santosh et al.，2007) Fig. 8 Characteristic assemblages and textural relations in HT-UHT metamorphic rocks

图 8b为新疆阿尔泰泥质变质岩中出现的矿物组合，由石榴石、堇青石、夕线石、钾长石、斜长石、黑云母和石英组成，黑云母切割石榴石显示其形成较晚。矿物组合及结构关系说明该岩石发生过黑云母分解熔融反应i2-(opx)及其逆反应，其峰期温度应该高于800℃，压力约为0.5~0.6GPa，为中低压泥质麻粒岩。考虑到岩石中夕线石和黑云母含量都很少，其全岩成分投影应位于图 7g中g-cd连线上或附近，接近于平均泥质岩成分，该岩石的详细特征参见Wang et al.(2009)。

图 8c为周喜文等(2010)在贺兰山地区报道的一个泥质麻粒岩，由夕线石/蓝晶石、石榴石、堇青石、条纹长石、石英和少量黑云母、斜长石等组成，其中夕线石呈蓝晶石假象。就矿物组合和结构关系来看，首先出现蓝晶石和条纹长石共生说明岩石在蓝晶石域发生过白云母分解熔融反应。在图 7中，其压力大于1.0GPa，温度大于800℃，峰期矿物组合中应有更多黑云母存在(见下面讨论)，故温度一般小于900℃，低于i2-(cd)反应。岩石在减压抬升过程中首先发生反应ky→sill，然后发生反应i2-(opx)，该岩石夕线石过量，故使黑云母消失，形成如图 7g所示的g+cd+sill组合，全岩成分应该投影在由这三个相所构成的三角形内，具体位置可根据矿物含量推测，这是一个很富铝的岩石。因黑云母已经消失，岩石不会发生i2-(sill)反应。由于岩石中无尖晶石，推测没有发生i4-(sa)反应，因此，减压后含堇青石组合的压力应介于i2-(opx)和i4-(sa)反应之间。另外，从该岩石含有较多堇青石但无尖晶石来看，i2-(opx)反应是形成堇青石的主要反应，说明岩石在更高压力阶段含有更多黑云母。理论上经过上述减压过程后，黑云母会基本消失。因此现在见到的少量黑云母，应该与接续的降温有关，如发生i2-(opx)反应的逆反应，形成退变黑云母，当然以包体型式存在的黑云母也可以在减压过程中残留下来，这种不同成因的黑云母在结构上很容易识别。

图 8d为Sawyer(2001)报道的低压泥质麻粒岩，代表混合岩中发生熔体丢失的中色体，该岩石出现opx+cd共生，说明其温度条件高于图 7中i2-(sill)反应，其矿物共生关系如图 7h-k所示，全岩成分也相对富镁，否则会出现石榴石。岩石中出现较多斜长石，推测应该为杂砂岩成分。岩石中出现较多钾长石和石英细脉以及半自形的黑云母，代表降温过程中熔体结晶的产物。

图 8e-g是Harley(2008)报道的南极Napier杂岩中的超高温岩石，图 8e矿物组合为：sill+opx+kf+q，该组合的P-T条件限定在图 7中i2-(cd)、i2-i3和i3-(cd)反应之间，其全岩成分应投影在图 7c中opx-sill连线上，相对富镁。如果全岩Mg^#更低些，就可以出现石榴石。图 8f矿物组合为sa+opx+q，其温度高于图 7中i3-(cd)反应，并且opx过剩，其全岩成分应投影在图 7d中sa-opx连线上。图 8g所示的结构关系为在假蓝宝石与石英之间出现夕线石和斜方辉石，指示变质反应为sa+q=sill+opx，大致相当于i3-(cd)反应的逆反应(石榴石未参与)，反映等压冷却过程。并且在产物中富铝的夕线石出现于内环，靠近假蓝宝石，贫铝的斜方辉石出现于外环。

图 8h为Santosh et al.(2007)报道的内蒙古土贵乌拉超高温麻粒岩，其中假蓝宝石和尖晶石一起被石榴石包裹，石榴石外面有石英存在，该组合关系指示可能发生过图 7中i4-(cd)反应的逆反应，即高温组合sp+sa+q被g+(sill)低温组合取代。其峰期矿物组合如图 7e所示，其全岩成分应该与平均泥质岩成分相当。

利用KASH、NKASH和KFMASH等简单体系中的变质反应，结合P-T投影图、组分共生图解和基于固定全岩成分的P-T视剖面图解，可以定性或半定量地讨论高温-超高温条件下变质泥质岩和杂砂岩中的变质反应、矿物组合变化、全岩成分与P-T条件特征。尤其是反映变质泥质岩/杂砂岩高温-超高温相平衡关系的综合相图(图 7)非常有用。

饱和流体固相线熔融反应系指在熔融发生时有独立的流体(水)相存在，如NKASH体系中有H₂O参与的熔融反应包括i1-(mu)、i1-(als)、i1-(kf)反应，控制了变质泥质岩和杂砂岩中的饱和流体固相线(图 2和图 7)，其温度条件与Johannes and Holtz(1996)实验确定的含水淡色花岗岩体系的固相线非常接近。因此，大多数变质泥质岩和杂砂岩中的饱和流体固相线受NKASH体系变质反应控制(White et al.，2001)。对某一具体岩石来说，随着矿物组合的变化其饱和水固相线的P-T条件与几何形状会有很大不同(如图 3a，b)。由于岩石在亚固相线条件下的前进变质过程中所形成的水流体会离开岩石，当发生部分熔融时只有少量的流体存在，因此饱和水固相线熔融一般形成 <3mol%的熔体。实际上变质泥质岩和杂砂岩的熔融反应是由在缺流体条件下的白云母和黑云母脱水熔融反应控制的。

在不同体系中白云母脱水熔融反应型式及其P-T条件不同。如在NKASH体系中白云母分解熔融反应为mu+ab+q=als+kf+liq，其计算的P-T条件与Petö(1976)实验模拟的结果一致，控制了白云母开始分解的条件。在KFMASH体系中模拟计算的白云母脱水熔融反应为mu+g+q=als+bi+kf+liq(mu-D)，其温度稍高于KASH体系中白云母的分解反应，与Patiño Douce and Harris(1998)对天然岩石成分实验确定的白云母熔融反应(mu+pl+q=als+bi+kf+liq)P-T条件很相似，控制了白云母的稳定上限。因此，图 7中i1-(H₂O)和mu-D反应控制了白云母的脱水熔融的P-T条件，如在0.5GPa时为660~710℃；在1.0GPa时为740~800℃。白云母脱水熔融发生的压力在图 7中i1不变点之上(>0.4GPa)。当白云母与钠长石共生时，其分解温度最低，随着斜长石中钙长石组分增加，白云母分解温度会升高。另外，白云母的分解温度也会随着其中Fe、Mg和Ti含量的增加而升高(Patiño Douce and Harris，1998)。White et al.(2001)模拟表明变质泥质岩中白云母脱水熔融反应可以大致形成约10mol%的熔体，很多条带状混合岩和造山带中白云母花岗岩的形成与白云母的脱水熔融有关(Brown，2002)。White et al.(2001)把白云母的脱水熔融反应作为泥质岩中的“有效固相线”(effective solidus)。当压力大于1.0GPa时，白云母脱水熔融反应形成泥质高压麻粒岩组合—蓝晶石+钾长石(Green and Ringwood，1967)。

在KFMASH体系中黑云母脱水熔融反应表现为4条单变反应(图 4)，其理论计算的温度比实验模拟的结果低一些。如果岩石中出现斜长石，相当于增加了2个体系组分(CaO和Na₂O)和1个相，KFMASH体系中的单变反应会在NCKFMASH体系中变成滑动反应，因此黑云母开始熔融到最后消失可跨越很宽的温度范围。Stevens et al.(1997)对不含钛黑云母(相当于NCKFMASH体系)的实验结果表明(图 5)，在泥质岩中黑云母开始熔融到完全分解的温度范围相差达到100℃，如在0.5GPa时为750~850℃，变质反应为bi+sill+pl+q=g+cd+kf+liq(在NCKFMASH体系中自由度f=2)；在1.0GPa时，为800~900℃，变质反应为bi+sill+pl+q=g+kf+liq(f=3)。在杂砂岩中黑云母开始熔融到完全分解的温度范围相差30~50℃，如在0.5GPa时为810~840℃，变质反应为bi+pl+q=opx+cd+kf+liq(f=3)；在1.0GPa时，为800~850℃，变质反应为bi+pl+q=g+kf+liq(f=4)。黑云母的稳定温度随着Mg^#升高而升高。含钛黑云母开始熔融的温度与不含钛黑云母相似，但其稳定上限温度明显增高(泥质岩：900℃/0.5GPa~950℃/1.0GPa；杂砂岩：930℃/0.5GPa~950℃/1.0GPa)。黑云母脱水熔融可以形成超过30mol%~40mol%的熔体(Stevens et al.，1997)，可以形成较大规模的二云母或黑云母花岗岩侵入体。

Harley(2008)提出超高温变质作用的标志包括在泥质岩中出现假蓝宝石+石英、斜方辉石+夕线石、大隅石+石榴石及尖晶石+石英等，斜方辉石富铝、长石为中条纹长石、金红石富锆，在镁铁质岩中出现变质易变辉石等。从图 7可以看出，以opx+sill和sa+q(+g)为特征的超高温组合受图 7中i3-(cd)反应控制，出现于富镁泥质岩中，对正常成分的泥质岩和杂砂岩来说，在达到1000℃的超高温条件下，都不会有这些特征矿物组合，而相应出现g+sill(夕线榴)及g+opx组合。另外尖晶石(+石英)组合可由g+sill组合减压形成，受i4-(sa)和i4-(cd)反应控制，由i4-(sa)反应可形成cd+sp+q组合，其温度可以低到700℃以下，不代表超高温条件，如Wang et al.(2009)在新疆阿尔泰地区的泥质麻粒岩中发现cd+sp+q组合，温度为约为800℃；而由i4-(cd)反应可形成sa+sp+q组合，代表超过1000℃以上的超高温条件，这一组合见于内蒙古土贵乌拉地区的超高温岩石中(Santosh et al.，2007)。随着温度升高，尖晶石会更富镁；如表 2所示，超高温尖晶石x(Mg)一般会达到或超过~0.4。另外，以往没有关注的是，在低压超高温条件下，平均泥质岩和杂砂岩中都会出现sp+opx组合(图 7j)。

在国内变质岩教科书上(王仁民等，1989; 路凤香和桑隆康，2002)，一般遵循Winkler(1979)的定义，把亚固相线下白云母的分解反应(图 7中i1-(liq))和饱和水固相线反应HS(图 7中i1-(als)与-(kf))作为低角闪岩相与高角闪岩相的界限，在中压下变质温度约为650℃。对高角闪岩相与麻粒岩相的界限有不同的理解。Winkler(1979)提出把黑云母脱水熔融反应i2-(opx)作为区域紫苏辉石带或麻粒岩相开始的标志。从图 7可知，这一标志可适用于低压相系岩石，即P<0.6GPa时，T>750~800℃。Green and Ringwood(1967)提出在蓝晶石稳定域白云母脱水熔融反应(mu-D)可作为高压麻粒岩相的下限，即P>1.0GPa时，T>800℃。如图 5所示，这两个标志恰好与泥质岩中黑云母开始熔融反应(BPS)温度一致(Stevens et al.，1997)。因此，这里建议利用BPS作为高角闪岩相与麻粒岩相的界限。但从矿物组合的角度，在大于1.0GPa的蓝晶石稳定域，以白云母脱水熔融形成ky+kf共生为特征；在压力小于0.6GPa的低压条件，以发生i2-(opx)反应形成g+cd共生为特征；对0.6~1.0GPa之间的中压泥质岩矿物组合可能为g+bi+sill(+kf+pl+q+liq)，该组合既可以是高角闪岩相，也可以是麻粒岩相，二者间的矿物组合标志并不明确。麻粒岩相与超高温麻粒岩相的界限一般遵循Harley(2008)提出的定义，即在压力大于0.7GPa时，温度为900℃。这一界限大致相当于图 7中黑云母脱水熔融反应i2-(cd)和i2-(sill)，以及Stevens et al.(1997)实验确定的含钛黑云母的稳定上限(如TBPO，图 5、图 7)。因此，从矿物组合角度，正常麻粒岩相可限定在黑云母开始熔融到最后消失的温度范围，超高温麻粒岩相可定义为黑云母消失(有石英存在)之后的温度范围(>900℃/0.7GPa或>950℃/1.0GPa)。