变质岩石学领域对高温变质作用的范围没有明确限定，如果参照Winkler(1979)对高级变质作用的定义：变质泥质岩在低压(小于0.4GPa)下白云母消失，以及压力大于0.4GPa时片麻岩中出现部分熔融(温度超过花岗岩饱和水固相线，如650℃/0.5GPa)，可以把高温变质作用定义为饱和水固相线以上，或超固相线(suprasolidus)变质作用，大致对应高角闪岩相与麻粒岩相的温度范围。超高温变质作用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, 以变质泥质岩中出现假蓝宝石+石英、斜方辉石+夕线石、及大隅石+石榴石等为标志(Harley, 2008)。基性岩超高温变质作用的标志并不明显，Harley(2008)提出可以出现变质易变辉石等。但是，目前尚不能确定以出现斜方辉石等无水矿物为特征的麻粒岩相组合是否能够稳定或只能出现于超高温条件。含有斜方辉石的麻粒岩在压力升高时可以出现石榴石以及斜方辉石消失，变为高压麻粒岩组合(Green and Ringwood, 1967)，后者随着压力升高使斜长石消失，转变为榴辉岩组合。因此，高温-超高温变质作用包括高角闪岩相、麻粒岩相、超高温麻粒岩相、高压麻粒岩相以及榴辉岩相之间的复杂相关系。

基性岩在高角闪岩相以出现角闪石+斜长石±石英为特征，可以出现单斜辉石和石榴石等，与低角闪岩相的区别是出现深熔现象，表现为长英质浅色体。岩石的部分熔融包括饱和水固相线熔融和缺流体条件下含水矿物的脱水熔融(Vielzeuf and Schmidt, 2001)，在基性岩中含水矿物主要为角闪石，其次为绿帘石。自1990年代开始，岩石学家们开展了斜长角闪岩脱水熔融的实验研究，确定角闪石在缺流体条件下开始熔融到消失的范围、熔融反应以及熔体含量及成分变化等(Beard and Lofgen, 1991; Winther and Newton, 1991; Rushmer, 1991, 1993；Sen and Dunn, 1994；Rapp et al., 1991, 2003；Qian and Hermann, 2013；Zhang et al., 2013)。到目前为止有关角闪石脱水熔融实验超过200例，虽然不同实验结果相差很大，但基本共识是斜长角闪岩的缺流体固相线(fluid-absent solidus)变化于800~900℃之间，角闪石消失温度约为1000~1100℃。这就是说一个斜长角闪岩在没有流体相存在时，升温至800~900℃时，才开始发生熔融，在超过1000℃时角闪石分解形成麻粒岩相组合。这与我们传统上对变质相温度范围的理解相差很大，在进行具体变质岩P-T条件研究中需要充分考虑实验岩石学研究结果。

很多实验研究表明基性岩部分熔融可以形成TTG(英云闪长岩-奥长花岗岩-花岗闪长岩)质熔体。太古宙TTG质岩石是大陆地壳的主体(Jahn et al., 1981; Drummond and Defant, 1990; Martin, 1994)，其成因涉及地球早期构造体制与地壳成因等重大地质问题。有关TTG质岩石成因的实验岩石学、地球化学与数值模拟等研究文献浩如烟海(Sizova et al., 2015)，各种观点莫衷一是。但如何从深熔变质反应机理和P-T条件角度约束TTG质岩石的成因与构造环境还需要进一步讨论。

自1990年代以来，变质岩石学领域开始了变质相平衡的定量研究，即可以定量计算P-T投影图、视剖面图和组分共生图解等(魏春景和周喜文，2003)，借助于这些图解确定变质岩石的P-T条件和P-T轨迹。尤其是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、及熔体的丢失与获得对变质矿物组合的影响等。在泥质深熔过程方面取得了一系列研究成果(White et al., 2001, 2002, 2010；魏春景和朱文萍，2016；魏春景, 2016)。但直到2016年以前，还不能定量模拟基性岩的深熔过程。因为以往应用的角闪石和单斜辉石活度模型(Diener et al., 2007; Green et al., 2007)只能适用于计算榴辉岩相和角闪岩相的相平衡，其中角闪石模型中没有含钛端元，单斜辉石中没有(Mg, Fe)₂Si₂O₆组分，因此不适合计算麻粒岩相条件下的相平衡。另外，以往使用的熔体模型(如White et al., 2007)主要适合于计算泥质岩石的熔融相平衡关系。为此，Green et al. (2016)建立了适合于计算基性岩熔融相平衡关系的熔体及角闪石与辉石的活度模型，利用这些新的活度模型和THERMOCALC3.45程序，可以计算变质基性岩熔融相平衡关系。

本文的目的为：(1) 以NCFMASH (Na₂O-CaO-FeO-MgO-Al₂O₃-SiO₂-H₂O)简单基性岩体系为基础，定性分析基性岩高温-超高温相平衡关系；(2) 总结角闪岩脱水熔融实验研究成果，分析角闪石脱水熔融反应机理、P-T条件与熔体成分；(3) 利用THERMOCALC3.45程序在符合基性岩全岩成分的NCKMASHTO体系中定量计算变质基性岩高温-超高温相平衡关系，分析在封闭体系和开放体系中角闪石脱水熔融反应过程、P-T条件及其与实验结果的对比；(4) 总结TTG质岩石的地球化学特征，分析其成因与构造环境。

代表性基性岩成分见表 1，其SiO₂为46.88%~51.69%，Mg^#为0.47~0.73。它们在角闪岩相与麻粒岩相条件下出现的主要矿物为角闪石、单斜辉石、斜方辉石、石榴石、斜长石、石英及熔体(因所讨论的相平衡关系均位于岩石饱和流体固相线以上)等，这些矿物的主要端元组分见表 2。在ACF图解上投影如图 1a所示，其中斜长石只考虑钙长石组分，其中的钠长石作为类质同象组分与过剩组分石英、熔体一起放在ACF三角形外面。石榴石为镁铝榴石-铁铝榴石-钙铝榴石构成的固溶体，在ACF图解上镁铝榴石-铁铝榴石投影在AF边上，随着钙铝榴石组分增加，成分向钙铝榴石投影点移动，图 2中石榴石成分范围(黑实线)表示其中钙铝榴石含量为0~30%。角闪石成分非常复杂(Leake et al., 1997)，透闪石/阳起石投影在CF边上，富铝的钙镁角闪石投影在pl-opx连线上，蓝闪石投影在F点处。因此，在ACF图解上角闪石成分都会投影在tr-ts-gl三角形内，角闪石中蓝闪石组分增加成分投影向F点移动，契尔马克组分增加成分投影向A点移动，角闪石中浅闪石型成分替代不改变在ACF图解上的位置，故普通角闪石和韭闪石投影在同一点处，冻蓝闪石投影在ts-gl连线上，蓝透闪石投影在tr-gl连线上。对表 1中代表性的基性岩成分进行ACF计算，假设所有的TiO₂形成钛铁矿，三价铁占全铁的10%，并与铝类质同象，结果如图 1a中(BR)所示，这些基性岩均投影在角闪石与斜长石之间，并靠近角闪石。表明基性岩在角闪岩相条件下可以只含有角闪石和斜长石，角闪石的成分受全岩成分控制。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 代表性基性岩的化学成分(wt%) Table 1 Chemical compositions of representative basic rocks (wt%)

表 1 代表性基性岩的化学成分(wt%) Table 1 Chemical compositions of representative basic rocks (wt%)

表 2

Table 2

表 2(Table 2)

表 2 高温-超高温变质基性岩在NCFMASH体系中的主要矿物组分 Table 2 Main mineral components in the NCFMASH system for high-and ultrahigh-T metabasites

表 2 高温-超高温变质基性岩在NCFMASH体系中的主要矿物组分 Table 2 Main mineral components in the NCFMASH system for high-and ultrahigh-T metabasites

图 1

Fig. 1

图 1 变质基性岩在角闪岩相-麻粒岩相相平衡关系的ACF图解(a)和P-T投影图(b) 图中石榴石成分范围(黑实线)表示其中钙铝榴石含量为0~30%.角闪石成分投影在tr-ts-gl三角形内，靠近ts-tr连线处的深阴影区代表角闪岩相与麻粒岩相角闪石的成分.表 1中的基性岩均投影在椭圆形阴影内，标注为BR.图b中各个双变域的特征组合为阴影区，一般组合为空白区.q-石英；L-熔体，其它矿物组成及代号见表 2 Fig. 1 ACF diagram (a) and P-T projection (b) showing the phase relations of amphibolite and granulites facies for metabasites

图 2

Fig. 2

图 2 变质基性岩在角闪岩相-麻粒岩相-榴辉岩相相平衡关系的ACF图解(a)及不考虑连续反应P-T视剖面图(b)和考虑连续反应P-T视剖面图(c) AM，角闪岩相；d-EC，干榴辉岩亚相；d-GR，干麻粒岩亚相；d-HGR，干高压麻粒岩亚相；g-AM, 石榴角闪岩亚相；GR，麻粒岩相；hb-EC，角闪榴辉岩亚相；hb-GR，角闪麻粒岩亚相；hb-HGR，角闪高压麻粒岩亚相，HGR，高压麻粒岩相；图a中包括了硬玉组分(jd)过量，存在于单斜辉石中 Fig. 2 ACF dagram (a), P-T pseudosections without considering continuous reactions (b) and with considering continuous reactions (c) showing the phase relations of amphibolite, granulites and eclogite facies for metabasites

如果假设角闪岩相与麻粒岩相角闪石的成分主要为普通角闪石、韭闪石石及少量的蓝闪石组分，即以契尔马克型替代为主，表示为靠近ts-tr连线处的深阴影区(hb)，得到角闪石、单斜辉石、斜方辉石、石榴石、斜长石5个矿物的组成关系如图 1a所示。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 1a中的投影关系(或质量平衡)，可能的变质反应如下：

(hb) pl+opx=g+cpx

(pl) hb=cpx+opx+g

(cpx) hb+g=opx+pl

(opx) hb+pl=cpx+g

(g) hb=opx+cpx+pl

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 1b中[i1]不变点所示。该图也称为P-T投影图，表示ACF和P-T五维空间内的全部信息在P-T空间的投影。图中5条单变线把P-T空间划分为5个双变域，每个双变域的矿物组合如图中不规则三角形所示，其中阴影三角形表示特征矿物组合，空白三角形表示一般矿物组合。

在P-T投影图(图 1b)的每双变域中都可以出现多个的稳定矿物组合，且数量不等，表示在一定P-T条件下随着全岩成分变化出现的矿物组合变化。如果全岩成分固定，在每个双变域中只会出现一个组合，如对表 1中的基性岩，它们在(opx)-(pl)双变域和(pl)-(hb)双变域矿物组合均为cpx+g+pl(+q+ab+L，下文忽略这些过剩相)，相当于高压麻粒岩，意味着反应(pl)不会出现于变质基性岩中；在(g)-(hb)双变域的矿物组合为cpx+opx+pl，为二辉麻粒岩；在(opx)-(cpx)双变域中，表 1中的基性岩投影跨越hb-pl连线，对应具体成分可能出现pl+hb+cpx, pl+hb或者pl+hb+g。但是如前所述，在角闪岩相中角闪石成分会因全岩成分不同而变化，使全岩成分位于pl-hb连线上，故基性岩在角闪岩相以出现pl+hb为主。在1.0GPa以下一般不会出现石榴石(详见后面讨论)，反应(cpx)不控制变质基性岩中的相平衡关系。因此，变质基性岩在角闪岩相与麻粒岩相之间转化关系主要受(g)、(opx)、(hb)三个反应控制，称为R1, R2和R3，据此划分出角闪岩相(hb+pl)、麻粒岩相(opx+cpx+pl)和高压麻粒岩相(g+cpx+pl)，这种基于一定全岩成分所做的P-T图解，称为视剖面图(图 2b)。

在进行ACF组分分析时，假设FeO和MgO完全类质同象，合并为组分F。即当组分c=3，相数p=4时，自由度f=1，为单变不连续反应。但在实际岩石中FeO和MgO并非完全类质同象，应该看成两个组分。这样，组分数增加而矿物相数未变，原来f=1的组合会变成f=2的组合，如果再考虑其它组分如Fe₂O₃等，原来的单变不连续反应会变成多变滑动反应，即反应物和生成物可以在一定的P-T范围内共存。如对R1来说，可在角闪岩相(hb+pl±cpx)与麻粒岩相(opx+cpx+pl)之间出现一个过渡相，即角闪麻粒岩亚相(hb+pl+cpx+opx，hb-GR)，在图 2c中这种包括4个相的组合仅示意性地表示出来。对R2来说，可从角闪岩(hb+pl±cpx)首先形成石榴角闪岩(hb+pl+g+cpx)，如果升压, 该组合中的石榴石会富钙, 斜长石不断富钠，会导致g-cpx连线通过全岩成分点，斜长石消失，斜长石中的钠长石分解成单斜辉石中的硬玉组分，使单斜辉石变质绿辉石，形成角闪榴辉岩组合(hb+g+cpx，hb-EC)；如果石榴角闪岩组合升温，会导致角闪石含量减少至消失，转变为无水的高压麻粒岩组合(g+cpx+pl，d-HGR)。因为R2反应的反应物和生成物在很大温度范围内共生，如果用角闪石消失定义麻粒岩相的下限，其温度会非常高，因此，可在石榴角闪岩与无水的高压麻粒岩之间划分出一个过渡相，角闪高压麻粒岩亚相(hb-HGR)。但石榴角闪岩与角闪高压麻粒岩两个亚相之间的界限没有明确限定，可大致按照岩石中无水矿物(石榴石+单斜辉石)与含水矿物(角闪石)含量的相对关系确定，当岩石中的暗色矿物以角闪石为主时定名为石榴斜长角闪岩，反之，定名为角闪高压麻粒岩。因此，在图 2c中石榴角闪岩与角闪高压麻粒岩具有相同的矿物组合(hb+pl+g+cpx)。如果角闪榴辉岩组合(hb+g+cpx)升温或升压，会导致角闪石消失，形成干榴辉岩相组合(g+cpx, d-EC)；如果干高压麻粒岩相组合(g+cpx+pl)升压，也会导致石榴石富钙，使斜长石消失，转变为干榴辉岩。R3反应也应该是连续反应，图 2c中用两条虚线示意性地表示了该反应的滑动范围。因此，若考虑多变连续变质反应，变质基性岩在高温条件下可出现7个矿物组合，划分出8个变质相(亚相)，其实相和亚相的地位是相同的(图 2c)。

在图 2c中，若在i1不变点之下随着温度升高，发生反应R1：hb±q=pl+cpx+opx+L，该反被称为角闪石脱水熔融反应，石英和角闪石消失后，形成pl+cpx+opx+L组合，若熔体全部分离，残余物为二辉麻粒岩，并可在降温过程中保留下来。如果所形成的熔体不发生分离，全部留在岩石中，降温过程中会发生熔融反应的逆反应，使麻粒岩相组合全部转变为角闪岩相组合。如果熔体部分分离，剩余熔体与残余物发生部分退变质反应，形成含有部分角闪石的麻粒岩。如在温度超过i1不变点时升压，发生反应R3：pl+opx=g+cpx+q，反应平衡时，斜方辉石消失，形成g+cpx+pl+q，即干高压麻粒岩组合。如果该组合在缺少熔体/流体时降压穿过反应R3，会在石榴石周围形成斜长石冠状体，俗称白眼圈；如果二辉麻粒岩组合降温穿过反应R3，会在辉石周围形成石榴石冠状体，俗称红眼圈。因此，利用图 2c可以定性解释变质基性岩中不同矿物组合的P-T条件与反应结构。

斜长角闪岩的熔融实验研究是从20世纪60年代开始的，早期的研究工作主要集中讨论两个极端体系，如干体系和水过量体系的熔融相平衡关系。如Green and Ringwood (1967)实验确定了从辉长岩向榴辉岩的相平衡转变，Lambert and Wyllie(1972)确定了斜长角闪岩的饱和水固相线。直到1991年，人们才开始系统的斜长角闪岩脱水熔融实验研究，确定角闪石在缺流体条件下开始熔融到消失的范围、熔融反应以及熔体含量及成分变化等(Beard and Lofgen, 1991; Winther and Newton, 1991; Rushmer, 1991, 1993；Wyllie and Wolf, 1993; Sen and Dunn, 1994；Rapp et al., 1991, 2003；Springer and Seck, 1997; Qian and Hermann, 2013；Zhang et al., 2013)。这里把代表性的实验工作介绍如下：

(1) Rushmer (1991)选择两个天然斜长角闪岩样品ABA和IAT进行熔融实验，其全岩成分见表 1。ABA为碱性玄武岩，含有标准霞石和橄榄石，在0.8GPa下实验确定其缺流体固相线为880℃，角闪石消失温度约为1000℃(图 3a)。从缺流体固相线到角闪石消失过程中所发生的物相含量变化见图 3b，由此确定所发生的变质熔融反应(含量减少的为反应物，增加的为生成物)开始为：hb=cpx+pl+L，熔体含量升高缓慢；约925℃时，出现斜方辉石，熔体含量不到5%，变质反应变为：hb=cpx+opx+pl+L，相当于图 2中反应R1，熔体含量迅速增加，至1000℃角闪石消失时熔体含量超过40%。Rushmer(1993)又对ABA样品在1.2GPa和1.8GPa条件下进行实验，确定角闪石的温度上限在1.2GPa以下为正斜率，为1000~1040℃，在1.2GPa以上为负斜率，1.8GPa时角闪石消失温度为890℃(图 3a)，石榴石出现压力约为1.1GPa，在石榴石域角闪石熔融反应为：hb+pl+q=g+cpx+L，对应图 2中反应R2。样品IAT为岛弧拉斑玄武岩，含有标准石英，角闪石为阳起-角闪石，并有镁铁闪石(cum)。该样品缺流体固相线低于800℃，角闪石上限为950℃。变质熔融过程可分为3个阶段(图 3c)：第一阶段变质反应为：cum+hb+q=opx+cpx+pl+L；第二阶段从约825℃镁铁闪石消失开始，变质反应为：hb+pl+q=opx+cpx+L；第三阶段石英消失后变质反应为：hb=opx+cpx+pl+L；至角闪石消失时熔体含量约为35%。IAT中固相线较低，与其中含有镁铁闪石以及水含量较高有关。

图 3

Fig. 3

图 3 Rushmer(1991, 1993)对碱性玄武岩(ABA)和岛弧拉斑玄武岩(IAT)实验确定的熔融相关系P-T图解(a)与物相含量变化图解(b、c) 图a主要展示了Rushmer (1993)对碱性玄武岩(ABA)的实验结果，其缺流体固相线(FAS)高于Rushmer (1991)对同一样品的实验结果；图b、c中的物相含量变化是依据Rushmer (1991)实验结果绘制的.图中cum为镁铁闪石，其它矿物代号见图 1和表 1 Fig. 3 P-T diagram (a) showing the melting relations for amphibolites with compositions of alkaline basalt (ABA) and island arc tholeiite (IAT) and modebox diagrams (b, c) experimentally calibrated by Rushmer(1991, 1993)

(2) Winther and Newton (1991)依据太古宙平均低钾拉斑玄武岩成分(AAT，表 1)和不同水含量(15%~0.78%)下进行熔融实验，实验条件为0.5~3.0GPa, 700~1100℃(图 4)。如图 4a所示，当水过量时(~15%)，岩石从饱和水固相线开始发生熔融，斜长石稳定域很小，在超过1.0GPa和800~850℃时消失；角闪石稳定域很大，压力上限可到达2.0~2.5GPa, 温度上限达到1100℃，为液相线矿物。当水含量为5.12%时(图 4b)，岩石也从饱和水固相线开始发生熔融，斜长石稳定域与图 4a一致；但角闪石稳定域大大缩小，在石榴石稳定域，其压力上限为负斜率，低于2.0~1.0GPa, 在石榴石稳定域以下，角闪石温度上限斜率很陡，小于1000℃，单斜辉石稳定域变大。当水含量为2.68%时(图 4c)，岩石的饱和水固相线只出现在2.5GPa以上，2.0GPa以下岩石从缺流体固相线开始发生熔融，该固相线温度大约为850℃，几乎与压力无关。在缺流体条件下，角闪石的稳定域小于斜长石，如在高压石榴石稳定域，角闪石的压力上限小于1.5GPa，在低压无石榴石域，角闪石温度上限低于1000℃；而斜长石压力上限可到2.0~1.5GPa，温度上限达到1050℃。当水含量为0.78%时(图 4d)，岩石的饱和水固相线也只出现在2.5GPa以上，岩石从缺流体固相线开始发生角闪石脱水熔融，其温度也约为850℃，在这种缺流体条件下，角闪石消失在固相线上。在高压石榴石稳定域，斜长石压力上限可到2.0GPa，温度上限达到1100℃。

图 4

Fig. 4

图 4 依据AAT成分实验确定的不同水含量的斜长角闪岩熔融相平衡关系的P-T图解(据Winther and Newton, 1991) L-熔体；G-石榴石；C-单斜辉石；A-角闪石；P-斜长石；V-挥发份，圆圈-奥长花岗岩质熔体；方框-英云闪长质熔体；菱形块-亚固相线组合 Fig. 4 P-T diagrams showing the melting relations of amphibolite of different water contents experimentally calibrated on the basis of AAT composition(after Winther and Newton, 1991)

该实验表明随着水含量越多，含水矿物角闪石稳定域增大，无水矿物斜长石、单斜辉石和石榴石稳定域减小；当水含量较高时，如图 4a-c，出现榴闪岩和熔体(GAL)稳定域，并随着水含量降低而减小。另外，图 4中也表示了熔体成分与温度、压力及水含量的关系，如温度越高、压力越低、水含量越高，越有利于形成英云闪长质熔体(图中正方形框)。而奥长花岗质熔体(图中圆圈)易于形成于低温、高压和低水的熔融条件下。如在过量水时，奥长花岗质熔体只出现于2.0GPa以上，温度低于900℃；当水含量为0.78%时，熔体成分主要为奥长花岗质。其实，熔体成分主要受部分熔融程度控制，部分熔融程度较低时，熔体为奥长花岗质，随着熔融程度增加熔体转变为英云闪长质。

(3) Wyllie and Wolf (1993)分析了在缺流体条件下角闪石脱水熔融反应的相平衡关系，如图 5所示，斜长角闪岩中角闪石的分解主要由两个多变(multivariant)反应控制：在低压无石榴石域，角闪石分解反应为hb+pl=cpx+L+OM (其它矿物)，斜率较陡(图 5中阴影区)，以形成单斜辉石为特征，从缺流体固相线开始，直到角闪石消失；在高压石榴石域，角闪石分解反应为hb+pl=g+L+OM(其它矿物)，其斜率近于水平，以形成石榴石为特征，该反应从饱和水固相线开始，直到角闪石消失，包括很宽的P-T区域。另外，但在1.0GPa以上的石榴石稳定域，角闪石消失线(hb-out)表现出两种型式，一种是从1.0~1.2GPa开始缓慢回弯(a)，另一种是在约2.0GPa以后迅速回弯(b)，Wyllie and Wolf (1993)认为尚无矿物学证据解释这种不同的样式。

图 5

Fig. 5

图 5 斜长角闪岩脱水熔融的相关系P-T图解(据Wyllie and Wolf, 1993) 图中:WS-饱和水固相线；OM-其它矿物 Fig. 5 P-T diagram showing the dehydration-melting phase relations of amphibolite summarized by Wyllie and Wolf (1993)

(4) Springer and Seck (1997)对新生代玄武岩中的下地壳麻粒岩包体进行了实验研究，除了岩石中存在的少量水之外，在体系中加入了1%的H₂O和2.44%的CO₂，保持实验过程中水的摩尔分数为X(H₂O)=0.5，讨论水活度被CO₂加入而降低时，基性岩熔融相平衡关系的变化。对样品S37的实验结果如图 6a所示，岩石的固相线为负斜率，约为700℃，接近基性岩饱和流体固相线，液相线为正斜率，约为1200℃。角闪石稳定上限为1050℃。岩石的基本相平衡关系与无CO₂的实验结果相似，如图 6b所示，在0.5GPa时，出现二辉麻粒岩组合，角闪石脱水熔融变质反应为：am+pl=opx+cpx+L+sp；1.0GPa时为石榴石二辉麻粒岩，角闪石脱水熔融变质反应为：am+g+pl=opx+cpx+L；1.5GPa为高压麻粒岩组合，角闪石脱水熔融变质反应为：am+pl=g+cpx+L。当H₂O活度较低时，对角闪石稳定上限影响不大，但含水矿物的含量大大降低，无水矿物的含量升高、稳定域增大。如斜方辉石可以出现于700~750℃，比无CO₂的实验结果低50~100℃。但水活度被CO₂加入而降低时，熔体含量非常少，如在900℃时，熔体含量低于55%~8%。

图 6

Fig. 6

图 6 Springer and Seck (1997)对麻粒岩样品S37实验确定的熔融相关系P-T图解(a)与物相含量变化图解(b) Fig. 6 P-T diagram (a) showing the melting relations for a granulite sample S37 and modebox diagrams (b) experimentally calibrated by Springer and Seck (1997)

(5) Vielzeuf and Schimidt (2001)总结了以往对基性岩的实验研究结果，提出在1.0GPa以上时，黝帘石/绿帘石会稳定存在至饱和流体固相线以上，控制熔融作用，因此，与泥质岩中有白云母和黑云母两种含水矿物控制缺流体熔融一样，在基性岩中由绿帘石和角闪石控制熔融过程(图 7)。在0.1GPa以下，am+q组合在亚固相线下分解，形成二辉麻粒岩组合，然后发生饱和流体固相线熔融，固相线组合均为无水矿物。在0.1~0.8GPa之间，绿帘石在亚固相线下分解，饱和流体固相线矿物组合为am+pl+q，为斜长角闪岩，至900~950℃时发生角闪石脱水熔融反应，其中斜长石的地位是模糊的，很有可能是消耗钠长石、生成钙长石。在0.8~1.0GPa之间，实验和自然观察都表明角闪岩中会出现石榴石，在绿帘石稳定域内，变质反应为很小的正斜率，该反应对流体是守恒的；在绿帘石分解熔融以上，形成石榴石的反应为很小的负斜率；在am+q稳定域以上，形成石榴石的反应对应图 2中R3。在1.0~1.5GPa之间，饱和流体固相线组合为am+ep+pl+g+q, 为石榴斜长角闪岩，升温可依次发生饱和流体固相线熔融、绿帘石分解熔融和角闪石分解熔融反应。在1.5~2.5GPa，饱和流体固相线组合为am+ep+g+om+qz, 为角闪石榴辉岩，绿帘石和角闪石分解熔融反应特点与1.0~1.5GPa类似。在2.5~3.0GPa之间，饱和流体固相线组合为ep+g+om+q，为绿帘石榴辉岩，可出现饱和流体固相线和绿帘石熔融反应，在3.0GPa以上，饱和流体固相线组合为g+om+coe，为柯石英榴辉岩，只发生饱和流体固相线熔融反应。

图 7

Fig. 7

图 7 Vielzeuf and Schimidt (2001)依据MORB成分建立的基性岩熔融相平衡关系P-T图解 左侧方框中的矿物为流体饱和固相线上的平衡组合，图中注明了am+q组合通过多变反应分解范围.矿物代号：am-角闪石；coe-柯石英；ep-绿帘石；om-绿辉石；F-流体，其它见表 1 Fig. 7 P-T diagram showing the melting relations for metabasites with MORB compositions from Vielzeuf and Schimidt (2001)

本文利用Green et al. (2016)建立的与基性岩熔融有关的熔体及角闪石与辉石活度模型和THERMOCALC3.45程序(Holland and Powell, 2011)，在Palin et al. (2016)的基础上，计算了MORB成分基性岩的P-T视剖面图，讨论了封闭体系与开放体系中的熔融过程与变质反应。

依据MORB成分(Sun and McDonough, 1989, 表 1)和NCKFMASHTO体系计算了P-T视剖面图(图 8)，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 8中相数最多的组合含有9个相，自由度f=3，相数最少的组合含有4个相，自由度f=8。图中饱和水固相线在1.1GPa以下为负斜率，以上为正斜率。图中所示的基本相平衡关系与前面的实验结果相似，如石榴石出现(g-in)在0.9~1.0GPa以上，在温度低于opx稳定域，形成石榴石的反应为负斜率，在斜方辉石出现后，形成石榴石的反应为正斜率。角闪石稳定上限(hb-out)在低压无石榴石域为较陡的正斜率，在1.0GPa以上的石榴石稳定域为负斜率，其基本型式类似于Wyllie and Wolf (1993)推测的第一种情况类似(图 5中a: hb-out)。绿帘石(ep-out)稳定于高压低温区域(>0.8GPa, < 750 ℃)。斜长石稳定上限(pl-out)达到1.9GPa，在角闪石稳定域pl-out为正斜率，角闪石消失后pl-out为负斜率。斜方辉石的温度下限为800℃，压力上限为1.1GPa。

图 8

Fig. 8

图 8 MORB成分基性岩在NCKFMASHTO体系中的P-T视剖面图解 计算所用岩石的摩尔百分数为：H2O=5.437，SiO2=50.086，Al2O3=8.691，CaO=11.671，MgO=12.145，FeO=7.784，K2O=0.215，Na2O=2.498，TiO2=1.006，O=0.467.图中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；L5-45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 %)。bi-黑云母；Ep-绿帘石；H-水流体，ilm-钛铁矿；L-熔体；mu-白云母，ru-金红石；sph-榍石；其它同表 1和图 1 Fig. 8 P-T pseudosection in the NCKFMASHTO system for a metabasite with MORB composition

图 8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、熔体含量会相应发生变化。下面按照0.7GPa和1.5GPa两种压力下等压加热过程讨论所发生的变质反应与熔体含量变化。

在0.7GPa下升温发生的矿物与熔体含量变化与变质熔融反应如图 9a所示，在亚固相线下发生含水矿物角闪石与黑云母脱水反应，hb+bi+sph+q=cpx+pl+H₂O，至663℃时发生饱和水固相线熔融反应，bi+pl+cpx+q+H₂O=hb+L，消耗无水矿物及黑云母，形成角闪石和熔体；当水流体耗尽后，开始发生角闪石脱水熔融反应，hb+q(±bi±sph)=cpx+pl+L(±ilm)，早期阶段有黑云母和榍石参与熔融，在680℃黑云母消失，在792~801℃榍石转变为钛铁矿。至849℃时出现斜方辉石，很快石英消失，熔融反应为：hb+pl=cpx+opx+ilm+L, 在1015~1055℃，钛铁矿转变为金红石；至1065℃时角闪石消失。在这一过程中，角闪石脱水熔融的温度范围约为400℃(663~1065℃)，在形成斜方辉石之前，熔体增加缓慢(4mol%→15mol%)，斜方辉石出现后，熔体含量迅速增加，至角闪石消失时，熔体增至55mol%。这里应该指出的是视剖面图上的每一矿物组合实际上都代表一个变质反应，随着P-T条件变化，矿物相的成分和含量都会变化，含量降低的为反应物，含量增加的为生成物。

图 9

Fig. 9

图 9 MORB成分基性岩在0.7GPa(a)和1.5GPa(b)等压升温熔融过程中的矿物及熔体含量变化图解 Fig. 9 Modebox disgrams showing the variation in mode of minerals and melt for a metabasite with MORB composition during an isobaricheating under pressure of 0.7GPa (a) and 1.5GPa (b)

在1.5GPa下升温所发生的矿物与熔体含量变化与变质熔融反应如图 9b所示。在亚固相线下发生含水矿物角闪石、绿帘石和白云母脱水反应，至661℃时发生饱和水熔融：hb+ep+mu+q+sph=g+cpx+L；水流体耗尽后，开始发生含水矿物的脱水熔融反应：hb+sph+q (±ep±mu)=g+cpx+L，早期阶段有绿帘石和白云母参与熔融，在727℃发生绿帘石消失，734℃白云母消失，熔体含量小于6mol%，含水矿物只剩下角闪石；在753℃出现斜长石后，熔融反应为：hb+q±sph=g+cpx+pl+L±ru, 在785~794℃之间，榍石转变为金红石，熔体含量升至10mol%，以后角闪石迅速较少，至895℃石英消失后，熔融反应变为hb+pl=g+cpx+ru+L，至952℃角闪石消失，熔体含量增至30mol%，以后发生无水矿物熔融。在这一过程中，角闪石脱水熔融的温度范围为300℃(661~952℃)。在榍石消失之前，角闪石含量降低和熔体含量增加都比较缓慢，榍石消失后，角闪石含量降低和熔体含量增加都比较迅速。

在封闭体系中，大量熔体滞留(retention)在原地，形成深熔岩，在降温过程中，熔体结晶会导致峰期麻粒岩相峰期组合与熔体反应形成角闪岩相的固相线组合。从流变学角度看，大量熔体滞留在原地是不可能的(Vigneresse et al., 1996; Renner et al., 2000; Sawyer, 2001)。Palin et al. (2016)利用苏格兰西北部Lewisian杂岩中的太古宙斜长角闪岩讨论在封闭和开放体系中变质深熔反应的特点。如图 10a所示，该斜长角闪岩在封闭体系中的变质深熔反应与图 8、图 9中MORB成分相似，在0.7GPa等压加热至约660℃时，发生饱和流体固相线熔融，然后发生角闪石和黑云母脱水熔融反应：hb+bi+q±sph=cpx+pl+L±ilm；约800℃时，出现斜方辉石，角闪石脱水熔融反应：hb+pl=cpx+opx+L+ilm，该反应中斜方辉石开始为生成物，在约880℃以后，变为反应物，角闪石稳定上限达到1030℃，熔体含量约为68mol%。

要模拟开放体系中的变质熔融反应行为，首先考虑熔体循环抽取过程，即一当熔体含量达到一个临界门限时，就发生熔体丢失(Yakymchuk and Brown, 2014)。如果假设熔体含量7mol%为熔体丢失门限(Rosenberg and Handy, 2005)，并假设每次排泄后仍有有1mol%熔体滞留在原地。在0.7GPa加热至728℃熔体含量达到门限，即有6%熔体丢失。由于熔体抽取会改变全岩成分，因此必须用调整后的新成分计算每次排泄后的相平衡组合，如图 10b所示，各个相的稳定边界变成锯齿状。与图 10a对比，在开放体系中变质深熔反应基本相同，但角闪石的稳定域明显增大。根据Palin et al. (2016)计算表明加热过程中由于不断发生熔体积累和分离，会导致排出熔体的残余物不断富集Al₂O₃、CaO、MgO、TiO₂和Fe₂O₃，亏损H₂O、SiO₂、K₂O和Na₂O，FeO开始富集，但在第四批熔体排出后开始亏损。

图 10

Fig. 10

图 10 依据Lewisian杂岩中的斜长角闪岩在封闭体系(a)和开放体系(b)计算的矿物及熔体含量变化(据Palin et al., 2016) Fig. 10 Modebox diagrams showing the mode variation of minerals and melt for a Lewwisian amphibolite in a closed-system (a) and open-system (b) environment during heating at 0.7GPa (after Palin et al., 2016)

TTG质岩石是大陆地壳的主体(Jahn et al., 1981; Drummond and Defant, 1990; Martin, 1994)，并主要形成于在2.5~4.0Ga之间(Rundnick and Gao, 2004)。其主量元素特征为SiO₂＝65%~73%，Mg^#=0.30~0.50，A/CNK=1.0±0.05，高Ba、Sr (通常>400×10^-6), 低Y ( < 18×10^-6)和重稀土(HREE，Yb < 1.9×10^-6), 具有较高的(La/Yb)_N (>15) 和Sr/Y (多>40), 亏损Nb、Ta、Ti, 缺少负Sr和Eu异常(Martin, 1999; Defant and Drummond, 1990; Condie, 2005; Martin et al., 2005)。Moyen(2011)总结认为TTG质岩石的地球化学特征变化多样，可划分为高压型、中压型和低压型三类。高压型相对富集Al₂O₃, Na₂O和Sr; 亏损Y、Yb、Ta和Nb，稀土分馏程度高，低压型的地球化学特征与高压型相反。一般认为TTG质岩石是基性岩部分熔融的产物，并且熔融残余物中要有石榴石，熔融条件相当于石榴角闪岩相和榴辉岩相(如Rapp et al., 1991, 2003; Sen and Dunn, 1994; Springer and Seck, 1997)。

图 11中展示了不同实验熔体成分及其与太古宙TTG质岩石的对比。如Schmidt et al. (2004)总结认为基性岩在1.0~2.5GPa下的部分熔融实验形成的熔体成分与太古宙TTG质岩石相似。其实基性岩在小于1.0GPa下形成的熔体也为TTG质，如Beard and Lofgren (1991)的实验压力为0.1~0.7GPa。Winther and Newton (1991)实验研究了熔体成分与温度、压力及水含量的关系，如图 4所示，温度越高、压力越低、水含量越高，越有利于形成英云闪长质熔体；相反在温度越低、压力越高和水含量较低时，有利于形成奥长花岗质熔体。Rapp and Watson (1995)在0.8~1.6GPa，1000~1100℃对4个变质基性岩样品的实验结果表明，当熔体低于5%时，为富钾花岗质；当熔体含量为5%~10%时，为低铝奥长花岗质；只有在角闪石稳定域之外熔体含量可达到20%时，可形成英云闪长质熔体，他们认为形成太古宙TTG质岩石需要熔融程度为20%~40%，需要熔融温度为1050~1100℃之间。因此，基性岩部分熔融的熔体成分主要受部分熔融程度控制，部分熔融程度很低时，形成富钾熔体，随着熔融程度增加转变为奥长花岗质到英云闪长质。另外，熔体成分受源岩成分控制，如图 11中极端富钙的基性岩形成的熔体也为非常富钙的英云闪长质熔体(图中4)，而相对富钠的基性岩形成奥长花岗质-英云闪长质熔体(图中2)，尤其是只有相对富钾的基性岩才能形成花岗闪长质到石英二长质熔体(图 11中5)。

图 11

Fig. 11

图 11 表示不同实验熔体和初始源岩成分及其与太古宙TTG质岩石的对比Ab-An-Or图解 图中Exp(浅色阴影区)为Schmidt et al. (2004)总结的在1.0~2.5GPa下的基性岩实验熔体成分; 实验熔体(深色阴影区)及初始源岩(五星号)：(1-3)，Beard and Lofgren (1991)样品478, 555和557；(4)Wolf and Wyllie (1994)；(5) Patiño-Douce and Beard (1995). HP、MP和LP为高压型、中压型和低压型TTG(Moyen, 2011). Ab-An-Or图解引自Barker(1979)，Ton-英云闪长岩；Grd-花岗闪长岩；Gro-花岗岩；Tro-奥长花岗岩；Mon-石英二长岩 Fig. 11 Ab-An-Or diagram showing the compositions of melts and starting materials from different experiments and their comparison with the Archean TTGs

TTG质岩石的微量元素特征要求与熔体平衡的残余物中要有石榴石。如图 12a所示，具有FSS成分的基性岩在0.8GPa/1000℃熔融程度为18%时，残余物为角闪石约60%、斜长石约15%及少量斜方辉石和钛铁矿(Rapp and Watson, 1995)，不能造成熔体亏损重稀土。在2.2GPa/1050℃熔融程度为35%时，残余物为单斜辉石约35%、石榴石约28%及少量金红石，以及在3.2GPa/1100℃熔融程度为20%时，残余物为单斜辉石约35%、石榴石约43%及少量金红石(Rapp and Watson, 1995)，在后两种情况下残余物都为榴辉岩，与之平衡的熔体都亏损重稀土，并且亏损程度与石榴石含量正相关，熔体的REE特征可以与太古宙典型TTG对比(Rapp et al., 2003; Martin, 1999)。但与此不同的是Springer and Seck (1997)对样品S37在0.5GPa/940℃、1.0GPa/1000℃、1.25GPa/1050℃和1.5GPa/900℃下进行部分熔融，熔融程度依次为8%、20%、20%、7%，相应的残余物成分及含量变化见图 6。熔体的稀土特征如图 12b所示，在1.0~1.25GPa熔融程度为20%的熔体稀土特征就可以与太古宙典型TTG对比，而更高压力下如1.5GPa形成的熔体重稀土会偏低，0.5GPa下的熔体重稀土富集。

图 12

Fig. 12

图 12 不同实验熔体的稀土元素配分图解及其与太古宙典型TTG的对比 (a)Rapp et al. (1991)对FSS(粗实线)实验结果；(b)Springer and Seck (1997)对S37(粗实线)的实验结果.虚线表示熔体稀土特征，标注数字如0.8/1000表示实验压力(GPa)与温度(℃).典型TTG的稀土数据引自Martin (1999) Fig. 12 Chondrite-normalized rare-earth element distribution diagrams from different experimental melts and their comparison with those of the typical Archean TTGs

现有实验和模拟结果表明基性岩熔融压力越高，石榴石含量越多，相应的熔体稀土分馏程度增高，(La/Yb)_N值变大，Sr/Y值增高，Yb、Y等含量降低，但不同实验结果相差较大。如图 13所示，Rapp et al. (2003)在2.0~4.0GPa实验表明与榴辉岩平衡的TTG质熔体(La/Yb)_N < 70, Yb_N=1~8，Sr/Y=20~200, Y=1×10^-6~10×10^-6 (图 13a, b)，与太古宙中压型TTG的特征更相似，因此，认为太古宙TTG是在榴辉岩相条件下由基性岩部分熔融形成的。Qian and Hermann (2013)针对下地壳成分的基性岩进行高温高压实验，提出在1.0~1.25GPa/800~950℃熔融程度为10%~40%时形成熔体的主量和微量元素特征与太古宙TTG最类似。更高压力如1.35~1.5GPa /900~1000℃的熔体Yb偏低，(La/Yb)_N偏高(图 13a)，更高温度下的熔体TiO₂偏高。随着压力增高，熔体的Sr/Y增加，Y含量降低，在1.5GPa时形成的熔体Sr/Y值可与Moyen (2011)划分的中高压型相当，在1.25GPa和1.0GPa下形成的熔体与低压型TTG相当(图 13b)。Zhang et al. (2013)对具有E-MORB成分的基性岩进行熔融实验提出在大约1.2GPa/800~1000℃条件下形成熔体的(La/Yb)_N=15~40, Yb_N=2~6，与太古宙TTG类似。随着温度增高，熔体的Sr/Y增加，Y含量降低，总体相当于低压型TTG(图 13b)。

图 13

Fig. 13

图 13 不同实验熔体的(La/Yb)N-YbN图解(a)和Sr/Y-Y图解(b)及其与太古宙TTG质岩石的对比 图中HP、MP和LP为高压型、中压型和低压型TTG数据引自Moyen(2011)；Rapp03，Rapp et al. (2003)在2~4GPa实验确定的TTG质熔体；Qian13, Qian and Hermam (2013)实验确定的TTG质熔体，实验条件如1.5/900表示1.5GPa/900℃，Zhang13, Zhang et al. (2013)实验确定的TTG质熔体, 实验压力为1.2GPa，温度为800、850、900、1000℃ Fig. 13 (La/Yb)N vs. YbNdiagram (a) and Sr/Y vs. Y diagram (b) of different experimental melts anf their comparison with the Archean TTGs

有些学者研究认为TTG质岩石的Nb/Ta和Zr/Sm值可以指示熔融压力条件。如图 14所示，Foley et al. (2002)对基性岩(F)进行部分熔融实验，发现熔体的Zr/Sm值增加，Nb/Ta值会随着P-T条件和矿物组合变化而变化：当与金红石榴辉岩共生时，熔体(F-REC)Nb/Ta值升高，与无金红石的榴辉岩共生时，熔体(F-EC)Nb/Ta值与源岩一致，而与石榴角闪岩共生时，熔体(F-AM)Nb/Ta值降低，熔体中的Nb和Ta含量主要受控于残余物中金红石控制。由于大多数太古宙TTG质岩石具有较低Nb/Ta值(3~15) 和较高Zr/Sm值(90~200)，Foley et al. (2002)提出太古宙TTG质岩石只能在小于1.5GPa下由低镁石榴角闪岩部分熔融形成，而不能由含金红石的榴辉岩形成，因为与后者平衡的熔体Nb/Ta值太高。但Rapp et al. (2003)提出TTG质岩石的Nb/Ta和Zr/Sm值主要受源岩控制，如图 14所示，他们对玄武质岩石(R)在3.8GPa的超高压榴辉岩相下进行部分熔融实验，30%部分熔融形成的熔体(R-EC)的Nb/Ta值比源岩稍有增高。因此，Rapp et al. (2003)认为大多数TTG质岩石应该由低Nb/Ta值的弧型玄武质在大于1.5GPa的榴辉岩相条件下部分熔融形成。但Moyen (2011)统计发现太古宙不同类型TTG及其潜在源岩(如太古宙科马提岩和玄武岩)的Nb/Ta和Zr/Sm值变化范围很大，与高压型、中压型和低压型TTG在很大范围内重叠，TTG质岩石的Nb/Ta值不能简单地指示熔融的压力条件。

图 14

Fig. 14

图 14 不同实验熔体的Nb/Ta与Zr/Sm图解及其与太古宙TTG和不同基性岩的对比 图中HP、MP和LP为高压型、中压型和低压型TTG(Moyen, 2011)；图中展示了Foley et al. (2002)实验研究基性岩全岩(F)及与石榴石角闪石岩(F-AM)，无金红石的榴辉岩(F-EC)和含金红石的榴辉岩(F-REC)平衡的熔体；Rapp et al. (2003)实验研究基性岩全岩(R)及在3.8GPa下得到的与榴辉岩平衡的熔体(R-EC)；AR-K/B，太古宙科马提岩和玄武岩；MORB, IAB, OIB, 现代洋中脊、岛弧和洋岛玄武岩 Fig. 14 Nb/Ta-Zr/Sm diagram for different experimental melts and their comparison with thoase of the Archean TTGs and basic rocks of differnet sources

变质基性岩在高温-超高温条件下的矿物组合变化与熔融反应主要受角闪石、斜长石和石榴石稳定域的控制。

(1) 角闪石的稳定性。多数角闪石脱水熔融反应实验研究表明，在1.0GPa以下角闪石温度上限为900~1100℃，角闪石消失界线为正斜率，只有Beard and Lofgren (1991)实验确定的角闪石稳定上限为负斜率。在1.0GPa以上角闪石消失线有两种行为：第一种是角闪石消失线为正斜率，到2.0~2.2GPa之后，变得平缓，并与固相线之下的角闪石压力上限相连(如图 15a中WW93b，Vielzeuf and Schimidt, 2001, 图 7)；第二种是1.0GPa以上石榴石出现后角闪石消失线变为负斜率，温度随压力升高而降低，并与饱和水固相线相连，温度变化于700~1100℃，压力上限为2.4~2.5GPa(图 15a中WW93a; SD94，R93)，Wyllie and Wolf (1993)讨论认为尚不知控制这两种角闪石消失行为的矿物学原因。本文图 8中对MORB成分基性岩相平衡模拟计算确定的角闪石消失线与第二种行为相似。

图 15

Fig. 15

图 15 变质基性岩中角闪石(a)、斜长石(b)和石榴石(c)稳定性P-T图解 图a中表示了斜长角闪岩的缺流体固相线和角闪石的稳定上限或消失线(am-out)；图b中表示了流体饱和、缺流体和干体系三种条件下的斜长石稳定上限(pl-out)；图c中石榴石出现(g-in)与流体行为无关.L91, Beard and Lofgren (1991)；G67a, Green (1967)对高铝玄武岩的实验结果；GR67o，GR67q，Green and Ringwood (1967)对碱性橄榄拉斑玄武岩和石英拉斑玄武岩的实验结果；LBE96, Liu et al. (1996); LC01, Lopez and Castro (2001)；PB95, Patino-Douce and Beard (1995)；QH13，Qian and Hermann (2013)；R91I，Rushmer (1991)对IAT的实验结果；R93A，Rushmer (1993)对ABA的实验结果；RW95, Rapp and Watson (1995)；SD94, Senn & Dunn (1994)；SS97, Springer and Seck (1997)；WN91, Winther and Newton (1991)；ww93a, b, Wyllie and Wolf (1993).图 8, 表示了图 8中模拟的角闪石、斜长石和石榴石稳定界限.Ab=Jd+Qz反应引自Holland(1980) Fig. 15 P-T diagrams showing the stabilites of amphibole (a), plagioclase (b) and garnet (c) in metabasites

基性岩中角闪石消失的温度受全岩成分控制。在富SiO₂或石英含量高的岩石中，角闪石消失温度低，如Palin et al. (2016)模拟计算表明在闪长岩中角闪石消失温度最高不到900℃，远低于MORB成分的基性岩。全岩Mg^#对角闪石的稳定性也有些影响，如Moyen and Stevens (2006)推测科马提质玄武岩中的角闪石稳定温度比石英拉斑玄武岩更高，尤其是在1.0GPa以上的高压部分。实验中角闪石的温度上限与初始角闪石成分有关，富Ti、贫硅、富镁角闪石温度(1000~1100℃)高于贫钛、富硅、贫镁角闪石( < 1000℃)。Winther and Newton (1991)实验表明水含量增加有利于提高角闪石的稳定性，而在缺水条件下角闪石消失在固相线上(图 4d)。但是在图 10中模拟结果显示在不断发生熔体丢失，因而水含量降低的开放体系中，似乎角闪石的稳定域更大。

(2) 斜长石的稳定性。在亚固相线下，斜长石稳定上限为正斜率，其上限压力随温度升高而升高，压力上限受反应ab=jd+q控制，即斜长石越富钠，其稳定压力越高，由此可以推测斜长石在酸性岩中比在基性岩中稳定域大得多，或者说斜长石的稳定域随岩石中SiO₂含量增加而增加。有些在干基性岩体系中确定斜长石稳定性的实验温度达到1000~1200℃，但在温度低于岩石的干固相线时，所得斜长石稳定上限仍为正斜率，斜长石压力上限与基性岩成分有关。如图 15b所示，Green and Ringwood(1967)确定石英拉斑玄武岩中斜长石压力上限为2.0GPa/1100℃，碱性橄榄玄武岩中斜长石消失压力较低，Green(1967)实验确定高铝玄武质岩石中斜长石压力上限为2.4GPa/1100℃。在角闪石脱水熔融实验中斜长石上限受流体行为控制。如图 15b所示，在缺流体条件下斜长石上限为较陡的负斜率，主要受温度控制，为1000~1100℃，随着压力降低斜长石上限温度升高；在水饱和条件下斜长石上限为中等负斜率，斜长石的稳定域随着水含量增加而缩小(图 4)。Liu et al. (1996)实验表明在亚固相线下斜长石上限为正斜率，穿过固相线后马上变为负斜率。这是因为在超固相线下斜长石参与熔融反应，而水含量增高会促进斜长石进入熔体。

图 8中对MORB成分基性岩模拟计算表明斜长石在亚固相线下的行为与Liu et al. (1996)的实验结果一致，但在超过固相线后仍然为正斜率，直到角闪石消失后变为中等负斜率，在石榴石消失后的低压区域，为很陡负斜率，温度达到1150℃。如前所述，在超固相线下，斜长石的稳定性受水含量控制，或者说水含量会直接影响斜长石上限转变为负斜率的温度，我们模拟计算中所用的水含量大致相当于缺流体实验中的水含量。如果水含量更低，斜长石上限斜率转变的温度会更高。在实际变质深熔过程中应该为开放体系，不断发生熔体丢失，导致岩石体系中的水含量不断降低，尤其是在角闪石消失后，不再有水流体释放，岩石会变为干体系，因此斜长石上限不会变为负斜率。

(3) 石榴石稳定性。不同学者在进行角闪石熔融实验中确定的石榴石的稳定域比较接近，如在800~900℃时，石榴石出现压力为0.9~1.0GPa，表现为平缓的正斜率，在850~900℃以上石榴石出现曲线斜率更陡些(如Winther and Newton, 1991；Wyllie and Wolf, 1993; Rapp and Watson, 1995; Liu et al., 1996; Springer and Seck, 1997; Lopez and Castro, 2001)。只有Qian and Hermann (2013)实验确定的石榴石出现曲线在900℃以下为负斜率，900℃以上为正斜率。Green and Ringwood (1967)在干基性岩体系中实验结果表明石榴石出现压力与岩石的SiO₂含量及Mg^#有关，如在石英拉斑玄武岩中石榴石出现压力约为1.5GPa/1100℃, 在碱性橄榄拉斑玄武岩和高铝玄武岩中为1.2GPa/1100℃(图 15c)；岩石的Mg^#越低，越有利于石榴石出现，这些干体系中的实验结果与含水体系相似，说明石榴石的出现受流体行为影响不大。图 8中对MORB成分的基性岩模拟计算结果表明石榴石出现曲线在900℃以下为负斜率，在900℃出现斜方辉石后变为交平缓的正斜率，但是在低温部分石榴石曲线的负斜率与所模拟体系中忽略MnO有关，如果加入MnO，石榴石的稳定域会明显扩大(Wei et al., 2004)。Liu et al. (1996)在700℃的低温下的实验结果表明具有MORB成分的基性岩石榴石出现压力为0.9GPa。

变质基性岩中的熔融变质反应包括饱和流体固相线熔融和缺流体条件下含水矿物脱水熔融。Vielzeuf and Schmidt (2001)强调绿帘石和角闪石分解对基性岩熔融都起作用，与泥质岩缺流体熔融受白云母和黑云母两个含水矿物控制类似，基性岩的缺流体熔融受绿帘石和角闪石两个含水矿物控制(图 7)。本文的相平衡模拟也支持绿帘石也可以稳定到饱和流体固相线以上，但如图 8和图 9b所示，在固相线以上绿帘石与角闪石、白云母一起熔融，当绿帘石消失时，熔体含量较低，说明绿帘石分解对熔体贡献不大，这与泥质岩中白云母不同，后者独立发生熔融，并可以形成约10%熔体。因此，基性岩的部分熔融主要受到角闪石脱水熔融控制。实验研究表明角闪石脱水熔融反应在石榴石域和无石榴石域的行为不同。

在1.0GPa以下的无石榴石域，角闪石分解反应斜率较陡，以形成辉石为特征(Wyllie and Wolf, 1993，图 4)，该反应对应图 2中反应，R1：hb+q=cpx+opx+pl+L。如前所述，该反应在实际岩石中应为多变滑动反应，如在图 8中的NCKFMASHTO体系中，反应R1自由度为5，石英消失后反应自由度为6(考虑TiO₂时，出现钛铁矿或金红石)，这种多变滑动反应会持续存在较宽的温度范围。很多学者依据不同基性岩成分的实验结果确定该反应开始发生温度为800~900℃之间(图 15a)，以基性岩中出现一定含量的熔体(3%~5%)为标志。很多学者称之为斜长角闪岩缺流体固相线，即一个斜长角闪岩(hb+pl+q)在没有流体相存在时，升温至800~900℃时，才开始发生熔融，形成可以观测到的熔体。在缺石榴石域，多数实验研究确定的固相线为与压力无关的直线(Winther and Newton, 1991；Beard and Lofgren, 1991；Rushmer, 1991, 1993)。但Wolf and Wyllie (1993)推测斜长角闪岩缺流体固相线为较陡的正斜率，温度超过900℃。这些缺流体固相线温度不同的原因之一是所用起始样品水含量不同，如有些实验中选择如选择低角闪岩相样品，其水含量会偏高，致使所观测的‘固相线’温度偏低，另一种原因是在缺流体条件下实验不一定都完全达到平衡。

反应R1结束的标志是角闪石消失，如图 15a所示，在无石榴石域角闪石消失温度为1000~1100℃，因此，反应R1滑动温度范围可超过到200~300℃(图 16)。

图 16

Fig. 16

图 16 表示变质基性岩中角闪石脱水熔融反应的P-T图解 图中ES为本文确定的有效固相线，M01为Moyen (2001)确定的基性岩有效固相线，GR67q为Green and Ringwood (1967)确定的石英拉斑玄武岩干固相线，图中的角闪石脱水熔融反应忽略了含钛相，其它见图 15 Fig. 16 P-T diagram showing the dehydration melting reactions of amphibole in metabasites

图 8中的相平衡模拟表明，反应R1的下限应该以斜方辉石出现为标志(opx-in)，相应的熔体含量约为15mol%，远高于在多数实验中得到的熔体含量。其原因之一是计算图 8时所用的水含量是以1.1GPa时的最低饱和水固相线确定的，相对其它压力来说，这一水含量明显偏高，初步计算表明在0.5~0.8GPa下，利用这一水含量所计算的熔体含量约偏高5mol%。从模拟计算来看，角闪石的脱水熔融是从饱和流体固相线开始的，如图 8和图 9a所示，即使一斜长角闪岩组合在亚固相线下升温脱水，所形成的流体全部丢失，岩石处于缺流体状态，至饱和流体固相线(如662℃/0.7GPa)时不发生熔融，但在固相线以上的接续升温脱水，就会诱发熔融，只是在斜方辉石出现以前，熔体增量较少。因此，角闪石的脱水熔融可分为两部分：在斜方辉石出现以后，受R1控制，在斜方辉石出现以前，受反应hb+q±sph=cpx+pl+L±ilm (R1a)控制。因此，以往实验确定的斜长石角闪岩缺流体固相线应该相当于基性岩的有效固相线(effective solidus)，Moyen (2011)推测的有效固相线在无石榴石域与图 8中模拟计算的斜方辉石出现温度相似(图 16)。

不同实验所得到的在石榴石域角闪岩开始熔融或缺流体固相线温度及斜率都不相同。如Winther and Newton (1991)确定该固相线是与压力无关的直线，温度约为850℃，直到2.0GPa以上与角闪石压力上限相连；但Sen and Dunn (1994)实验确定的流体固相线为负斜率，与角闪石上限曲线平行；Patiño-Douce and Beard (1995)得到的固相线为正斜率。Wyllie and Wolf (1993)认为在石榴石稳定域，角闪石脱水熔融从饱和水固相线开始，反应斜率很缓，以形成石榴石为特征。Vielzeuf and Schmidt (2001)认为形成石榴石的反应为很缓的正斜率，但角闪石熔融为很陡的负斜率，温度为900~950℃(图 7)。

相平衡模拟计算(如图 8、图 9b)表明在石榴石稳定域角闪石熔融从饱和流体固相线开始，可分为两部分。在斜长石稳定域，反应为hb+pl+q (±mu±ep±sph)=g+cpx+ru+L，低温等部分有白云母、绿帘石和榍石参与反应，该反应相当于图 2中反应R2。在NKCFMASHTO体系中，其自由度一般大于4。理论上，这种高变度反应并没有固定的斜率。就R2来说，如果强调石榴石形成，其反应斜率应该为比较平缓的负斜率，大致平行于图 8中的石榴石出现曲线g-in；如果强调熔融作用，反应斜率相当于图 8中熔体等值线，为较陡的负斜率，图 16中R2反应箭头指向大致垂直于熔融反应斜率。在斜长石稳定域内，角闪石上限曲线(hb-out)为负斜率，温度可超过1000℃。因此，反应R2的滑动温度范围可超过400℃，随着压力升高而缩小。在斜长石消失后角闪石脱水熔融反应为hb+q±ep±mu±sph=g+cpx+ru+L(R2a)，低温部分有绿帘石、白云母和榍石参与熔融反应，该反应的斜率(熔体含量等值线)比有斜长石的反应Ra稍陡些。在无斜长石域角闪石消失温度一般小于950℃，因此，反应R2a的滑动温度范围多小于300℃。从图 8的模拟结果看，在斜长石消失后角闪石的熔融可以形成20%熔体。

显然，相平衡模拟与实验结果相差较大，不同实验研究中所确定的斜长角闪岩缺流体固相线只能代表基性岩中出现明显可观测的熔体，并不代表角闪石开始熔融的条件，应称之为有效固相线。Moyen (2011)推测在石榴石域有效固相线为较陡正斜率(图 16)，但从图 8的模拟来看，并以熔体含量约10%为参考，确定有效固相线(ES)如图 16所示。至于不同实验结果确定的缺流体固相线的温度差异，则可能与实验物质中的水含量和其他成分不同有关。

在大于2.4~2.5GPa角闪石消失后，基性岩中的含水矿物为绿帘石。Moyen (2011)推测岩石的有效固相线会超过1000℃，并与压力无关(图 16)。但在很多基性岩中绿帘石会在亚固相线下消失，即使能够稳定到固相线以上，其含量也很少，因此对熔融贡献不大。尤其是在不断发生熔体丢失的开放体系中，随着早期形成含水熔体丢失，接续的熔融作用只能受干固相线控制，岩石的有效固相线温度会超过1200℃(图 16)。

在变质岩教科书上，对角闪岩相、麻粒岩相与榴辉岩相之间的界限有不同的划分方案，如图 17a所示，Winter (2010)提出角闪岩相与麻粒岩相之间的温度界限约为700℃，这种变质相的划分方案虽然广泛流传，但与基性岩实验岩石学和相平衡模拟资料相差很大。实验岩石学资料表明斜长角闪岩的有效固相线介于800~900℃之间，相平衡模拟的斜方辉石出现温度下限也大于800℃。而在700~800℃之间(小于1.0GPa)发生滑动变质反应R1a，基性岩的矿物组合以角闪石为主，不应该属于麻粒岩。Winter (2010)确定的榴辉岩相的压力下限比较平缓，约为1.2~1.4GPa。如果把斜长石的稳定上限定义为榴辉岩相的下限，这一边界在低于700℃时与实验及模拟计算结果相似(Liu et al., 1996)，但是在高温部分与基性岩中斜长石的稳定上限相差较大(Green and Ringwood, 1967)。Brown (2014)把角闪岩相与麻粒岩相之间的温度界限确定为800~850℃(图 17b)，如把大于900℃的温度范围定义为超高温麻粒岩相，正常麻粒岩相的温度范围很窄。麻粒岩相的压力上限为蓝晶石-夕线石转变线，以上为榴辉岩-高压麻粒岩相(E-HGR)。

图 17

Fig. 17

图 17 高温-超高温变质基性岩中变质相的划分方案(a, 据Winter, 2010; b, 据Brown, 2014; c, 本文) E-HGR-榴辉岩-高压麻粒岩相；其它同图 2和图 15 Fig. 17 Division of metamorphic facies for high-and ultra-high temperature metabasites (a, after Winter, 2010; b, after Brown, 2014; c, the present study)

综合上述实验岩石学和相平衡计算结果，应该把麻粒岩相的下限定义为基性岩中出现斜方辉石(R1反应开始)，或者出现明显可观测熔体(有效固相线)，需要温度超过800℃。根据角闪石存在与否，可进一步分化为角闪麻粒岩亚相和干麻粒岩亚相，二者之间的界限为约为1000℃。在多数基性岩中的斜方辉石与石榴石共生区域不大，即出现石榴石后，斜方辉石会很快消失，或者说R3反应opx+pl=g+cpx+q滑动的压力范围不大。如按照Green and Ringwood (1967)的定义，把基性岩中出现g+cpx+pl+q组合定义为高压麻粒岩相，其压力下限可大致参考基性岩中石榴石出现曲线(g-in)。Green and Ringwood (1967)定义的高压麻粒岩组合并不包括角闪石，只能出现于1000℃以上的超高温条件。但如果组合中出现角闪石，即相当于反应R2，其温度范围会跨越400℃，包括石榴角闪岩和角闪高压麻粒岩，二者之间没有明确的界限。如果我们把岩石中角闪石含量小于暗色矿物一半定义为麻粒岩，如图 9b所示，在1.5GPa时，温度大于800℃，大致相当于图 16中确定的效固相线。本文建议可以此为参考，确定石榴角闪岩与角闪高压麻粒岩亚相的界限。参考斜长石稳定上限，确定榴辉岩相的下限，以角闪石消失为界进一步划分角闪榴辉岩亚相和干榴辉岩亚相。本文建议基性岩在高温条件下变质相界限如图 17c所示。各个相及亚相的矿物组合特征见图 2c。

一般认为麻粒岩相的温度为700~900℃。Bohlen (1987)和Harley(1989)对世界各地麻粒岩的研究认为多数麻粒岩记录的温度为800±50℃，压力为0.75±0.1GPa，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。这些温压条件的确定主要利用铁镁矿物之间的Fe-Mg交换反应温度计和包含石榴石和斜长石的纯转换反应压力。很多研究表明由于降温过程中Fe-Mg交换的影响使其记录的封闭温度远低于麻粒岩的峰期温度(Spear and Florence, 1992)，相对来说用于计算压力的纯转换反应受这种扩散作用影响小些，导致压力计与温度计不能记录岩石经历的同一状态。这现象被称为“麻粒岩不确定性原理”(granulite uncertainty principle, Frost and Chacko, 1989; Pattison et al., 2003)。Pattison et al. (2003)利用受扩散影响较小的斜方辉石中Al-含量温度计确定麻粒岩的形成温度，通过对62个麻粒岩地体中414个含有斜方辉石和石榴石组合研究，发现大多数麻粒岩的温度都被低估超过100℃。

从上述对实验研究结果的总结以及相平衡模拟可以看出，如果以出现斜方辉石为标志定义麻粒岩相，其温度不低于800℃。如图 9、图 10所示，但当岩石中出现斜方辉石时，其角闪石含量仍然很高，如果要让角闪石含量小于暗色矿物的一半，需要温度大于900℃，要形成没有含水矿物的干麻粒岩，需要温度超过1000~1100℃，如果考虑不断发生熔体分离的开放体系，角闪石的稳定域更大。对高压麻粒岩相来说，它与高角闪岩相之间没有明确标志，本文定义角闪石含量小于暗色矿物的一半，其温度界限大致为800℃/1.2GPa。如果要角闪石消失，也需要温度超过1000℃。对一个具体麻粒岩来说，其中的角闪石不一定都是前进变质反应残留的，相当一部分是降温退变过程中生长的，因此，以无水暗色矿物为主的基性麻粒岩一般代表900℃以上的超高温条件。

麻粒岩的峰期温度是很难确定的。因为麻粒岩相变质作用总是伴随部分熔融，如果所形成的熔体不发生分离，在降温过程中，熔体与残余物之间发生熔融反应(如R1和R2) 的逆反应，形成角闪石，使峰期矿物组合退变到角闪岩相饱和流体固相线组合；如果发生熔体丢失，熔融反应的逆反应会在熔体耗尽时结束，也形成固相线组合，但该固相线为缺流体固相线，其温度受熔体丢失程度控制，熔体丢失越多，固相线越高(White et al., 2002; 魏春景，2016)。在缺流体固相线形成的矿物组合被称为最终组合(final assemblage)(Korhonen et al., 2013)，代表麻粒岩变质演化结束，并与真正的峰期组合(peak assemblages)相区别。理论上，麻粒岩的真正峰期组合和温度条件很难被记录下来，降温过程中深熔反应的逆反应会使峰期矿物的成分、含量及种类会发生改变。在研究麻粒岩时，通过岩相学观察区分最终组合与之前的更高温‘峰期’组合，利用T-(H₂O)视剖面图解确定最终组合所代表的缺流体固相线温度与水含量，然后再计算P-T视剖面图(Korhonen et al., 2013)，结合矿物成分等值线确定‘峰期’组合及P-T条件。在很多情况下，麻粒岩中的矿物包括石榴石也会在缺流体固相线上达到平衡，不能用来确定峰期变质条件，但斜长石成分最有可能记录峰期甚至更早期的变质条件(Li and Wei, 2016)。

实际上麻粒岩的退变质演化并没有终止于缺流体固相线上，在亚固相线下铁镁矿物之间仍然发生Fe-Mg交换反应(Li and Wei, 2016)，记录Fe-Mg交换封闭温度。受扩散影响较小的斜方辉石中Al-含量温度计可能记录缺流体固相线或更高的温度(Pattison et al., 2003)。因此，麻粒岩的退变质演化包括超固相线下的熔体结晶反应和亚固相线下的离子交换反应两个阶段，麻粒岩中不同矿物组合与成分会记录其退变质演化过程中的某一状态。

有人认为麻粒岩相变质不是由于高温，而是由于过程中水活度较低，因为大多数麻粒岩形成于缺流体条件，其水活动小于0.4，或者在0.01~0.2之间(Harley, 1989；Spear et al., 1999)。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; Touret, 1971; Janardhan et al., 1982; Newton, 1980, 1992; 卢良兆等，2000)，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。富CO₂流体可以来源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, 1984, 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 Frost, 2008)。

Springer and Seck (1997)通过实验研究了CO₂流体加入对角闪岩熔融相平衡关系的影响。如图 6所示，当H₂O活度被CO₂降低时，饱和水固相线和角闪石稳定上限都没有明显变化，但含水矿物角闪石的含量大大降低，无水矿物的含量升高、稳定域增大。如斜方辉石可以出现于700~750℃，比无CO₂的实验结果低得多。但是CO₂的加入抑制了岩石的熔融作用，相对来说熔体含量变得非常少(Clemens, 1993)。

在变质过程中，亚固相线下的变质脱水形成水流体相，水活度接近1。当岩石达到饱和水固相线时，发生部分熔融形成饱和水熔体，一般岩石中的自由流体很少，饱和水熔体含量也很少(如小于1%)，熔体出现后，岩石中不会有独立的流体相。因此岩石的部分熔融受含水矿物脱水熔融控制，含水矿物释放的水直接进入熔体，形成水不饱和熔体，随着熔融程度增加，水活度降低。实际上熔融过程是开放的，不断发生熔体分离，随着早期富水熔体的丢失，岩石体系中的水活度会更低。麻粒岩作为排出熔体的无水矿物组合，其水活度低是必然的。因此，水活度低是麻粒岩相变质作用的结果，而不是条件。

基性岩部分熔融的熔体成分取决于全岩成分、P-T条件及熔融程度。如图 11所示，极端富钙的基性岩形成非常富钙的英云闪长质熔体(Wolf and Wyllie, 1994)，相对富钠的基性岩形成奥长花岗质-英云闪长质熔体(Beard and Lofgren, 1991)，只有相对富钾的基性岩才能形成花岗闪长质到石英二长质熔体(Patiño-Douce and Beard, 1995)。Winther and Newton (1991)的实验结果表明温度越高、压力越低、水含量越高，越有利于形成英云闪长质熔体；相反在温度越低、压力越高和水含量较低时，有利于形成奥长花岗质熔体(图 4)。其实，熔体成分受熔融程度控制，当熔融程度很低时(如小于5%)，可形成富钾花岗质熔体，随着熔融程度增加，熔体成分可转变为奥长花岗质和英云闪长质(如大于20%)。基性岩部分熔融形成的初始熔体富钾与含钾矿物的稳定性有关。如图 8所示，在低压缺石榴石域，黑云母在固相线以上10~30℃消失，对应的熔体含量小于5mol%；在高压石榴石域，白云母的稳定域大些，对应熔体含量5mol%~15mol%。如果在开放体系中，这些早期富钾熔体发生分离，接续熔融形成的熔体成分会非常贫钾(图 10b，Palin et al., 2016)。因此，基性岩部分熔融可以形成少量的钾质花岗岩或伟晶岩(早期熔体富水)脉体，不会形成大规模花岗岩侵入体。

多数学者认为太古宙TTG是基性岩在石榴石稳定域部分熔融的产物，即需要残余物中有石榴石存在。争论的问题之一是基性岩部分熔融的P-T条件，即部分熔融是发生在石榴角闪岩相(及角闪高压麻粒岩相)(Springer and Seck, 1997; Forley et al., 2002；Qian and Hermann, 2013, Zhang et al., 2013)，还是发生在榴辉岩相(Rapp et al., 1991, 2003; Sen and Dunn, 1994; Rapp and Watson, 1995; Xiong et al., 2005, 2006, 2009; Clemens et al., 2006; Nair and Chacko, 2008; Adam et al., 2012; Laurie and Stevens, 2012)。

从部分熔融反应机理看，基性岩的部分熔融主要受流体缺失条件下角闪石脱水熔融反应控制，在石榴石稳定域，相当于反应R2和R2a(图 16)。从图 8模拟结果看，在角闪高压麻粒岩亚相反应R2可以形成20%~40%的熔体，在角闪榴辉岩亚相反应R2a可以形成小于20%熔体。根据以往实验结果，反应R2较高程度部分熔融可以形成英云闪长质熔体，反应R2a产生的较低程度部分熔融一般形成奥长花岗质熔体。这里应该说明的是虽然很多实验研究结果显示TTG质熔体可以形成于大于2.5GPa的榴辉岩相条件(Rapp et al., 1991, 2003)，但是如前所述，在角闪石消失后榴辉岩的部分熔融主要受干固相线控制，需要温度超过1200℃(图 16)，尤其是在发生熔体丢失的开放体系中，这种条件在即使在太古宙地壳中也很难达到。实验研究之所以能够在大于2.5GPa的榴辉岩相条件下得到大量TTG质熔体，是因为实验过程中体系是封闭的。

从微量元素地球化学行为来看，一方面熔体的微量元素特征受熔融P-T条件，或者说受残余物组成与熔融程度控制。如熔融压力高，残余物中富集石榴石时，熔体相对富Sr、低Y、Yb，稀土分馏程度高，形成高压型TTG特征(Moyen, 2011)。另一方面，熔体的微量元素特征受全岩成分控制。如图 12所示，具有FSS成分的基性岩在2.2~3.2GPa榴辉岩相部分熔融形成的熔体就具有太古宙TTG质岩石的稀土特征(Rapp et al., 1991; Rapp and Wotson, 1995)；但具有S37成分的基性岩在1.0~1.25GPa熔融形成的熔体稀土特征就可以与太古宙典型TTG对比，而更高压力下如1.5GPa形成的熔体重稀土会偏低。这是因为样品FSS比S37富集重稀土元素。如图 13所示，Qian and Hermann (2013)以及Zhang et al. (2013)在1.0~1.5GPa石榴石角闪岩(或高压麻粒岩)相获得的熔体的Sr/Y值与Rapp et al. (2003)在2~4GPa榴辉岩相下获得熔体相当；而后者在榴辉岩相获得熔体的(La/Yb)_N值相当于前者在1.0~1.25GPa下获得的熔体，而Qian and Hermann (2013)在1.5GPa下得到熔体的(La/Yb)_N值远高于Rapp et al. (2003)的结果，说明他们实验所用的初始基性岩样品在微量元素上存在差异。另外，熔体的Nb/Ta和Zr/Sm值也主要受全岩成分控制。如图 14所示，虽然残余物中有金红石时可以使熔体的Nb/Ta值增加(Foley et al., 2002)，但其更大程度受全岩成分控制(Rapp et al., 2003)。太古宙不同类型TTG及其潜在源岩(如太古宙科马提岩和玄武岩)的Nb/Ta和Zr/Sm值变化范围很大，二者在很大范围内重叠。因此，TTG质岩石的Nb/Ta值不能简单地指示熔融的压力条件。

最近在TTG岩石成因研究中的一个重要进展是Qian and Hermann (2013)在缺少石榴石的条件下实验得到了具有TTG质岩石地球化学特征的熔体。他们利用LA-ICP-MS测定实验中形成的矿物微量元素含量，确定角闪石富集中、重稀土，最大值为Er，得到其分配系数与以往不同。因此只要有大量角闪石的存在，也可以造成熔体亏损重稀土，形成低压型TTG质岩石的地球化学特征。

综上所述，如果TTG质岩石主要由基性岩部分熔融形成，其熔融作用主要发生在角闪高压麻粒岩亚相和角闪榴辉岩亚相范围，即发生在石榴石和角闪石的共同稳定域，压力为1.0~2.5GPa，温度为700~1100℃。在小于800℃的石榴角闪岩亚相熔融程度有限。在低于1.0GPa的高角闪岩相与麻粒岩相部分熔融，由于大量角闪石的存在，也可能形成低压型TTG质熔体，对此还需要进一步研究。

关于太古宙TTG岩石成因争论的第二个问题是其形成的构造环境，主要有3种不同认识：(1) 俯冲板片的部分熔融，如Martin (1999)认为太古宙TTG质岩石的地球化学特征类似于现代埃达克质岩石，均与俯冲板片的部分熔融有关；(2) 洋内加厚地壳物质的部分熔融，如Smithies (2000)认为TTG质岩石可能形成于加厚地壳区含水玄武质物质的部分熔融，而地壳最有可能的加厚方式如De Wit (1998)所推测的那样，由早期洋壳通过逆冲形成洋内逆冲堆叠层(intraoceanic thrust stacks)，导致地壳加厚，在加厚地壳深部的基性物质可转变为石榴石角闪岩和榴辉岩，发生部分熔融；(3) 在类似于洋底高原的板内环境中地壳内部物质的部分熔融，如Bédard (2006)把苏必利尔省东北部Minto地块的TTG质岩石成因解释为与地幔柱有关的玄武质高原底部岩石的部分熔融，Willbold et al. (2009)认为可以用冰岛英安岩的形成机理解释太古宙陆壳的形成模式。

Moyen (2011)强调TTG质岩石特征、成因类型与构造环境都具有多样性，他认为高压型TTG与含金红石榴辉岩的部分熔融有关，形成于地热梯度小于10℃/km(原文为12℃/km), 对应热(hot)俯冲带(图 18轨迹a)；中压型TTG来源于富石榴石、贫斜长石角闪岩的部分熔融，形成于非常热(very hot)俯冲带、或者为下地壳拆沉，或者为碰撞造山带垮塌-隆升过程(图 18轨迹b, c)；低压型TTG与含较多斜长石的石榴石角闪岩部分熔融有关，形成于碰撞造山带的垮塌-隆升(如减压熔融，类似与显生宙后碰撞花岗岩的形成机理)，或者对应板内环境如洋底高原等(图 18轨迹c, d)。图 18中轨迹a相当于Peacock and Wang (1999)模拟的菲律宾板块向西南日本岛弧俯冲的地热梯度，他们称之为热俯冲，认为具有这一热状态的俯冲洋壳可以发生熔融，形成埃达克质岩浆。但从岩石的脱水行为来看，轨迹a位于角闪石的稳定上限与岩石饱和水固相线的交点之上，如果沿着轨迹a俯冲，除绿帘石外，基性岩中的角闪石及其它含水都在亚固相线条件下发生了脱水分解，在固相线之后受绿帘石控制的熔融反应对熔体贡献有限。因此，俯冲板片最有可能发生部分熔融形成埃达克质岩浆，或者TTG质岩浆的地热梯度应该大于10℃/km，或者相当于轨迹b。轨迹c对应显生宙碰撞造山带的加厚与垮塌-隆升过程，所达到的温度峰期低于850℃，刚过基性岩的有效固相线，所形成熔体量有限，难以解释大规模巨量TTG质岩石的成因。轨迹d指示的洋底高原环境所能到的最大压力不超过1.0GPa，没能达到石榴石的稳定域，也不会是形成TTG质岩石的主要构造-热机制。

图 18

Fig. 18

图 18 TTG质岩石形成条件与相关P-T轨迹的P-T图解 图中4个P-T轨迹引自Moyen (2011): a-对应热俯冲带；b-对应非常热俯冲带及下地壳拆沉环境；c-对应碰撞造山带加厚、垮塌与隆升；d-对应洋底高原环境。压力与深度的对应关系是按照地壳密度3000kg/m3计算的(Brown, 2014)；ES-基性岩有效固相线，变质相代号见图 17；3个角闪石脱水熔融反应见图 16，标注hb-EC, hb-HGR和hb-GR的深色阴影区代表最可能发生熔融反应形成TTG质熔体的P-T范围 Fig. 18 P-T diagram showing the melting conditions of the TTGs and the related P-T paths

综合以往实验岩石学和相平衡模拟结果，本文确定TTG质岩石是由基性岩在角闪石和石榴石共同稳定域由角闪石脱水熔融反应R2和R2a在角闪高压麻粒岩亚相和角闪榴辉岩亚相形成的(图 18中标注hb-EC、hb-HGR和hb-GR的深色阴影区)。角闪高压麻粒岩亚相对应的地热梯度为15~25℃/km，角闪榴辉岩亚相对应的地热梯度为10~15℃/km，相当于Miyashiro(1961)划分的中压相系与高压相系。在Moyen (2011)提出的4个P-T轨迹和构造机制中，只有轨迹b可以导致基性岩在角闪榴辉岩亚相发生部分熔融，形成以奥长花岗质为主的熔体，4个P-T轨迹都未穿过形成TTG质岩石最重要的角闪高压麻粒岩亚相区，所讨论的相关构造过程也是以显生宙构造环境为基础。现有很多证据表明太古宙地壳与地幔要比现代热得多(Martin and Moyen, 2002; Brown, 2007; Herzberg et al., 2010)，地幔潜能温度比现代高出100℃到300℃ (Grove and Parman, 2004)。而数值模拟表明当地幔潜能温度比现代高175~250℃时，俯冲板块会被地幔熔体弱化而不能发生持续俯冲(Sizova et al., 2010)。Sizova et al. (2015)利用二维耦合岩石-热力学与构造-岩浆数值模拟(2D coupled petrological-thermomechanical tectono-magmatic numerical model)实验结果解释了太古宙TTG质岩石成因，提出受地幔物质上涌影响，以镁铁质岩石为主的地壳会发生拆沉、局部加厚以及小规模翻转等构造过程，导致铁镁质物质在不同P-T条件下部分熔融形成TTG质岩石。这一过程受静止-可变形层盖型构造体制(stagnant-deformable lid tectonics)控制，其机理不同于板块构造的运动-层盖型构造体制(mobile-lid tectonics)。因此，从地球持续冷却的角度，不能简单地用‘均变论’原理理解地球的早期历史，或者说研究太古宙地质不能套用“将今论古”的原则(张旗和翟明国，2012)。对太古宙受静止-可变形层盖型构造体制控制的构造演化过程及其判别标志还需要深入讨论。

另外，以往在TTG质岩石成因研究中，过分强调了部分熔融作用，很少有人强调岩浆混合与结晶分异作用。其实，全世界的TTG岩石中都存在大量基性岩包体，它们并不代表部分熔融残留体，而可能代表岩浆混合作用的幔源组分，即同深成岩墙(Pitcher, 1991；Yang et al., 2008)，如果强调这些基性组分的贡献，TTG质岩石的地球化学成分就不能简单地对应部分熔融程度与P-T条件或残余物成分。另外，尽管结晶分异作用对粘度较大的花岗质岩浆影响不大，但对TTG质岩浆则不同，后者可形成规模巨大的高温岩浆海，在这个岩浆海中所发生的物理化学过程至今尚未揭示。