2021, Vol. 37
麻粒岩作为探索大陆下地壳的窗口，一直是岩石学研究的热点和前沿。Harley (1989)系统总结了世界90多个地体或产地麻粒岩的岩石学与地球化学特征，得到了麻粒岩研究的一些重要认识。如麻粒岩可包括“普通”麻粒岩(峰期变质条件约为0.75±0.1GPa/800±50℃)，高压麻粒岩(压力大于1.0GPa)和超高温麻粒岩(温度大于900℃)；麻粒岩相变质过程中普遍缺少流体；麻粒岩经常记录等温降压(ITD)或等压降温(IBC)型P-T轨迹等。翟明国和刘文军(2001)对麻粒岩的概念、成因机理、P-T轨迹及其与大地构造环境的关系等进行了系统总结，强调麻粒岩在大陆地壳的形成和演化过程中具有重要作用。进入21世纪以来，麻粒岩的研究取得了长足进展，这主要归因于相平衡研究以及定年技术和测试手段的发展。相平衡研究可以定量阐述麻粒岩相变质过程中的熔融反应及熔体行为(White et al. , 2001; White and Powell, 2002)，从而揭示麻粒岩的峰期变质条件和P-T轨迹。魏春景和朱文萍(2016)、魏春景(2016)、魏春景等(2017)系统总结了变质沉积岩和变质基性岩中的变质熔融反应及其与S型花岗岩和TTG质岩石之间的成因联系。锆石和独居石(原位)定年技术的发展可以限定不同变质期次和阶段的年龄(Yakymchuk and Brown, 2014)，微量元素测试手段的发展可以利用钛、锆和稀土元素等微量温度计确定麻粒岩的变质温度(Ferry and Watson, 2007; Liang et al. , 2013; Yang and Wei, 2017a)，并有助于建立变质矿物组合与年龄之间的联系，建立精确的P-T-t轨迹，从而深入讨论麻粒岩的变质作用过程与大地构造环境。
近年来，有关麻粒岩的研究进展很多，本文着重讨论如下4个问题：(1)麻粒岩形成的大地构造环境与P-T轨迹，(2)麻粒岩的进变质过程与流体行为，(3)确定麻粒岩变质条件的视剖面图方法，(4)如何选择有效全岩成分进行相平衡模拟？文中使用的矿物代号见Whitney and Evans (2010)。
1 麻粒岩的大地构造环境与P-T轨迹麻粒岩可以形成于如下4种大地构造环境中：碰撞造山带、地壳伸展区、岛弧或陆缘岩浆增生区和太古宙克拉通，不同构造环境中的麻粒岩显示不同的P-T轨迹特征。
1.1 碰撞造山带麻粒岩碰撞造山带以发育中压相系变质作用为特征，在浅部到中部构造层次形成巴洛型递增变质带(England and Thompson, 1984; Miyashiro, 1994)，在造山带下地壳(40~60km深处)，可达到高压麻粒岩相条件。按照England and Thompson (1984)一维热-动力模拟模型，在造山带地壳加厚区变质作用P-T轨迹为顺时针型，其压力峰期与温度峰期并不对应，即岩石在达到压力峰期之后的折返过程中发生明显热松弛，并在60~80Myr之后达到温度峰期，然后再抬升至地表。这样一个顺时针型P-T轨迹，代表一个造山带从加厚到垮塌的演化过程，可持续超过100Myr。但是，从Jamieson and Beaumont (2011)的对喜马拉雅的数值模拟结果来看，造山带中深部岩石的折返发生在持续加厚过程中，并不对应造山带的垮塌，麻粒岩的折返系为造山带下地壳层流所致。并且，变质P-T轨迹压力峰期与温度峰期一致，岩石在折返过程中没有明显加热。造山带麻粒岩的P-T轨迹是很复杂的，与岩石所经历的变质过程有关，可分为如下两种过程：
(1) 递增变质过程，指曾位于地壳浅部的岩石在碰撞造山过程中经历构造埋深达到变质峰期后再折返的过程。以喜马拉雅东构造结泥质麻粒岩为例，其P-T轨迹如图中1a所示(Zhang et al. , 2015)，包括峰期前的升温升压至变质峰期阶段，对应地壳加厚过程；以及峰后近等温降压阶段，指示加厚下地壳由于重力均衡抬升过程，或者由于层流作用而抬升。在碰撞造山过程中热流传递以传导为主，一般没有明显地幔热流和幔源岩浆引起的热平流，因此，变质作用一般不会达到超高温条件。
(2) 高压-超高压榴辉岩相岩石折返变质过程，指在碰撞造山之前经历洋壳和陆壳俯冲形成的高压-超高压榴辉岩相岩石在碰撞过程中折返至造山带下地壳深度，经历麻粒岩相变质叠加。O’Brien and Rötzler (2003)认为这一过程可形成两类高压麻粒岩：高温-超高温型和退变榴辉岩型。前者出现高温三元长石+蓝晶石组合，P-T条件大于900℃和1.5GPa；后者出现单斜辉石+斜长石后成合晶，指示早期单斜辉石更富硬玉组分或缺失斜长石，P-T条件为700~850℃和1.0~1.4GPa，跨越高压角闪岩相与高压麻粒岩相。高温-超高温型高压麻粒岩的典型实例包括欧洲波西米亚地块和中国南阿尔金造山带。Dong et al. (2018, 2019)称这一类型为高压超高温麻粒岩，认为它们与大陆地壳超深(>200km)俯冲有关，即经历超深俯冲并在地幔中被加热的大陆板片由于浮力作用发生快速折返、底垫至加厚下地壳底部(relamination)，发生高压超高温麻粒岩相叠加；然后，再次折返至地壳浅部，发生低压超高温麻粒岩相变质改造(图 1中轨迹1b)。并强调这种与超深俯冲有关的超高温变质作用并不伴随地幔上涌和幔源岩浆底侵(或内侵)，不同于其它超高温地体(Harley, 2008)。
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图 1 不同大地构造环境中麻粒岩的P-T轨迹 碰撞造山带麻粒岩：1a-喜马拉雅东构造结(Zhang et al., 2015)；1b-南阿尔金高压-超高温麻粒岩(Dong et al., 2018, 2019)；1c-俄罗斯白海地区Uzkkaya Salma榴辉岩-高压麻粒岩(Li et al., 2017)；1d-喜马拉雅中部榴辉岩-麻粒岩(Li et al., 2019). 地壳伸展区麻粒岩：2-内蒙古集宁天皮山(Wang et al., 2020). 岛弧或陆缘岩浆增生区麻粒岩：3a-印度Nilguri Hiss(Bohlen, 1987)；3b-西藏冈底斯(Zhang et al., 2014)；3c-新西兰Breaksea Sound(De Paoli et al., 2009). 太古宙克拉通麻粒岩：4-冀东迁安羊崖山(Liu and Wei, 2018). am1和am2-分别为Wyllie and Wolf (1993)和Sen and Dunn (1994)实验确定的变质基性岩中角闪石的消失线；WS-变质基性岩湿固相线(Schmidt and Poli, 1998). 变质相的划分魏春景等(2017)；变质相代号：AM-角闪岩相；EG-榴辉岩相；GR-麻粒岩相；HGR-高压麻粒岩相. 图中按照表观地热梯度划分出高压相系(< 550℃/GPa)、中压相系(550~850℃/GPa)和低压相系(>850℃/GPa)，分别对应于15℃/km和25℃/km(Miyashiro, 1961). 图中其它变质反应是利用THERMOCALC计算的 Fig. 1 P-T paths of granulite in different tectonic settings |
退变榴辉岩型高压麻粒岩见于世界各地的造山带中，例如，俄罗斯白海地区和高喜马拉雅造山带中部。其P-T轨迹如图 1中1c、1d所示(Li et al. , 2017, 2019)，二者之间的显著差异是在折返过程中受加热程度不同。白海榴辉岩在折返过程中有明显加热，而喜马拉雅榴辉岩受加热不明显。对此有两种可能的解释：(1)榴辉岩地体在抬升过程中发生明显加热，可以与俯冲板片断离，软流圈地幔上涌、或者幔源岩浆底侵导致地壳内热流升高有关，但是，综合以往研究结果看，如果有幔源热流加入，会出现低压麻粒岩相叠加。(2)这种折返加热可能是虚假的，是因为没能很好限定早期榴辉岩相的峰期P-T条件。
上述两种变质过程形成的麻粒岩在图 1中表现出完全不同的P-T轨迹，是很容易区分的。但是，因为很多麻粒岩在其温度峰期达到了平衡，消除了早期变质作用记录，麻粒岩主要记录峰期之后的降温或降压过程，此时，要追溯麻粒岩峰期前的早期变质历史，需要从3个方面深入研究：(1)详细研究麻粒岩样品中锆石和石榴石等矿物中的包裹体，特别注意研究粒径粗大的石榴石变斑晶，其核部经常有峰期之前的变质记录。(2)注意在麻粒岩相带中寻找有能够记录早期变质组合的样品，如榴辉岩和麻粒岩经常呈大小不等的块体产出，一般较大块体的核部更可能记录早期变质组合。(3)注意从整个造山带范围考虑变质作用演化过程，麻粒岩形成于造山带加厚地壳的下部，而向更浅地壳层次变质程度会降低。与递增变质过程有关的麻粒岩相带，会在更浅地壳层次伴生出现巴洛型递增变质带；在由高压-超高压榴辉岩相岩石折返形成的麻粒岩相带周围，叠加变质程度也会出现减弱的趋势，其中可能更多地保留早期榴辉岩相组合。
1.2 地壳伸展区麻粒岩大陆地壳伸展可形成拗拉槽、裂谷、盆-岭构造或海盆等，往往与地幔柱活动或软流圈上涌有关，并伴随岩石圈伸展减薄。Sandiford and Powell (1986)定性模拟了大陆地壳伸展区变质作用P-T轨迹，得到其主要特征为减压加热至温度峰期，然后再发生等压或降压冷却。在温度峰期之前以减压为主还是以加热为主，取决于具体的构造部位。如发生地壳和岩石圈不对称减薄时，在岩石圈减薄明显但地壳厚度变化不大的地方，温度峰期之前以加热为主，减压不明显；而在地壳减薄明显但岩石圈减薄较弱的地方，热扰动不显著，温度峰期之前的P-T轨迹以减压为主。一般来说，地壳伸展区会出现软流圈上涌以及幔源岩浆底侵或内侵，热流传递方式除了热传导之外，还有显著的热平流(advection)，从而导致地壳内部热流明显升高。因此，这类变质作用的温度峰期常对应低压相系(De Yoreo et al. , 1991)，可达到超高温条件(Harley, 2008)，并且，出现同变质的基性岩侵入体和广泛的地壳熔融(Zhang et al. , 2018)。如果这种伸展作用叠加在刚结束的碰撞造山带中，会导致原来的中压相系岩石被低压相系叠加(Wei et al. , 2007; Wang et al. , 2009)。从区域上看，在低压组合叠加较弱的地方，发育年龄稍老的中压相系变质带，而在叠加强烈的地方，则表现为年龄较轻的低压相系变质组合。例如，在华北孔兹岩带中，西段千里山地区发育1.95Ga的高压麻粒岩(周喜文等, 2010; Yin et al. , 2014)，而在东段集宁地区发育1.92Ga的超高温组合(Santosh et al. , 2007)。图 1中轨迹2为集宁天皮山含假蓝宝石和斜方辉石麻粒岩的P-T轨迹，其峰期前以降压升温为主，峰期温度达到了 > 1100℃的极端超高温条件(Wang et al. , 2020)，峰期之后发生等压冷却。这种极端超高温环境与热地幔物质上涌并伴随高温基性岩浆内侵有关(Li and Wei, 2018; Wang et al. , 2019)。
1.3 岛弧或陆缘岩浆增生区麻粒岩在岛弧或陆缘岩浆增生区的下地壳受到幔源岩浆注入可达到麻粒岩相变质条件，幔源岩浆的注入不仅为变质作用提供了热量，并且由于足够多的基性物质加入地壳导致地壳加厚，引起温度和压力升高(Brown, 1996; Clarke et al. , 2000; Yoshino and Okudaira, 2004)。Bohlen (1987)提出很多太古宙克拉通中的麻粒岩发育逆时针型P-T轨迹(如图 1中3a)，指示有大量幔源岩浆增生的构造环境(如大陆弧)(Wells, 1980)。Harley (1989)指出如果幔源岩浆增生至减薄地壳后，形成正常厚度的地壳，峰期之后发生等压冷却；如果岩浆增生形成加厚地壳，峰后开始阶段发生等压冷却，然后发生降压冷却。
近年来研究发现，很多岛弧下地壳麻粒岩，如加利福尼亚(Ducea, 2001, 2002)、东喜马拉雅的Kohistan(Yoshino and Okudaira, 2004)、冈底斯(Zhang et al. , 2014)等，其峰期变质条件位于高压麻粒岩相区(800~900℃/1.0~1.5GPa)。其中侵位到岛弧根部的辉长岩变质P-T轨迹包括：首先在中下地壳条件下发生等压冷却，然后由于岩浆增生导致地壳加厚，再经历升温升压进变质过程(图 1中轨迹3b)，伴随大量的石榴石生长和强烈的部分熔融(Zhang et al. , 2014)。在新西兰Breaksea Sound地区，代表岛弧根部的岩石位于麻粒岩与榴辉岩相的过渡区域，形成岛弧区特有的弧型榴辉岩(arclogite), 并记录峰期变质之后的降压降温过程(图 1中轨迹3c，De Paoli et al. , 2009)。
1.4 太古宙克拉通麻粒岩太古宙克拉通由大面积的TTG质片麻岩和表壳岩组成，并形成穹窿-龙骨构造，即表壳岩呈带状分布于片麻岩穹窿之间形成绿岩带，其实在片麻岩穹窿内部也有很多大小不等的皮筏状表壳岩块体，或称为绿岩带残片(greenstone remnants)，这些表壳岩块体多表现为角闪岩相和麻粒岩相变质作用。Brown (2007)总结世界太古宙克拉通中17个麻粒岩地体的峰期P-T条件，发现其中9个地体达到超高温条件(950~1100℃/9~14kbar)，8个地体为正常麻粒岩相条件(880~950℃/6.5~9.9kbar)。Zhao et al. (1999, 2005)总结华北克拉通太古宙地块的P-T轨迹，发现它们均为逆时针型，认为与地幔柱背景下的岩浆增生有关。但是很多学者研究发现太古宙克拉通中角闪石岩相表壳岩的P-T轨迹均为顺时针型(Diener et al. , 2005; François et al. , 2014; Liu et al. , 2020)，而麻粒岩相表壳岩的P-T轨迹为逆时针型(Arima and Barnett, 1984; Bégin and Pattison, 1994, Stevens et al. , 1997)。
Liu and Wei (2018)报道冀东迁安穹窿西缘基性麻粒岩的P-T轨迹(图 1中4)，包括3个阶段：早期低压下加热，随后升压升温至峰期，峰期之后为冷却降压过程。指示表壳岩首先在地壳浅部或者受后续基性岩浆喷发或侵入而加热，或者受到TTG质岩浆加热；然后被破碎成较小的块体沉入TTG质岩浆海深部；最后伴随穹窿作用上升(魏春景, 2018)。上述基于冀东新太古代麻粒岩提出的变质作用过程，对理解华北克拉通，以及国外太古宙高级区的变质作用演化具有参考价值。
2 麻粒岩的进变质过程大多数麻粒岩都经历升温进变质过程，并发生含水矿物的脱水熔融反应。这里按照流体行为不同，把麻粒岩的进变质过程分为3种型式：流体饱和进变质过程、流体不饱和(缺流体)进变质过程和流体过饱和进变质过程。并以依据MORB成分计算的T-M(H2O)图解为基础，讨论上述3种进变质过程中的变质反应。
2.1 流体饱和进变质过程(Ⅰ)如果变质基性岩在绿片岩相或低角闪岩相到达流体饱和，形成平衡矿物组合，在亚固相线下随着温度升高发生递进脱水反应，所脱出的水流体逃逸离开岩石体系，在T-M(H2O)图解中变质轨迹(I0)沿水饱和线行进(Guiraud et al. , 2001)，在达到饱水固相线(~650℃)时发生部分熔融，形成富水熔体。由于熔体的粘性较大，不会像水流体那样随时逃逸丢失，而是不同程度地滞留在岩石体系中，因此，在图 2中变质轨迹I1会离开固相线行进，熔融反应为：Amp+Qz±Bi=Cpx+Pl+L。从熔体等值线的斜率来看，这一过程中熔体含量增长缓慢，至850℃时，出现斜方辉石，熔体含量约7mol%。如果全部熔体都滞留在岩石中，不发生丢失，其变质轨迹会继续沿I2行进，熔融反应为：Amp±Qz=Opx+Cpx+Pl+L，从熔体等值线的斜率来看，这一过程中熔体含量增长迅速，当角闪石消失时，体系中的熔体会超过40mol%。如果所有熔体滞留在原地，不发生丢失，在降温过程中变质轨迹会沿着I2、I1回到饱水固相线处，并依据上述熔融反应的逆反应，导致岩石最后只能记录饱水固相线处的角闪岩相组合。
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图 2 MORB成分基性岩在NCKFMASHTO体系和0.8GPa下的T-M(H2O) 视剖面图解 单斜辉石、斜长石和钛铁矿为过剩相；为了简便，把含钛矿物包括金红石、榍石和钛铁矿均按钛铁矿处理. Am10~60和L5~60，表示角闪石和熔体含量等值线(以1个氧化物为基础的摩尔百分数mol%)；An0.5~0.8，斜长石中钙长石摩尔分数(=Ca/(Ca+Na+K))；Ta0.10~0.5，角闪石中M2位置Ti含量. 计算所用岩石扣除水之后的质量百分数为：SiO2=51.350%，Al2O3=15.119%，CaO=11.166%，MgO=8.349%，FeO=9.541%，K2O=0.350%，Na2O=2.640%，TiO2=1.366%，O=0.119%. 其他见正文 Fig. 2 T-M (H2O) pseudosection in the NCKFMASHTO system for a metabasite with MORB composition at 0.8GPa |
但是，在大多数熔融过程中，当体系中的熔体达到一个门限值(如7vol%)时，就会发生丢失(Rosenberg and Handy, 2005)。在图 2中第一次熔体丢失发生在~850℃处。如果熔体丢失6mol%，剩余1mol%，在图 2中变质轨迹回到固相线附近，也相当于水含量降低，固相线温度升高。在接续熔融过程中，变质轨迹沿I3行进，岩石中的熔体不断增多，当达到其门限值时，再次发生熔体丢失至1mol%，然后变质轨迹沿I4行进。如果在发生第三次熔体丢失前停止升温，或达到温度峰值P后发生降温，会在降温过程中发生熔融反应的逆反应(Opx+Cpx+Pl+L=Amp±Qz)，也可以称为结晶反应，以形成含水矿物角闪石为特征，直到缺流体固相线F点，熔体耗尽。如果结晶反应达到平衡，岩石应该记录缺流体固相线处的信息。但是在很多情况下，由于熔体的原地分凝，导致这种结晶反应不能完全达到平衡。在熔体凝聚的结构域，可能记录更低的固相线条件；而在熔体缺失的结构域，可能记录更接近峰期的条件。因此，对很多麻粒岩来说，依据详细的岩相学观察，可以区分出峰期组合(Peak assemblage)和最终组合(final assemblage)。对图 2的实例来说，峰期组合与最终组合似乎相差不大。例如，峰期组合中没有石英，角闪石含量少(~5mol%)、富钛，斜长石富钙；而最终组合中含有石英，角闪石含量增高(~15mol%)、贫钛。经历这一冷却结晶反应的角闪石和斜长石会出现成分环带，从核部向边部钛含量和XAn降低。岩相学上角闪石出现二面角很小的尖锐的边缘，可包裹辉石等峰期矿物，同样，斜长石和石英等也可以出现尖锐边缘轮廓，石英或呈薄膜状细脉产出(Liu and Wei, 2018)。大部分具有平衡结构的麻粒岩，尤其是含有石榴石等变斑晶的麻粒岩都经历饱和流体变质过程。
这里应该说明的是降温结晶反应终止于缺流体固相线处，在进一步降温过程中，虽然按照图 2所示有可能出现钾长石和石榴石，但这只是热力学上的可能性，在动力学上一般是不能实现的。这是因为当岩石中没有自由流体和熔体存在时，组分迁移速率非常低，一般不会发生变质反应，即没有水就没有变质作用(no water no metamorphism)。
2.2 流体不饱和或缺流体进变质过程(Ⅱ)如果岩石在中、低温条件下没有达到流体饱和，在其进变质过程中会处于流体缺失状态，例如，辉长岩变质或早期麻粒岩再变质过程常出现这种情况。如图 2中轨迹Ⅱ所示，在亚固相线条件下升温，岩石中由于缺少流体并不发生变质反应，其原来的矿物组合以亚稳定状态保留至缺流体固相线后，才开始变质演化，发生含水矿物的脱水熔融，进一步变质演化与过程Ⅰ类似。但是，由于在这些天生缺流体的岩石中变质演化开始较晚，经常形成一些不平衡结构。例如，当压力达到石榴石稳定域时，可在辉石边部形成石榴石冠状体(Yang and Wei, 2017b)，有时在早期石榴石周围也形成一个新生石榴石冠状体(Duan et al. , 2017)，这些新形成的石榴石经常出现大量包体，出现筛状变晶的特点(Liu and Wei, 2020)。Harley (1989)把这种石榴石冠状体结构解释为在较高压力(~1.0GPa)下降温退变质的产物，是逆时针型P-T轨迹的标志。但是在很多情况下，这种结构代表缺流体条件下前进变质升温升压的产物(Wei et al. , 2014)，这两种过程中所形成的石榴石冠状体是可以区别的(魏春景, 2018)。
对缺流体岩石变质作用来说，其流体行为受变形强度控制。在强变形域可出现强烈流体活动，发生流体饱和进变质过程，形成平衡变质组合；在弱变形域流体活动较弱，会保持原岩组合不变；而在二者之间的过渡区域，有少量流体活动，容易形成各种不平衡体结构。这种受不同变形强度控制的结构域可以出现在露头尺度、标本尺度，也可以出现在薄片尺度。
2.3 流体过饱和进变质过程(Ⅲ)如果流体作用不影响全岩化学成分的变化，流体饱和进变质过程和流体过饱和进变质过程在亚固相线条件下没有区别。但在超固相线条件下流体过饱和进变质过程显示完全不同的特征。如图 2所示，在超固相线条件下增加水含量时，含水矿物角闪石的稳定温度明显升高，在固定温度下角闪石含量升高；而无水矿物石英、斜方辉石和斜长石(见XAn等值线的分布)的稳定域缩小，黑云母的稳定域也随水含量升高而缩小，当水含量超过1.68%后，黑云母消失在固相线上。水含量升高会导致斜长石中XAn含量升高，但对角闪石中的Ti含量影响不大。
从图 2中的熔体等值线分布来看，水含量增加会引起熔体含量明显升高，即促进熔融反应。岩石在有过量水流体条件下发生部分熔融，也称为水化熔融(Flux melting)。很多学者认为水化熔融经常发生在俯冲带环境中(Ulmer and Trommsdorff, 1995)，例如，受俯冲带特殊热结构的控制，俯冲板片中表层的沉积物或基性岩发生部分熔融时，其下覆超基性岩层发生脱水，流体上升促进上覆岩层的熔融进程。另外，当高角闪岩相和麻粒岩相地体受到外来熔体注入时(如混合岩区)或者熔体局部汇聚时，也会发生流体过饱和条件下的水化熔融。
在很多情况下，水化熔融可以发生于温度稍高于饱水固相线的较低温度下，如图 2轨迹Ⅲ1所示，在有黑云母存在时发生转熔反应：Cpx+Bi+Pl+Qz (+H2O)=Amp+L，这里水主要存在于熔体中，不是一个独立相；黑云母消失后发生共熔反应：Cpx+Amp+Pl+Qz (+H2O)=L。在这一过程中，会更多地消耗斜长石、石英及单斜辉石等无水矿物，导致残余物中富集角闪石。当水含量达到2.5%时，熔体中的水达到饱和。
水化熔融也发生在麻粒岩相较高温条件下局部熔体汇聚的部位。如图 2中轨迹Ⅲ2所示，随着水含量增加发生的熔融反应为Cpx+Opx+Pl (+H2O)=Amp+L，即熔融过程中消耗长石和辉石，形成角闪石和熔体，会导致麻粒岩组合被富角闪石的角闪岩组合替代，但是这种高温角闪岩中的角闪石钛含量高。这里应该强调的是，由于水化熔融过程会大量消耗斜长石和石英，导致经过高度部分熔融和熔体丢失后的残余物富集角闪石和单斜辉石，形成辉石角闪石岩，这或许是麻粒岩区超镁铁质角闪石岩一种可能的成因机理。另外，混合岩中大部分富含水矿物如黑云母或角闪石的暗色体也应该是水化熔融的产物。
3 麻粒岩P-T条件的确定：视剖面图方法确定麻粒岩的峰期P-T条件是个变质岩石学难题。这是因为大多数麻粒岩地体都经历过缓慢的降温演化过程，在这一过程中，留在岩石体系内的熔体会发生结晶反应，形成含水矿物。因此，理论上所有麻粒岩都记录缺流体固相线组合，其真正的峰期组合会在降温演化过程被不同程度改造(White and Powell, 2002; 魏春景, 2016)。以往利用矿物Fe-Mg交换温度计计算麻粒岩的变质条件，只能得到Fe-Mg交换的封闭温度，经常远低于麻粒岩的峰期温度(Pattison et al. , 2003)，甚至低于最终组合记录的缺流体固相线温度(Li and Wei, 2016)。近年来，岩石学家们提出了多种方法确定麻粒岩的变质条件：包括(ⅰ)长石温度计(如Hokada, 2001; Benisek et al. , 2010)；(ⅱ)稀土元素温度计(Liang et al. , 2013, Yang and Wei, 2017a)；(ⅲ)微量元素温度计如锆石-Ti和金红石-Zr温度计(Ferry and Watson, 2007)；(ⅳ)视剖面图方法等。上述不同方法在不同情况下都可能得到麻粒岩的峰期条件。这里以变质基性岩为例，讨论如何利用视剖面图方法计算麻粒岩的变质条件。
从上述讨论麻粒岩变质作用过程可知，发育平衡矿物组合的麻粒岩前进变质过程中遵循饱和流体变质轨迹，发生熔体丢失，在峰期之后的降温过程中，发生结晶反应，变质作用演化终止于缺流体固相线，大部分麻粒岩都记录一个冷却过程和缺流体固相线组合。因此，对麻粒岩进行相图分析时，需要完成如下步骤：(ⅰ)通过岩相学观察区分出峰期组合和最终组合(Li and Wei, 2016, 2018)；(ⅱ)通过计算T-M(H2O)图解(类似于图 2)，确定最终组合在T-M(H2O)图解上的稳定范围，确定最终组合的含水量(Korhenen et al. , 2011)；(ⅲ)利用最终组合的水含量计算P-T视剖面图。例如，对应上述过程Ⅰ所对应的最终组合，确定的含水量为0.28%，我们利用这一含水量和MORB成分，获得的P-T视剖面图如图 3a所示。在图 3a中，我们所关心的含角闪石二辉麻粒岩组合稳定于0.4~1.1GPa之间，其温度下限由缺流体固相线控制，温度上限由角闪石消失线控制，不含石英的峰期组合稳定的P-T范围很宽。在如此大的P-T范围内，进一步确定岩石的P-T条件，需要考虑矿物成分等值线。Liao and Wei (2019)研究发现，基性麻粒岩中最有利用价值的矿物成分为角闪石中的Ti含量和斜长石中的XAn值，它们在麻粒岩相条件下的扩散速率远低于其它组分，因此，可以记录较高的变质温度。对本文讨论的实例，其峰期P-T条件(960℃/0.8GPa)可利用角闪石的最高Ti含量(如0.33)和斜长石的XAn(如0.55)等值线交点确定下来(P)，岩石经历降温演化至F点。在这一降温过程中，角闪石经常出现Ti含量从核部向边部降低的环带；而斜长石的成分环带经常比较复杂，可记录温度峰期之前的变质过程，因此，需要仔细研究斜长石的成分环带特征。如果斜长石环带为从核部到幔部XAn升高，而从幔部到边部XAn降低，则可能说明温度峰期之前存在降压过程，温度峰期之后存在降温过程，记录顺时针型P-T轨迹；如果斜长石环带为从核部到边部XAn降低(0.60→0.52)，则有两种可能：一是峰期之前有升压过程，记录逆时针型P-T轨迹，另一种可能为峰期温度更高，峰期之前的情况不清楚(Duan et al. , 2017)。
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图 3 基于MORB成分基性岩和不同水含量在NCKFMASHTO体系下计算的P-T视剖面图解(a、b) 其他同图 2 Fig. 3 P-T pseudosections in the NCKFMASHTO system for a metabasite with MORB composition and with different water content (a, b) |
这里特别强调的是，岩相学观察确定的最终组合经常不能在图 3a中直接模拟出来，这是因为麻粒岩中少量滞留的熔体并非均匀分布在岩石中，而是发生分凝，在某些部位集中，降温过程中的结晶反应主要发生在熔体相对集中的部位。或者说最终组合的形成受局部成分域控制，而不是整个岩石体系在缺流体固相线处达到平衡。因此，需要利用局部成分域(如适当提高熔体含量)模拟最终组合的相平衡关系(Dong et al. , 2018; Liu and Wei, 2018)；或者通过T-X(熔体)图解，讨论降温变质演化过程(Zhang et al. , 2020)。在此情况下，降温过程形成的斜长石也主要集中于这些成分域中，尤其是在有尖锐边缘的部位可以测到最终组合中的斜长石成分，而大多数斜长石颗粒可能没有出现从幔部到边部XAn降低的成分环带。
另一个值得注意的问题是，有些学者直接用图 3a讨论压力峰期之前的进变质(如轨迹P0)过程(Brandt et al. , 2018)，这种做法是完全错误的。这是因为在亚固相线下饱和水岩石的前进变质轨迹会穿过岩石饱水固相线，如图 2中轨迹Ⅰ0，而不会出现无流体组合。因此，要讨论岩石的前进变质过程，需要恢复岩石的饱水固相线。其做法是在全岩成分中依次加入6mol%的熔体直到出现饱水固相线，第一次可以选择图 3a中缺流体固相线处的熔体成分，第二次选择新得到的缺流体固相线处熔体成分。图 3a中的没有流体相的亚固相线组合代表高温组合在降温过程中可以保留下来，而不代表在升温过程中可以形成这些组合。
虽然斜长石成分环带可以记录更多麻粒岩变质作用过程信息，但是斜长石的成分明显受水含量的控制。从图 2中可以看出，斜长石XAn值与水含量正相关。针对本文讨论的实例，例如在图 2中最终矿物组合可以出现于水含量0.13%~0.95%之间，而固相线温度随着水含量降低变化并不大。这里选择一个较高的水含量(如0.81%)计算P-T视剖面图，得到图 3b。对比图 3a, b，发现其相平衡关系非常相似，只是图 3b中固相线温度稍低，角闪石的稳定温度较高，斜方辉石和石英的稳定域缩小一些。两个图中角闪石Ti含量等值线相似，但是在图 3b中斜长石XAn等值线明显向低温方向移动。针对上述实例，利用角闪石Ti=0.33与斜长石XAn=0.55等值线交点的到的P-T条件为1.1GPa/950℃(P)，位于石榴石稳定域，需要峰期之后降温降压演化，才能形成岩相学观测的不含石榴石的最终组合(F)，而对应原来的峰期条件，需要斜长石XAn=0.63。此时，虽然可以解释峰期中可能存在的石榴石，会在峰后演化过程中消耗殆尽，但是需要验证是否改变水含量会得到不同的答案。因此，在利用P-T视剖面图，尤其是利用斜长石成分等值线，讨论麻粒岩变质作用时，需要确定相对准确的水含量。
角闪石Ti含量可以很好地指示麻粒岩变质温度，但是在利用视剖面图中角闪石Ti含量等值线时，经常会遇到一些窘境，如在视剖面图中角闪石的稳定温度经常被低估，导致所测试的较高Ti含量投在角闪石稳定域之外(Liao and Wei, 2019)。有两种可能性会导致角闪石的稳定温度被低估：一是角闪石中可能含有F、Cl等组分(Sajeev et al. , 2009)，而这些组分在相图模拟中被忽略了，如果考虑这些组分，角闪石的稳定温度显然会提高；另一种可能是岩石中含高钛角闪石的峰期组合显然没有与含有低钛角闪石的最终组合达到平衡。如前所述，由于岩石中滞留熔体分凝汇聚，导致在富集熔体的结构域形成最终组合，而在缺少熔体的结构保留峰期组合。此时，不能简单地把它们处理成一个均匀岩石体系。要模拟峰期组合的相平衡关系，需要利用缺少熔体的结构域成分计算P-T视剖面图，如这些结构域相对富镁或贫硅，都会导致角闪石稳定温度升高。当然，局部结构域的选择有很大的主观性，Liao and Wei (2019)简单地把角闪石Ti等值线外延确定峰期温度，也是可以考虑的方法。
另外，对泥质麻粒岩来说，可以考虑使用下列矿物成分等值线确定其峰期变质条件：(ⅰ)石榴石中的钙铝榴石组分(Hollis et al. , 2006; Li and Wei, 2016)；(ⅱ)三元钾长石中XAn(Liu and Wei, 2020; Wang et al. , 2020)；(ⅲ)斜方辉石中的Al(特别是AlⅣ)含量(Wang et al. , 2020)。但是，Liao and Wei (2019)研究发现石榴石中的钙铝榴石含量明显受氧逸度影响，因此，当利用钙铝榴石等值线时，需要确定全岩O含量。
4 相平衡模拟时如何确定全岩成分 4.1 实测全岩成分与有效全岩成分实测全岩成分是实验室确定的，目前，大部分学者都利用实测全岩成分进行相平衡模拟，即把实验室给出的全岩化学成分标准化到相平衡模拟选择的模式体系(如NCKFMASHTO)中。这种标准化过程包括：(ⅰ)把质量百分数换算成摩尔百分数；(ⅱ)处理模式体系中没有包括的组分，例如假设P2O5形成磷灰石，在全岩CaO中减掉赋存在磷灰石中的CaO，如果模式体系中没有MnO，可以考虑把它加到FeO中，而不是简单地忽略；(ⅲ)确定H2O和O的含量(见后面讨论)。
利用实测全岩成分进行相平衡模拟时，首先需要验证其有效性，即检验实测全岩成分是否能够代表薄片中所观察到的相平衡关系。在很多情况下，如果某岩石的实测成分能够很好反映薄片中的平衡关系，是小概率的幸运事件。这是因为：
(ⅰ)很多岩石是不均匀的，从一块较大的岩石样品实测的全岩成分很难对应薄片中所观察的成分域，即变质岩中经常出现各种尺度的结构域。
(ⅱ)很多岩石会发生蚀变，导致全岩成分发生变化。如斜长石绢云母化，会导致全岩K2O升高；黑云母绿泥石化，会导致全岩K2O降低；碳酸盐化会导致CaO升高；高氧逸度流体作用，会导致全岩Fe3+增加；流体作用形成石英脉，会导致SiO2含量增加；有时流体作用也会导致全岩Mg#变化。
(ⅲ)由于碎样和分析过程的原因，都会导致实测成分，尤其是次要组分出现较大不确定性。例如，对某基性岩中的K2O含量被确定为0.4%或0.5%，都是可能的，并没有什么不同。但对于相平衡计算来说，K2O含量稍微多一些，就可能导致其过剩，出现黑云母或钾长石等岩石中并不存在的矿物。也许化学分析中K2O含量是正确的，但是，在相平衡计算中也会出现过剩，出现岩石中并不存在的含钾矿物。这是因为模拟计算时只考虑了部分矿物如角闪石和斜长石中的K2O，而忽略了其它矿物中可能存在的K2O；或者由于矿物活度模型原因，如模拟计算的角闪石中K2O含量低于其实测值。
因此，要利用视剖面图方法研究变质作用演化，需要学会计算有效全岩成分，并与岩石实测成分对比，找出二者之间的差异，并分析原因。
有效全岩成分是依据薄片观察确定的矿物组合、含量和电子探针分析得到的矿物化学成分计算的全岩成分，其基本原理是质量平衡方程，即：
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mi——岩石中体系组分i的摩尔数，Mk——组合中相k的摩尔数，ni, j, k——相k中1摩尔相组分j中的体系组分i的数，Xj, k——相k中相组分j的摩尔分数。式中前一个求和是对组合中所有的相求和，后一个求和是对该相中所有的相组分求和。
质量平衡方程看似复杂，但其基本理念非常简单，即全岩中的某组分含量等于各个矿物中该组分含量之和。如全岩中的MgO含量等于各个含镁矿物中MgO含量之和。这里各个矿物的含量(Mk)可以利用显微镜下面积法和线段法求得，也可以通过各种图像分析软件求得。
4.2 局部结构域的有效全岩成分很多变质岩石是不均匀的，经常由于原岩构造特征和变质分异作用等出现不同的成分层或结构域。例如，榴辉岩中出现石榴石和绿辉石相对富集的条带，变质沉积岩出现云母域和石英域，混合岩中出现暗色体、中色体和浅色体等。对此，可分如下3种情况处理：
(1) 宏观尺度的结构域，当不同结构域和成分层在宏观上足够大时，可以分别取样，进行化学分析或有效全岩计算。
(2) 微观尺度的结构域，如果不同结构域仅出现在显微尺度，无法分别取样分析，需要在显微薄片中进行图像分析，确定不同结构域的矿物组合、含量及成分，分别进行相平衡模拟。例如，Wang et al. (2020)把内蒙集宁天皮山一个超高温麻粒岩样品划分出3个结构域，包括富夕线石暗色域、富斜方辉石暗色域和长英质浅色域，作为3个独立样品，分别进行相平衡模拟。依据富夕线石暗色域夕线石中的Fe2O3含量、富斜方辉石暗色域斜方辉石的Al2O3含量以及长英质域中条纹长石的XAn值，确定其峰期温度条件为1120~1140℃，但在冷却过程中3个结构域所发生的变质反应各不相同。但如果简单地把该岩石作为一个样品进行相平衡模拟，不会得到任何有用的结果。
(3) 由叠加或退变质形成的结构域。变质岩在叠加变质和退变质过程由于缺少流体可形成不同的结构域。如榴辉岩和高压麻粒岩在减压抬升过程中石榴石周围形成斜长石冠状体，其中斜长石往往比基质中的斜长石富钙；而原来的辉石会形成后成合晶。很多侵入体和麻粒岩在变质或再变质过程中也会出现冠状体结构，如在斜长石和辉石周围形成石榴石冠状体(或红眼圈)等。此时要模拟第二期变质作用的P-T条件，需要确定相应的结构域，这里推荐的方法是确定相应的变质反应。例如，Dong et al. (2019)报道南阿尔金基性麻粒岩中出现假蓝宝石、斜长石和尖晶石构成的后成合晶，其成因反应为mGrt+nKy=xSpr+yPl+zSpl。如果忽略5个矿物中的TiO2、Fe2O3、MnO、Na2O等次要组分，上述反应可以看作CFMAS亚体系中的变质反应，即：
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这里有5个体系组分。若针对这5个组分对上述反应配平，可以得到5个线性方程，因此很容易求解上述反应中5个矿物的系数(或摩尔含量)。因此，无论依据反应物，还是依据生成物都可以得到该局部结构域的有效全岩成分。当然，如果考虑上述次要组分，会有更多的线性方程求解5个矿物系数变量。一般来说，次要组分的分析误差较大，通过忽略次要组分所得的局部结构域成分会更好些。
4.3 水含量的计算水含量的计算需要考虑3种情况：
(1) 亚固相线下岩石水含量的计算。利用THERMOCALC计算亚固相线下的相平衡关系只需要假设水流体过量就行，但要计算某些P-T条件下岩石的水含量，或者在视剖面图上计算岩石的饱和水含量等值线，需要掌握下面方法：(ⅰ)在全岩成分中设定足够多的水，如设定H2O为50mol%，如果原来的全岩成分为100%，那么，现在的总量为150%，即H2O占33.33%。(ⅱ)针对某一含水矿物组合进行计算，此时在矿物含量中会给出H2O含量，如果给出的水含量为0.2462，即代表设定的水含量在满足岩石中所有含水矿物的需求后所剩余的，岩石的饱和水为0.3333-0.2462=0.0871。(ⅲ)用Excel表格计算岩石的水含量，即在原来氧化物摩尔百分比为100的基础上，加8.71mol%的水后，再求百分比。
(2) 计算超固相线下相平衡时所用的水含量。利用THERMOCALC很容易计算饱水固相线，即在选择正确的矿物组合并设定水过量时，计算熔体=0曲线，即得到岩石饱水固相线。但要计算超固相线条件下的相平衡关系，需要确定合适的水含量。White et al. (2001)在计算泥质岩超固相线下的相平衡关系时，建议的方法是利用岩石在0.6GPa紧邻饱水固相线时的饱和含水量，作为岩石在超固相线条件下的含水量，计算整个相图。当然，选择哪个压力下，紧邻饱水固相线时岩石的水含量，是与整个相图的压力范围和岩石成分有关的。例如，Wei and Duan (2019)计算MORB成分的P-T视剖面图时，选择1.08GPa确定岩石的水含量，是因为岩石的饱水固相线在这一压力下温度最低。对MORB来说，这一压力正好对应斜长石消失。在低压斜长石稳定域，岩石饱水固相线为负斜率；而在高压富钠角闪石或富钠辉石稳定域，岩石饱水固相线为正斜率。如果以饱水固相线最低温度点确定水含量，那么向低压或高压方向，水含量会相对偏多。所以相图的压力范围越小，所确定的水含量越合适。计算超固相线条件下的相平衡关系，还需要考虑两种情况：一是封闭体系，即不发生熔体丢失；二是考察开放体系，当岩石中的熔体含量达到一个门限值时，即发生熔体丢失。由于熔体丢失会导致全岩成分发生变化，因此需要不断改变全岩成分，计算相图(Palin et al. , 2016)。
(3) 计算缺流体固相线的水含量。由于大多数麻粒岩都记录缺流体固相线组合，因此，在模拟麻粒岩的相平衡关系时，首先需要确定缺流体固相线的P-T条件，或者岩石的水含量。从上面讨论可知，不同的水含量对体系相平衡关系有一定影响，尤其对斜长石的XAn等值线影响较大，在利用P-T视剖面图讨论麻粒岩变质作用时需要给出准确的水含量。Korhonen et al. (2011)推荐利用T-M(H2O)图解法确定岩石的水含量。从上面讨论可知，麻粒岩的最终矿物组合代表缺流体固相线，它们往往在T-M(H2O)图解上对应较大水含量范围，在这一范围内随着水含量的增加，含水矿物含量也增加，固相线温度会降低。虽然很多学者利用这一范围的平均含水量记录算相图，但这里推荐的方法是依据含水矿物的含量确定岩石具体的水含量。值得注意的是在计算T-M(H2O)图解时，还需要知道岩石的压力。所选择的压力值可通过传统地质温压计方法获得，或者先假设一个压力值计算。在确定水含量后，再计算P-T视剖面图，通过相平衡分析确定合适的P-T条件。如果所得结果与计算T-M(H2O)图解的压力相差较大，利用新的压力值，重复上面计算过程。其实，要得到一幅令人满意的P-T视剖面图，需要n次重复计算，验证各种参数的合理性。
此外，在计算有效全岩时，也会得到一个含水量，代表所有矿物中的含水量之和，利用该含水量计算P-T视剖面图，一般是合适的。也有很多学者使用化学分析中的烧失量作为水含量计算相图，但是这种做法的前提是样品非常新鲜，如果有矿物发生蚀变，会导致水含量增加。
4.4 O(Fe2O3)的确定岩石中的O含量或者氧逸度对相平衡关系有较大影响。O含量增加，相当于Fe2O3含量增加，导致全岩Mg#增加；而Mg#增加会使某些铁镁矿物如角闪石和黑云母稳定域增大，而导致另外一些矿物如石榴石稳定域减小。理论上，在变质过程中随着温压条件变化和流/熔体活动，岩石中的氧逸度是变化的，很难具体限定。在进行变质相图计算时，有几种方法确定氧O含量：
(1) 在实验室利用化学方法滴定全岩Fe2O3量，这种方法虽然相对客观，但是很难排除岩石在浅表蚀变过程中遭受的氧化作用，因此，会高估Fe2O3含量。
(2) 假定全岩Fe2O3量，如Diener et al. (2007)依据Schilling et al. (1983)对MORB的湿化学分析结果，假设Fe2O3占全铁的12%，在很多情况下，这种简单方法很难使用于具体岩石的相平衡分析。
(3) 利用有效全岩计算方法确定岩石的O含量，即全岩中的O(Fe2O3)等于各个矿物中的Fe3+之和。该方法的不确定性在于每个矿物的中Fe3+是利用电价平衡法计算的，受数据分析质量的影响，矿物Fe3+的误差一般较大，因此，要注意挑选质量较高的分析数据。一般来说，这种方法给出的Fe3+含量是合适的。
(4) T-M(O)图解确定岩石的O含量。Korhonen et al. (2012)推荐使用这种方法，即利用麻粒岩中的最终组合在T-M(O)图解中的稳定位置确定O含量。在某些情况下，如对内蒙古土贵乌拉地区含假蓝宝石的超高温麻粒岩来说，需要极端氧化条件，这是确定岩石O含量的有效方法(Li and Wei, 2018)。
4.5 矿物含量计算利用质量平衡方程，我们可以依据薄片中各个矿物的成分及其含量求解全岩化学成分，反过来，也可以依据全岩化学成分和每个矿物的成分，求解矿物的含量。一般来说，一个岩石的全岩化学成分包括十余个氧化物(体系组分)，每个体系组分都有一个质量平衡方程，而该岩石的组成矿物数一般远小于体系组分数(戈尔德施密特矿物相律)，即方程数大于变量数，因此，很容易得到每个矿物的含量。当理解了质量平衡方程和各个组成矿物的晶体化学关系之后，很容易通过Excel表格，建立全岩化学成分、矿物化学成分和矿物含量之间的关系。这种计算是非常重要的，它不仅可以检测全岩化学成分是否有效，而且能够得到矿物含量信息。
这里需要说明的是利用THERMOCALC计算的矿物及熔体含量是按照1个氧化物为基础计算的摩尔百分比，这是因为矿物的摩尔百分比与计算矿物结构式时选择的氧含量有关。如对云母来说，选择11个氧还是22个氧计算结构式，会导致云母和其它物相的摩尔百分数发生变化。而选择一个氧为基础计算百分含量则不会产生这种不确定性。计算方法如下：如果已知矿物的体积百分数，则用体积百分数除摩尔体积，得到摩尔百分数；用摩尔百分数乘每个矿物的氧化物个数，然后，可以得到以1个氧化物的摩尔百分数。这里有些矿物的氧化物数量是固定的，如石英有1个氧化物，长石有4个氧化物，石榴石有7个氧化物；而有些矿物氧化物是变化的，如角闪石的氧化物数量变化于14~16之间；白云母的氧化物数量变化于6~7之间，白云母端元KAl2AlSi3O10(OH)2有6个氧化物，绿鳞石端元KMgAlSi4O10(OH)2有7个氧化物，要依据白云母的具体成分计算氧化物的数量。
5 结论(1) 麻粒岩可以形成于4种大地构造环境中：碰撞造山带麻粒岩包括经历递增变质作用的高压麻粒岩，为顺时针型P-T轨迹，也包括由高压-超高压榴辉岩折返形成的麻粒岩，P-T轨迹以减压为主；地壳伸展区主要形成低压麻粒岩，可达到超高温条件，P-T轨迹为减压加热至温度峰期，随后发生等压或降压冷却；岛弧或陆缘岩浆增生区的下地壳多为高压麻粒岩，进变质P-T轨迹以升温升压为特征；太古宙克拉通麻粒岩相表壳岩呈皮筏状分布于TTG片麻岩中，多为逆时针型P-T轨迹，达到超高温条件，受太古宙特殊的垂直构造体制控制。
(2) 按照流体行为，麻粒岩的进变质过程分为3种型式：流体饱和进变质过程指岩石在亚固相线条件下达到流体饱和，经历饱水固相线熔融与含水矿物脱水熔融以及阶段性熔体丢失等过程，在峰期之后的降温过程中滞留熔体发生结晶反应，形成含水矿物，终止于缺流体固相线；流体不饱和或缺流体进变质过程指在进变质过程中岩石处于流体缺失状态，不发生变质反应，岩石中的矿物组合以亚稳定状态保留至缺流体固相线后，才开始变质演化，因此经常形成一些不平衡结构；流体过饱和进变质过程指有过量水参与熔融反应，也称为水化熔融，更多地消耗斜长石、石英及辉石等无水矿物，导致残余物中富集角闪石和黑云母等含水矿物。
(3) 利用视剖面图方法分析麻粒岩的变质条件时，首先需要通过岩相学观察区分峰期组合和最终组合，通过T-M(H2O)图解确定最终组合的含水量后，计算P-T视剖面图；然后，找到峰期矿物组合在视剖面图上的稳定域，结合有价值的矿物成分等值线确定P-T条件；需要注意的是，岩相学确定的峰期组合和最终组合都可能受局部结构域控制，与滞留熔体的不均匀分布有关，很难简单地用全岩成分模拟其相平衡关系。
(4) 相平衡模拟时需要选择有效的全岩成分，如果利用实测全岩成分，首先需要检验其有效性。对于成分不均匀的变质岩，需要针对不同尺度的结构域分别处理：宏观尺度的结构域可以分别取样；微观尺度的结构域可在显微薄片中进行图像分析；由叠加或退变质形成的结构域需要确定相应的变质反应，确定有效全岩成分。
致谢 感谢万渝生研究员邀请撰文，感谢刘平华和尹常青两位审稿人提出的宝贵意见，感谢俞良军博士认真细致的编辑。
谨以此文祝贺沈其韩院士百年华诞！
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