区域变质作用常发生在特定的构造部位，通过变质作用演化特点的研究可以追索变质岩系在变质作用发生的过程中所处的构造环境。板块构造学说提出以后，变质作用的形成和演化与板块离散、俯冲、碰撞等机制联系日益紧密(Smish, 1984; Bucher and Frey, 1994; Barker，1998; Brown, 2001; 张立飞，2007)。中国大陆是由一些差异克拉通化的大小块体通过多时代的造山带(或称褶皱系)连接在一起的。其中华北、塔里木和华南三个陆块最为重要，这三个陆块克拉通化前有各自的演化历史，记录了不同的陆壳形成、生长、稳定化过程，随后这三个克拉通与周边块体(造山带)的相互作用, 最终形成了现今的中国大陆(Zhai，2013)。不论是三个古老陆块的形成过程，还是这三个古老陆块与周围造山带的相互作用都伴随有不同类型的区域变质作用，因此通过变质作用的演化可以追索古老陆块的形成以及中国大陆的形成过程。

本文在1∶500万中国变质地质图编制的基础上，系统总结了中国主要区域变质带与大陆形成与演化的关系，试图揭示变质作用与大陆地壳的形成演化的相互关系、建立中国变质作用的时空演化规律及其大陆动力学机制之间的关联。

1 中国变质岩系的时空分布

中国变质岩系分布广泛，西起喀喇昆仑，东南到台湾岛；北从阿尔泰山、黑龙江畔南至海南岛，西南至云南三江都有不同时代的变质岩系出露。粗略统计，变质岩系出露面积约占国土陆地面积的五分之一，时代跨度从始太古代一直到中新生代。中国早前寒武纪中深变质岩系更是十分发育，多数组成克拉通的古老基底，不同时代和不同类型的变质岩系大都与造山作用密切相关。根据变质岩系的原岩组成、变质作用特征、变质作用时代等可将中国的变质岩系划分为变质地区、变质地块和变质地带三级变质单元，其中一级变质单元(变质地区)9个，二级变质单元(变质地块)27个，三级变质单元(变质地带)83个，各变质单元的分布见图 1。根据变质作用发生的时间可以将中国变质岩系划分为中太古期、新太古期、古元古期、中元古期、新元古期、兴凯期(泛非期)、加里东期、华力西期、印支期、燕山期和喜马拉雅期等11个变质作用期，各变质作用期所形成的变质岩系的分布如图 1所示。

2 形成古老陆块的区域变质作用

太古宙的变质岩系在华北、塔里木和华南克拉通均有分布，由于后期强烈的变质变形改造，塔里木和华南克拉通出露的相对较少，华北克拉通出露较多。华北克拉通也称为华北陆块，尽管与世界其它克拉通相比面积相对较小，但是由于其具有约3.8~4.1Ga的漫长历史，经历了复杂的多阶段构造演化(Goodwin, 1991; Windley, 1995; Rogers and Santosh, 2003；Zhao et al., 2005; Zhai, 2011), 记录了几乎所有的地球早期发生的重大地质事件(Zhai and Santosh, 2011；Zhai，2013), 因此受到国内外地质学家的关注，也是讨论中国早期变质作用的重点。

2.1 古老变质作用的年代学记录

在华北克拉通西南缘(北秦岭西段)奥陶纪草滩沟组火山碎屑岩中曾发现捕获的4079±5Ma岩浆锆石，同时发现有4007±29Ma和3751±30Ma的变质锆石 (第五春荣等，2010)。最近在华夏地块武夷山地区龙泉岩群的云母石英片岩中发现了两颗冥古宙的碎屑锆石，其中1颗锆石发育核幔边结构，核部的岩浆锆石年龄为4148±8Ma，锆石幔部的Th/U比值≤0.05属于变质成因，其中1个分析点的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄为4063±15Ma (Th/U=0.05), 这是中国最古老变质作用的年代学记录(Xing et al., 2014；邢光福等，2015)。尽管仅根据锆石的年龄无法推断变质作用的条件，但至少说明在冥古宙期间部分地区已经具有相当规模面积和相当厚度的地壳，具备了发生区域变质作用的条件。

华北克拉通最古老岩系是在辽宁鞍山等地出露的始太古-中太古代TTG岩系，主要由奥长花岗质片麻岩、石英闪长质片麻岩和花岗岩等组成，其最大年龄达3.8Ga(Liu et al., 1992；Song et al., 1996；Wan et al., 2005, 刘敦一等，2007)。该变质岩系的主体分布在辽宁鞍山一带，其中残留有古太古代变质表壳岩，称为陈台沟表壳岩，由斜长角闪岩、黑云变粒岩、黑云斜长片麻岩、直闪石铁英岩、直闪石石英岩等组成，原岩主要是一套基性和酸性火山岩以及不纯硅铁质化学沉积岩，岩层的主体变质已达角闪岩相，部分已退变为绿片岩相，原岩时代为3300Ma，属古太古代。这些岩石经历了漫长的演化历史，早期变质的矿物组合已经很难确定，但在3.77Ga的条带状奥长花岗岩中获得有3.56Ga的变质年龄，在一些古太古代片麻岩中获得有3.0~3.3Ga的变质年龄(Wan et al., 2012；董春艳等，2013)。这些资料表明，在古太古代期间鞍山地区的TTG岩系及陈台沟表壳岩曾经历过多期的变质改造，尽管早期变质的矿物组合、变质的温度压力条件、变质作用发生的构造背景已很难追溯，但是锆石原位定年的结果揭示了鞍本地区古太古代的岩系在古太古代期间曾发生过变质改造。一些作者根据TTG片麻岩的地球化学特征，推断鞍本地区3.5~3.6Ga的TTG片麻岩形成时的地热梯度>30℃/km (Wan et al., 2005)；有的作者推断鞍山地区古太古代的奥长花岗质片麻岩的岩浆源区的温度条件为950~1000℃，压力可以达到1.3~1.4GPa(Wang et al., 2015a)。这样的地壳地热梯度和岩浆源区的温度压力条件，说明古太古代期间鞍本地区已经具有相当的地壳厚度，具备了发生区域变质作用的条件。

2.2 新太古代的变质作用与地壳增生和再造

大量的全岩Sm-Nd模式年龄和锆石Hf的模式年龄揭示2.7~2.8Ga是华北克拉通最主要的地壳增生时间(Wu et al., 2005；Geng et al., 2012)，并且在鲁西地区既有厚层基性火山岩，又有较广泛的TTG片麻岩(Jahn et al., 1988; 杜利林等, 2003, 2010; 陆松年等, 2008; Wan et al., 2011)。在胶东地区也出露许多同时代的片麻岩及表壳岩(Jahn et al., 2008；谢士稳等, 2015；王惠初等, 2015)。在中部带的河南鲁山地区有2838~2845Ma的基性火山岩，也有2829~2832Ma的TTG片麻岩形成，它们都经历了2.77Ga的变质改造(Liu et al., 2009a)。中部带的赞皇地区、阜平地区、恒山地区、中条地区，西部陆块的阴山地区也陆续发现有2.7~2.8Ga的TTG片麻岩(Guan et al., 2002; Kröner et al., 2005a, b；董晓杰等，2012；马铭株等，2013；Yang et al., 2013; Zhu et al., 2013; 路增龙等，2014; Jahn et al., 2008)，进而证明2.7~2.8Ga是华北陆块最主要的地壳增生时期。在华北陆块南缘的河南鲁山地区，英云闪长岩和角闪岩形成于2830~2845Ma期间，变质锆石形成于2638~2792Ma期间。值得注意的是变质锆石中有单斜辉石、角闪石、斜长石和石英的包体，这些包裹体矿物被认为是在早期变质阶段形成的(Liu et al., 2009a)。由此可以推断在大规模地壳增生过程中伴随有较广泛的中高温区域热流变质作用，由于单斜辉石的出现，其变质程度至少应在高角闪岩相。在鲁西含十字石榴黑云石英片岩变质锆石的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb加权平均年龄为2643±32Ma，代表了新太古代早期的变质作用时代。其多数变质锆石的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值小于0.001，锆石变质边部的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值皆高于核部岩浆锆石的¹⁷⁶Lu/¹⁷⁷Hf比值，反映变质过程中Lu-Hf同位素之间发生了分异(杜利林等，2010)。造成Lu-Hf同位素分异也表明这一阶段变质作用的温度条件较高。

在2.8~2.7Ga大规模的地壳增生之后，新生的地壳在2.55~2.50Ga发生了明显的再造，形成了华北克拉通大规模的TTG片麻岩和花岗质片麻岩，同时在一些地区形成了具有类似绿岩带特点的表壳岩系，这是一次最重要的地壳再造事件。几乎与大规模TTG片麻岩和花岗质片麻岩形成的同时华北陆块发生了广泛的区域变质作用。以TTG片麻岩为主(包含少量表壳岩)的一些高级变质地体多经历了麻粒岩相的变质改造，如冀东地区、辽北清原地区、辽西建平地区、山东沂水地区、内蒙古西乌兰不浪等地区。在这些高级变质地区变质峰期的变质温度一般达800~850℃或更高，压力达0.5~0.9GPa，P-T轨迹为逆时针型(图 2)，属于中压麻粒岩相。而一些花岗绿岩带变质程度则相对较低，多为绿片岩相到角闪岩相, 如鲁西地区、鞍本地区、冀东的青龙地区、山西的五台地区等。在这类地区变质峰期的温度为550~700℃，压力为0.45~0.85GPa，属于中低压绿片岩相-角闪岩相变质。这一阶段的变质作用通常具有以下一些特点，一是不论高级区还是类似的花岗-绿岩带变质演化通常具有逆时针的P-T演化轨迹，二是变质作用的时代与TTG片麻岩形成时代非常接近(Grant et al., 2009; Yang et al., 2008)，三是这期变质作用普遍伴随有深熔作用和混合岩化作用，四是不论是东部陆块、西部陆块这一阶段的变质演化特点非常类似。特别是逆时针的变质演化轨迹和区域上面状的广泛分布特点很难用线状构造热体制(造山带)解释，构造上以卵形构造最为特征(李三忠等，2015a)。所以根据新太古代末期变质的特点，本文认为，华北克拉通在太古宙晚期处于地幔柱构造热体制下，底侵基性岩浆产生的大量热导致先存中下地壳的部分熔融，形成深熔系列的正片麻岩(包括钾质花岗岩)，同时大量的热源使中下地壳岩石发生区域变质改造。在这种构造热体制下，由于深熔岩石母岩成分的差异可以近于同时产生不同成分的正片麻岩。并且由于热向上传导，在已存地壳和刚形成的片麻岩可以很快经历区域变质改造。因此，地幔柱底侵的构造热体制是导致华北克拉通在新太古代末-古元古代初形成的根本机制(耿元生等，2010)。

在华南克拉通的黄陵地区也出露有形成年龄在3.2~2.8Ga的高级变质地体，其主要由闪长质-英云闪长-奥长花岗质-花岗闪长质片麻岩(DTTG)和花岗质片麻岩组成, 其次为变沉积岩、斜长角闪岩及少量基性麻粒岩等组成的表壳岩系(Qiu et al., 2000；Gao et al., 2001, 2011; Zhang et al., 2006a；Chen et al., 2013; Guo et al., 2014, 2015; Li et al., 2014)。变沉积岩主要为含或不含石墨的条带状黑云变粒岩和片麻岩, 并发育石榴夕线石英(片)岩、石榴夕线黑云片麻岩等富铝岩石、石墨片岩、大理岩、钙硅酸岩、石英岩及磁铁石英岩等, 显示出孔兹岩建造特征。该区变泥质岩石经历了三个阶段的变质演化，M1阶段的共生组合为Bt+Ms+Chl+Pl +Qtz，变质温度在400~550℃之间，属于较低温的绿片岩相；M2阶段典型的共生组合为And+St+Alm+Bt+Ms+Pl+Qtz，变质温度在520~ 580℃之间，压力在0.3~ 0.5GPa之间，属于低角闪岩相变质；M3阶段特征的变质矿物组合为Sil+Alm+Pl+Qtz，变质温度为640~700℃，变质压力在0.3~0.5GPa，由于局部见有麻粒岩，这一阶段属于高角闪岩相-麻粒岩相。三个阶段的变质作用条件反映了一个递进的变质演化过程(卢良兆等，1996)。在斜长角闪岩中有2.7~2.8Ga和2.55Ga两期变质锆石(魏君奇和王建雄, 2012; Li et al., 2014)，显然它们经历了新太古代两期变质改造，至于孔兹岩系逆时针的变质演化是哪一期形成的目前还没有确切的证据。这种逆时针的变质演化轨迹与华北陆块的新太古代晚期麻粒岩地体的变质特点非常类似，所以本文倾向于它们至少经历了新太古代晚期的变质作用改造。也有作者认为这套孔兹岩系主要经历了古元古代的变质改造(Yin et al., 2013)。但古元古代晚期的变质作用多具有顺时针的P-T演化轨迹(见下文)，与早期逆时针的演化轨迹明显不同。因此，这套岩石很可能经历了新太古代和古元古代两期变质改造。在华南克拉通，除了崆岭地区出露有古太古代-新太古代的地质体之外，近些年在湖北钟祥的胡集、华南克拉通北缘的陡岭杂岩、鱼洞子杂岩中都发现有新太古代的正片麻岩(Wang et al., 2013；Hu et al., 2013; Wu et al., 2014; 张欣等，2010)，表明扬子陆块的新太古代地体出露范围应该比较广泛。值得注意的是在鱼洞子杂岩花岗岩的变质锆石中获得了2647±65Ma (n=9)年龄(张欣等, 2010)、陡岭群的黑云斜长片麻岩变质增生的锆石边部获得了2460±21Ma (MSWD=0.29, n=4)的变质年龄(Hu et al., 2013)，表明它们也经历了新太古代晚期-古元古代初期的变质改造。但是这些地区相应的变质沉积地层的研究还很薄弱，需进一步研究。

在塔里木克拉通的库鲁克塔格地区、阿尔金山阿克塔什塔格地区以及敦煌地区都出露有中太古代到新太古代的TTG片麻岩和少量的表壳岩(Hu and Rogers, 1992; Hu et al., 2000; 郭召杰等，2003；胡霭琴和韦建刚，2006；陆松年，1992；Long et al., 2011)。在库鲁克塔格地区这些太古宙的岩石多经历了高角闪岩相的变质改造，混合岩化发育。在阿尔金山及敦煌地区，部分太古宙的岩石经历了麻粒岩相的变质改造，变质温度为682~889℃，变质压力为0.75GPa(陆松年等, 2006; Lu et al., 2008)，属于中压麻粒岩相，与华北陆块新太古代晚期麻粒岩地体的变质条件类似。目前还没有塔里木克拉通内太古宙变质作用更详细的资料，需要进一步研究。

上述资料表明不论是华北、塔里木还是扬子克拉通古老的变质基底都经历了新太古末-古元古代初的变质作用改造，后两个克拉通基底的变质作用研究还较薄弱。但是根据华北克拉通相关变质作用及岩浆作用的研究以及相关克拉通的有关信息，可以推断在新太古代末-古元古代初古老陆块基底经历了较高级的变质作用改造，这一阶段的变质作用特点是，通常与岩浆作用紧密相随，具有逆时针的演化轨迹，表明新太古代末-古元古代初是中国古老大陆地壳的重要生长改造期，同时在岩浆作用之后通常伴随有较高级的变质作用改造。

2.3 与哥伦比亚超大陆会聚有关的古元古代晚期的变质作用

古元古代晚期的变质事件对于华北、华南和塔里木克拉通的形成都具有非常重要的意义。通过新太古代末期的构造-岩浆-变质热事件，在华北形成了一些微陆块或克拉通的雏形，经过2.45~2.3Ga的构造岩浆静寂期后，从2.3Ga开始在克拉通雏形内部或边缘发生了大规模的裂解事件(翟明国和卞爱国，2000; Zhai, 2011)，或者在东部陆块、西部陆块及阴山陆块间的洋盆开始发育(Zhao et al., 2005, 2012; 李三忠等，2015b)。在华北克拉通北缘沉积了一套富铝的孔兹岩系，在华北中部、南部形成了以滹沱群、甘陶河群和中条群等为代表的火山沉积岩系，2.15~1.94Ga期间，在辽宁-胶北形成了以辽河群和粉子山群为代表的火山沉积岩系(Li and Zhao, 2007)。有的研究者将这三套组合称为三个活动带(Zhai, 2011, 2013)。其中的火山岩岩石通常具有双峰式特点, 具有裂谷的岩石组合性质, 部分岩石显示了岛弧的特点。岩石在1.95~1.80Ga 期间经历了两期变质作用(局部麻粒岩相)，有造山后的花岗岩侵入。

华北克拉通北缘变质孔兹岩系在西段的贺兰山-千里山地区见有中低压麻粒岩(Zhao et al., 1999)和高压泥质麻粒岩(Yin, 2010；Yin et al., 2011; 周喜文等, 2010)，在中-东段的大青山和集宁及其相邻地区见有高压基性麻粒岩，而在大青山东坡和集宁的土贵乌拉和和林格尔地区见有具假蓝宝石+石英组合和尖晶石+石英组合，变质温度达到950~1000℃的超高温泥质麻粒岩(Guo et al. 2012; Santosh et al., 2006, 2007a, b, 2009a, b, 2013; Santosh and Kusky, 2010; Tsunogae et al., 2011; 刘守偈等，2008；Liu et al., 2012a)。现有的同位素年代学数据显示，华北北缘孔玆岩带在1950Ma前后经历了高压/中低压的麻粒岩相变质，在1920Ma左右大青山东坡和集宁地区孔兹岩系中富铝的泥质岩石遭受到超高温麻粒岩相改造。1920Ma的变质向西可以延伸到千里山地区，但是该地区未发现超高温的泥质麻粒岩。

孔玆岩带内中压/高压麻粒岩的变质演化轨迹均显示出等温降压的顺时针轨迹(图 3a，c)，其中超高温泥质麻粒岩由于起始的温度压力不同变质作用演化轨迹有所区别，但都经历过较快速的降温过程 (图 3b)，它们是在不同变质条件下连续发展过程中形成的。另外在中部带的承德-恒山也出露一些高压麻粒岩(以石榴基性麻粒岩为主)，它们也具有顺时针的变质演化轨迹(图 3c, d)。赵国春(2009)和Zhao et al.(2005)提出，华北克拉通北缘孔玆岩带是由阴山陆块与鄂尔多斯陆块在1950Ma左右相互碰撞、地壳加厚，导致了高压麻粒岩相变质作用；在地壳回返过程中，1920Ma左右地幔上涌带来的热源导致超高温麻粒岩相的变质。同时，有的作者提出在华北北缘存在古元古代的内蒙-冀北造山带(Kusky et al., 2007a, b)，华北中部造山带与内蒙孔兹岩高温麻粒岩带在古元古代相向俯冲碰撞的模式(Santosh et al., 2007b)。这些构造模式的一个基本出发点是将鄂尔多斯作为太古宙的基底，但最近对鄂尔多斯盆地深部钻孔岩芯的研究显示，鄂尔多斯盆地深部出露的岩石主要是古元古代岩石(Hu et al., 2012；Wan et al., 2013；Zhang et al., 2015a)，其中部分钻孔显示它们与北缘出露的孔兹岩系基本一致。如果鄂尔多斯盆地深部主要是古元古代的岩石，那么它们就可能与北部的孔玆岩带等古元古代的岩石总体呈面状分布。只是贺兰山-千里山-大青山的岩石出露地表，而鄂尔多斯地区的古元古代的岩系被深埋地下，其上被寒武-奥陶纪和中生代地层所覆盖。阴山陆块与鄂尔多斯陆块碰撞之说成了疑问，需要进一步深入研究。

中部带(Zhao et al., 2002, 2005)内的古元古代变质的杂岩包括含有高压基性麻粒岩的承德变质杂岩、怀安变质杂岩、恒山变质杂岩，以及不含高压基性麻粒岩的阜平湾子群、中条群、赞皇群等。北部含有高压基性麻粒岩的变质杂岩在古元古代晚期(~1.85Ga)发生了高压麻粒岩相变质，许多高压基性麻粒岩保存了Grt(高Ca核部)+Pl+Cpx+Qtz的高压麻粒岩相矿物组合(M1)，Grt+Pl+Cpx+Opx+Qtz的中压麻粒岩相矿物组合(M2), Opx+Cpx+Pl+Qtz的低压麻粒岩相组合(M3)和Hbl+Pl的角闪岩相矿物组合。高压基性麻粒岩的峰期温度一般在780~850℃，压力达1.3~1.5GPa。变质过程组成的P-T轨迹显示为顺时针轨迹，峰期后显示近等温降压，之后为降温降压(图 3d)。这个带南部古元古代的变质岩系，尽管不含高压基性麻粒岩，但是在古元古代晚期经历的变质作用同样具有顺时针的P-T轨迹(蒋宗胜等, 2011; Lu et al., 2013, 2014; Wang et al., 2014; Chen et al., 2015) 。

胶-辽-吉活动带以辽宁的辽河群，吉林南部的老岭群、集安群及胶北地区的荆山群为代表。胶-辽-吉活动带是在新太古代活动大陆边缘基底上发育的裂谷系(李三忠等, 2003), 其中在辽宁和吉林地区主要由火山岩、碎屑岩、大理岩等组成，其中含有硼矿和菱镁矿。尽管对于该活动带内不同地区古元古代地层的划分、对比及形成环境还存在不同认识。但是这些岩系都经历了古元古代末期(~1.85Ga)的区域变质作用改造，北辽河群、老岭群及粉子山群的变质P-T-t轨迹(图 4)表明，它们在碰撞期间出现快速升温升压，温度压力同时达到峰期之后经历了快速减压、缓慢降温的过程。而南辽河群、集安群及荆山群的p-T-t轨迹则表明在进变质阶段升压幅度较小，温度有较大幅度升高，峰期之后它们都经历了近等压的快速降温过程。同一个活动带不同部位变质作用演化的差异反映了它们在变质作用发生时处于不同的构造部位，有的研究者认为两种形式的P-T轨迹构成了双变质带，反映了古元古代晚期的碰撞造山过程(赵国春，2009)。近年的研究表明，胶北地区的荆山群中部分变泥质岩石和基性岩经历了麻粒岩相的变质改造，变质峰期温度压力可以达到T=780~890℃、P=1.31~1.51GPa (Tam et al., 2012a, b; Liu et al., 2013), 都具有顺时针的P-T演化轨迹(Liu et al., 2013; Tam et al., 2012a, b, c; 刘文军等，1998; Zhou et al., 2004; 周喜文等, 2007; 王舫等，2010)。

华北克拉通内三个古元古代活动带的变质演化历史反映了裂谷盆地俯冲-碰撞的演化历史，这个构造过程可能代表了规模有限的初始板块构造(李三忠等, 2015a, b), 即构造机制与板块构造相似, 但是规模要小得多(Zhai, 2011, 2013)。古元古代的造山运动是华北克拉通前寒武纪演化的关键地质事件之一。

古元古代晚期的构造热事件在华北陆块表现最为完整，虽然在华南克拉通、塔里木克拉通这期构造热事件没有以完整的活动带或造山带的形式表现出来，但是也可以从古老岩系或古元古代的变质岩系中发现这期变质作用留下的痕迹。

在华南克拉通西北缘出露的后河杂岩下部的混合片麻岩中的斜长角闪岩以普通角闪石+斜长石为主，偶见次透辉石和紫苏辉石残晶，因此其早期可能经历了麻粒岩相的变质改造, 之后经历了角闪岩相的退变质(何大伦等，1995)。锆石原位定年揭示这套岩石形成于2081±9Ma左右(Wu et al., 2012), 而不整合覆盖在后河杂岩之上的浅变质的火地垭群形成时代为中元古代早期(Ling et al., 2003)。因此，可以认为后河杂岩早期的麻粒岩相变质和角闪岩相的退变质应发生在古元古代晚期，但其变质演化特点和反映的构造背景还需进一步研究。在华南克拉通北部的崆岭地区，其中的孔兹岩系以往认为属于太古宙(Qiu et al., 2000), 近年在其中发现了少量的2.1~2.2Ga的碎屑锆石，从而认为其形成于古元古代(Yin et al., 2013)。其中的高压基性麻粒岩、石榴角闪岩和变泥质岩的变质过程都具有顺时针的P-T轨迹(图 5; Yin et al., 2013; Wu et al., 2009)。大量数据表明崆岭地区的太古宙-古元古代变质岩系经历了古元古代晚期(1.9~2.0Ga)的岩浆变质事件改造(Qiu et al., 2000；Gao et al., 2001, 2011; Zhang et al., 2006a, b; Wu et al., 2009; Yin et al., 2013; Li et al., 2016)。值得注意的是，该地区代表拉伸阶段的圈椅埫钾质花岗岩形成年龄为1.85Ga (Xiong et al., 2009；Peng et al., 2012)，侵入到太古宙片麻岩和变质地层中的基性岩脉形成年龄为1.85Ga(Peng et al., 2009)，在湖北钟祥华山观发现有1851±18Ma的环斑花岗岩(Zhang et al., 2011)。这些岩石的出露意味着当时华南最起码有一部分已经完成了刚性块体的稳定化，而1.92~2.02Ga期间的变质作用及后续岩浆事件的发生意味着华南陆块在元古代晚期阶段通过弧-陆碰撞发生了陆块的聚合(Zhang et al., 2006c)。

在华南克拉通的华夏地块中出露于浙西南的八都群作为目前华夏地块古老的变质基底，呈“窗口状”出露于中生代火山岩盖层之中，主要由一系列陆源碎屑沉积的变质表壳岩和花岗岩组成，混合岩化发育，具有2.0~2.4Ga的碎屑锆石年龄和1.85~1.95Ga的花岗岩侵入年龄(胡雄健等，1991；甘晓春等, 1993, 1995；Liu et al., 2009b; Zhao et al., 2014, 2015a)，属古元古代。对八都群中夕线石榴黑云片麻岩、石榴角闪斜长片麻岩和石榴二辉麻粒岩的详细研究表明，由于后期的强烈改造三种岩石早期进变质阶段的PT条件已被峰期以及峰后变质阶段所掩盖，三种岩石估算的变质作用峰期阶段的温度都达到800℃以上，压力大致在0.70GPa以上，达到了中地壳深度(赵磊和周喜文，2012)。值得注意的是，三种岩石峰期后都呈现了顺时针样式的P-T演化轨迹(见图 5)，说明它们经历的相同的构造演化过程。这种顺时针样式的P-T演化轨迹往往反映一种碰撞造山过程，说明早元古界八都群很可能形成于某一板块汇聚边缘。目前的年代学研究表明，八都群的变质作用主要发生发生在1.87~1.9Ga期间。

在塔里木克拉通除太古宙的变质杂岩之外还有一些古元古代的变质岩系，如敦煌群的孔兹岩系及侵入到太古宙米兰岩群中的片麻状闪长岩(2135Ma)、片麻状花岗闪长岩(2052Ma)、二长花岗岩(2050Ma)等(辛后田等，2011)。这些岩石普遍发生了角闪岩相到麻粒岩相的变质改造。 Zhang et al. (2012)通过对敦煌岩群中的基性麻粒岩的详细岩相学研究，揭示出基性麻粒岩经历了三个阶段的变质作用，早期阶段的变质矿物组合为Grt+Hbl+Pl+Qtz, 变质的温度压力条件为660~700℃, 0.85~0.92GPa, 峰期(高压阶段)变质的矿物组合是Grt+Cpx+Pl +Qtz, 变质温度为760~820℃，压力为1.10~1.25GPa。减压阶段产生的矿物组合为Grt+Opx+Hbl +Pl+Qtz, 变质温压条件为700~770℃和0.6~0.7GPa，形成了一条顺时针的变质演化轨迹(图 5)，区域变质作用主要发生在1.85~1.82Ga期间(Zhang et al., 2013b; 赵燕等，2013)。辛后田等(2011, 2013)认为阿克塔什塔格地区米兰群古元古代的变质作用主要发生在1931~1986Ma期间。此外在库鲁克塔格地区一些新太古代变质岩中也存在古元古代晚期变质作用的记录(胡霭琴和韦刚健，2006)、在塔里木克拉通西南缘铁克里克地区基底岩系中深熔的长英质条带的形成年龄在1.9Ga左右(Zhang et al., 2007), 是古元古代晚期变质作用的反映。塔里木克拉通古元古代晚期变质事件所反映的顺时针P-T-t轨迹以及变质作用发生的时间都与华北克拉通类似。

上述资料表明，华北克拉通、华南克拉通和塔里木克拉通都经历了古元古代晚期的变质作用改造，普遍具有顺时针的变质作用演化轨迹，说明这一阶段的变质作用与碰撞造山作用有关。但是三个克拉通的变质演化还存在一定差异。华北克拉通古元古代晚期的变质作用大体可划分为两个阶段，1.95Ga左右的变质作用主要发生在北缘的孔兹岩带，而1.85Ga左右的变质作用则分布较广，克拉通化后表示拉张阶段的环斑花岗岩形成于1.7Ga左右(Rämö et al., 1995; 杨进辉等，2005；刘振锋等，2006；高维等，2008；和政军等，2011)。华南克拉通古元古代晚期的变质作用主要发生在1.9~2.0Ga期间，代表拉张环境的圈椅埫花岗岩和环斑花岗岩则形成于1.85Ga左右(Xiong et al., 2009；Peng et al., 2012; Zhang et al., 2011)。这种差异意味着华南克拉通克拉通化的时间较华北更早一些。塔里木克拉通古元古代晚期的变质事件可能具有分带性，偏西的米兰杂岩区域变质作用发生在2.05~1.93Ga期间(辛后田等，2011)，偏东的敦煌杂岩的变质作用主要发生在1.85~1.82Ga期间(Zhang et al., 2013b; 赵燕等，2013)，与华北克拉通古元古代晚期的变质事件类似。

从全球看，在2.0~1.8Ga期间波罗地地盾、乌克兰地盾、亚马逊克拉通、西澳伊尔冈克拉通、印度地盾等通过造山作用汇聚拼合形成了哥伦比亚超大陆(Zhao et al., 2002, 2003；Rogers and Santosh, 2002, 2003；李三忠等，2016a), 在这一过程中在克拉通、地盾之间的造山带形成了大量的高压麻粒岩，可以作为识别碰撞拼合的标志。从华北克拉通呈带状分布的高压麻粒岩、塔里木克拉通南缘和北缘断续分布的高压麻粒岩或相应的变质事件到华南克拉通北缘和东缘的高压麻粒岩，它们尽管发生的时间有一些差异，但是都在2.0~1.85Ga期间，变质作用都具有造山带所具有的顺时针P-T-t轨迹，这些都说明华北、华南以及塔里木克拉通古元古代晚期的变质事件是与全球哥伦比亚超大陆的形成有较密切的关系。但是不同陆块与形成超大陆的汇聚作用事件有先后，所处位置有所不同。

3 与扬子克拉通形成演化有关的区域变质作用

华北克拉通和塔里木克拉通在经历了古元古代晚期的变质事件之后都有中元古代未变质的盖层，所以是古元古代晚期形成的克拉通。但是华南克拉通与华北克拉通和塔里木克拉通不同，尽管在扬子北部和华夏都有古元古代晚期的岩浆事件和变质事件，但是没有中元古代未变质的盖层，且新元古代地层还经历了广泛的绿片岩相的区域变质作用，因此有的研究者认为，太古宙-古元古代在华南是多块体的离散拼合过程，经过0.85~0.82Ga的晋宁运动Ⅱ幕的碰撞拼合才完成了克拉通化(Zhang et al., 2013c)。但是也有的研究者认为扬子和华夏作为古老的陆块，它们的结晶基底代表它们各自的克拉通化时间，所以它们至少应在1.9~1.8Ga之前，或者在~2.5Ga之前已经克拉通化(Zhai，2013)。前已述及扬子地块北部崆岭和华夏地块北部太古宙-古元古代的岩浆-变质热事件的特点，至于它们是否意味着早期的克拉通化还需看后期是否有较稳定的盖层，因此，还需对其整个地质演化进行研究。本节重点讨论华南克拉通新元古代的变质作用与江南造山带的关系以及加里东期和印支期的变质作用。

华南的新元古代的变质岩系主要出露在江南造山带(江南隆起带)。江南造山带是指长江以南，从桂北、黔东南经湘西北、赣北和皖南到浙西，呈“S”形的晚前寒武纪变质岩系出露区。区内的前寒武纪地质体除一些花岗岩类的侵入体之外，主要由巨厚的火山沉积岩系组成。这套火山沉积岩系往往具有双层结构，其中下构造层在不同省分别称为四堡群(广西)、梵净山群(贵州)、冷家溪群(湖南)、溪口群(安徽)、双溪坞群(浙江)、平水群(浙江)，上构造层在不同省分别称为丹洲群(广西)、下江群(贵州)、板溪群(湖南)、历口群(安徽)、河上镇群(浙江)。在以往的文献中，通常把下构造层作为中元古代的地层(程裕淇，1994; 广西地质矿产局, 1985; 湖南省地质矿产局, 1988; 江西省地质矿产局, 1984; 浙江省地质矿产局, 1989; Li et al., 2007; 徐有华等，2008), 但是，近年大量的锆石原位U-Pb年龄数据表明这些岩群形成于新元古代早期。两套构造层在变质和变形上存在着显著差异，显示出双层结构特点。其间的不整合称“武陵运动”(亦称四堡运动)。其中下构造层的变质一般为绿片岩相，常见的变质矿物组合有Chl+Ser+Qtz+Pl、Ser+Chl+Pl+Qtz、Chl+Ep+Act+Pl+Qtz、Bt(雏晶)+Ser+Chl +Qtz、Act+Scp+Chl+Qtz等。变质程度为低绿片岩相的绢云母-绿泥石级，变质温度一般为300~400℃，变质压力为0.3~0.5GPa(朱明新和王河锦, 2001; 李民和章泽军, 2006), 属于区域低温动力变质作用。局部变质较深，变质温度420~570℃, 压力0. 3~0.57GP，属于低角闪岩相(叶瑛等，1996; 张海祥等, 2003)。在江南带的东部皖浙赣交界地区的双溪坞群为一套以中基性到中酸性熔岩和火山碎屑岩为主的火山岩建造, 夹有砂质、硅质和炭质页岩和灰岩透镜体。一些研究者认为，这套组合具有蛇绿混杂岩的特征(周国庆等，1989; Zhou and Zhao, 1991; Zhou, 1997; Zhou et al., 1990; 沈渭洲等, 1992; Li et al., 1994; 赵建新等，1995), 并在其中发现了蓝片岩(周国庆等, 1989; 高俊，2001)。高压的变质岩石包括文石硬玉蓝片岩(舒良树和周国庆, 1988；周国庆等, 1989)、含硬玉霓辉石钠长角闪片岩、含硬玉霓辉石石英钠长石岩、蓝闪石石英钠长片岩、镁钠闪石石英片岩(高俊，2001)，它们峰期变质的温度在400℃左右，压力超过1.2GPa，并经历了快速降压的P-T演化轨迹(周国庆等, 1989; Zhou, 1997; 高俊，2001)。这种大面积的低级变质、局部出现低温高压变质的区域特点反映了一种怎样的大地构造环境？

在江南带普遍发生绿片岩相的变质改造，并没有像世界典型的陆-陆碰撞造山带那种高级变质岩石，只有在江南带东北段局部出现高压变质岩石(周国庆等, 1989; Zhou, 1997; 高俊，2001)。江南带中大面积的岩层只经历绿片岩相变质改造意味着江南带的碰撞模式与典型的陆-陆碰撞模式有所区别。再者，目前高精度的锆石原位定年数据表明，江南造山带的火山岩从东到南西有逐渐变年轻的趋势(图 6)，东北段形成时代较早(995~848Ma; Li et al., 2009; 陈志洪等, 2009; Shu et al., 2011; Wang et al., 2015b), 中段的双桥山群和冷家溪群形成于880~830Ma(Wang et al., 2008；高林志等，2008)，到西南部冷家溪群、梵净山群和四堡群则形成于855~822Ma (高林志等, 2011a, b; 柏道远等，2010；Zhou et al., 2009; Zhang et al., 2015b)。另外，上构造层与下构造层尽管存在不整合关系，但它们的形成年龄(820~780Ma)很接近，表明下构造层变形之后很快就接受了上构造层的沉积。根据这些地质特征，笔者认为扬子地块与华夏地块之间的洋最初(891~926Ma)是在江南带的北东端首先闭合，并伴有一定深度的俯冲，因此即保留了大洋残片的蛇绿岩(周国庆等，1989; Zhou and Zhao, 1991; Zhou, 1997; Zhou et al., 1990; 沈渭洲等, 1992; Li et al., 1994; 赵建新等，1995)也形成了局部的高压变质的蓝片岩(周国庆等, 1989; Zhou, 1997; 高俊，2001)。之后洋壳的削减逐渐向西南迁移，随着洋壳的削减，扬子地块与华夏地块拼合到一起，但是没有陆壳的俯冲，只有陆壳之间的软碰撞(soft-docking)。所以，江南造山带发育的绿片岩相变质岩是与造成扬子地块与华夏地块汇聚的构造作用有关。当然，从构造角度、从岩浆演化角度不同学者对于江南造山带的起源、构成、在扬子地块与华夏地块之间的作用等提出了不同的认识(Li et al., 2003a, 2006；Zhou et al., 2006a, b；Wang et al., 2006, 2007; Zhao et al., 2011；Zheng et al., 2007, 2008；Zhao and Cawood, 2012; Zhang et al., 2013c, 2015c; Zhao, 2015), 因此关于江南造山带的认识还需要通过综合研究进一步深入。

扬子地块与华夏地块经过新元古代的构造岩浆变质热事件形成了华南克拉通之后又经历早古生代和印支期两期构造热事件，其中早古生代的热事件主要沿江南造山带的东南侧分布，这期构造热事件在华夏地块的陈蔡群、麻源群、周潭组、闵西南桃溪组、赣南寻乌岩组、云开杂岩、海南岛的抱板群等岩群中都有记录(Zhao et al., 2015a, b)，并在江绍断裂带附近发现有加里东期变质的榴闪岩(汪建国等，2014)。从浙西南的陈蔡群到武夷山的麻源群变质一般为角闪岩相，而从南岭东段到云开杂岩，这一阶段的变质达到麻粒岩相(于津海等，2003；陈斌和庄育勋，1994)。陈蔡群、麻源群、周潭群、桃溪组、云开杂岩等不论是变质程度为角闪岩相还是麻粒岩相，多具有顺时针的P-T-t演化轨迹(Zhao and Cawood, 1999; 于津海等, 2003, 2007)。华南地区古生代变质作用可以概括为以下几个特点，一是呈带状分布，多沿江南造山带的东南侧分布;二是不同地区变质程度尽管有所差异但是多具有顺时针的变质作用P-T演化轨迹;三是这期变质事件与混合岩化作用和一些岩浆作用紧密相伴;四是变质事件相对集中，主要集中与460~430Ma期间。根据这些特点，本文认为华南古生代加里东期的变质作用与造山作用和快速隆升有关。对于这期变质作用和构造作用的性质还有不同的认识，一些研究者认为古生代的加里东期构造热事件才是扬子和华夏地块最终聚合的事件(丘元禧等, 1999; 马力等, 2004; Li et al., 2010)；也有的研究者认为华南加里东期的构造事件是陆内两个地块相互作用的陆内造山事件(任纪舜等, 1990; 舒良树, 2012; Zhang et al., 2013；李三忠等，2016b)。

在华夏地块印支期的变质事件对已有岩石的影响和改造非常明显，从浙西南的八都群、武夷山中部分麻源群、粤中增城的片麻岩一直到云开地区加里东期的麻粒岩等都留下了这期变质改造的踪迹，主要表现为在一些已变质变形岩石中的锆石形成了变质增生边，大量的数据表明变质增生边主要形成于250~230Ma(陈多福等, 1998; Yu et al., 2009; Li et al., 2009; Wang et al., 2012; Xia et al., 2012; Zhao et al., 2015a)。由于是对先前变质岩系的改造，因此反映该期变质的矿物组合很难确定。只是在松阳地区见有高压基性麻粒岩(Grt+Cpx+Pl+Qtz)和泥质高压麻粒岩(Grt+Ky+Kfs)，并且年代学只显示了250Ma左右的变质事件，可以认为这种组合代表了印支期变质的组合特征。由于这类组合反映了高压组合特点，因此印支期的变质作用很可能和局部的碰撞有关。这期变质事件尽管在年代学上有很多证据，但是典型的岩相学特点和变质作用演化的特点还需深入研究。

新元古代的变质作用主要沿着江南造山带分布，加里东期的变质带位于江南造山带的东南部华夏地块的西北缘(有的研究者认为加里东期造山带由东南向北西迁移，李三忠等，2016b)，到印支期的变质作用继续向南东迁移，完全位于华夏地块内部。三个不同时期的变质作用，不断地向南东迁移，有可能反映了华南陆块随时间的演变在增生-碰撞-增生-碰撞过程中不断地向南东方向扩展。

4 与中国南北大陆汇聚有关的区域变质作用

中国南北大陆是什么时间、以什么方式形成中国大陆的基本构造格局一直是中国地质工作者关注的重要问题。有的强调扬子运动的作用(黄汲清和陈炳蔚，1987；白瑾等，1996)；有的研究者强调多旋回的过程(任纪舜等，1999);有的强调从中新元古代就开始活动的复式造山作用(程裕淇，1994)，有的强调古生代-中生代的中央复合造山过程(杨经绥等，2010)。本节仅从变质地质的特点讨论中国南北大陆的聚合过程。

近20年来，在中央造山带的西部(为叙述方便本文暂将苏鲁-大别-秦岭-柴达木-祁连-阿尔金统称为中央造山带)北秦岭、北阿尔金-祁连、南阿尔金、柴北缘等地陆续发现了高压-超高压的变质岩石(Liu et al., 2002, 2005a, 2007; Zhang et al., 2002a, 2005a, 2008；Song et al., 2003, 2004)。超高压的岩石主要有榴辉岩、含蓝晶石石榴石泥质片麻岩、含菱镁矿的石榴二辉橄榄岩、含钾长石的石榴辉石岩和含石榴石花岗质片麻岩等，高压的岩石有石榴基性麻粒岩、夕线石榴黑云片麻岩、含蓝晶石夕线石榴二长片麻岩、蓝片岩、含蓝闪石绿片岩等。岩石学和地球化学特征表明这些高压-超高压变质的原岩主要是蛇绿混杂岩、基性-超基性火山岩、火山碎屑岩、碎屑岩、碳酸盐岩、超基性杂岩体等。详细的岩相学研究表明，在超高压变质岩(以榴辉岩为代表)中多可以追索出三期变质，在一些可以追索到进变质阶段榴辉岩可以发现Grt(核部)+Gln＋Ep＋Act±Lws的组合，由于蓝闪石和硬柱石的出现，进变质阶段的矿物组合代表了硬柱石蓝片岩相/绿帘蓝片岩相变质条件，变质的温度压力条件为T=567~644℃，P=1.0~1.46GPa。峰期变质阶段常见的矿物组合有Grt+Omp+Phg+Qtz, Grt＋Omp＋Lws＋Phg＋Rt＋Qtz等，普遍出现绿辉石和多硅白云母，变质的温度压力条件为T=630~830℃，P=1.85~3.2GPa。在一些榴辉岩中发现有柯石英(Yang et al., 2002; Song et al., 2003；张建新等，2009；Zhang et al., 2010；Liu et al., 2012b)，在经历了超高压变质的长英质片麻岩的石榴石中发现了长柱状斯石英(或假象)，认为其形成的压力可以达到10.0GPa之上(Liu et al., 2007; 刘良等，2013b)，这样的压力意味着俯冲深度要达到300km以上。之后这些高压和超高压变质岩石又经历了角闪岩相/麻粒岩相的退变质，麻粒岩相的退变质以Grt+Cpx+Pl+Qtz矿物组合为代表，角闪岩相的退变质以Grt+Sil+Bt+Kfs+Pl+Qtz组合为代表，形成的温度压力条件分别为P=1.0~1.4GPa，T=750~865℃(Zhang et al., 2005b)和P=0.67~0.86GPa, T=705~800℃ (Zhang et al., 2008)。从中可以看出在退变质阶段温度很少变化或略有增高，而变质压力明显下降，显示出明显的近等温降压的顺时针P-T演化轨迹(图 7)。大量的年代学资料表明，中央造山带西段的变质作用发生在早古生代，其中高压超高压变质主要发生在~500Ma左右，之后在~450Ma和~420Ma遭受了中压麻粒岩相和或角闪岩相退变质作用的叠加(图 8a)。但是从该图也可以看出在西段，超高压变质的时间并不相同，北秦岭、北祁连超高压变质的时间较早，而南阿尔金超高压变质的时间要晚50Myr左右(刘良等，2013b)，所以中央造山带西段超高压变质的时代并不相同，意味着它们是早古生代不同阶段造山作用的产物。从中央造山带西段变质岩和变质演化的特点可以看出以下几点，一是在一些地段存在原岩具有蛇绿混杂岩特点的蓝片岩，表明在一些地段曾发育有新元古代的洋壳，经过洋壳俯冲形成了蓝片岩；二是不论是榴辉岩还是榴辉岩的围岩普遍经历了变质压力超过2.3GPa的超高压变质，说明在碰撞的后期已经转变为陆壳的深俯冲和碰撞；三是在超高压变质之后在很短的时间就发生了麻粒岩相或角闪岩相的退变质，说明陆壳深俯冲和碰撞之后很快就发生了两次连续的快速抬升；四是南阿尔金与柴北缘、北秦岭反映陆陆碰撞的超高压变质的时代并不相同。

在中央造山带的东段(桐柏-大别-苏北-鲁东)的高压超高压变质岩可以分为南部分布的高压变质带和北部分布的超高压变质带，这种变质带的分布明确指示华南大陆是向华北大陆俯冲的。在南带分布的高压变质岩石主要有含蓝晶石的石英岩-大理岩、含蓝晶石和白云母片岩、含金云母大理岩与含钠长石的副片麻岩，及少量的含绿帘石、黑云母、角闪石的石英片岩，局部可见蓝片岩(Zhang et al., 1995, 2002b; Liu et al., 2004)。典型的高压变质矿物包体为：Grt+Arg+Phg+Qtz、Grt+Phg+Ab+Qtz+Ap；而在大理岩的锆石中，仅仅少数锆石微区含有高压变质矿物组合文石+石英。位于北部的超高压变质带主体是新元古代的正副片麻岩，其中存在夹层状与透镜状的榴辉岩、斜长角闪岩和大理岩。大小不等的超镁铁质透镜体在整个苏鲁超高压变质带中也广泛分布。对榴辉岩等变质作用的研究表明，超高压岩石多经历了深俯冲石英榴辉岩相进变质、超高压峰期变质、构造折返初期石英榴辉岩相退变质和构造折返晚期角闪岩相退变质四个变质演化阶段，在超高压变质阶段变质的温度压力条件为T=720~866℃，P>5.5GPa，在榴辉岩和其围岩中普遍含有柯石英。大量的年代学资料表明(Liu and Liou, 2011；Li et al., 2011)，中央造山带东段的超高压变质岩的原岩主要形成于新元古代，在246~244Ma期间开始俯冲发生石英榴辉岩相进变质；在235~225Ma期间，俯冲的深度至少达到了170km的地幔深处，发生了峰期柯石英榴辉岩相超高压变质；在219~216Ma期间，抬升至75km的深处，并经历了石英榴辉岩相退变质作用的改造；在212~205Ma期间，抬升至25km中-下地壳深处，并叠加了角闪岩相退变质作用(图 9)。

中央造山带的西段和东段都经历了高压超高压变质作用，对形成中国大陆的基本格架起到了重要作用，但是分析对比一下就可以发现，西段和东段在变质岩石学方面还有一定的区别。比如西段的部分地段(如北祁连-北阿尔金)以由蓝片岩和榴辉岩组成的高压/低温变质带主要分布在北祁连中段的清水沟-百经寺一带，呈构造岩片分布在经历绿片岩相变质作用的蛇绿混杂岩或弧火山岩杂岩中，表明它们的原岩以洋壳为主。而中央造山带的东部榴辉岩的围岩多是同样经历了超高压变质改造的正、副片麻岩，其原岩具有地壳岩石组合的特点。从变质峰期的温度看，西部带变质峰期的变质温度多在~600℃左右，属于低温榴辉岩相，而东部变质峰期的温度则达到800℃左右，属于高温榴辉岩相。最主要的差别是西部和东部高压超高压变质作用发生的时间明显不同，西部主要发生在古生代的早期，约500Ma左右，而东部超高压则主要发生在三叠纪的235~225Ma期间。

从目前的资料分析，中央造山带西段西起西昆仑，经北阿尔金、北祁连、北秦岭，向东可延伸到桐柏地区。而中央造山带西段东起威海-烟台，向南西经大别、桐柏，可以延伸到南秦岭。所以这两个不同时代的高压-超高压变质带并不是完全平行分布的。

综合以上分析，本文认为尽管中央造山带西段和东段的超高压变质作用都与形成中国大陆基本构造格架有关，但是西段是在古生代早期先由洋壳俯冲，随着洋壳消减继而发生了陆陆碰撞，先形成了中国的西部大陆。到三叠纪随着华南陆块快速向北俯冲形成了东段的超高压变质岩石，并完成了华南和华北克拉通的拼合，形成了中国大陆构造的基本格局。

5 与中国北方大陆地壳增生有关的变质作用

长期以来多认为华北克拉通-塔里木克拉通与西伯利亚克拉通之间广阔的地区是中亚造山系(造山带)，并属于增生造山带(Şengör et al., 1993)。对于增生造山带来说，其变质作用常常具有由洋壳俯冲形成的以蓝片岩、低温榴辉岩为特征的高压/低温(HP/LT)变质带和广泛分布的低压/中低温变质带。从区域上看，由西伯利亚克拉通向南地质体年代由老向新的增生带清楚，但是从华北和塔里木克拉通向北这种地质体由老向新的增生特征并不明显。

天山兴蒙变质地区是华北克拉通和塔里木克拉通以北广泛出露的一套低级变质岩系，其原岩形成时代差别较大，原岩的形成环境有较大差异，但是它们普遍经历了晚古生代的区域变质作用改造，形成了大面积分布的绿片岩相-低绿片岩相的变质岩系。尽管一些研究者认为从佳木斯-内蒙古中部一些晚古生代地层并未遭受到区域变质作用改造(张兴州等，2008；胡大千等，2011)，但是本文认为该区的晚古生代地层还是经历了低绿片岩相-亚绿片岩相变质改造。一方面表明这些岩石经历了较(极)低级变质作用改造，另一方面也表明这些岩石多数变质级别在低绿片岩相之下，主要属于亚绿片岩相。尽管在本次编图中将这一广大的地区都划为天山兴蒙变质地区，但是详细分析不同地区的变质作用演化还是有一定区别的。

在天山兴蒙变质区(中亚造山系)中有一些变质较深的地块，如佳木斯地块、虎头地块、额尔古纳地块、兴安地块等，由于其变质程度较深(一般为角闪岩相-麻粒岩相)以往多认为其形成时代较老，属于卷入造山带的老地块(黑龙江省地质矿产局，1993；赵春荆等，1995；王友琴，1996)。但是近年的研究表明，佳木斯地块中的麻山杂岩、兴安地块和额尔古纳地块中的兴华渡口群主要由孔兹岩系组成。岩石组合均以含石墨大理岩、夕线石榴片麻岩、大理岩、斜长角闪岩等为主要标志，属孔兹岩系。其中麻山群为佳木斯地块的代表性变质基底，由石墨夕线石堇青石片麻岩，含石墨大理岩，长英质片麻岩以及石榴花岗片麻岩组成，具顺时针变质P-T轨迹(姜继圣，1992; Lennon et al., 1997)，变质温压条件的峰值可达850℃和0.74GPa (姜继圣，1992)，表明经历了麻粒岩相变质。而漠河杂岩和兴华渡口杂岩的变质作用还没有专门的研究，但是从岩石组合、矿物共生组合和变质事件分析，它们与麻山群应为相同构造背景的产物(Zhou et al., 2010a, b, 2011a, b)。详细的年代学资料表明，这些老地块中尽管有少量的古老地质体(孙立新等，2013)，但其主体形成新元古代中晚期(周建波等，2011；Zhou et al., 2011a), 变质作用主要发生在~500Ma(Wilde et al., 2003; 周建波等，2011；董策和周建波，2012)。周建波等(2011)认为，这些~500Ma变质的地块沿虎林、鸡西、萝北、兴华渡口和漠河一线分布，并称其为“中国东北孔兹岩带”。而这些变质块体与西伯利亚板块具有较好的亲缘性，是晚泛非期形成的西伯利亚板块南缘造山带的一部分(Zhou et al., 2010a, 2011b; 周建波等，2011)。但李三忠等(2016b, c)依据构造复原与重建，认为其属于大华南陆块的组成部分，是亲冈瓦纳的陆块。

在广阔的晚古生代变质的中亚造山带内还有一些450Ma左右变质的变质地体，如阿尔泰在早古生代变质的震旦系-奥陶系变质岩带，它是早-中古生代 (460~370Ma)弧-陆碰撞造山作用的产物，相应的变质作用产生了蓝晶石型中压变质带；北山-柳园地区经早古生代变质的中-新元古代地层，其变质达到了低温榴辉岩相，变质演化具有顺时针的P-T轨迹，是塔里木板块和古哈萨克斯坦板块俯冲-碰撞的产物；包尔汗图和白乃庙地区经过早古生代变质的早古生代地层，其变质程度为绿片岩相到绿帘角闪岩相，但是包尔汗图的变质岩带形成于岛弧带，而白乃庙变质岩带则形成于弧后盆地环境；在温都尔庙地区奥陶纪-志留纪地层在450Ma左右发生了蓝片岩相变质，蓝闪石、硬柱石、文石、多硅白云母等矿物的出现, 说明这里的蓝闪片岩相是典型的高压相系，属于俯冲增生杂岩。

兴蒙造山系的主体是在华力西期阶段拼合完成的，但是在从西伯利亚克拉通到华北-塔里木克拉通之间广袤的区域中不论是变质作用还是原岩建造的组合特点都反映了不同的构造背景。如同是华力西期的造山变质作用，阿尔泰造山带反映的是弧-陆碰撞的构造环境，西南天山反映的是大陆俯冲碰撞的构造环境，南天山则反映了洋壳俯冲的构造环境，大兴安岭带反映了弧盆碰撞的环境，索伦山-西拉木伦带则反映了洋-陆结合带的特点，额济纳旗-乌力吉带则反映了弧-盆体系的特点。在不同地点多处出现蛇绿混杂岩带，如南天山、恩格尔乌苏、镶黄旗-多伦、温都尔庙、索伦山、柯丹山、新林-红花尔基、贺根山和迪彦庙(李英杰等, 2012, 2013)等处。这些蛇绿混杂岩多变质比较浅，常为绿片岩相-低绿片岩相，但在一些蛇绿混杂岩带内发育有蓝片岩，如南天山、温都尔庙、红花尔基等地都发育有蓝片岩，反映经历了低温高压变质改造，其变质作用的发生多与洋壳俯冲有关。多处的蛇绿混杂岩、多处的蓝片岩表明在兴蒙造山带即使在华力西期也是一个复杂的造山过程，因此兴蒙造山带是一个多条造山带组合在一起的造山系。

在兴蒙造山系的东南端(四平-延吉一带)出露的变质地层包括黑龙江群、呼兰群、青龙村群和下二台子群等。它们沿四平-延吉断裂带以北断续分布，常被中生代岩体吞噬，出露不完整。这些变质岩形成于早古生代-晚古生代，多经历了印支期的变质改造，变质程度达到角闪岩相，而变质作用主要发生在220~230Ma期间(周建波等，2013)，所以是一个印支期的变质带。而黑龙江群中的蓝片岩变质温度压力条件可达350~550℃，1.0~1.4GPa (李伟民等，2014)，其原岩主要形成于二叠纪，并有少量三叠纪和早古生代地层岩石混杂而成，变质作用峰期发生在200~180Ma期间(周建波等，2013)。另外在该带局部发现有含多硅白云母的蓝晶石片岩(施性明和兰玉琦，1985)、Cld+Cph+Phg组合(吴汉泉等，2003)。有的研究者认为这些高压岩石构成了吉林-黑龙江高压变质带，是佳木斯-兴凯地块晚印支-早侏罗世向西俯冲与松辽地块之间形成的增生杂岩(周建波等，2013)。但是这种高压组合目前还仅在局部发现，是否能构成一个高压变质带还需更深入的研究。

由以上分析可以看出，尽管兴蒙变质地区是以晚古生代的变质为主体的，但是其中还包括了黑龙江地区500Ma左右的麻粒岩相变质带，在一些地区出露有450Ma左右变质的岩系，它们形成于不同的构造背景，同时在局部还有印支期变质岩系的出露。因此，兴蒙变质地区具有变质演化历史长、形成环境与变质条件和变质时代有较大差异、洋壳/岛弧/增生带叠复出现的特点。这种特点说明兴蒙变质地区是一个复杂的增生变质地带，它的形成演化构筑了中国华北克拉通-塔里木克拉通以北的构造格局和变质格局。当然这样一个复杂的变质地区还有许多问题尚未解决，需要进一步完善。

6 与青藏高原形成、隆升有关的变质作用

青藏高原地区的变质岩系主要是在中生代以来形成的，所以说青藏高原是中国最年轻的大陆地壳。在这些中新生代的大陆地壳岩石中也还存在一些老的变质岩系，可以追索青藏高原早期的演化历史。在青藏高原北部的巴颜喀拉-甘孜变质带中有古-中元古代的下村岩群、在羌北-昌都-兰坪变质地块中有古元古代的布伦阔勒岩群、中元古代的甜水海岩群、岔路口岩群、宁多岩群、雪龙山岩群等，新的区域地质调查资料表明这些岩群多由不同时代的变质岩石所组成，但是其中保留一些老的变质基底，这些老的变质基底有的经历了古元古代晚期的变质改造(西藏地矿局区域地质调查队邓柯分队, 1994^①;四川地矿局区域地质调查队四分队, 1994^②;Ji et al., 2011)，有的经历了新元古代晚期的变质改造 (辜平阳等，2012；何世平等, 2012, 2013)，变质程度多达到角闪岩相。从建造组合和变质特点看，与华南克拉通变质基底具有较大的相似性，可能属于华南克拉通结晶基底的组成部分。青藏高原南部羌南-冈底斯-喜马拉雅-滇西变质地区的基底变质岩系由变质表壳岩系和古老的变质深成侵入体组成，包括新元古代的吉塘岩群、崇山岩群、聂拉木岩群、念青唐古拉岩群、拉轨岗日岩群等，近年的研究表明这些岩群多由不同时代的变质岩组成(李才等，2009；张泽明等，2010；张修政等，2013)，很多还经历了中-新生代的变质改造(解超明等，2013；董昕等，2009)。其中古老的变质岩多形成于中-新元古代(Hu et al., 2005；张泽明等，2010；张修政等，2013)，这些变质表壳岩原岩主要为泥砂质陆缘碎屑岩夹碳酸盐岩和中基性火山岩建造，应属于印度地台的边缘沉积，普遍经历了新元古代晚期的变质改造，变质程度达到角闪岩相。这些岩群多经历了500Ma左右的泛非期变质改造(董昕等，2013；Zhang et al., 2014)，与印度克拉通的变质基底有相似性。综合分析，青藏高原的变质基底北部与华南克拉通的基底具有相似性，可能属于华南克拉通的组成部分，而青藏高原南部的变质基底与印度地盾的变质基底具有相似性，普遍经历了泛非期的变质改造。基底的这种差异表明青藏高原的形成早期(北部)与扬子地块有密切关系，晚期(南部)与印度陆块向北的俯冲拼贴有较密切的关系。

①西藏地矿局区域地质调查队邓柯分队．1994. 1∶20万邓柯幅区域地质调查报告

②四川地矿局区域地质调查队四分队．1994. 1∶20万类乌齐幅、拉多幅区域地质调查报告

晚三叠世以前，冈瓦纳古陆与华南克拉通之间为古特提斯洋相隔，目前在羌塘中部红脊山-戈木日-角木日-玛依岗日-恰格勒拉段具有板块缝合带特点的蛇绿混杂岩的形成时代为中寒武世-早中二叠世，代表了古特提斯洋洋壳的形成时代。随着古特提斯洋的消减，最终于三叠纪末期发生了两大陆块的碰撞，形成了含蓝片岩和榴辉岩(张修政等，2014)的具有高压变质作用的特点的龙木错-双湖-澜沧江变质地带，该带中的榴辉岩主要经历了3 期变质作用：①峰期榴辉岩相变质作用阶段，以石榴子石、绿辉石和多硅白云母为特征，变质温度和压力分别为500℃和2.3GPa；②绿帘角闪岩相变质作用阶段，以后期形成的冻蓝闪石、镁红闪石、绿帘石、钠长石等交代早期矿物为特征；③绿片岩相变质作用阶段，以毛发状阳起石等为特征(翟庆国等，2009)。榴辉岩的变质演化过程代表了青藏高原北部古特提斯洋俯冲消减和冈瓦纳与劳亚大陆碰撞造山的过程。该期碰撞作用使华南克拉通与冈瓦纳古陆拼合到了一起，同时也使缝合带两侧的羌南-左贡和昌都两地块的三叠系及下伏地层发生了中低压绿片岩相变质作用。在古特提斯洋闭合的同时在羌南-冈底斯-喜马拉雅地区开始了拉张，使盆地的沉积作用得以持续，同时，在雅鲁藏布江一带从早中三叠世迅速扩张，至晚三叠世已形成宽阔的大洋, 是新特提斯洋的主域。晚三叠世末期到侏罗纪时沿班公湖-怒江一线, 形成新特提斯另一初始洋盆并迅速扩张，形成了扩张的洋脊和深海平原，代表了新特提斯洋的北域。到中-晚侏罗世，随着班公湖-怒江洋洋壳的向南俯冲，于早白垩世发生最终的碰撞，形成班公湖-怒江变质地带。受碰撞作用的影响，该变质地带两侧的羌南-左贡地区和冈底斯-念青唐古拉地区均出现了中低压绿片岩相变质作用。晚侏罗-早白垩世之后，洋壳向冈底斯陆块下俯冲，在渐新世全面碰撞，形成了雅鲁藏布江变质地带，属于低温高压变质带，该变质地带分为南北两个亚带，北亚带主体变质程度为蓝片岩相，南亚带为蓝闪绿片岩相，可能与当时所处的具体构造环境有关。该阶段在喜马拉雅东构造结、喜马拉雅造山带的中段形成了一些高压麻粒岩，具有较陡的顺时针变质演化轨迹(图 10)，反映了新特提斯洋的俯冲碰撞以及亚洲板块与印度板块碰撞的过程。中新世末，印度板块沿西瓦里克带发生陆内俯冲, 形成了一系列逆冲推覆带, 高喜马拉雅变质地带陆壳缩短、垂向加积增厚, 急剧隆升，进而诱发了浅层次的隆升和伸展，同时也导致了相关变质作用的发生和不同类型变质岩石的形成。直到现在，印度陆块的俯冲作用仍在持续进行，地壳内仍在发生着新的变质作用，形成着新的变质岩石。

由此可见青藏高原的形成是从北向南迁移的，变质作用也是从北向南逐渐迁移的，最北部是印支期的变质带，反映了古特提 斯洋碰撞造山过程。向南为燕山期的变质带，反映了新特提斯洋沿班公湖-怒江带碰撞拼合的历史，到喜马拉雅早期，变质带继续向南迁移，反映了新特提斯洋沿雅鲁藏布江碰撞拼合的历史。到喜马拉雅晚期，随着新特提斯洋的闭合，高原的快速隆升，变质带向南迁移到高喜马拉雅一带(图 11)。变质带的这种迁移反映了地壳从北向南的生长过程。

7 结论

过以上对中国不同时代变质带特征和演化的分析，初步可以得出以下几点结论。

(1)新太古代之前，在中国三个主要的克拉通局部已经存在具有相当厚度的地壳，具备了发生区域变质作用的条件，4.0Ga到2.9Ga变质锆石的发现证明了古老变质所用的存在。由于后期的强烈改造，早期的变质作用特点已经很难追索。

(2)新太古代末期的变质事件与岩浆事件紧密相随，变质作用的演化以逆时针的P-T轨迹为主，反映了地幔柱作用的特点。

(3)古元古代晚期的变质事件在华北、华南、塔里木都广泛存在，变质作用演化以顺时针的P-T轨迹为主，反映了这三个古老克拉通的形成都与古元古代的Columbia超大陆的形成和裂解有关，但是这三个克拉通古元古代变质作用发生的时间存在一定差异，表明它们与Columbia超大陆的聚合并不是同时完成的。

(4)华南古陆是一个相对年轻的克拉通，新元古代中期的造山作用导致了扬子地块与华夏地块的拼合，同时伴有相应的区域变质作用，这次造山运动才形成了较为稳定的华南克拉通，之后在其东南缘先后受到加里东期和印支期的变质改造。加里东期和印支期的变质是否与广泛的造山运动有关尚需进一步研究。

(5)变质作用特点和变质作用时代的差异表明所谓的中央造山带实际是由西部加里东期的造山带和东部的印支期造山带所组成，在加里东期中国南北大陆的碰撞主要发生在西部地区，变质所用过程反映了从洋壳俯冲到陆壳俯冲的过程。在印支期中国东部的南北大陆才发生碰撞，并且变质所用特点揭示这一过程主要是陆陆碰撞的过程。

(6)中亚造山区是由多个从加里东期到华力西期的造山带所组成，不同造山带的变质作用特点有所不同。但是由于该造山区范围广泛，研究程度相对较低，因此不同造山带之间的关系、不同造山带的变质作用特点还有待深入研究。

(7)青藏高原变质带的分布具有北老南新的空间分布特点，这一特点反映了古特提斯洋从北闭合，新特提斯洋在其南部发育，并于燕山期和喜马拉雅早期发生了两次拼合，早期以班公湖-怒江变质带为代表，晚期以雅鲁藏布江变质带为代表，也反映了由北向南迁移的过程。到喜马拉雅晚期随着高原的快速隆升，在高喜马拉雅多处发生了高压麻粒岩相的变质改造，同时对喜马拉雅早期的北喜马拉雅变质带进行了叠加改造。

致谢 本文是在1∶500万中国变质地质图编制基础上对中国不同变质带演化与中国大陆地壳形成演化关系的总结。在1∶500万中国变质地质图的编制过程中，北京大学张立飞教授、魏春景教授、天津地质调查中心王惠初研究员、吉林大学董永胜教授、中国地质科学院地质研究所刘福来研究员、杨崇辉研究员、张建新研究员、薛怀民研究员、任留东研究员、周喜文研究员提供了大量的资料和素材，这些资料和素材是本文的重要依据。初稿完成后任留东研究员、董永胜教授、杨崇辉研究员对文稿提出了修改意见，在此向这些同志表示衷心的感谢！匿名审稿人对本文的修改提出很多有益的建议，在此一并致谢！ 本文第一作者师从杨振升老师，今年适逢导师杨振升先生85寿辰和献身地质事业65周年，仅以此文作为对老师生日的祝福。