2016, Vol. 32
一般认为，在高级变质岩中通过前进变质(深熔)反应形成熔体相，后者具有很强的活动性，它可以在岩石体系中特定部位集中，发生分凝作用(segregation)，也可以从体系中分离出去(extraction，汲取)，形成岩浆脉体和侵入体，同时，在降温过程中，留在岩石体系中的熔体会发生结晶作用，释放出水流体，引起变质岩石的逆反应(back reaction)和/或退变质反应。因此，高级变质岩石的矿物组合及组构特点取决于不同的进变熔融反应，不同程度的熔体分凝和汲取，以及不同程度的退变反应三种过程的综合效应(Kriegsman，2001)。
自20世纪90年代以来，利用内洽性热力学数据(Holland and Powell，1998，2011)和有关的计算机软件THERMOCALC，可以定量计算一系列相图，包括P-T投影图、共生图解(compatibility diagram)和P-T、T-X及P-X各种视剖面图(pseudosection)等。借助于这些图解，可以确定变质岩的P-T条件、解释各种结构关系、确定岩石的P-T轨迹等(魏春景和周喜文，2003)。利用这种变质相平衡定量研究的理论和方法，White et al.(2001，2007)、White and Powell(2002，2010)在泥质岩深熔过程研究方面进行了一系列具有开创性的工作，从而可以定量讨论在高级变质过程中发生的部分熔融、熔体丢失和结晶作用。本文主要讨论近年来在这一方面的研究成果。试图从变质相平衡定量研究角度阐述以下问题：(ⅰ)变质沉积岩中除了饱和水固相线熔融和含水矿物的脱水熔融反应之外，是否会发生其它类型的变质熔融反应？在不同P-T演化过程中，会发生哪些变质熔融反应？(ⅱ)不同P-T过程与熔融反应会怎样影响熔体和残余物的成分？(ⅲ)不同程度的熔体丢失如何影响残余物中的矿物组合？(ⅳ)如何从不同变质熔融反应所形成的矿物组合与结构确定岩石的P-T轨迹？(ⅴ)在发生部分熔融的岩石中锆石会记录P-T轨迹的哪一阶段？(ⅵ)为什么麻粒岩相岩石水活度低？(ⅶ)为什么会在一个变质区发生多期麻粒岩相变质作用。另外，本文也试图为花岗岩的成因研究提供一种与以往不同的方法和思路。
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。
2 平均泥质岩封闭体系中的相平衡关系与熔融反应2.1 P-T视剖面图利用THERMOCALC3.33程序计算平均泥质岩APR(White et al.，2007，表 1)在NCKFMASHTO体系中的P-T视剖面图(图 1)，所用固溶体活度模型见White et al.(2007)。图中固相线以下的矿物组合中均含水，固相线以上的矿物组合中均含熔体。该体系组分数c=10，按照相律(p+f=c+2)，图中相数最多的组合含有10个相，自由度f=2，只有1个，相数最少的组合含有3个相(cd+liq+ilm)，自由度f=9，也只有1个。图中饱和水固相线反应表现为狭窄的三变域和四变域，其P-T条件与NKASH体系的饱和水固相线相似(魏春景和朱文萍(2016)图 2)。白云母脱水熔融反应在现有体系中表现为狭窄的三变度或四变度域，为滑动反应，相应的温度介于NKASH和KFMASH体系白云母分解熔融反应之间，当白云母消失时产生约10mol%熔体。黑云母脱水熔融反应，如魏春景和朱文萍(2016)图 4中i2-(opx)对应图 1中四变组合g-bi-sill-kf-cd-liq，向低温低压方向出现斜长石。如魏春景和朱文萍(2016)图 4中i2-(sill)对应图 1中四变组合g+bi+kf+cd+opx+liq，并限定了黑云母的温度上限。在平均泥质岩中没有发生魏春景和朱文萍(2016)图 4中的i2-(cd)反应，g+bi+q=opx+sill+kf+liq，该反应发生在富镁泥质岩中。对APR来说，在相应温压条件下黑云母脱水熔融是在四变和五变组合中通过滑动反应实现的(详见后文)。
 | 表 1 计算本文视剖面图所用的化学成分(mol%) Table 1 Chemical compositions used for calculating the pseudosections in this study (mol%) |
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图 1 平均泥质岩APR在NCKFMASHTO体系中的P-T视剖面图解 图中矿物组合中都包括过剩相钛铁矿和石英，少数未标注矿物组合的区域很容易通过两侧的矿物组合和自由度推测出来；矩形框中的f=1~9表示相应区域自由度(颜色与灰度相同表示自由度相同)；图中图中如‘-bi’，表示黑云母的稳定上限或消失线，-liq为饱和水固相线，右下角两个组合中(-q)表示无石英存在，或石英不再过量；M10~80表示熔体含量等值线(以1个氧化物为基础的摩尔百分数mol%).图中A-B-C-D-E-F表示的P-T轨迹见后文讨论 Fig. 1 P-T pseudosection in the NCKFMASHTO system for an average pelite sample APR |
图 1所示的视剖面图明确地表示了随着P-T条件变化，岩石的矿物组合、熔融反应、熔体成分及含量会相应发生变化。下面按照等压加热和等温减压两种过程讨论所发生的变质反应与熔体含量及成分变化。
2.2 等压升温熔融(过程-I)这里首先以图 1所示的P-T视剖面图为基础，讨论等压升温过程发生的变质熔融反应及熔体成分变化。假设压力为0.8GPa，岩石在亚固相线下为四变度组合g+bi+pl+mu+ky+H2O(+ilm+q，下文忽略这些过剩相)。升温过程中各相的含量变化如图 2a所示，至670℃时，在非常狭窄的三变域中发生饱和水熔融反应：mu+bi+pl+g+q+H2O=ky+liq，形成约2mol%的饱和水熔体，该反应对应魏春景和朱文萍(2016)图 2中i1-(kf)反应。当岩石中的水流体耗尽时形成四变度组合g+bi+pl+mu+ky+liq，在该组合中升温发生的滑动熔融反应为：g+mu+pl+q=ky+bi+liq，升温至682℃，石榴石消失，进入五变域bi+pl+ky/sill+mu+liq，发生的滑动变质反应为：mu+pl+q=ky/sill+bi+liq。当T=732~734℃时，进入狭窄的四变域发生反应为：mu+pl+q=bi+sill+kf+liq，该反应导致白云母消失，形成钾长石，使熔体含量从~6mol%上升为~10mol%。在白云母消失后的五变域bi+pl+sill+kf+liq中，变质反应为：bi+pl+kf+q=sill+liq，黑云母含量变化很小，熔体增长缓慢。当T=758℃，通过滑动反应形成石榴石，变为四变度组合g+bi+pl+sill+kf+liq，在该组合发生滑动反应为：bi+pl+sill+q=g+kf+liq，该反应导致黑云母含量迅速减少，熔体含量迅速增加，当T=772℃时，斜长石消失。在五变域g+bi+sill+kf+liq中继续发生黑云母分解熔融反应：bi+sill+q=g+kf+liq，在该反应中，钾长石(kf)为奇异相(singularity)，当T=880℃时，黑云母消失。在黑云母分解范围内熔体含量从~11mol%达到~48mol%。在黑云母消失后体系自由度为6，熔融反应为：g+sill+kf+q=liq，至900℃钾长石消失时，熔体含量升至~54mol%。钾长石消失后主要是石榴石、夕线石和石英熔融，熔融反应为：g+sill+q=liq(七变域)，至1097℃时夕线石消失，反应为g+q=liq(八变域)，使熔体含量增至~67mol%。
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图 2 平均泥质岩APR等压(0.8GPa)升温熔融过程-Ⅰ中的物相及熔体含量变化(a)及熔体(-M)和残留体(-R)的化学成分变化(b-e) HM-饱和水固相线熔融；MM-白云母脱水熔融；BM-黑云母脱水熔融；KGM-钾长石-石榴石熔融；AFM-铝铁镁矿物熔融. Mg#=MgO/(MgO+FeO)，A/AFM=(Al2O3-CaO-Na2O-K2O)/(FeO+MgO+Al2O3-CaO-Na2O-K2O，mol%)，黑云母熔融反应中的钾长石kf为奇异相，在温度低于830℃时为生成物，在温度高于830℃时为反应物. 图b-e中的其它氧化物百分含量是按除去H2O之后计算的，图中未表示A/CNK变化 Fig. 2 The variation in mode of minerals and melt (a) and chemical compositions of melt (-M) and residue (-R) (b-e) during an isobaric (0.8GPa) heating process-I for APR |
从这一实例来看，岩石中发生的熔融反应均为滑动反应，随着温度升高，泥质岩消失的物相依次为水流体、白云母、斜长石、黑云母、钾长石和夕线石。由此可把熔融反应划分为如下5类：饱和水固相线反应(HM，670~672℃)、白云母脱水熔融反应(MM，672~734℃)、黑云母脱水熔融反应(BM，758~880℃)、钾长石-石榴石熔融反应(KGM，880~900℃)、和钾长石分解之后的铝铁镁矿物共熔反应(AFM，>900℃)。上述有水流体及含水矿物参与的脱水熔融反应均为转熔反应，含水矿物消失后的熔融反应为共熔反应。
在这一等压升温熔融过程中，熔体和残余物的成分变化如图 2b-e所示，饱和水固相线熔体富H2O(13.65%，其它氧化物的百分含量是按排除水后计算的)、SiO2(75.41%)、Al2O3(14.92%)和Na2O(6.57%)，含少量K2O(2.53%)、CaO(0.32%)，及很少量FeO(0.22%)和MgO(0.03%)，Mg#=0.20(低于原岩值)，A/CNK=1.06。随着温度升高，在白云母分解熔融范围内，熔体中H2O、SiO2和Na2O降低，K2O含量升高，FeO、MgO和CaO略有升高，Al2O3变化很小，A/CNK升至1.09，Mg#降至0.18。在黑云母分解熔融过程中，熔体的中H2O含量降低，SiO2基本不变，Na2O降低，K2O含量升高，FeO和MgO升高，CaO先升高至斜长石消失后降低，Al2O3先略有降低后略有升高，Mg#升高(0.17→0.29)，A/CNK升高(1.11→1.25)。在钾长石-石榴石熔融过程中，熔体H2O、SiO2、Na2O含量降低，K2O和CaO含量不变，FeO、MgO和Al2O3升高，Mg#不变，A/CNK升高(1.25→1.28)。在钾长石分解之后的铝铁镁矿物熔融过程中，熔体H2O、SiO2、Na2O和K2O含量降低，FeO、MgO、Al2O3升高，CaO不变，Mg#降低(0.29→0.27)，A/CNK升高(1.28→1.71)。相应地，在整个熔融过程中残余物中SiO2降低，K2O降低，Na2O(很少)降低，FeO和MgO升高，Al2O3持续稳定直到黑云母消失后开始降低，残余物的Mg#略有升高(0.34→0.36)，A/AFM开始不变为0.33，至钾长石分解后降至0.30，最后降至0.24。
2.3 等温减压熔融(过程-Ⅱ)以图 1所示的P-T视剖面图为基础，讨论等温(T=850℃)降压过程发生的变质熔融反应及熔体成分变化。如图 1及图 3a所示，岩石在1.4GPa时为四变度组合g+bi+ky+kf+ru+liq，熔体含量为~24mol%。在减压过程中熔体含量持续增加，在0.8GPa以上，主要熔融反应为g+kf+q=bi+liq，蓝晶石/夕线石基本不参与反应，黑云母作为转熔相，含量增加。在0.8GPa以下，熔融反应变为bi+sill+kf+q=g+liq，黑云母变成反应物，参与熔融，但含量变化很小。最明显的矿物相与熔体变化发生在低于0.65GPa的一个狭窄四变域中，变质反应为：bi+sill+q=g+cd+kf+liq，对应魏春景和朱文萍(2016)图 4中i2-(opx)反应，形成堇青石，熔体含量从42mol%升至45mol%，随后夕线石消失。继续减压熔融反应主要为：g+kf+q=cd+liq，以及g+kf+q=bi+cd+liq。0.48GPa时，在一个狭窄的四变域中发生转熔反应：g+bi+q=opx+cd+kf+liq，对应魏春景和朱文萍(2016)图 4中i2-(sill)反应，形成斜方辉石。接续的熔融反应仍以钾长石和石榴石熔融为主g+kf+q=opx+cd+liq，减压至0.44GPa时，钾长石消失，熔体含量升至58mol%，以后熔融反应为：g+q=opx+cd+liq，熔体含量增长变缓。显然，在850℃时的减压熔融过程，主要受到钾长石和石英控制，0.8~0.5GPa之间，黑云母参与熔融，黑云母明显分解熔融发生在0.65~0.64GPa之间，0.64GPa以下石榴石参与熔融。因此，可粗略地把850℃时的减压过程划分为两个阶段，0.65GPa以上称为钾长石熔融(KM)，0.64GPa以下称为钾长石-石榴石熔融(KGM)。而黑云母脱水熔融(BM)仅在很小压力范围内起作用，对熔体贡献有限。
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图 3 平均泥质岩APR等温(850℃)降压熔融过程-Ⅱ的矿物相及熔体含量变化(a)及熔体(-M)和残留体(-R)的化学成分变化(b-e) KM-钾长石熔融；BM-黑云母脱水熔融；KGM-钾长石-石榴石熔融；其它同图 2 Fig. 3 The variation in mode of minerals and melt (a) and chemical compositions of melt (-M) and residue (-R) (b-e) during an isothermal (850℃) decompression process-Ⅱ for APR |
在这一熔融过程中，熔体和残余物的成分变化如图 3b-e所示，在1.4GPa时熔体富H2O(8.41%)、SiO2(72.61%)、Al2O3(14.74%)和K2O(9.26%)，含少量Na2O(2.01%)，FeO(0.89%)和MgO(0.17%)，Mg#=0.25，A/CNK=1.06。在减压过程中，熔体中H2O含量降低，K2O和Na2O降低，SiO2升高，Al2O3和Mg#在0.65GPa以上基本不变，0.65GPa以下明显降低，FeO和MgO在0.65GPa以上基本稳定，0.65GPa以下明显升高，CaO从升高到降低、再升高变化复杂，A/CNK在0.65GPa以上随降压升高至1.27，然后降至1.19。相应地，残余物中SiO2和K2O降低，Na2O(很少)降低，FeO和MgO升高，Al2O3持续稳定至0.65GPa后迅速降低，残余物的Mg#略有增加(0.34→0.36)，A/AFM先降低后升高(0.33→0.30→0.33)。
3 发生熔体丢失体系的相平衡关系与熔融反应3.1 P-T视剖面图考虑到熔融过程中会发生熔体丢失导致全岩成分变化，从而影响体系的相平衡关系。我们假设在772℃/0.8GPa时所形成的熔体(约15mol%)全部丢失，以此时残余物的成分(表 1)计算视剖面图(图 4)。岩石的缺流体固相线(-liq)远高于图 1中的饱和水固相线，钾长石和夕线石的稳定域都增大(注意图 4的温度范围为700~1100℃)，在高温中低压条件(>900℃，0.5~0.9GPa)出现含尖晶石组合。但黑云母的稳定域没有明显变化。
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图 4 平均泥质岩APR在772℃/0.8GPa发生约15mol%熔体丢失后残余物的P-T视剖面图解 图例同图 1 Fig. 4 P-T pseudosection for the average pelite sample APR after ~15mol% melt loss at 772℃/0.8GPa |
下面以图 4为基础，讨论等压(0.8GPa)升温过程-III发生的深熔反应与熔体成分变化。如图 5a所示，在岩石的缺流体固相线以上升温时首先在五变域中发生黑云母脱水熔融反应：bi+sill+q=g+kf+liq，至886℃黑云母消失时，体系中熔体含量~27mol%。在黑云母分解后的高变域中发生一系列共熔或转熔反应，见图 5a，在960℃时，钾长石消失，1040℃时，通过转熔反应形成尖晶石，1046℃时，夕线石消失。这一过程的深熔反应可分成3种类型：黑云母脱水熔融(BM)，钾长石-石榴石熔融(KGM)和钾长石分解后的铝铁镁(AFM)矿物的熔融。
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图 5 平均泥质岩APR发生约15mol%熔体丢失后的残余物在等压(0.8GPa)升温过程-Ⅲ中发生的矿物相及熔体含量变化(a)以及熔体(-M)和残留体(-R)的化学成分变化(b-e) 图例同图 2 Fig. 5 The variation in mode of minerals and melt (a) and chemical compositions of melt (-M) and residue (-R) (b-e) during an isobaric (0.8GPa) heating process-Ⅲ for APR after 15mol% melt loss |
在这一等压升温熔融过程中，熔体和残余物的成分变化如图 5b-e所示，缺流体固相线熔体含H2O(7.53%)、SiO2(74.16%)、Al2O3(15.00%)、Na2O(3.19%)，K2O(6.43%)及少量的FeO(0.48%)、MgO(0.06%)和CaO(0.67%)，Mg#=0.19，A/CNK=1.12。随着升温黑云母分解熔融，熔体中的H2O、Na2O含量降低，K2O含量升高，FeO和MgO略有升高，CaO降低，SiO2基本不变，Al2O3先降低后升高，Mg#升高(0.19→0.28)，A/CNK升高(1.12→1.25)。在钾长石-石榴石熔融过程中，熔体H2O、Na2O、K2O和SiO2含量降低，FeO、MgO和Al2O3明显升高，CaO基本不变、Mg#变化在0.29~0.27之间，A/CNK升高(1.26→1.37)。在铝铁镁矿物熔融过程中，熔体H2O和Na2O含量缓慢降低，K2O和SiO2明显降低，FeO、MgO和Al2O3明显升高，CaO基本不变，Mg#变化不大，A/CNK升高(1.26→2.46)。相应地，残余物中SiO2开始稳定，然后降低，直到钾长石消失后开始升高；K2O和Na2O降低，钾长石消失后变成零；FeO和MgO升高，但至尖晶石熔融开始后FeO降低，Al2O3持续稳定直到黑云母消失后开始降低，残余物的CaO含量低于熔体。随温度升高Mg#增加(0.34→0.42)，A/AFM(0.32→0.31→0.19)开始变化不大，然后降低，至钾长石消失后明显降低。
4 熔体与残余物的成分对比依据图 1和图 4，讨论了3个熔融过程，即在没有熔体丢失的封闭体系中的等压(0.8GPa)升温熔融(过程-Ⅰ)、等温(850℃)降压熔融(过程-Ⅱ)、以及在发生熔体丢失的体系中的等压(0.8GPa)升温熔融(过程-Ⅲ)。每个过程中都有多种熔融反应，由此所引起的熔体及残余物的成分变化见图 6a-h所示，熔体的An-Ab-Or图解见图 7。
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图 6 三个熔融过程和多种熔融反应形成的熔体与残余物化学成分变化的哈克图解 过程-Ⅰ，封闭体系中等压升温熔融过程670~1000℃/0.8GPa；过程-Ⅱ，封闭体系中等温降压熔融1.4~0.4GPa/850℃；过程-Ⅲ，发生熔体丢失体系中的等压升温熔融过程770~1100℃/0.8GPa Fig. 6 Harker diagrams showing the chemical compositions of melts and residues formed by the multiple melting reactions in the three melting processes |
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图 7 平均泥质岩APR三种熔融过程和不同熔融反应所形成熔体的An-Ab-Or图解 Tron-奥长花岗岩；Ton-英云闪长岩；Grd-花岗闪长岩；Mog-二长花岗岩；Kfg-钾长花岗岩. An-Ab-Or图解引自Barker (1979)，图中灰色阴影区表示600℃以下正长石的成分范围(Winter, 2010)，图中虚线推测了二长花岗岩和钾长花岗岩的界限. 其它同图 6 Fig. 7 An-Ab-Or diagram for the melt formed by the multiple melting reactions in the three melting processes for an average pelite sample APR |
在过程-Ⅰ中可包括5种熔融反应，熔体成分变化的总体趋势是SiO2降低，其它组分变化受熔融反应控制，如从饱和水固相线熔融(HM)到白云母分解熔融(MM)的熔体随着SiO2降低，K2O和CaO明显升高，Na2O和Mg#降低，其它组分和比值变化很小，由于FeO和MgO含量非常低，其成分为弱过铝(A/CNK <1.10)的淡色奥长-二长花岗岩(图 7)。这种熔体的分离，对残余物成分影响很小(见图 6中残余物成分的相应变化)。黑云母分解熔融反应会导致熔体K2O和Mg#明显增加，CaO先增加后降低，MgO和FeO及A/CNK略有增加，Na2O降低，相当于强过铝二长-钾长花岗岩成分(图 7)。这种熔体分离，会对残余物的成分有些影响，如SiO2含量明显降低，并伴随出现K2O和Na2O降低，MgO和FeO增加，Al2O3和CaO变化不大，A/AFM降低，但Mg#不变。钾长石-石榴石熔融反应所导致熔体与残余物的变化趋势与黑云母熔融基本一致；但AFM矿物的熔融会使残余物成分明显变化，如MgO、FeO和Mg#明显升高，Al2O3和A/AFM降低。
在过程-Ⅱ中主要包括2种熔融反应(这里忽略了黑云母分解熔融)，熔体成分变化的总体趋势是SiO2增加，并伴随出现K2O和Na2O含量降低，FeO和MgO含量增加的反常趋势，Mg#变化不大，Al2O3先稳定后降低，CaO和A/CNK先增加后降低，熔体成分为强过铝的钾长花岗岩(图 7)，这一构成中熔体成分变化的差异主要受0.65GPa上、下的钾长石熔融和钾长石-石榴石熔融控制。这一减压熔融过程对残余物的影响是使其SiO2含量降低，并伴随出现Al2O3、MgO和FeO升高，CaO、K2O和Na2O降低，Mg#和A/AFM略有升高。
在过程-Ⅲ中包括了3种熔融反应，其中黑云母分解熔融反应所形成的熔体与残余物的成分变化与过程-I基本一致，只是所产生的熔体成分相对富K2O，而贫CaO和Na2O，相当于强过铝的钾长花岗岩(图 7)。由于熔体分离导致钾长石稳定域增大，钾长石-石榴石熔融反应所形成的熔体SiO2更低，并伴随SiO2降低，熔体Al2O3、MgO、FeO及A/CNK等明显增加，Mg#降低，而K2O、Na2O和CaO含量变化不大。钾长石-石榴石熔融反应对残余物的影响与过程-Ⅰ相差不大。AFM矿物的熔融反应可形成更贫硅的熔体，并随着SiO2降低，其它组分和比值的变化趋势与过程-Ⅰ一致。AFM矿物熔融反应对残余物最明显的影响是SiO2升高，并伴随Al2O3、FeO、CaO降低，但MgO和Mg#升高，A/AFM降低。
上述3个熔融过程和多种熔融反应所引起的熔体及残余物的成分变化也可以清楚地表示在图 8中。在过程-Ⅰ的饱和流体固相线熔融和白云母分解熔融过程中熔体的K(或钾长石)含量升高，成分沿(Ca+Na)-K边演化，黑云母分解熔融开始，熔体铁镁含量明显升高，但仍以钾长石升高为主。至黑云母分解熔融之后，熔体成分转为Fe+Mg(或铁镁矿物)增加。过程-Ⅱ的钾长石熔融(0.65GPa以上)形成的熔体向富钾方向演化，钾长石-石榴石熔融反应形成的熔体成分向富铁镁方向演化。过程-Ⅲ黑云母分解熔融的熔体主要向富钾方向演化，黑云母分解后的熔融形成的熔体成分向富铁镁方向演化。并且过程-Ⅲ形成的熔体成分更贫钠、钙。上述3种熔融过程都会导致残余物的成分向富铁镁方向变化。
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图 8 三个熔融过程和不同熔融反应形成的熔体与残余物成分变化的(Ca+Na)-K-(Fe+Mg)图解 图中的矿物是按照其理想成分投影的 Fig. 8 (Ca+Na)-K-(Fe+Mg) diagram showing the chemical compositions of melts and residues formed by the multiple melting reactions in the three melting processes |
为了阐明熔体丢失对残余物的影响，我们以图 1为基础计算T-X熔体视剖面图，假设在0.8GPa下等温加热至880℃，熔体含量约48mol%，以此时残余物和熔体的成分作为两个端元(见表 1)，模拟随着温度及熔体含量变化所出现的相平衡关系(图 9)。由于残余物中H2O=0，熔体中H2O=13.89mol%，图 9的横坐标也可以大致理解为体系水含量的变化，相当于T-M(H2O)图解。图 9中X熔体=0.48时的升温过程相当于图 1中0.8GPa的加热过程，向两侧反映随着熔体(或H2O)含量减少或增加对体系相平衡的影响：(ⅰ)图 9中X熔体<0.22的固相线为缺流体固相线，其温度随X熔体或M(H2O)升高而降低；X熔体>0.22的固相线为饱和流体固相线，其温度受矿物组合控制，基本不随X熔体变化而变化。其中含蓝晶石组合的饱和流体固相线对应魏春景和朱文萍(2016)图 2中i1-(kf)反应，是转熔反应，变化于660~670℃之间；含钾长石组合的饱和流体固相线，对应魏春景和朱文萍(2016)图 2中i1-(als)反应，是共熔反应，变化于630~640℃之间；(ⅱ)白云母出现于X熔体>0.30的矿物组合中，熔体或水含量更低的岩石中不会出现白云母，但白云母的温度上限几乎与X熔体或M(H2O)含量无关；(ⅲ)斜长石出现于X熔体>0.15的矿物组合中，其温度上限随着X熔体或M(H2O)含量升高而降低，说明水含量增加会加速斜长石熔融(Stevens et al.，1997)；(ⅳ)黑云母的稳定上限基本不受X熔体或M(H2O)含量影响；(ⅴ)钾长石(及夕线石)的温度上限随着X熔体或M(H2O)含量升高而降低。由此可以推断水含量增加主要加速无水矿物熔融，但对含水矿物影响不大。
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图 9 依据平均泥质岩APR在880℃/0.8GPa形成的熔体和残余物成分(表1)计算的T-X熔体视剖面图 M(H2O)表示体系中的H2O含量从0(残余物)到1(熔体含H2O为13.89ml.%)变化，其他同图 1 Fig. 9 T-Xmelt pseudosection calculated for APR on the basis of the compositions of melt and residue formed at 880℃/0.8GPa |
如果沿着X熔体=0.48路径升温(红色箭头线)，岩石在670℃发生饱和水固相线熔融，接续发生白云母和黑云母分解熔融，这一过程所发生的变质反应见图 2a，至880℃时残余物组合为g+sill+kf(+q+ilm)，相当于夕线石榴片麻岩。我们分下面4种情况讨论熔体丢失问题：(ⅰ)熔体不丢失，全部保留在岩石体系中，岩石在降温过程中会与沿着升温过程相同的轨迹(A)依次发生熔融反应的逆反应(back reaction)，最后岩石中只保留(或形成)饱和水固相线上(670℃)的组合；(ⅱ)熔体全部丢失，岩石的降温过程会沿着X熔体=0处(轨迹B)行进，会使干的峰期麻粒岩组合完全保留下来；(ⅲ)最可能的情况是发生熔体部分丢失，如果岩石中残余熔体约为15mol%，岩石的降温过程沿轨迹(C)行进，留下来的熔体参与深熔反应的逆反应，最后形成约800℃的缺流体固相线组合g+bi+pl+kf+sill。从图 9可见，要使岩石中记录麻粒岩相组合(>800℃)，岩石中残留的熔体要小于0.19，只要残留的熔体超过0.23，岩石就只能记录低于670℃的饱和水固相线组合；(ⅳ)如果岩石中获得熔体，至X熔体=0.65，其降温过程沿着轨迹(D)进行，最后在岩石中形成约630℃的饱和水固相线组合bi+mu+pl+kf。
6 讨论6.1 变质泥质岩中的熔融反应一般认为变质泥质岩的熔融受3种机制控制：即饱和水固相线熔融、白云母分解熔融和黑云母分解熔融(Brown，1994，2002; White et al.，2001)，但实际上泥质沉积岩中会出现更多类型熔融反应。如本文上面讨论的钾长石熔融、钾长石-石榴石熔融以及铝铁镁矿物的熔融反应等，并且在一个熔融过程中究竟出现何种熔融反应，受变质作用P-T轨迹控制，如在0.8GPa下升温(过程-Ⅰ)可出现本文所述的5种熔融反应：饱和流体固相线熔融、白云母熔融、黑云母熔融、钾长石-石榴石熔融和铝铁镁硅酸盐矿物熔融；若在0.4GPa以下升温，将不会出现白云母分解熔融(图 1)。同样可以推测在大于1.5GPa的更高压力下，将不会出现黑云母分解熔融。减压过程的熔融反应受温度控制，若在麻粒岩相温度减压，如850℃(过程-Ⅱ)，发生钾长石熔融、黑云母熔融和钾长石-石榴石熔融反应；若在高角闪岩相(如750℃)减压主要发生白云母脱水熔融和钾长石熔融；在超高温麻粒岩相(如950~1000℃)减压主要发生钾长石-石榴石熔融和铝铁镁矿物熔融。从反应机制上，饱和水固相线反应、白云母和黑云母分解熔融反应都表现为滑动转熔反应，钾长石-石榴石和铝铁镁矿物熔融反应主要表现为滑动共熔反应。
自然界的泥质麻粒岩和超高温麻粒岩中究竟发生了何种熔融反应，可从其矿物组合判断。如果岩石中存在较多黑云母，一般说明黑云母熔融占主导地位，代表正常麻粒岩相条件；如果黑云母含量很少，且为退变成因，而存在较多钾长石，如华北集宁群中的孔兹岩(Lu and Jin，1993)，说明在其变质过程中钾长石稳定存在，黑云母分解之后的钾长石-石榴石熔融占主导地位，代表超高温条件。如果矿物组合中缺少钾长石而主要由石榴石、夕线石、假蓝宝石和钛铁矿等铝铁镁(AFM)矿物组成，如内蒙古大青山东坡超高温麻粒岩(Jiao et al.，2011; Guo et al.，2012)，代表钾长石消失后AFM矿物熔融。麻粒岩代表排除部分熔体之后的残余物，其矿物组合特征受熔体行为控制，细节将在后文讨论。
6.2 变质泥质岩熔融的熔体与残余物成分熔体成分受原岩、P-T条件和熔融反应控制。就本文讨论的平均泥质岩来说，饱和水固相线熔融和白云母分解熔融形成富H2O、SiO2、K2O和NaO2的熔体，FeO和MgO含量很低，相当于弱过铝的淡色奥长-二长花岗岩(图 6-图 8)。这种熔体可以形成造山带中的白云母花岗岩或伟晶岩脉体，但一般不会形成规模较大的侵入体。应该指出的是，泥质岩在低温富水条件下部分熔融可形成奥长花岗质熔体，这是Patiño Douce and Harris(1998)经过实验得到的结论。也就是说，奥长花岗岩并非仅由基性岩部分熔融形成，富钾泥质岩也可以作为奥长花岗岩的源岩。Patiño Douce and Harris(1998)认为喜马拉雅的淡色花岗岩系减压过程中白云母分解熔融的产物。如图 1所示，若在700~800℃下降压，可在0.6~1.2GPa(对应20~35km)范围内发生白云母分解熔融反应，形成约10mol%的熔体，在接续减压过程中会发生钾长石熔融，使熔体含量增大。然而，吴福元等(2015)提出喜马拉雅淡色花岗岩是高分异型花岗岩，其原始岩浆在上升侵位过程中经历过大规模地壳物质的混染，并发生了高度分离结晶作用，因此，难以确定岩浆源区的性质或成因类型。
黑云母分解熔融形成的熔体相对白云母熔融的熔体贫SiO2和Na2O，更富集FeO、MgO、Al2O3和K2O，A/CNK>1.1，具有二长-钾长花岗岩成分(图 6-图 8)。可形成规模较大的二云和黑云母花岗岩侵入体，这种类型的花岗岩在造山带中广泛分布。
黑云母分解之后的钾长石-石榴石熔融形成的熔体相对黑云母熔融的熔体更贫SiO2和Na2O，更富集FeO、MgO、Al2O3和K2O，A/CNK高更，具有钾长花岗岩成分(图 6-图 8)。可形成规模较大的石榴石花岗岩侵入体，在造山带中这类侵入体在角闪岩相和麻粒岩相变质区广泛存在，如在华北克拉通孔兹岩带中(翟明国，2009)，代表超高温变质条件下熔融产物。
堇青石花岗岩一直被认为代表高温熔体(Barbarin，1996)，从图 1和图 4的模拟来看，含堇青石熔体可出现在 <0.6GPa和>850~900℃的低压超高温变质条件，但是这种极端变质条件一般不具有区域意义(Harley，2008)。因此，笔者推测大规模堇青石花岗岩侵入体的熔融条件应类似于石榴石花岗岩，堇青石的出现与熔体上升导致石榴石减压所致，通过详细的岩相学研究有望揭示其形成机理。
上述4种熔体形成的P-T条件如图 10所示。
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图 10
白云母花岗岩(mu-GRA)、黑云母/二云母花岗岩(bi/mu-GRA)、石榴石花岗岩(g-GRA)和堇青石花岗岩(cd-GRA)形成条件的P-T示意图
HS-饱和水固相线反应；BPS和BPO-泥质岩中黑云母开始熔融和完全消失界限(Stevens et al.，1997)；LAM-低角闪岩相；HAM-高角闪岩相；GRN-麻粒岩相；UHT-超高温麻粒岩相，其他变质反应见魏春景和朱文萍(2016)的图 7 Fig. 10 P-T diagram showing the possible P-T conditions forming muscovite granite (mu-GRA), biotite/two-mica granite (bi/mu-GRA), garnet granite (g-GRA) and cordierite granite (cd-GRA) |
A型花岗岩被认为具有碱性、无水和非造山属性(Eby，1990)。但从岩石学角度看，其碱性应该是第一位的，特别是其浅色矿物组成应该为碱性长石和石英，缺少斜长石或含量很少，对应常量元素特征是贫钙。从本文研究来看，贫钙泥质岩熔融很容易形成贫钙熔体，尤其是斜长石会在早期熔融过程中大量消耗，其残余物会更贫钙、贫钠(图 6d，f)，这种经过部分熔融残余物的再次熔融更容易形成碱性熔体。这里需要说明的是沉积物熔融形成的熔体一般不会缺水，并且可能富氟(来自黑云母的分解)，因此易于发生结晶分异。这种沉积物熔融形成的A型花岗岩在空间上应该与S型花岗岩伴生，这种情况在我国华南广泛存在(Jiang et al.，2011; Chen et al.，2014)。另外，有些含铁橄榄石的A型花岗岩(Huang et al.，2011)可能与深部的石榴石花岗岩上升侵位过程中石榴石分解有关，可能的反应为：2Fe3Al2Si3O12(铁铝石榴石)=3Fe2SiO4(铁橄榄石)+2Al2SiO5(夕线石)+SiO2(石英)。
必须强调的是花岗岩侵入体的成分并不对应部分熔融的熔体成分，相对于变质岩来说，岩浆是一个更开放的体系，岩浆岩的成分不仅受到源岩、部分熔融、岩浆混合、结晶分异和同化混染等多种过程和因素的控制，同时熔体从源区抽取时会携带部分残余矿物，这些残余矿物会在熔体上升和结晶过程中发生变质反应形成新的矿物相。花岗质岩浆的结晶过程不仅包括硅酸盐熔体的结晶，也包括固态下的变质反应。因此，国外很多学者在讨论S型花岗岩的成分演化时更强调残留体的加入(White and Chappell，1977)、固态矿物(反应残余和转熔新生矿物)加入(Stevens et al.，2007; Clemens and Stevens，2012)以及岩浆混合等机制(Gray，1984; Healy et al.，2004)。但是，源区岩石发生的熔融反应与熔融程度也会影响熔体对残余物的携带能力及与围岩相互作用的程度，因此是花岗岩成分的一级控制。
熔融反应的残余物指熔融作用之后形成固态物质，包括熔融反应的反应物残余，也包括转熔反应的固态生成物(转熔相)。从本文研究来看，除了极端超高温下的铝铁镁矿物熔融外，大多数熔融反应都会使残余物的成分更贫硅，并随着SiO2降低，FeO和MgO含量升高，Na2O和K2O降低，CaO不变或降低，但Al2O3和Mg#基本不变，A/AFM稍有降低(0.33→0.30)，就是说残余物的成分在AFM图上的投影会稍微向贫铝方向移动(但仍在石榴石以上)，因此，部分熔融和熔体分离不会影响在AFM图解所预测的残余物的相平衡关系。即如魏春景和朱文萍(2016)图 7c所示，平均泥质岩在黑云母消失后的超高温条件下出现夕线石石榴石片麻岩组合，不会出现斜方辉石等。但是如果发生铝铁镁矿物熔融，残余物的成分会有明显变化。
6.3 熔体丢失行为部分熔融形成的熔体相具有很强的活动性，它可以在岩石中发生分凝作用(segregation)，形成各种混合岩中的浅色体，也可以进一步汲取(extraction)集中，形成岩浆脉体和侵入体(Kriegsman，2001; Sawyer et al.，2011)。麻粒岩相最特征、最常见的前进变质结构是发育经常围绕变斑晶分布的浅色体，变斑晶既可以作为熔融反应物，也可以是生成物(White and Powell，2010)。熔体分馏也称为熔体丢失，发生熔体丢失后剩下的以无水矿物为主的残余物形成麻粒岩。
从图 9可以看出在发生部分熔融的岩石中，无论所达到的温度有多高，岩石最后只记录固相线组合。但固相线可分为缺流体固相线和流体饱和固相线，缺流体固相线受流体丢失程度或水含量控制，其温度随着熔体丢失程度升高或水含量降低而升高，流体饱和固相线温度受矿物组合控制，与水含量无关。因此，只有经历大量熔体丢失的岩石才能记录较高的(麻粒岩相)温度，否则只会记录角闪岩相(640~670℃)组合。由此可以推论在一个高级变质区，甚至在一个野外露头上，由于熔体不均匀分布不同部位的岩石会记录不同的变质温度。因此，在麻粒岩相变质区麻粒岩组合很少大面积分布，而经常呈大小不等的块体分布在角闪岩相混合片麻岩中(如阜平-恒山地区)。无论这些麻粒岩是否具有混合岩外貌，它们实际上都代表排除了熔体之后的残余物(Fyfe，1973)。
熔体丢失表现在熔体与残余物分离或分凝(segregation)，首先形成混合岩中围绕变斑晶分布的熔体囊→与面理平行的细小脉状浅色体→与面理协调的较粗大脉状浅色体→形成切穿面理的脉体→向上运移形成花岗质侵入岩脉→汇聚成花岗岩侵入体。混合岩中的浅色体和脉体代表熔体运移通道，熔体运移过程中会发生结晶分异，致使很多浅色体具有斜长石堆晶特征(Sawyer，2001)。此外混合岩中的浅色体会混入残留体团块或矿物(包括熔融反应的反应物和转熔生成物)，熔体在冷却结晶过程中也会与附近的残余物发生物质交换。所以理论上混合岩中的浅色体可以代表熔体运移通道，但不代表熔融反应的熔体成分，存在大量浅色体的混合岩并不说明没有发生熔体丢失。由此可以推论花岗岩浆的结晶分异可以发生在熔体从源区抽取及运移过程中(即隐性结晶分异)，而不像基性岩浆那样在岩浆房和侵入体中还继续结晶分异过程(显性结晶分异)。
滞留在原地的熔体在降温过程中参于进变熔融反应的逆反应。如图 9轨迹C所示，在降温过程中会发生反应g+kf+liq=bi+sill+q，形成g+kf+bi+sill+q组合(夕线石黑云母钾长片麻岩)，这部分由熔融残余物与熔体一起形成的岩石构成混合岩中的中色体(Kriegsman，2001)。因此混合岩中的中色体并不是混合岩化过程中未改造的部分(古成体，Mehnert，1968)，而是更多地代表残留体特征。在泥质变质岩中通过黑云母分解熔融反应逆反应形成的黑云母+夕线石经常在浅色体与残留体之间形成暗色体状的带状组合体(Melanosome-like selvedges)，称为暗色体。因此混合岩中的暗色体不等于残留体，而是浅色体中的熔体与残留体之间相互作用形成的，多为角闪岩相的含水矿物集合体。
熔体丢失可以带走K2O、Na2O、SiO2、H2O等低熔组分及大量不相容元素，留下FeO、MgO、Al2O3、TiO2等难熔组分，引起体系化学组分变化，使深熔区成为完全开放体系，深熔作用是导致地壳内部物质分异(intracrustal differentiation)的重要途径(Sawyer et al.，2011)。如果熔体不分离，在温度超过900℃，泥质岩中的熔体含量会超过50%(图 1、图 9)，整体会转变成岩浆行为，不会进一步发生超高温变质作用。因此，泥质岩中超高温变质作用应发生在经过大量熔体丢失的残余物中。从图 9还可以明显看出，熔体丢失会导致钾长石稳定域增大，但不改变黑云母的稳定性。熔体丢失是导致麻粒岩相组合在升温过程中发生超高温变质，在降温过程中得以部分保存的重要条件。
综上所述，麻粒岩相岩石的矿物组合及组构特点取决于不同的进变熔融反应，不同程度的熔体丢失，以及不同程度的退变反应三种过程的综合效应(Kriegsman，2001)。利用变质相平衡的定量研究方法，如计算P-T视剖面图和T/P-X(熔体)图解可以定量模拟岩石中所发生的深熔变质反应、熔体成分变化、及熔体的丢失对变质矿物组合的影响。
6.4 ITD与IBC型P-T轨迹的岩相学标志Harley(1989)总结麻粒岩的P-T轨迹时，提出麻粒岩主要记录ITD(等温降压)型和IBC(等压冷却)型两种轨迹。对基性麻粒岩来说，ITD型P-T轨迹的岩相学标志是在石榴石周围发育斜长石冠状体，也称为‘白眼圈’；IBC型P-T轨迹的岩相学标志是在斜方辉石周围发育石榴石冠状体，也称为‘红眼圈’。泥质麻粒岩经过ITD和IBC过程，会出现怎样的岩相学标志?如图 1所示，如果岩石在850℃下发生减压(B-C-E)，在0.65GPa以上可能的变质反应包括ru→ilm，ky→sill，以及钾长石+石英熔融反应(图 3a)等，最有可能在岩相学上的反映是残留金红石和蓝晶石，或者金红石发育钛铁矿的反应边以及夕线石呈蓝晶石假象等。在0.65GPa附近发生黑云母脱水熔融：bi+sill+q=g+cd+kf+liq，形成堇青石，与石榴石一起同为反应生成物。在接续减压过程中发生钾长石-石榴石熔融反应，可在石榴石周围出现堇青石的反应冠状体(黑眼圈)。如果岩石在中-深地壳经历IBC过程(C-D)，由于滞留熔体存在会依次发生黑云母、白云母和饱和流体固相线熔融反应的逆反应，形成黑云母＋夕线石构成的暗色体状条带(Spear et al.，1999)、退变白云母(可呈变斑晶)、含白云母的浅色体以及蓝晶石等，这些逆反应或退变反应进程受滞留熔体含量控制。但可以预测的是如果某岩石在达到压力峰期之后的P-T轨迹为B-C-D，该岩石主要发育IBC型结构，即便岩石到C点时，残留一些金红石和蓝晶石，也会在缓慢的IBC过程中消耗殆尽。麻粒岩在中-深地壳层次发生等压冷却的岩相学标志是麻粒岩组合被(中压)角闪岩相组合叠加。如果岩石快速抬升至地壳浅部后冷却，P-T轨迹为B-C-E-F，岩石会发育ITD型减压结构，因为位于浅部地壳的岩石会发生快速冷却，难以发育IBC型组合。
在很多基性高压麻粒岩中(如恒山、阜平杂岩)(Zhao et al.，2000，2001; Wei et al.，2014)，ITD型和IBC型结构会出现在同一岩石中，这是因为基性高压麻粒岩在压力峰期阶段含水矿物(角闪石)基本消失，在减压过程中不会像泥质麻粒岩那样发生递进熔融(或脱水)反应，因缺少流体形成一系列由局部平衡控制的减压结构，如后成合晶和白眼圈等；在接续的IBC过程中由于来自周围片麻岩的流体渗透，导致含水矿物组合叠加。
无论是ITD型还是IBC型结构都是变质作用没有达到平衡的产物。至于为什么变质作用不能达到平衡，不外乎两个原因：(1)时间不够；(2)流体(或熔体)不够。就时间因素来说，变质反应的时间受岩石的运移速率和热传导速率控制。岩石的运移速率可以由P-T图解上P-T轨迹的斜率定性确定。如图 1所示，当P-T轨迹与压力轴平行时，运移速率最快，为绝热运移；当P-T轨迹与温度轴平行时，岩石运移速度最慢，在空间上是静止的；P-T轨迹的斜率越大，岩石运移速率越快。就流/熔体来说，如果变质反应是递进脱水或熔融反应，或者说流体和熔体是变质反应的生成物，非常有利于变质反应达到平衡，此时变质反应的流/熔体是体系内部控制的(Guiraud et al.，2001; 魏春景和崔莹，2011)。就图 1所示的P-T轨迹来说，在ITD(B-C-E)过程中如果没有达到平衡是由于岩石运移速率太快，变质反应时间不够，因为在这一过程中发生递进熔融反应，有足够熔体。如果在IBC(C-D)降温过程中变质反应没有达到平衡是由于流/熔体不够。由此可以推论经过较高程度部分熔融的岩石在缓慢冷却过程中容易发育IBC型退变结构，而熔融程度很低的岩石，特别是亚固相线下的中低级变质岩难以发育典型IBC型结构；反过来可以推论只要岩石在明显升温过程中发生脱水和熔融，产生流/熔体，就不会出现明显的不平衡结构。
变质过程中的流体可以是内部缓冲的(internally buffered)，也可以是外部渗透的(infiltration)。需要有外部流体渗透参与的水化退变质作用，明显受到流体通道控制，如易于出现于强变形域、构造裂隙或块体边部等部位；而受内部流/熔体缓冲控制的变质反应则不会受这些构造部位控制，倾向于在岩石体中均匀分布，因此二者在野外露头就很容易识别。
6.5 麻粒岩相变质过程中锆石年龄的地质意义在一个变质作用演化过程中，同位素年龄的真正意义是什么？这是一个备受关注的问题。对锆石U-Pb体系来说，目前有3种方法可以判断锆石与主要硅酸盐矿物之间的关系：(ⅰ)依据副矿物存在的特殊结构位置，推测可能引起副矿物生长的变质反应(Liu et al.，2002)；(ⅱ)依据可能揭示副矿物与主要造岩矿物之间平衡的微量元素分布型式(Rubatto et al.，2001)；(ⅲ)相平衡模拟方法，研究超固相线变质作用中锆石在熔体中的溶解与生长行为。Roberts and Finger(1997)首先以实验资料为基础半定量模拟了锆石在熔体中的溶解和生长行为，提出在等热抬升的麻粒岩中锆石的生长要晚于P-T轨迹中的压力峰期，就欧洲中部海西期Bohemian地块长英质麻粒岩来说，大多数锆石都生长于岩石从高压阶段(1.6GPa/1000℃)折返到中压阶段(0.8GPa/900℃)以后的降温过程。Kelsey et al.(2008)提出了含ZrO2的淡色花岗岩熔体模型，计算了NCKFMASHTZ体系中的P-T视剖面图，讨论了固相线以上锆石的生长、溶解与主要变质矿物演化的关系。提出高级变质岩中随着温度升高，熔体含量增加，会发生锆石溶解，反之发生锆石结晶，因此，麻粒岩中锆石生长应该发生于伴随熔体结晶的降温过程，一般不会记录麻粒岩相峰期时代(Kelsey and Powell，2011)。
我们可以利用图 1中的熔体等值线和P-T轨迹讨论变质过程中的锆石行为。假设岩石具有顺时针型P-T轨迹，其压力峰期之前的前进变质过程伴随温度和压力升高，发生递进熔融作用，至压力峰期(1.4GPa/850℃，B点)熔体含量升至约25mol%，压力峰期之后发生等温降压至C点(0.8GPa/850℃)，熔体含量升至约35mol%，如果岩石从C点开始发生等压冷却(IBC)，依次发生黑云母和白云母分解熔融及饱和流体固相线熔融反应的逆反应，最后记录固相线组合(D点)。理论上，在A→B→C→D变质过程中锆石生长只能发生在从C→D的降温过程，而升温和减压过程只能使锆石消耗，所以岩石中新生长的锆石不会记录压力峰期和温度峰期，而记录岩石P-T轨迹达到D点或固相线的时间(dating the solidus)，当然由于熔体丢失，固相线温度和相应的时间会发生变化。
究竟P-T轨迹达到固相线的时间与峰期变质时间相差多长？这与岩石所处的构造环境和构造部位有关，这种差异可表现为变质作用的P-T轨迹不同(Wei et al.，2014)。如果岩石在达到压力峰期之后发生等温抬升(ITD)到地壳浅部(如小于0.4GPa或地表)，例如从图 1中E点后发生等压冷却至F点，此时冷却退变质年龄会与峰期变质年龄相差不大，从喜马拉雅造山带的实例看，可能在10~30Ma之间，这是因为在地壳浅部岩石的冷却速度非常快。如果岩石在达到压力峰期之后发生等温抬升(ITD)至中深部地壳层(如0.8GPa)，尤其若在减压过程中伴随加热，然后再发生等压冷却，此时，退变质年龄会与峰期年龄相差很大。如果把P-T轨迹达到压力峰期的时间解释为地壳碰撞造山加厚结束的时间，那么变质岩锆石年龄可能与碰撞造山事件无关。例如我们近来对五台群云母片岩和恒山麻粒岩研究发现，与碰撞作用密切相关的蓝晶石型变质带变质年龄为~1.95Ga(Qian et al.，2013，2015)，而恒山地区麻粒岩普遍出现的~1.85Ga的变质年龄应代表麻粒岩地体的抬升冷却时间(Wei et al.，2014)，Zhang et al.(2013)利用含ZrO2体系进行P-T视剖面图模拟，结合锆石定年研究，推测恒山麻粒岩地体在1.80~1.93Ga期间，处于发生缓慢抬升冷却的中地壳伸展环境，麻粒岩的锆石年龄与碰撞造山事件相差超过100Myr。Harley(学术报告)总结南极Napier杂岩的变质历史发现以等压冷却为特征的超高温变质作用持续超过90Myr(2585~2495Ma)，从850℃冷却到750℃持续了40Myr(2480~2440Ma)，至2350Ma时，温度仍然超过650℃，也就是说Napier杂岩在长达230Myr的时间内维持在固相线以上的高温-超高温条件。Jamieson and Beaumont(2011)以格林维尔造山带为基础，利用GO-ST87模型进行数值模拟表明在热造山带核部可以遭受长期埋藏和加热并长期出现角闪岩相和麻粒岩相条件下的塑性流动，可以持续>100Myr。此时，峰期变质作用年龄难以确定，因为它不对应任何特定的热和构造事件，但可以利用中温定年方法获得折返和冷却年龄。
从P-T轨迹与地壳加厚造山过程的关系来看，从升温升压达到压力峰期，然后经历ITD至某一地壳层次，反映从地壳加厚到折返的完整造山演化过程，标志造山演化结束。接续发生的IBC过程以及这些经历IBC过程岩石的抬升应归结于新的构造事件，与前一造山过程无关。这一点对研究华北克拉通古元古造山带的演化非常重要。
6.6 麻粒岩相条件下的流体行为多数研究认为麻粒岩相变质过程中水活度较低，如小于0.4，时常在0.01~0.2之间(Harley，1989)。由于许多麻粒岩(包括紫苏花岗质岩)中出现富CO2流体包裹体(Pichamuthu，1960; Janardhan et al.，1982; Newton，1992; Newton et al.，1980，1998)，很多学者认为大量CO2流体渗透使岩石中水活度降低，促进脱水反应，形成无水矿物组合。由此，Newton et al.(1980)提出碳变质作用(Carbon metamorphism)的概念。富CO2流体可以来源于变质岩区含碳矿物的分解，但更重要的是来源于地慢，由大规模侵位到地壳深部的玄武质岩浆结晶释放出来。但也有人研究认为麻粒岩相岩石中的CO2流体包裹体是麻粒岩相变质后捕获的(Lamb and Valley，1984; Lamb et al.，1987; 刘树文，1995)，也有些人认为CO2流体渗透只发生在侵入体周边或构造带附近的局部地区，不具有区域意义(Frost and Chacko，1989; Santosh et al.，1991; Clemens，1993; Battacharya and Sen，2000; Frost and Frost，2008)。
如前所述，多数岩石在麻粒岩相条件下都会发生部分熔融，当熔体出现之后，岩石中的水流体存在于熔体相中，不再出现独立的流体相。此时水活度小于1.0，并且随着熔体含量增加，水活度降低。实验和相平衡计算表明，如果岩石从饱和水固相线开始熔融，矿物与熔体始终处于平衡状态，矿物之间的平衡关系比较接近于假设水活度等于0.8~0.9时的结果(Vielzeuf and Schmidt，2001; Pitra et al.，2010)，排除熔体的无水矿物组合就是麻粒岩相，其水活度非常低。从这一角度来说，水活度低是麻粒岩相变质作用的结果，而不是条件。所以一般把变质作用理解为在饱和水的岩石中通过脱水熔融作用使岩石变干的过程(Spear，1995)。
现有的实验岩石学和热力学模拟都证明在麻粒岩相温压条件下由含水矿物脱水熔融反应形成自然界观察到的低水活度的麻粒岩相组合，无需考虑CO2的影响。麻粒岩相岩石出现富CO2流体包裹体的原因还需要其他解释。
当然，对某些缺水岩石如早期麻粒岩和侵入岩等，其固相线可能高于麻粒岩相变质温度，岩石的变质作用仍由流体行为控制，但这种缺水岩石的变质作用并不以脱水反应为特征，也无需考虑CO2的影响。
6.7 多期麻粒岩相变质作用很多麻粒岩相区出现多期麻粒岩相变质作用。例如陈曼云和李树勋(1996)在冀东迁安-遵化一带划分出3期麻粒岩相变质作用，Geng et al.(2006)认为麻粒岩相变质作用发生在TTG岩石侵位(2.49~2.55Ga)同时或稍后，Nutman et al.(2011)测定麻粒岩相变质年龄为2503±5Ma，Duan et al.(2015)研究表明冀东太平寨地区侵入到新太古代麻粒岩和片麻岩的基性岩墙在1.82Ga遭受了高压麻粒岩相变质作用。Liu et al.(2009，2014)提出东南极埃默里地区可能存在太古宙/古元古代、格林维尔期和泛非期多期(麻粒岩相)变质事件。在同一变质地区出现多期(≥2)麻粒岩相变质作用总是有些令人费解：一是为什么晚期麻粒岩相变质高温不能完全改造使早期矿物组合？二是为什么晚期麻粒岩相条件能够改造一个已经存在的麻粒岩相组合？根据流体行为，可将麻粒岩变质作用分为两种情况：
流体饱和岩石的麻粒岩变质作用 如前所述，在亚固相线下流体饱和岩石变质熔融作用从饱和水固相线开始，最早形成流体饱和熔体，然后依次发生含水矿物的脱水熔融和无水矿物熔融，形成流体不饱和熔体，熔体分离后的残余物形成麻粒岩，这一过程中流体来自含水矿物分解，并进入熔体，受体系内部控制，是内部缓冲的。这种岩石通过递进熔融反应在温度峰期形成一组平衡矿物组合，难以保留峰期之前的信息，在降温或抬升过程中由于滞留熔体及流体影响，发育不同程度的退变质作用，形成ITD型和IBC型退变结构。
流体不饱和岩石的麻粒岩相变质作用 如以无水矿物组合为特征的麻粒岩和侵入岩等流体不饱和岩石在前进变质过程中不发生变质反应，原岩矿物组合以亚稳定状态存在，直到岩石中达到流体饱和(包括注水，和温度升高到使原来流体不饱和的岩石变成流体饱和)时的温压条件才开始发生变质反应(Guiraud et al.，2001; 魏春景和崔莹，2011)。如图 9所示，X熔体=0.48的岩石升温时发生过程-I中的5类熔融反应，而X熔体=0.1岩石的矿物组合g+bi+ky+kf在升温过程中(不排除ky→sill)会一直存在到820℃，达到缺流体固相线时发生部分熔融。这就是为什么有些变质辉长岩在麻粒岩相，甚至超高压变质相中可以保留原始岩浆结构的原因(Zhang and Liou，1997; Duan et al.，2015)。在这种流体不饱和的岩石中，新生变质矿物(多颗粒细小)常出现于原来粗大矿物颗粒边缘，形成各种细粒交生体或反应冠状体，如在变质基性岩中形成‘红眼圈’结构，反映岩石在升温升压前进变质过程中未达到平衡，不一定代表IBC过程(Wei et al.，2014)。从这一角度来说，已存在的麻粒岩很难被后期麻粒岩相改造，除非后期麻粒岩温度远高于早期。但是这种流体不饱和岩石的变质作用受外部注入(infiltration)流体控制，流体活动又与岩石变形密切相关。如果晚期麻粒岩相变质叠加早期麻粒岩相组合发生在强应变域，流体容易达到饱和，会使早期麻粒岩相组合完全改造，形成平衡的晚期麻粒岩组合；如果麻粒岩相叠加在弱应变域，会大量保存早期矿物组合，晚期矿物表现为反应冠状体或细粒交生体；而在一些应变非常弱的区域，也可能完全保留早期矿物组合。这样从整个变质地区来说，既可以出现发育一期麻粒岩相组合的岩石(或者早期，或者晚期)，也可以出现多期矿物组合的岩石。因此，需要进行详细的野外地质观察、构造形迹测量及定年，才能确定变质、变形关系与时代。
7 结论(1) 利用相平衡研究方法可定量计算高级变质岩中的变质深熔反应、熔体行为、以及熔体与残余物的成分变化等，这对研究花岗岩的成因非常重要。
(2) 泥质岩升温熔融过程中可发生5种熔融反应：饱和水固相线、白云母分解、黑云母分解、钾长石+石榴石和铝铁镁矿物熔融，后两种熔融反应主要发生在超高温条件下。减压过程中的熔融反应受减压温度控制，如在麻粒岩相(如850℃)减压可发生钾长石熔融、黑云母熔融和钾长石-石榴石熔融反应；在高角闪岩相(如750℃)减压主要发生白云母脱水熔融和钾长石熔融；在超高温麻粒岩相(如950~1000℃)减压，主要发生钾长石-石榴石熔融和铝铁镁矿物熔融。这些熔融反应主要为滑动转熔反应，少数为滑动共熔反应。
(3) 熔体成分受原岩、熔融反应和P-T条件控制。平均泥质岩在高角闪岩相发生的饱和流体固相线熔融和白云母脱水熔融形成的熔体为弱过铝的(A/CNK <1.1)奥长花岗岩和二长花岗岩；在麻粒岩相发生的黑云母脱水熔融和钾长石熔融形成的熔体具有强过铝的二长花岗岩成分，可形成黑云母和二云母花岗岩；在中压超高温发生的钾长石-石榴石熔融和铝铁镁矿物熔融形成强过铝的二长(钾长)花岗岩成分的熔体，可形成石榴石花岗岩；在低压超高温下发生的铝铁镁矿物熔融可形成堇青石花岗岩。变质泥质岩中熔体分离会使残余物贫斜长石组分，使熔体成分贫钙富钾，向A型花岗岩演化，因此易于形成S型与A型花岗岩共/伴生分布。除了极端超高温下的铝铁镁矿物熔融外，其它熔融反应都会使残余物的成分更贫硅，贫Na2O和K2O，富FeO和MgO，但Al2O3和Mg#基本不变，A/AFM稍有降低。
(4) 高温-超高温深熔岩石中只发育降温过程形成的固相线组合，但固相线的类型与温度取决于熔体的丢失行为。在不丢失熔体或者获得熔体的岩石中，岩石最后只记录流体饱和固相线组合；发生熔体部分丢失的岩石会记录缺流体固相线组合，熔体丢失越多，缺流体固相线的温度越高；发生全部熔体丢失的岩石可记录岩石所达到的最高温度。因此，在一个麻粒岩相区，甚至一个野外露头上不同部位的岩石记录不同的P-T条件。熔体丢失是导致麻粒岩相组合在升温过程中发生超高温变质，在降温过程中得以部分保存的重要条件。
(5) 麻粒岩在经历ITD型和IBC型P-T轨迹演化过程时由于变质作用未达到平衡会发育相应的结构特征。高压泥质麻粒岩在经历ITD型变质演化过程由于发生递进熔融作用，变质反应易于达到平衡，但如果减压速度快并使岩石直接抬升到地壳浅部，会出现一些ITD型结构标志，如残留金红石、蓝晶石，或在石榴石周围出现堇青石的反应冠状体等。高压泥质麻粒岩抬升至中、深地壳冷却，由于其中有滞留熔体易于发育IBC型结构特征，表现为麻粒岩组合被(中压)角闪岩相组合叠加，在泥质岩中出现黑云母＋夕线石构成的暗色条带，或者出现退变白云母和含白云母的浅色体。亚固相线条件下的中、低级变质岩由于缺少流体难以出现ITD型结构。
(6) 高级变质岩中随着温度升高，熔体含量增加，会发生锆石溶解，只有在降温过程中发生锆石结晶。因此，麻粒岩中锆石只记录温度降到固相线及以后的年龄，一般不会记录麻粒岩相峰期时代。究竟锆石年龄与变质作用压力峰期相差多久取决于岩石的P-T轨迹，如果岩石在抬升过程中伴随降温穿越固相线，或着发生等温抬升(ITD)到地壳浅部，退变质年龄会与峰期变质年龄相差不大(10~30Myr)；如果发生等温(或加热)降压抬升至中、深地壳后发生等压冷却(IBC)，退变质年龄会与峰期年龄相差很大，变质岩锆石年龄可能与碰撞造山事件无关。
(7) 在发生部分熔融的岩石中，当熔体出现之后，岩石中一般不会存在独立的流体相，水流体活度小于1.0，并且随着熔体含量增加，水活度降低，麻粒岩作为排除部分熔体的残余物，其水活度更低。从这一角度来说，水活度低是麻粒岩相变质作用的结果，而不是条件。CO2流体注入不会是影响麻粒岩相变质作用主要因素。
(8) 多期麻粒岩相变质叠加受流体行为控制。在亚固相线下流体饱和岩石变质熔融作用从饱和水固相线开始，然后依次发生含水矿物的脱水熔融和无水矿物熔融，这一过程中流体是内部缓冲的，在麻粒岩相温度峰期形成一组平衡矿物组合，难以保留峰期之前的信息。流体不饱和岩石(如已形成的麻粒岩或岩浆侵入体)变质作用受外部注入流体控制，与构造变形密切相关。如果发生两期麻粒岩相变质叠加变质，在强应变域会形成晚期麻粒岩组合；在弱应变域，会出现两期麻粒岩组合，其中晚期矿物表现为反应冠状体或细粒交生体；而在一些应变非常弱的区域，可能只保留早期矿物组合。
致谢 感谢吴春明教授对撰写本文的鼓励和支持，并审阅原稿；感谢李显伟同学和陈亚平同学协助计算部分相图及熔体成分；感谢王伟博士和张晋瑞同学阅读原稿并指出文中错误。| [1] | Barbarin B. 1996. Genesis of the two main types of peraluminous granitoids. Geology, 24(4): 295-298 |
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