有关华北克拉通东部陆块太古宙麻粒岩相变质作用的大地构造环境有三种不同的认识：第一种观点认为麻粒岩相变质作用与微陆块拼贴过程中发生的俯冲-碰撞有关(翟明国，2011；Zhai and Santosh, 2011, 2013)。如翟明国(2011)提出华北克拉通陆壳增生与全球一致，在2.7~2.9Ga期间存在着与超级地幔柱事件有关的巨量地壳增生，围绕古陆核形成7个微陆块，微陆块之间发育线状的绿岩带；在新太古代晚期这些微陆块通过弧-陆或陆-陆俯冲-碰撞方式拼合，伴随出现变质作用(~2.6Ga和2.52~2.50Ga)、壳熔花岗岩(2.55~2.53Ga为TTG质、2.51~2.50Ga为二长花岗质、2.50~2.45Ga为钾质花岗岩)、双峰式岩墙(2.50~2.52Ga)和裂谷型盖层沉积(2.50~2.51Ga)。

第二种观点认为华北克拉通新太古代晚期麻粒岩相变质作用与板块俯冲导致的碰撞造山有关。如Kusky et al.(2007, 2016)提出华北克拉通在3.5~2.7Ga期间就通过微陆块和岛弧的碰撞形成较大的东部和西部陆块，二者之间的洋盆俯冲导致两个陆块在2.5Ga发生碰撞，在东部陆块上形成青龙前陆盆地，西部地块上形成一个麻粒岩相带，从而构成一个很宽泛的中央造山带(COB)。再如刘树文等(2018)通过对冀东-辽西地区太古代基底岩石进行岩石地球化学研究与构造解析，认为该区太古宙晚期的构造-岩浆活动形成于热造山带型俯冲-弧后伸展到碰撞隆升的侧向增生构造体制，从2.61Ga开始洋壳俯冲，在2.61~2.51Ga之间从北西向南东依次形成岛弧带、弧后伸展带和活动大陆边缘带，从2.51Ga开始弧-陆碰撞形成洒河桥高压麻粒岩带，接续发生板片断离和幔源岩浆地垫，形成太平寨高温-超高温麻粒岩带，碰撞后伸展导致深部地壳熔融形成钾质花岗岩。与之类似，很多学者把遵化绿岩带解释为岛弧环境(Zhai and Windley, 1990; Polat et al., 2006)。Nutman et al. (2011)用岛弧模式解释冀东新太古代岩浆作用在时空上的演化规律，提出新太古代TTG质到钾质岩浆活动有2.55~2.54Ga, 2.53~2.52Ga和2.50~2.49Ga三个阶段，前两个阶段为典型岛弧环境，最后一阶段伴随麻粒岩相变质改造出现于地壳伸展环境。

第三种观点认为东部陆块新太古代麻粒岩相变质作用与地幔柱有关(Zhao et al., 1999; Geng et al., 2006; Zhao, 2014; Kwan et al., 2016)。如Zhao (2014)所述任何解释新太古宙东部陆块大陆地壳形成与演化的构造模式必须解释如下事实：(1)2.55~2.50Ga的TTG侵入体面状分布，宽度超过800km，没有系统的年龄递变规律；(2)高温科马提质岩石在时-空上与基性麻粒岩共生；(3)表壳岩组合具有双峰式特点，即主要由玄武质-超基性岩与英安质-流纹质岩组成，缺少大量的安山岩；(4)变质作用P-T轨迹为以等压冷却为特征的逆时针型；(5)TTG质岩石侵位与区域变质作用的年龄间隔很短，小于50Myr；(6)TTG片麻岩广泛发育穹窿构造。如果考虑上述事实，那么东部陆块新太古代变质作用应该与地幔柱来源的岩浆在中下地壳的底垫有关。与之类似，Geng et al. (2006)用地幔柱模式解释冀东地区在很短的时间内发生大量TTG质岩浆活动并发生麻粒岩相变质作用；Yang et al. (2008)也用地幔柱模式解释东部界口岭、安子岭和秦皇岛岩体的成因。

要探讨一个克拉通或造山带所形成的大地构造环境，需要从地质学、地球物理学及数值模拟等诸多领域进行约束。对太古宙克拉通的地质研究来说，需要从构造变形、花岗岩类杂岩与表壳岩的岩石学、地球化学及变质作用演化等诸多方面进行研究。限于笔者能力，本文仅以冀东地区为例，总结近年来对基性麻粒岩和泥砂质麻粒岩变质作用和年代学方面的研究进展(Duan et al., 2015, 2017a; Kwan et al., 2016; Lu et al., 2017; Yang and Wei, 2017a, b)，分析新太古代和古元古代两期麻粒岩的分布与叠加关系，阐明新太古代超高温麻粒岩相变质作用的可能性及其P-T轨迹特征，并主要从变质作用研究方面对华北克拉通新太古代大地构造体制给出一孔之见。

冀东地区位于华北克拉通东部陆块西北缘，其早前寒武纪基底主要由TTG片麻岩、表壳岩、钾质花岗岩和少量变质基性岩墙组成(贺高品和叶慧文，1992；陈曼云和李树勋，1996；伍家善等，1998; Zhao et al., 1999; Duan et al., 2015, 2017a)。本文在前人(如孙大中，1984；刘志宏和杨振升，1994；伍家善等，1998)研究基础上，将冀东结晶基底可划分为5个岩石构造单元(图 1)：(Ⅰ)洒河桥线性构造带；(Ⅱ)太平寨卵形构造域；(Ⅲ)迁安片麻岩穹窿区；(Ⅳ)卢龙-双山子表壳岩带；(Ⅴ)安子岭片麻岩穹窿以及古元古代变质基性岩墙。

图 1

Fig. 1

图 1 冀东早前寒武纪基底岩石构造单元的划分(据Yang and Wei, 2017b修改) 岩石构造单元：Ⅰ-洒河桥线性构造带；Ⅱ-太平寨卵形构造域；Ⅲ-迁安片麻岩穹窿；Ⅳ-卢龙-双山子表壳岩带；Ⅴ-安子岭片麻岩穹窿.左上内插图表示研究区在华北克拉通的位置 Fig. 1 Division of the litho-structural units in the Early Precambrian basement of the East Hebei terrane (modified after Yang and Wei, 2017b)

(Ⅰ)洒河线性构造带  分布于马兰峪、洒河桥、满城至青龙一带，呈北东到北东东向展布，其中发育数条走滑剪切带(刘志宏和杨振升, 1994; Kusky et al., 2016)。很多学者把该带称为遵化高变质绿岩带(如伍家善等，1998；Geng et al. 2006)，或者遵化-马兰峪表壳岩带(Kwan et al., 2016)。但是笔者野外考察发现该带以TTG片麻岩为主，表壳岩仅作为大小不等的块体产出，如在马兰峪一带表壳岩块体较大，但它们并不构成带状。刘树文等(2018)认为分布在青龙北部和满城一带的所谓表壳岩实为TTG片麻岩(如图 1)。该区表壳岩包括石榴斜长角闪岩，角闪变粒岩、石榴斜长片麻岩及铁英岩等，原岩以基性火山岩为，及主火山碎屑岩、泥砂质沉积岩和BIF，此外也出现少量超基性块体岩(包括橄榄岩和辉石岩等)、显示太古宙绿岩带组合特征(伍家善等，1998)。Polat et al. (2006)认为其中的橄榄岩和相关的苦橄质斜长角闪岩构成洋内超级俯冲带的蛇绿岩序列，并得到橄榄岩的全岩Lu-Hf等时线年龄为2528±130Ma。Guo et al. (2013)认为洒河桥一带的变质基性岩原岩为富铌玄武岩，形成于岛弧环境。对变质基性岩进行锆石U-Pb定年得到其原岩形成年龄为2.56~2.50Ga，变质年岭为2.51~2.37Ga (Zhang et al., 2012; Guo et al., 2013, 2015)。在近年来的区域地质填图中，把这一带的TTG片麻岩划分为青杨树、三屯营、小关庄、秋花峪和柳河峪等片麻岩单元，锆石U-Pb定年表明其岩浆结晶年龄为2.55~2.50Ga，与表壳岩的形成时代一致(Geng et al., 2006; Nutman et al., 2011; Bai et al., 2014; Fu et al., 2016)。以往研究认为洒河桥线性构造带的变质程度为高角闪岩相(如伍家善等，1998)，但最近Yang and Wei(2017a, b)在该带中发现了高压麻粒岩和二辉麻粒岩组合，认为该区经历了两期麻粒岩相变质作用(图 2，详见下文)。

图 2

Fig. 2

图 2 冀东基性麻粒岩野外及岩相学 (a)太平寨TTG质岩石中的二辉麻粒岩包体；(b)洒河桥含石榴石麻粒岩与TTG质岩石的关系；(c)太平寨二辉麻粒岩(YC8-46)，为中粒变粒状晶结构；(d)太平寨二辉麻粒岩(YC8-58)显示两期矿物组合，第一期粒度较粗，第二期为微粒蠕虫状；(e)洒河桥石榴二辉麻粒岩，发育两期矿物组合，早期为中粒二辉麻粒岩组合，晚期为细粒高压麻粒岩组合，后者围绕前者构成‘似红眼圈’状(JD1523)；(f)马兰峪石高压麻粒岩(JD1547)，为细粒粒状变晶结构，但残留有早期单斜辉石(cpx-a).矿物代号见图 4，-a和-b表示第一期和第二期矿物.照片(c-f)引自Yang and Wei(2017a, b) Fig. 2 Field and petrographic characteristics of basic granulites from the East Hebei terrane

(Ⅱ)太平寨卵形构造域  以TTG质片麻岩为主，分布面积大于90% (王安建，1991)，局部出现紫苏花岗岩和少量表壳岩块体(图 1)，表壳岩主要由基性麻粒岩和少量泥砂质麻粒岩和BIF铁矿层组成。其主要构造形式表现为若干个大小不等、形态有别的卵形构造和穹形构造斜列展布，其长轴方向呈北北西向展布，它们或由岩浆底辟式侵位形成，或由多期褶皱叠加变形所致(宋述光，1990；刘志宏和杨振升，1994；伍家善等, 1998)。锆石U-Pb定年表明TTG片麻岩和紫苏花岗岩侵位年龄为2.50~2.58Ga，变质年龄为2.48~2.53Ga (Geng et al., 2006; Nutman et al., 2011; Bai et al., 2014, 2015; Yang et al., 2016a)。

(Ⅲ)迁安片麻岩穹窿区  主要由花岗闪长质-花岗质片麻岩组成，钾质花岗岩所占比例较大，Nutman et al.(2011)确定其侵位年龄主要为2.51~2.55Ga。在西南部曹庄一带大面积新太古代TTG和花岗质片麻岩中发现早、中太古代岩石残留，包括TTG片麻岩，时代为2.94~3.28Ga(Nutman et al., 2011; 孙会一等，2016)和表壳岩块体。如分布在曹庄黄柏峪一带表壳岩块体称为曹庄表壳岩系，包括黑云片麻岩、富Mg/Al片岩、变粒岩、斜长角闪岩、钙硅酸盐岩、铬云母石英岩和BIF，其变质程度为角闪岩相和麻粒岩相。很多学者依据铬云母石英岩中的碎屑锆石定年结果(3.88~3.55Ga)认为这套表壳岩系的沉积年龄大于3.5Ga(Liu et al., 1990, 1992; Wilde et al., 2008; Nutman et al., 2011)，但是Liu et al. (2013)和Wan et al. (2015)得到表壳岩系中的碎屑锆石年龄为3.84~3.34Ga，变质锆石年龄为~2.50Ga，认为曹庄表壳岩系的沉积年龄界于3.3~2.5Ga。Nutman et al. (2011)确定表壳岩系中的变粒岩(原岩为长英质火山岩)形成年龄为2534±8Ma，揭示曹庄表壳岩的主体形成于新太古代晚期，随即发生变质作用。此外，Li et al. (2010)在曹庄表壳岩分布区发现新太古代超基性-基性岩墙和正长岩岩墙，二者侵位年龄分别为2516±26Ma和2504±11Ma。

(Ⅳ)卢龙-双山子表壳岩带  呈南北向展布，南部卢龙一带的表壳岩系被称为滦县(岩)群，主要由变粒岩、斜长角闪岩、BIF、片麻状混合岩、长石-石英岩和少量大理岩等组成，原岩为一套火山沉积岩系，变质程度为角闪岩相。初航等(2016)报道在滦县群中也存在铬云母石英岩，碎屑锆石年龄为3.8~3.5Ga，与曹庄表壳岩中的铬云母石英岩相同。尚缺少确切资料限定滦县群表壳岩的年龄，但侵入于其中的TTG片麻岩年龄为2.52~2.55Ga (Geng et al., 2006)。北部的双山子一带的表壳岩系被称为双山子和朱仗子岩群，双山子岩群为一套绿片岩相-角闪岩相基性火山-沉积岩系，包括斜长角闪岩、斜长片麻岩、云母片岩等(Guo et al., 2015)，其中变质沉积物的碎屑锆石年龄为2540~2504Ma，火山岩夹层的锆石年龄为2604~2503Ma(Guo et al., 2015)。朱杖子岩群为一套碎屑沉积岩(浊积岩)夹少量基性-酸性火山岩组合，下部存在底砾岩，与下覆双山子群为角度不整合接触，变质程度以绿片岩相为主。朱杖子群中火山岩的形成年龄为2.50~2.52Ga (孙会一等，2010；Lv et al., 2012)。对双山子地区表壳岩系的形成构造环境有不同认识：部分学者认为它们代表新太古代的岛弧组合(孙会一等，2010; Guo et al., 2015)，另一些学者认为它们形成于区域高级变质作用之后的陆内裂谷环境，代表华北克拉通新太古代克拉通化之后的盖层沉积(翟明国，2011；Lv et al., 2012)。

(Ⅴ)安子岭片麻岩穹窿和变质基性岩墙  安子岭片麻岩穹窿主要由TTG质片麻岩组成，其中零星分布有表壳岩块体，变质程度为角闪岩相到麻粒岩相。Yang et al.(2008)测定其中闪长质和花岗闪长质片麻岩的原岩结晶年龄为2.50~2.53Ga，变质年龄为2.49~2.50Ga。双山子表壳岩与安子岭片麻岩穹窿之间发育韧性剪切带，显示高角度斜向剪切特征，具有少量左行分量，形成于安子岭穹窿向上运动和双山子表壳岩向下沉降的构造过程(Liu et al., 2017)。

变质基性岩墙分布于太平寨、洒河一带(图 1)，它们多呈北西西-北东东向展布，数米-数十米宽。陈曼云(1990)研究发现这些岩墙经历了明显变质作用，发育石榴石、单斜辉石、斜长石和石英组成的高压麻粒岩相组合，但其变形很弱，很多岩墙明显切割周围TTG片麻岩的结晶面理，有些发育冷凝边，经常保留典型岩浆成因的辉绿-辉长结构。在岩浆型辉石和/或斜长石周围经常发育串珠状的石榴石冠状体，形成所谓‘红眼圈’结构。Duan et al.(2015, 2017b)利用相平衡模拟方法确定变质岩墙经历了顺时针型P-T轨迹，高压麻粒岩相峰期变质条件为1.1~1.2GPa/790~820℃，变质锆石年龄为1.81~1.82GPa，指示冀东地区在古元古代晚期经历了以地壳加厚为特征的碰撞造山事件。

此外，冀东地区发育大量中生代花岗质侵入体，局部发育韧性剪切变形，并伴有金矿化。尽管如此，该区仍然保留太古宙克拉通特有的“穹窿-龙骨”(dome-and-keel)构造，即在片麻岩穹窿之间分布着带状表壳岩系。如卢龙-双山子表壳岩带整体呈南北向，展布于片麻岩穹窿和卵形构造之间，其岩石组合与构造意义与绿岩带相似，在片麻岩穹窿内部零星分布的表壳岩块体，代表肢解的绿岩带碎块。

下面主要介绍太平寨和洒河桥地区基性和泥砂质麻粒岩的特征与研究进展。

太平寨卵形构造域中的基性麻粒岩以二辉麻粒岩为主，呈大小不等的块体和包体分布于TTG片麻岩中(图 2a)，其矿物组合非常类似，包括单斜辉石(22%~26%)、斜方辉石(14%~18%)、斜长石(23%~39%)、角闪石(8%~26%)和石英(5%~11%)以及少量钛铁矿等(2%~3%)，发育较弱的片麻状构造(图 2c)。有些样品中发育两期矿物组合(图 2d)：第一期由中粒单斜辉石(cpx-a)、斜方辉石(opx-a)、斜长石(pl-a)和角闪石(am-a)等组成，粒度为0.5~1.2mm，cpx-a常发育斜方辉石和钛铁矿出溶条纹；第二期矿物组合以在第一期角闪石周围发育微粒(~20μm)蠕虫状单斜辉石(cpx-b)、斜方辉石(opx-b)、斜长石(pl-b)和角闪石(am-b)为特征。Yang and Wei(2017a, b)研究表明两期单斜辉石均为透辉石，成分相似，X_Mg=0.68~0.72；两期斜方辉石也具有相似的成分，如X_Mg=0.52~0.53，Al₂O₃=1.42%~1.48%；两期斜长石成分略有不同，pl-a的X_An较高(0.44~0.46)，而pl-b的X_An较低(0.43~0.44)(图 3a)；两期角闪石成分也不相同，am-a为褐绿色韭闪石，TiO₂=2.19%，而am-b为蓝绿色角闪石，TiO₂=0.92%。值得注意的是两期角闪石都表现出晚于辉石生长的特点，如角闪石在辉石周边呈薄膜状(图 2c, d)。Yang and Wei (2017a)选择太平寨地区不发育第二期矿物组合的二辉麻粒岩进行二辉石稀土元素温度计计算(Liang et al., 2013)，得到其形成温度为1010~1060℃，2σ温度误差约30~40℃(图 4a)。

图 3

Fig. 3

图 3 冀东基性麻粒岩斜长石成分特征(据Yang and Wei, 2017b修改) (a)、(b)、(c)依次为太平寨、洒河桥和马兰峪基性麻粒岩的斜长石成分，XAn=Ca/(Ca+Na+K) Fig. 3 Plagioclase compositions of basic granulites from the East Hebei terrane (modified after Yang and Wei, 2017b)

图 4

Fig. 4

图 4 冀东基性麻粒岩的P-T条件与轨迹 (a) Yang and Wei (2017a)利用稀土元素温度计和常量元素压力计计算的P-T条件，T-太平寨二辉麻粒岩(1、2、3依次对应样品YC8-46、YC8-58、JD15120，位置见图 1)；S1与S2-洒河桥二辉石组合与高压麻粒岩组合(4、5对应样品JD15-23、YC8-43)；M-马兰峪高压麻粒岩(6、7、8依次对应样品JD1547、YC8-16、YC223)；am-out/WW和am-out/SD表示Wyllie and Wolf (1993)和Sen and Dunn (1994)实验确定的基性岩中角闪石稳定上限；g-in为Rapp and Watson (1995)实验确定的基性岩中石榴石的稳定下限；角闪岩相(AM)、麻粒岩相(GR)和高压麻粒岩相(HGR)之间的界限魏春景等(2017).(b)为Kwan et al. (2016)利用THERMOCALC3.33计算的太平寨基性麻粒岩02H054的P-T视剖面图，M1、M2和M3为三个变质矿物组合的P-T条件.矿物代号：cpx-单斜辉石；ep-绿帘石；g-石榴石；hb-角闪石；ilm-钛铁矿；ky-蓝晶石；mt-磁铁矿；opx-斜方辉石；pl-斜长石；q-石英；ru-金红石；sill-夕线石；an50, 斜长石中XAn=0.50；gr20, 石榴石中XGr=0.20；py17, 石榴石中XPy=0.17；-q，指组合中不含石英 Fig. 4 P-T conditions and paths of basic granulites in the East Hebei terrane

洒河桥线性构造带中的基性麻粒岩主要为含有石榴石的高压麻粒岩组合，偶见二辉麻粒岩残留。如在洒河桥以西小关庄一带的TTG片麻岩中见含石榴石麻粒岩块体，二者间为侵入接触关系(图 2b)，基性麻粒岩(如JD1523)由石榴石(19%~23%)、单斜辉石(20%~28%)、斜方辉石(5%~21%)、斜长石(19%~30%)、石英(4%~15%)、含量不等的角闪石(0~17%)和钛铁矿(0~2%)组成，弱片麻状构造。可划分出两期矿物组合(图 2e)：早期二辉石组合和晚期石榴石-单斜辉石组合。前者由中粒(0.5~2mm)单斜辉石(cpx-a)、斜方辉石(opx-a)、斜长石(pl-a)、角闪石、石英和钛铁矿组成，其中单斜辉石发育斜方辉石和钛铁矿的出溶条纹；后者由细粒(0.25~0.5mm)石榴石、单斜辉石(cpx-b)、斜长石(pl-b)和石英镶嵌状变晶组成，并形成环边状围绕二辉石组合集合体分布，形成类“红眼圈”结构。Yang and Wei (2017a)研究发现两期单斜辉石成分相似，均为透辉石，含X_Mg=0.65~0.70；斜方辉石含有X_Mg=0.53~0.55，Al₂O₃=1.18%~1.36%；两期斜长石成分相差较大，pl-a核部X_An为0.36~0.39，而边部突然降至0.29~0.31，pl-b含X_An=0.28~0.31，并从核部向边部升高(图 3b)；石榴石含有大量石英包体，含有X_Grs=0.17~0.18、X_Pyp=0.15~0.20、X_Alm=0.61~0.64、X_Sps=0.02。Yang and Wei (2017a)利用二辉石稀土元素温度计(Liang et al., 2013)计算早期二辉石组合形成温度为950~1070℃，2σ误差~30℃；利用石榴石-单斜辉石稀土元素温计(Sun and Liang, 2015)计算晚期高压麻粒岩组合形成温度为810~820℃，2σ误差~40℃，利用石榴石-单斜辉石-斜长石-石英组合主量元素压力计(Newton and Perkins, 1982)计算得到的压力为1.0~1.1GPa，2σ误差约为0.2GPa(图 4a)。在马兰峪一带的基性麻粒岩常发育典型高压麻粒岩组合，由单斜辉石(16%~31%)、石榴石(16%~27%)、斜长石(19%~38%)、角闪石(0~27%)和少量钛铁矿和黑云母组成，细粒(0.1~0.7mm)粒状变晶结构，弱片麻状构造。Yang and Wei (2017a)研究表明该区麻粒岩单斜辉石也分为两类：早期单斜辉石(cpx-a)粒度较粗，如0.5~1.0mm，发育钛铁矿等出溶条纹(图 2f)；晚期单斜辉石粒度较细，0.1~0.2mm，但二者成分均为透辉石，X_Mg=0.69~0.76；斜长石也可以分成两类：一类(pl-1)从核部向边部X_An升高(0.27→0.33)，另一类(pl-2)从核部向边部X_An降低(0.31→0.32)(图 3c)；石榴石含有X_Grs=~0.19、X_Prp=0.20~0.22、X_Alm=0.57~0.61和X_Sps=0.01。Yang and Wei (2017a)利用石榴石-单斜辉石稀土元素温度计(Sun and Liang, 2015)计算的温度为800~860℃，2σ误差约为40~50℃，利用Newton and Perkins (1982)压力计得到压力为1.0~1.1GPa，2σ误差约为0.2GPa(图 4a)。

Kwan et al.(2016)在太平寨地区报道有少量含石榴石基性麻粒岩，如样品02H054(位置见图 1)，其中有出两类石榴石，一种呈变斑晶产出，另一种围绕早期辉石和斜长石呈冠状体产出，构成“红眼圈”结构，并包裹有大量石英，形成筛状变晶或后成合晶特点。但二者成分非常相似，如X_Gr=0.18~0.22、X_Py=0.17~0.18、X_Alm=0.59~0.60、X_Sps=~0.02。Kwan et al.(2016)认为麻粒岩的峰期矿物组合(M2)为g+opx+cpx+pl+hb，石榴石变斑晶中包裹的斜长石、角闪石、钛铁矿和榍石等作为峰前前进变质(M1)组合，而冠状体和后成合晶状的石榴石为峰后等压降温过程(M3)的产物。利用P-T视剖面图方法，Kwan et al.(2016)确定三个阶段的P-T条件依次为 < 715℃/ < 0.6GPa(M1)、860~900℃/0.96~1.03GPa(M2)、790~810℃/0.96~1.04GPa(M3)，从而构成一个以等温降压为特征的逆时针型P-T轨迹(图 4b)。M3组合的P-T条件与洒河桥一带高压麻粒岩组合相似，但M2组合的温度远低于利用二辉石稀土温度计得到的结果(详见后文讨论)。

相对于基性麻粒岩来说，对泥砂质麻粒岩研究较少，并主要集中于太平寨地区。Duan et al. (2017a)选择3个泥砂质麻粒岩样品开展系统的变质作用与锆石定年研究。其中样品JD15126取自娄子山一带，含石榴石(21.5%)、黑云母(3%)、夕线石(2%)、钾长石(11%)、斜长石(32%)、石英(30%)、金红石(0.5%)，片麻状构造。石榴石变斑晶为他形到半自形(图 5a, c)，粒径0.5~2mm，含有X_Alm=0.56~0.58、X_Py=0.37~0.41、X_Gr=0.03~0.05、X_Sps < 0.01。有些石榴石发育斜长石包体(图 5c)，这些发育斜长石包体的石榴石核部X_Gr值高于没有包体的斜长石(图 5b, d)。石榴石核部X_Gr含量均匀但从幔部向边部明显降低，这种石榴石称为第一期(g₁)，在第一期石榴石周围经常发育富钙石榴石环边或冠状体，称为第二期石榴石(g₂, 图 5a-d)。如图 5a中石榴石颗粒上部边缘出现明显生长环，表现为自形轮廓。黑云母呈细小不规则叶片分布在基质中，并常形成石榴石的压力影(图 5a)，含有X_Mg=0.75，Ti=0.27~0.30pfu。基质中的斜长石为他形粒状，粒径为0.3~0.8mm，个别颗粒发育明显的成分环带(图 5e, f)，从核部到边部X_An降低(0.34→0.30)。石榴石包体中的斜长石为浑圆状，粒径为0.1~0.3mm，也发育成分环带，从核部到边部X_An降低(0.49→0.47)(图 5g)。根据上述结构观察和矿物成分特征，可划分出4个世代矿物组合：M1为峰期之前的包体组合，以石榴石中高X_An斜长石为特征；M2为峰期组合，主要包括黑云母形成之前的矿物，如石榴石(g₁)、钾长石、夕线石、斜长石、石英和金红石等；M3指固相线或最后(final)组合，以黑云母出现为特征，也包括其它出现于峰期的矿物；M4为叠加组合，以在第一期石榴石周边出现富钙石榴石环边或冠状体(g₂)为特征，也包括岩石中局部出现的微粒长石、石英与黑云母等(图 5e)。

图 5

Fig. 5

图 5 冀东泥砂质麻粒岩(JD15126)岩相学与石榴石、斜长石成分特征(据Duan et al., 2017a修改) (a)单偏光照片表示半自形-他形石榴石变斑晶分布于由钾长石(ksp)、斜长石(pl)和石英(q)构成的基质中，周围有黑云母(bi)压力影；(b)图 5a中石榴石成分环带，g1、g2指第一期和第二期石榴石；(c) Ca元素X-射线扫描照片表示含斜长石包体的石榴石变斑晶的形态及环带；(d)图 5c中石榴石成分环带；(e)基质中粒度较粗的斜长石、夕线石(sill)和石英，其中有粒度更细的长英质矿物和黑云母等；(f、g)基质和包体斜长石成分 Fig. 5 Petrography and the compositions of garnet and plagioclase in a pelitic-psammitic granulite (JD15126) from the East Hebei terrane (modified after Duan et al., 2017a)

Duan et al.(2017a)利用THMOCALC3.40计算了样品JD15126的视剖面图(图 6a)。图中缺流体固相线在0.6~1.2GPa之间约为~880℃。岩相学观测的最后固相线(M3)组合g+ksp+bi +sill (+pl+q+ru+liq)在0.7~1.2GPa之间所限定的温度为880~890℃，在该组合中所测定的石榴石边部X_Gr=0.03限定的压力为0.75GPa，而石榴石中的X_Py(0.37~0.40)和黑云母中的X_Mg-bi则指示亚固相线下的冷却过程。在图 6a中，当黑云母消失时，模拟计算的Ti=0.19pfu，明显低于实测的黑云母Ti含量。岩相学观测的不含黑云母的峰期(M2)矿物组合g+ksp+sill (+pl+q+ru+liq)可以稳定于很大的温压范围，如890~1100℃/0.7~1.2GPa, 在这一范围内，不含斜长石包体的石榴石(g₁)核部X_Gr=0.04可以限定峰期压力，从幔到边X_Gr降低(0.04→0.03)限定一个降温降压的P-T轨迹(图 6a中g₁)。含有斜长石包体的石榴石核部X_Gr(=0.05)含量更高一些，可以指示峰期压力更高，但也不能排除其较高的X_Gr含量受到局部成分的影响。因此，这里选择不含斜长石包体的石榴石成分限定变质作用的P-T条件。基质中粗粒斜长石从核到边X_An降低(0.34→0.30)指示峰期之前的升压过程，如0.7→1.0GPa(图 6a中m-pl)。而在第一期石榴石中被包裹的斜长石从核到边出现的X_An降低(0.49→0.47)更可能指示压力峰期之前在更低压力(0.3~0.34GPa)下的升压过程(图 6a中i-pl)。从而，构建出一个逆时针型P-T轨迹，其峰期之前以等温升压为特征，主要以斜长石成分变化为标志，峰期之后以降温降压为特征，主要受石榴石成分变化控制。

图 6

Fig. 6

图 6 冀东泥砂质麻粒岩的P-T视剖面图(a, 据Duan et al., 2017a; b, 据Lu et al., 2017修改) 矿物代号：bi-黑云母；cd-堇青石；ksp-钾长石；liq-熔体；-q/-pl，指组合中不含石英或斜长石，其它同图 4 Fig. 6 P-T pseudosections of pelitic-psammitic granulites from the East Hebei terrane (a, modified after Duan et al., 2017a; b, modified after Lu et al., 2017)

这里需要说明的是在图 6a中，包体斜长石稳定的P-T条件位于石榴石稳定域之外，这与它们被石榴石包裹是矛盾的。因为被包裹的矿物与主晶之间需要有共同的稳定域，才有可能出现被主晶包裹的机会。但如果考虑MnO的影响，石榴石的稳定域会扩大至包体斜长石的稳定域(Wei et al., 2004)。

Lu et al. (2017)也对娄子山一带的泥质麻粒岩进行了研究，该麻粒岩矿物组合与JD15126基本一致，包括石榴石、黑云母、斜长石、钾长石、夕线石、石英和少量的金红石和钛铁矿及黄铁矿。如样品LZ01中石榴石变斑晶核部成分均匀，从幔部向边部出现X_Gr降低(0.059→0.035)，并伴随X_Py和X_Alm升高，但不同颗粒的核部X_Gr含量不同，变化于0.06~0.04之间，石榴石边部也出现X_Gr升高，X_Py降低的环边，这种特点与样品JD15126中石榴石完全相同。斜长石X_An为0.35~0.37，黑云母中TiO₂=5.46%~5.56%，Ti=0.30~0.31pfu。利用THERMOCALC3.33计算得到其P-T视剖面图如图 6b，依据石榴石和斜长石成分等得到P-T轨迹包括等温降压(ITD)和等压降温(IBC)两个过程。石榴石幔-边成分变化记录P-T条件变化为1.3GPa/845℃→1.05GPa/850℃，斜长石成分记录了进一步降压(1.0→0.8GPa)过程。实际上，图 6b中的相平衡关系与图 6a非常相似，两个岩石样品的岩相学特征也相似，但给出了完全不同的峰期P-T条件与轨迹，主要差别在于对麻粒岩岩相学特征的理解不同(详见后文讨论)。

近年来年代学研究表明冀东地区太古宙麻粒岩相变质作用只发生在新太古代晚期(~2.50Ga)，与TTG质岩石的侵位年龄近于同时或稍晚(图 7；Geng et al., 2006; Nutman et al., 2011; Guo et al., 2013; Duan et al., 2017a; Yang and Wei, 2017b)。如Yang and Wei (2017b)对太平寨、洒河桥和马兰峪地区的基性麻粒岩进行了系统的锆石定年研究。太平寨二辉麻粒岩YC8-58中的锆石以变质锆石为主，可分为三组，第一组显示变质流体锆石特点，其上交点年龄为2529±67Ma (MSWD=0.11)；第二组显示变质熔体生长锆石的特点，其上交点年龄为2500±9Ma (MSWD=0.06)；第三组显示麻粒岩相重结晶锆石的特点，其上交点年龄为2510±23Ma (MSWD=0.08)。洒河桥一带的石榴二辉麻粒岩JD1523中的锆石以变质锆石为主，也分为三组，第一组显示变质流体锆石特点，其上交点年龄为2524±26Ma (MSWD=0.24)；第二组显示变质熔体生长锆石和变质重结晶锆石的特点，其上交点年龄为2482±7Ma (MSWD=0.01)；第三组锆石数量很少，显示与石榴石共生高温生长特点，其上交点年龄为1831±31Ma (MSWD=0.10)。马兰峪高压麻粒岩中JD1547的锆石复杂，除了少了捕获锆石外，变质锆石可分为变质流体锆石，变质熔体生长锆石、麻粒岩相变质重结晶锆石和少量晚期变质生长锆石，其中麻粒岩相变质重结晶锆石的²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb平均年龄的峰值为~2500Ma，而晚期变质生长锆石的上交点年龄为1971±27Ma (MSWD=3.50)。上述结果表明，冀东太平寨卵形域与洒河桥线性中的变质锆石主要记录新太古代晚期变质年龄，并且与流体有关的变质锆石年龄稍早(2.53~2.52Ga)，可能代表麻粒岩相峰期之前的递进变质过程。另外，Yang and Wei (2017b)利用石榴石-全岩Lu-Hf等时线方法，确定麻粒岩JD1523年龄为1766.6±3.3Ma (MSWD=0.47)，样品JD1547年龄为1781±10Ma (MSWD=0.043)，稍晚于变质基性岩墙的峰期变质年龄(~1.81Ga)，记录了高压麻粒岩的冷却年龄。

图 7

Fig. 7

图 7 冀东早前寒武纪岩浆与变质锆石年龄统计图(据Yang and Wei, 2017b) Fig. 7 Diagram showing the distribution of summarized age data of magmatic and metamorphic zircons in the East Hebei terrane (after Yang and Wei, 2017b)

Duan et al.(2017a)测定了太平寨地区3个泥质麻粒岩样品的锆石年龄(样品位置见图 1)。样品JD1334中的锆石可分为岩浆型碎屑锆石和变质锆石两类：前者²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄分布于2525±8Ma~3340±12Ma之间，后者²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb平均年龄为2478±13Ma (MSWD=7.8)。样品JD1453中的碎屑锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄分布于2502±13Ma~2689±13Ma之间，变质锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb平均年龄为2498±9Ma (MSWD=0.69)，样品JD15126中的碎屑锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb年龄分布于2505±10Ma~3585±12Ma之间，变质锆石²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb平均年龄为2483±15Ma (MSWD=0.95)。Lu et al.(2017)选择2个泥质麻粒岩样品LZ01和LZ03进行变质锆石定年研究，得到其上交点年龄分别为2499±11Ma (MSWD=2.8)和2496±17Ma (MSWD=11.6)。上述结果表明，这些泥砂质麻粒岩原岩沉积年龄稍早于2.50Ga，变质年龄为2.48~2.50Ga，变质锆石年龄峰值为2.50Ga(图 7)。

对冀东不同岩石中锆石U-Pb定年结果进行统计表明，TTG质片麻岩的原岩结晶年龄为2548~2492Ma，峰值为~2.52Ga，与基性麻粒岩原岩中岩浆锆石峰期年龄一致，基性和泥砂质麻粒岩的变质锆石年龄峰值为~2.50Ga (图 7a, b)，并与岩浆锆石年龄有很大重叠。变质基性岩墙变质锆石年龄分布于1.78~1.88Ga，峰值为1.81Ga，与基性麻粒岩和TTG至岩石记录的古元古代变质年龄分布相似。

如前所述，冀东地区广泛发育有古元古代基性岩墙，并经历了高压麻粒岩相变质作用(陈曼云，1990；贺高品和叶慧文，1992；陈曼云和李树勋，1996；Duan et al., 2015, 2017b)。其P-T轨迹为顺时针型，峰期变质条件为1.1~1.2GPa/800~820℃，变质锆石年龄为~1.81Ga，代表变质峰期或稍后的等温降压过程(Duan et al., 2017b)。因此，在讨论新太古代麻粒岩之前，首先需要确定其空间分布情况，哪些是新太古代麻粒岩相变质作用的产物？哪些是古元古代麻粒岩相变质作用叠加的结果？下面从年代学和岩石学两个方面讨论。

区分多期变质作用的最直接标志是年代学记录，但麻粒岩中的变质锆石很难记录两期麻粒岩相变质作用信息，因为如果早期麻粒岩相变质作用已经形成大量变质锆石，那么在晚期麻粒岩相叠加过程中很难再生长，尤其当叠加变质温度较低时。即使主要矿物组合能够在叠加过程中基本达到平衡，变质锆石也可能主要记录早期变质事件，因为变质锆石生长需要大量流体或熔体，这在已经发生麻粒岩相变质和大量熔体丢失的无水岩石中，很难再次出现适于锆石生长的环境。但如果基性侵入岩发生麻粒岩相变质，虽然也缺少流体，但会出现大量变质锆石生长，这是因为变质作用导致原来分散到硅酸盐矿物中的Zr被释放出来形成变质锆石，这可能是冀东变质基性岩墙中发育大量变质锆石的原因。

对冀东地区来说，基性麻粒岩、泥砂质麻粒岩和TTG岩石中获得的变质锆石年龄峰值都为2.50Ga(图 7)，仅在洒河桥线性构造带基性麻粒岩样品中出现少量古元古代变质锆石，年龄集中于1.83Ga或1.97Ga，TTG片麻岩中也出现少量古元古代变质锆石，年龄为1.87Ga(Yang et al., 2016b)。但是，洒河桥线性构造带中含石榴石麻粒岩石榴石-全岩Lu-Hf年龄为1.77~1.78Ga(Yang and Wei, 2017b)，比变质锆石年龄稍晚，可以代表冷却过程，表明基性麻粒岩中的石榴石组合主体是古元古代叠加变质作用的产物。

魏春景和朱文萍(2016)总结了在同一地区出现两期或多期麻粒岩相变质作用的规律和特点。指出叠加变质作用主要受流体行为控制，在流体不饱和岩石中，如以无水矿物组合为特征的麻粒岩和侵入岩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时(包括注水和岩石中含水矿物分解)才开始发生变质反应(Guiraud et al., 2001, 魏春景和崔莹，2011)。由于流体活动与岩石变形密切相关(Mahan et al., 2008)，在强应变域，流体容易达到饱和，晚期麻粒岩相变质作用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；而在弱应变域，流体活动较弱，晚期麻粒岩相叠加不完全，导致早期矿物组合被大量保存，晚期矿物表现为反应冠状体或细粒交生体分布在早期粗大矿物颗粒周围，如在变质基性岩中形成‘红眼圈’结构；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，在某些很弱变形域会发育早期麻粒岩相组合，在强变形域发育晚期麻粒岩组合，而在其它地段可出现两期矿物组合。

对冀东地区来说，太平寨卵形构造域保留太古宙的构造形式，是古元古代叠加变质-变形较弱区域，其中相当一部分新太古代二辉麻粒岩没有受到晚期变质作用影响(图 2c)；一部分出现微弱叠加，如在二辉麻粒岩中早期角闪石(am-a)周围发育微粒蠕虫状的辉石和长石晶芽(图 2d)，在泥砂质麻粒岩早期石榴石(g₁)周边形成富钙低镁的环边(g₂，图 5a-d)，在铁氧化物周围形成形成第二期石榴石冠状体，以及出现一些长英质矿物和黑云母的细粒交生体等(图 5e)；仅在个别地段基性麻粒岩中发育“红眼圈”结构以及后成合晶状的石榴石+石英(如Kwan et al., 2016)，更可能代表古元古代叠加变质形成的，而非新太古代二辉麻粒岩等压冷却的产物。与太平寨卵形构造域相比，洒河桥线性构造带则为强变形域，晚期麻粒岩相叠加更为强烈，仅有少数样品中残留有新太古代二辉麻粒岩组合(图 2e)，多数基性麻粒岩样品中出现较好的高压麻粒岩平衡组合，仅残留有少量早期单斜辉石晶体(图 2f)，说明即使在薄片尺度内，晚期高压麻粒岩相变质作用也没有完全达到平衡。因此，虽然洒河桥线性构造带也经历了新太古代麻粒岩相变质作用，但其主体应该是古元古代叠加改造的产物，区域上明显切割新太古代构造线(图 1)。

另外，确定变质作用的P-T条件也可以区分不同期次的变质作用。如洒河桥-马兰峪高压麻粒岩组合的峰期P-T条件为1.0~1.1GPa/800~860℃(Yang and Wei, 2017a)；太平寨地区泥质麻粒岩中的叠加组合(M4)的P-T条件为1.0~1.2GPa/820~860℃(Duan et al., 2017a)，基性麻粒岩中的“红眼圈”组合(M3)的P-T条件为790~810℃/0.96~1.04GPa(Kwan et al., 2016)，它们与变质岩墙的高压麻粒岩峰期P-T条件基本一致(图 8)，是同一次变质事件的产物，相应的地热梯度约为18℃/km，而与太古宙麻粒岩的变质条件完全不同。这里需要说明的是Yang and Wei (2017a)把太平寨地区的二辉麻粒岩和洒河桥-马兰峪石榴石(高压)麻粒岩作为太古宙的双变质带是不正确的，因为二辉麻粒岩相变质作用与高压麻粒岩相变质作用在年龄上是不同的，在空间分布上却是相同的，即太平寨和洒河桥-马兰峪地区都经历过两期麻粒岩相变质作用，只是两期麻粒岩组合的保留或发育程度不同。

图 8

Fig. 8

图 8 冀东麻粒岩的P-T条件与轨迹 太古宙超高温麻粒岩的P-T轨迹(AG-Ⅰ、AG-Ⅱ、AG-ⅡIa/b)为逆时针型：TB和SB，为太平寨和洒河桥基性二辉麻粒岩(图 4a).古元古代高压麻粒岩相变质作用P-T轨迹为顺时针型：MBD，变质基性岩墙(Duan et al., 2017b)；SMB，洒河桥-马兰峪高压麻粒岩(图 4a)；TPO，太平寨泥砂质麻粒岩中的叠加组合(Duan et al., 2017a)；TBM3，太平寨基性麻粒岩中“红眼圈”组合(Kwan et al., 2016).固相线：FSS-G与FSS-B，实验确定的淡色花岗岩和基性岩饱和水固相线(Johannes and Holtz, 1996; Lambert and Wyllie, 1972)；FAS-B，实验确定的基性斜长角闪岩缺流体固相线(Winther and Newton, 1991)；FAS-P，模拟计算的泥砂质麻粒岩(JD15126)缺流体固相线(图 6a)；DS-G，实验确定的花岗闪长岩干固相线(Robertson and Wyllie, 1971).矿物稳定域：am-out/WW和am-out/SD，Wyllie and Wolf (1993)和Sen and Dunn (1994)实验确定的变质基性岩中角闪石稳定上限；g-in，Rapp and Watson (1995)实验确定的变质基性岩中石榴石的稳定下限；pl-out，实验确定的变质基性岩中斜长石上限(Green and Ringwood, 1967; Liu et al., 1996)；Tbi-out/P和Tbi-out/G，Stevens et al. (1997)实验确定的变质泥质岩和杂砂岩中含钛黑云母的稳定上限；mu-out和bi-out，Wei et al. (2004)模拟计算的变质泥质岩中白云母和黑云母上限.角闪岩相(AM)、麻粒岩相(GR)、高压麻粒岩相(HGR)和榴辉岩相(EC)之间的界限魏春景等(2017) Fig. 8 P-T conditions and paths of granulites in the East Hebei terrane

基性麻粒岩中出现石榴石围绕早期辉石和长石形成冠状体，俗称“红眼圈”，经常被用做指示岩石经历等压冷却过程，或IBC型逆时针P-T轨迹的标志(如Harley，1989)。对此，应该特别小心，因为在缺流体条件下顺时针型变质演化过程中由于没有完全达到平衡而经常出现“红眼圈”结构。例如，在很多超高压地体变质辉长岩中可见保留很好的岩浆结构，超高压变质形成的石榴石(和绿辉石)分布在岩浆型斜长石和辉石之间形成“红眼圈”结构(Zhang and Liou, 1997)；在冀东和五台-恒山地区的古元古代基性岩墙中广泛发育“红眼圈”结构，它们指示缺流体条件下经历顺时针型变质演化至峰期的P-T条件(Wei et al., 2014；Duan et al., 2015)。那么如何区分顺时针型与逆时针型变质演化所形成的“红眼圈”呢？结合冀东地区实例，笔者认为可从以下几个方面考虑：(ⅰ)逆时针型“红眼圈”作为麻粒岩降温演化的必然产物，应该在某一区域的岩石中比较均匀地出现，因为麻粒岩相峰期趋于平衡状态，而顺时针型“红眼圈”则由于应变或流体行为不同更可能随机地出现于岩石中；(ⅱ)在一个变质地域中，顺时针型“红眼圈”结构会与完全平衡的峰期变质组合，以及没有明显改造的原岩组合共存；(ⅲ)逆时针型“红眼圈”结构的形成应该伴随斜长石中X_An持续降低，形成正环带，而顺时针型“红眼圈”结构的形成会导致斜长石成分突然变化(图 3b)，并形成新的、更细的变质结晶颗粒(图 2e, f)；(ⅳ)测定石榴石的形成年龄，如冀东地区的石榴石-全岩Lu-Hf等时年龄为1.77~1.79Ga，不能解释为太古宙二辉麻粒岩降温演化的产物。

如前面所述，最近利用稀土元素温度计和相平衡模拟计算的视剖面图方法在冀东基性和泥砂质麻粒岩中都得到峰期变质温度> 950℃的超高温条件(Duan et al., 2017a; Yang and Wei, 2017a)，但在泥质岩石中并没有发现特征的超高温指示矿物，如假蓝宝石，斜方辉石+夕线石等(Harley，2008)。如何理解在没有特征指示矿物的麻粒岩中得到的超高温度是可能的呢？这里从以下几个方面考虑：

(1) 并非所有超高温泥质麻粒岩都发育特征矿物组合。据统计世界上发育特征指示矿物组合的超高温泥质麻粒岩主要为富镁岩石，如全岩X_Mg=0.7~0.9(Li and Wei, 2018)，如果全岩X_Mg较低(0.3~0.5)，如内蒙古土贵乌拉，需要异常高的氧逸度；在原岩X_Mg和氧逸度都比较低的泥质岩石中，黑云母消失后形成石榴石+夕线石组合，俗称‘夕线榴’，该组合可持续稳定到1100℃(当P>0.8GPa)，发生反应石榴石+夕线石=假蓝宝石+尖晶石+石英以后，才出现超高温指示矿物(Kelsey et al., 2003；魏春景和朱文萍，2016)。对冀东地区来说，泥质麻粒岩的X_Mg=0.30~0.48，不透明矿物为钛铁矿和黄铁矿，氧逸度很低(Duan et al., 2017a; Lu et al., 2017)，因此，当黑云母消失后形成g+sill (+ksp+pl+q+liq)，并可以稳定在890~1100℃/>0.7GPa的宽大区域内(图 6a)；如果全岩不够富铝，如杂砂岩，黑云母消失后的组合为g+opx(+ksp+pl+q+liq)(Duan et al., 2017a)。

(2) 麻粒岩记录缺流体固相线组合，其峰期信息难以在缓慢冷却过程中被很好保留。麻粒岩相变质作用经常有熔体存在，在前进变质过程中发生含水矿物的脱水熔融反应，而在降温过程中发生熔体结晶反应，由无水麻粒岩相矿物与熔体反应形成含水矿物，而麻粒岩相组合之所以能够被保留下来，是因为有大量熔体丢失(White et al., 2002; 魏春景，2016)。麻粒岩所记录的是发生大量熔体丢失的缺流体固相线组合，无论岩石经历怎样的P-T轨迹，总要记录一段伴随熔体结晶的降温过程，在岩相学上表现为有含水矿物生长。因此，在进行麻粒岩相矿物组合分析时，需要划分出峰期(peak)组合和最后固相线(final)组合(Korhonen et al., 2012)。至于经过冷却之后的峰期矿物成分能否记录峰期温度，取决于降温反应发生的压力(深度)和矿物本身的行为。如果降温反应发生在地壳浅部(< 0.4GPa)，降温反应会非常迅速，峰期信息会被大量保存(魏春景，2016)；如果降温反应发生在地壳深部(0.7~1.0GPa，如冀东地区)，降温反应会比较缓慢，真正的峰期信息则很难保存下来。Li and Wei (2016)详细讨论过在缓慢结晶过程中不同矿物的行为，认为(i)铁镁矿物的Fe、Mg含量一般会受到降温反应甚至亚固相线下的扩散影响，最高只能记录缺流体固相线条件；(ii)石榴石和斜长石中的Ca，尤其是后者可以不同程度地记录峰期或较高的温压条件；(iii)黑云母中的Ti含量可以记录较高的温度条件。

(3) 从黑云母特征看，冀东泥砂质麻粒岩的峰期组合是超高温的。如结构关系表明黑云母的生长明显晚于石榴石(图 5a)，因此，可依据黑云母的存在与否简单划分出峰期无黑云母组合(peak)，和最后含黑云母组合(final)，即认为岩石中少量的黑云母是峰期之后冷却过程中熔体结晶反应的产物，而岩石的峰期条件高于黑云母的稳定上限。如图 6中模拟的黑云母上限为870~890℃，远低于Stevens et al.(1997)对泥质岩和杂砂岩成分实验确定的含钛黑云母稳定上限(~950℃/1.0GPa)。另一方面，在相平衡模拟黑云母的消失时Ti=0.19pfu，远低于实测黑云母的Ti=0.28~0.33pfu，说明模拟计算的黑云母消失温度偏低，其原因是黑云母活度模型中没有考虑组分F，而F的加入会大大增加黑云母稳定域(Hensen and Osanai, 1994)。由此推测本区泥砂质麻粒岩无黑云母的峰期组合温度大于950℃是合理的。

(4) 利用二辉石稀土元素温度计计算冀东地区含少量角闪石的二辉麻粒岩具有950~1070℃的超高温条件是可能的。对此可从3个方面考虑：(ⅰ)冀东地区二辉麻粒岩的峰期矿物组合为opx+cpx+pl+ilm±am，其中角闪石含量不到暗色矿物的一半，并且相当一部分是在降温过程中生长的，即在峰期阶段角闪石会更少或无，陈曼云和李树勋(1996)也认为冀东二辉麻粒岩的峰期阶段没有角闪石。基性岩中角闪石的稳定上限温度受全岩成分影响，不同实验所确定的结果变化于900~1100℃(如图 8；Wyllie and Wolf, 1993; Sen and Dunn, 1994)。因此，从实验岩石学来看不含或含少量角闪石的二辉麻粒岩组合温度可以超过900~1000℃是可能的。(ⅱ)基性麻粒岩中经常发育两种单斜辉石：cpx-a和cpx-b，前者发育斜方辉石和钛铁矿出溶条纹(图 2c, d)，指示其形成于较高的温度，至少高于没有出溶条纹的cpx-b(800~860℃，Yang and Wei, 2017a)。(ⅲ)太平寨地区基性麻粒岩部分熔融脉体中广泛存在斜方辉石而缺少角闪石(耿元生等，1990)，也表明其温度达到超高温条件(Harley, 2004)。

(5) 以往研究中得不到超高温条件的原因是多方面的。首先，利用二辉石Fe-Mg交换温度计只能得到Fe-Mg交换封闭的温度，尽管有些研究者计算的温度结果可高达810~940℃(贺高品和叶慧文，1992)，但Yang and Wei (2017a)利用Brey and Khler(1990)温度计计算太平寨二辉麻粒岩的温度主要介于760~840℃之间。其次，Kwan et al. (2016)利用视剖面图方法结合峰期矿物M2组合(gt+opx+cpx+pl+hb)的稳定位置，确定其P-T条件为860~900℃/0.96~1.03GPa，这一条件与Duan et al. (2017a)所确定的泥砂质麻粒岩的最后固相线组合相当，并非麻粒岩的真实峰期条件。例如在图 4b中M2组合的P-T条件刚刚超过斜方辉石消失线，岩石的斜方辉石含量会很少，如低于2~3%，这与太平寨地区二辉麻粒岩中的斜方辉石含量相差较大。再次，Lu et al. (2017)利用视剖面图方法结合矿物组合的稳定域以及石榴石X_Py成分等确定娄子山一带泥质麻粒岩的峰期温度为850℃，仅与斜长角闪岩缺流体固相线相当(Winther and Newton, 1991)，其不确定性在于(ⅰ)石榴石的X_Py应该不同程度地受到了降温反应和扩散的影响，不代表麻粒岩峰期温度；(ⅱ)与样品JD15126一样，岩石中的黑云母形成较晚，其峰期组合应该为不含黑云母的更高温组合。

很多研究表明冀东新太古代晚期麻粒岩相变质作用以逆时针型P-T轨迹为特征(贺高品和叶慧文，1992；陈曼云和李树勋，1996；Zhao et al., 1999; Kwan et al., 2016; Duan et al., 2017a)，但所依据的岩相学特征却不相同。如Duan et al. (2017a)依据泥砂质麻粒岩中的矿物组合特征、石榴石和斜长石成分环带、以及石榴石中的包裹体特征得到其P-T轨迹包括4个阶段：早期低压下等压加热至超高温阶段、超高温下的等温升压至峰期阶段、峰后等压降温至缺流体固相线阶段以及亚固相线下的降温降压阶段，其中超高温条件下的等温升压过程是利用石榴石包裹的高钙斜长石和基质中的粗粒斜长石成分环带确定的，峰后等压降温至缺流体固相线阶段是依据石榴石成分确定的。本文通过(如图 6a)对石榴石环带(如从幔部到内边部X_Gr降低)重新分析，推测其峰后P-T轨迹以降温降压为特征(图 6a和图 8)，峰期压力为~1.1GPa；另外考虑花岗岩干固相线的约束，放宽了石榴石中高钙斜长石包体成分在图 6a中对温度的限制，因此，峰期之前的升压过程伴随少量升温。从而得到冀东泥砂质麻粒岩的P-T轨迹如图 8所示：包括AG-Ⅰ、AG-Ⅱ和AG-ⅡIa与AG-ⅡIa等阶段。确定每个阶段的变质年龄是非常困难的，但Yang and Wei (2017b)对基性麻粒岩的锆石定年对上述变质阶段给出了大致限定。如样品YC8-58和JD1523中与流体相关的锆石年龄稍微老些，为2.53~2.52Ga，可以解释为代表麻粒岩相之前在亚固相线下的前进变质过程；而与麻粒岩相熔体及变质重结晶相关的锆石年龄为2.48~2.51Ga，可以解释为峰期后冷却至固相线的时间(Kelsey and Powell, 2011；魏春景，2016)。

如图 6b所示，Lu et al. (2017)确定太平寨泥质麻粒岩P-T轨迹为等温降压(ITD)为特征的顺时针型，从蓝晶石域等温降压至夕线石稳定域(1.3GPa/845℃→0.8GPa/850℃)，其主要依据是石榴石从幔部向边部X_Gr降低的环带特征。这里值得关注的问题是：(ⅰ)很难确定石榴石的成分环带代表生长环带，如果其中的X_Py更多地受到了降温反应和扩散的影响，而X_Gr受到的影响较小(Florence and Spear, 1991; Li and Wei, 2016)，那么从幔部向边部X_Gr降低不一定指示等温降压过程，不排除代表如图 6a所示的降温条降压过程；(ⅱ)利用图 6b中的P-T轨迹难以解释石榴石中的高钙斜长石包体和基质斜长石的环带特征(图 5c-g)；(ⅲ)图 6b中的峰期P-T条件相当于该区古元古代高压麻粒岩的条件，如果是正确的，那么在太平寨地区的基性麻粒岩中应该为石榴石单斜辉石组合，而不应该是二辉石组合。

如前所述，不同学者对华北克拉通东部陆块太古宙麻粒岩相变质作用的构造环境有三种不同认识：包括与微陆块拼贴有关的俯冲-碰撞过程(如翟明国，2011；Zhai and Santosh, 2011, 2013)，洋壳俯冲导致陆块碰撞过程(Kusky et al., 2007, 2016; 刘树文等，2018)，以及地幔柱加热地壳的过程(Zhao et al., 1999; Geng et al., 2006; Zhao, 2014; Kwan et al., 2016)。笔者认为讨论东部陆块或冀东地区新太古代构造体制，需要明确解释如下事实：

(1) 太古宙克拉通的基本构造型式为“穹窿-龙骨构造”(Condie, 1981)，即表壳岩(或绿岩带)呈带状分布于TTG质片麻岩穹窿之间，在穹窿内部的TTG片麻岩中也零散分布有表壳岩块体，这与太古宙之后由板块俯冲-碰撞形成的线性造山带明显不同。在冀东地区，卢龙-双山子表壳岩系呈近南北向带状分布于TTG片麻岩穹窿和卵形构造之间，为典型的太古宙的穹窿-龙骨构造。

(2) 在穹窿之间大面积带状分布的表壳岩带(龙骨)主要为角闪岩相和绿片岩相变质，而穹窿内部零散分布的表壳岩可达到麻粒岩相变质，即表现出表壳岩块体越小，其变质程度越高的特点(Duan et al., 2017a)，这一规律在冀东地区尤为明显(图 1)。

(3) 片麻岩穹窿内部的麻粒岩相表壳岩块体P-T轨迹为逆时针型，如太平寨卵形构造域中的麻粒岩峰期可达到超高温条件，发育不同程度的深熔作用，但它们不是形成TTG质岩石的熔融残余。

(4) 麻粒岩相变质作用与TTG质岩石的结晶年龄非常接近或者同时，Franois et al. (2014)在研究Pilpara克拉通东部花岗-绿岩地体变质作用时也关注这一特点。Kwan et al.(2016)虽然也强调二者年龄相差很小，但认为TTG质岩石为构造前花岗岩，其侵位比麻粒岩相变质作用早约50Ma。但实际上二者年龄是相互重叠的。如冀东地区TTG质岩石年龄为2.56~2.49Ga，麻粒岩相变质作用年龄为2.53~2.48Ga，并且很多表壳岩的原岩年龄也与TTG质岩石的形成年龄相似(图 7)。

(5) TTG质岩石构成太古宙克拉通主体，分布广泛、厚度巨大，晚期出现钾质花岗岩(Zhao, 2014；翟明国，2011)。

这里首先从冀东新太古代麻粒岩特殊的逆时针型针型P-T轨迹出发对上述地质事实进行解释。如图 7所示麻粒岩的P-T轨迹包括：低压加热至超高温阶段(AG-Ⅰ)，近等温升压至压力峰期阶段，~1.1GPa(AG-Ⅱ)，和峰后降压降温至固相线(AG-ⅡIa)以及在亚固相线下的降温降压过程(AG-ⅡIb)。AG-Ⅰ轨迹可以解释为表壳岩层下部岩石受到后期地幔极高温岩浆(如科马提质)喷发被埋深加热，或者受到下部TTG质岩浆海的加热过程。如图 8所示，这种低压加热过程会导致岩石中的含水矿物，如变质沉积物中的白云母和黑云母在亚固相线下分解，因此在达到干固相线之前不会出现太多熔体，从而可以解释为什么经历超高温变质作用的泥砂质岩石中存在较多碎屑锆石。AG-Ⅱ轨迹对应于被加热的岩石(总伴有BIF铁矿层)在密度驱动下沉入岩浆海深部，达到压力和温度峰期。AG-ⅡIa/b轨迹对应沉入岩浆海深部的岩石伴随穹窿上升发生减压冷却的过程。在穹窿上升过程中，地壳上部的表壳岩系在穹窿之间相对下沉，形成龙骨，即绿岩带，绿岩带的变质程度会从内向外、及从上向下递增。以往研究者主要强调绿岩带的下沉过程，并称之为垂直俯冲(sagduction)(如Collins et al., 1998)。但很少有人强调穹窿内部表壳岩块体的构造-变质作用演化过程，其实它们是被肢解的表壳岩，散布于TTG质岩浆海中，因此出现表壳岩块体越小，其变质程度越高的特点。同样，从太古宙地壳层次上，会出现表壳岩数量越少，地壳层次越深的特点。这一模型可以很好的解释上述5点事实，但其前提是要存在可以达到超高温的TTG质岩浆海，对此，尚需要更多资料论证。

其次，在讨论太古宙构造模式时，最好不要简单使用板块构造体制的概念(Stern, 2005)。因为很多证据表明地球是持续变冷的(Martin and Moyen, 2002; Brown, 2007; Herzberg et al., 2010)，太古宙地壳与地幔要比现代热得多，有人估计太古宙地幔潜能温度比现代高出100℃到300℃(Grove and Parman, 2004)。Sizova et al. (2010)利用二维岩石-热力学数值模型(2D petrological-thermomechanical numerical model)实验表明当地幔潜能温度比现代高175~250℃时，俯冲板块会被下覆地幔中的熔体弱化，而不能发生现代样式的持续俯冲作用。Sizova et al. (2015)利用二维耦合岩石-热力学与构造-岩浆数值模拟实验(2D coupled petrological-thermomechanical tectono-magmatic numerical model)解释了太古宙TTG质岩石成因，提出受地幔物质上涌(upwelling)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质大陆地壳，并同时形成以方辉橄榄岩为主的克拉通型地幔(Bédard, 2006)。在大规模TTG岩浆未固结之前，地壳上部的表壳岩或者被肢解成碎块状沉入岩浆海深部，或者整体发生垂直俯冲，形成太古宙特有的穹窿-龙骨构造。Sizova et al. (2015)认为这一过程受静止-可变形层盖型构造体制(stagnant-deformable lid tectonics)控制，完全不同于形成板块构造的运动-层盖型构造体制(mobile-lid tectonics)。

发生在太古宙时期的超热地幔上涌也与太古宙之后受板块构造控制形成的地幔柱不同，因此不能简单地称为地幔柱，也有人称之为原始地幔柱体制(如李壮等，2017)。有人把的太古宙构造过程称为垂直俯冲(sagduction)(如Collins et al., 1998)，但这一术语一般专指表壳岩的下沉，未涉及更重要的超热地幔上涌和大规模TTG质岩浆的形成过程。因此，这里推荐暂时使用太古宙特有的垂直构造体制(Archean unique vertical tectonics)概括其整个过程，包括超热地幔上涌→科马提质岩浆喷发或底侵至基性地壳→大规模基性地壳熔融形成TTG质岩浆海→表壳岩垂直下沉或被肢解成碎块状沉入岩浆海深部→后者(或与TTG质岩石)发生麻粒岩相变质作用并深熔形成钾质花岗岩→穹窿上升形成穹窿-龙骨构造。从冀东地区的实例看，这一过程的主要发生在2.55~2.50Ga，约为50Myr。