2013, Vol. 29
采用矿物温度计与压力计恢复变质作用的温度和压力条件，是20世纪30年代第一个温度计--二长石温度计(Barth, 1934; 转引自Putirka, 2008) 问世以来，近八十年来变质地质学最重要的研究内容之一。除了个别温度计或压力计是根据单矿物标定的以外，一般温度计和压力计都是根据两种或多种矿物之间的缓冲反应建立的。
变质岩石中往往保留了多个阶段的矿物组合，尤其是含有石榴子石的基性变质岩、泥质变质岩。也可以说，正是这些不同变质阶段变质矿物共生组合的存在，使得变质岩石在记录较深部地质过程的演化历史方面，起到了不可替代的作用，成为不可忽略的研究对象。但是，自然界形成的变质岩石，也往往并不如人意。其一，许多变质岩石中没有适宜于计算温度、压力的矿物，属于P-T“哑巴”岩石，例如矿物种类单调的大理岩、长英质变质岩石、不含石榴子石的泥质变质岩石等；其次，适宜于恢复变质演化历史的变质岩中，某个阶段的矿物组合可能发育“不完善”，缺少某种矿物，从而不能准确地恢复P-T条件；第三，由于岩石中分解反应结构的存在，进变质阶段或退变质阶段离子再扩散的影响，不可避免地改造了某个阶段矿物组合的化学成分。如果直接采用被改造了的这些矿物的化学成分，计算得到的P-T条件一定与实际地质事实有或大或小的差别。
岩石中缺少计算温度或压力所必需的某一种矿物时，会使P-T条件无法估算。尽管如此，某些特殊条件下，可以估算P-T条件的极限值，这些极限数值仍然有着重要的参考意义。本文拟通过实际例子，根据一些具体的矿物组合来阐述这些方法。
除特别说明外，本文所采用的温度计、压力计的代码及版本如下：
石榴子石-黑云母(GB) 温度计：Holdaway (2000)
石榴子石-白云母(GM) 温度计：Wu and Zhao (2006a)
石榴子石-单斜辉石(GC) 温度计：Ravna (2000)
石榴子石-斜方辉石(GO) 温度计：Lal (1993)
石榴子石-斜方辉石(GO) 温度计-压力计：Taylor (1998)
二长石温度计：Fuhrman and Lindsley (1988)
二辉石温度计：Taylor (1998)
角闪石-斜长石(Hbl-Pl) 温度计：Holland and Blundy (1994)
石榴子石-Al2SiO5矿物-斜长石-石英(GASP) 压力计：Holdaway (2001)
石榴子石-黑云母-斜长石-石英(GBPQ) 压力计：Wu et al. (2004)
石榴子石-金红石-Al2SiO5矿物-钛铁矿-石英(GRAIL) 压力计：Bohlen et al. (1983)
石榴子石-金红石-钛铁矿-斜长石-石英(GRIPS) 压力计: Bohlen and Liotta (1986)
石榴子石-单斜辉石-斜长石-石英(GCPQ) 压力计：Eckert et al. (1991)
石榴子石-斜方辉石-斜长石-石英(GOPQ) 压力计：Lal (1993)
钠长石-硬玉-石英(AJQ) 压力计：Holland (1980)
角闪石-斜长石-石英(HPQ) 压力计：Bhadra and Bhattacharya (2007)
单斜辉石-斜长石-石英(CPQ) 压力计：McCarthy and Patiño Douce (1998)
本文采用Whitney and Evans (2010)推荐的矿物代码。
2 温度极限值的估算 2.1 温度极小值 2.1.1 根据特征矿物的稳定域确定温度极小值根据特征矿物稳定存在的区域，可以确定变质作用温度极小值。
例如，富铝泥质变质岩中的同质(Al2SiO5) 多相矿物(蓝晶石、夕线石、红柱石) 的稳定区域及其相变条件，是地壳层次变质岩中研究得最深入、标定得相对最准确的矿物相变系统，其三相点条件为504±20℃/0.375±0.025GPa (图 1)。新近发表的相图(Hu et al., 2011) 与此基本一致。富铝泥质变质岩中，如果夕线石与其它矿物平衡共生，说明该矿物组合形成时的温度不低于三相点的温度条件即504±20℃(图 1)。如果此类岩石中没有适用于估算温度条件的矿物组合，这个三相点温度就代表变质作用温度的极小值；如果有适用于温度计的矿物组合，那么计算出的温度也必须不低于此数值。实际上，该数值还是检验温度计准确度的标志之一。
|
图 1 Al2SiO5矿物稳定域及相变条件(据Holdaway and Mukhopadhyay, 1993) Fig. 1 Stability fields and phase transition conditions of the Al2SiO5 minerals (after Holdaway and Mukhopadhyay, 1993) |
这里列举三个实例。(1) 意大利北部Ivrea地区出露的基性岩浆岩体外围，发育热接触变质带(Barboza and Bergantz, 2000)，其中泥质变质岩中普遍出现夕线石。根据GB温度计和GASP压力计，得到变质作用P-T条件为580~650℃/0.22~0.49GPa，计算所得的温度条件与夕线石稳定域的温度极小值不矛盾；(2) 加拿大Wopmay造山带的泥质变质岩中，普遍发育含有夕线石的泥质变质岩(St-Onge, 1984)。根据GB温度计和GASP压力计，得到变质作用P-T条件为600~680℃/0.26~0.46GPa，符合夕线石稳定存在的最低温度条件；(3) 美国缅因州中西部区域热接触变质带中，从低级到高级划分为9个变质带，其中第3~8带的泥质变质岩中含有夕线石(Holdaway et al., 1988)。根据GB温度计和GASP压力计，得到这些变质带的变质作用P-T条件为540~690℃/0.41~0.54GPa，符合夕线石稳定的P-T条件。这些变质带中，有些含夕线石的岩石中没有斜长石。此类岩石，尽管压力无法计算，但是其温度肯定不低于500℃。
2.1.2 根据特征矿物组合的稳定域确定温度极小值根据特征矿物组合稳定存在的区域，也可以确定变质作用温度极小值。
例如，超高温变质作用条件下，泥质变质岩中往往形成假蓝宝石+石英组合。采用简化的FMAS (FeO-MgO-Al2O3-SiO2) 系统描述的高级变质岩石成岩格子(Spear, 1995) 说明，该组合稳定存在的温度一定超过1050℃(图 2)。因此，假蓝宝石+石英组合是超高温变质作用存在的最重要标志。在此值得说明的是，单凭假蓝宝石的出现，一般难以确定岩石是否经历了超高温变质作用。实际上，在贫硅富铝的较低级变质岩石中，假蓝宝石也并非罕见(Spear, 1995)。
|
图 2 FMAS系统(FeO-MgO-Al2O3-SiO2) 刻画的高级变质岩石成岩格子(据Spear, 1995) Fig. 2 Petrogenetic grid of the high-grade metamorphic rocks in the FMAS system (FeO-MgO-Al2O3-SiO2) showing the stability field of the assemblage sapphirine+quartz (after Spear, 1995) |
变质程度达到麻粒岩相或超高温麻粒岩相的高级变质岩中，原来化学成分均一的矿物，在变质作用高峰期后的降温过程中，有可能不再稳定，可能会发生出溶作用，分离为基体(或曰主晶，系残留相) 和一种至多种矿物的出溶页片(或曰客晶，为新生相)。例如，泥质麻粒岩和长英质麻粒岩中，常见有发生过出溶作用的条纹长石、反条纹长石(如, Kroll et al., 1993; Raase, 2000; Hokada, 2001; Jiao and Guo, 2011)。在基性、泥质、长英质、铁质麻粒岩中，也可见到单斜辉石或斜方辉石的出溶现象(如, Kirby and Etheridge, 1981; Isaacs and Peacor, 1982; Bose et al., 2006; Fonarev et al., 2006; Seto et al., 2006)。在高级变质大理岩中，也可以见到方解石出溶白云石页片的现象(如, Wall et al., 1993; Mizuochi et al., 2010)。有时，甚至在变质程度未达到麻粒岩相的泥质变质岩中，发现有白云母中出现黑云母出溶页片的现象(Cruz and de Galdeano, 2009)。
根据残留基体和出溶页片的化学成分及其体积比例、密度，可以恢复出溶前矿物固溶体在变质高峰期的化学成分，然后利用溶线(溶离线, solvus) 温度计，确定变质高峰期温度的极小值。
这里列举三个研究实例。(1) 墨西哥中部第四纪火山岩携带到地表的下地壳泥质麻粒岩捕虏体中，中长石发生了出溶作用，成为条纹长石(Hayob et al., 1989)。根据恢复出的高峰期长石成分，将其投影到二长石温度计图解上，得出出溶前的最低温度为950~1100℃(Hayob et al., 1989)。另外，根据斜长石出溶页片(客晶) 和残留长石基体(主晶) 成分，采用二长石温度计得出出溶作用发生的温度在880~965℃之间(Hayob et al., 1989)。由此，证实了该地区第三纪时期下地壳超高温变质作用的存在，尽管对该期超高温变质作用发生的时代还存在争论(Hayob et al., 1990)；(2) Guo et al. (2012)发现内蒙古武川县东坡村东南出露有SiO2不饱和的含假蓝宝石泥质麻粒岩，但是变质高峰期温度条件不易恢复。不过，紧邻超高温泥质麻粒岩出露有长英质麻粒岩。对于长英质麻粒岩，首先恢复其中条纹长石、中长石出溶前的化学成分，然后根据二长石温度计(图 3)，恢复出高峰变质温度不低于820~950℃(Jiao and Guo, 2011)，论证了这些长英质麻粒岩以及泥质麻粒岩经历了超高温变质作用；(3) Xu et al. (2004)报道，徐州早白垩纪闪长岩-二长闪长岩体中，见有石榴单斜辉石岩捕虏体。这些捕虏体中，单斜辉石晶体出溶有石榴子石或黝帘石和角闪石的出溶页片。以石榴单斜辉石岩样品JG2-18为例，根据石榴子石出溶页片和单斜辉石主晶的成分，在1.5GPa压力条件下，根据GC温度计计算的出溶温度为745℃，说明出溶前的最低温度应该在745℃以上。
|
图 3 1GPa压力条件下的二长石温度计示意图(据Fuhrman and Lindsley, 1988) Fig. 3 Schematic diagram of the two-feldspar thermometer at 1GPa (after Fuhrman and Lindsley, 1988) |
除此之外，根据辉石、方解石等固溶体矿物中的残留基体和新生出溶页片的化学成分，采用相应的溶线温度计(二辉石温度计、方解石-白云石温度计)，也能限定高峰期变质作用温度的极小值。
值得说明的是，在较低温条件下，溶线在P-T空间中的斜率较陡，矿物成分分析误差极易造成很大的温度计算误差。因此，较低温条件下，溶线温度计的精度较低(如, Bucher and Grapes, 2011, 第163页)，溶线温度计一般不适用于较低温条件。
2.1.4 退变质反应结构造成高峰期矿物成分被破坏的情况变质高峰期后，岩石有可能经历降温、降压或同时降温降压的过程。如果这样的过程时间较长，尤其有流体参与的情况下，岩石容易发生退变质作用，包括离子再交换反应(ion re-exchange reaction) 或曰离子扩散反应、退变质性质的纯转变反应(net-transfer reaction) 即分解反应等两种。
进变质阶段形成的泥质变质岩，其中石榴子石一般具有生长环带，表现为从核部到边部，Fe#指数(=Fe2+/(Fe2++Mg2+) 比值)、锰铝榴石含量(XMn=Mn2+/(Fe2++Mg2++Ca2++Mn2+) 比值) 逐渐降低，呈现“钟状”(bell-shaped) 剖面(Spear et al., 1991)。在变质高峰期后的退变质过程中，石榴子石和黑云母之间如果只发生了Fe2+-Mg2+离子的再交换反应，即石榴子石边缘的Mg2+进入黑云母，同时黑云母中的Fe2+进入石榴子石，会造成石榴子石边部Fe#指数升高、XMn值保持不变(Kohn and Spear, 2000)。如果石榴子石边部发生了分解反应(纯转变反应)，那么石榴子石边部的Fe#、XMn这两个比值都会升高(Kohn and Spear, 2000)。如果无法恢复变质高峰期的矿物成分，只能采用石榴子石次边部XMn、Fe2+/(Fe2++Mg2+) 比值最低处的化学成分，与基质变质矿物匹配，恢复变质高峰期的P-T条件。
例如，出露于河北邢台魏鲁村的泥质片麻岩，在变质高峰期后的退变质过程中，石榴子石变斑晶边部发生了部分分解(Xiao et al., 2011)。因此，采用Grt边部XMn、Fe#比值最低处的化学成分，与基质变质矿物斜长石+黑云母+石英相匹配，根据GB温度计和GBPQ压力计，计算得到的P-T条件接近于、但是低于真正变质高峰期的P-T条件。以样品WL1A为例，得到的P-T条件为730℃/1.1GPa (Xiao et al., 2011)，系高峰期P-T条件的极小值。
2.2 温度极大值利用特征矿物或矿物组合的稳定域或转变条件，可以推算变质作用温度的极大值。
例如，泥质变质岩中白云母脱水分解反应(Ms+Qz→Kfs+Al2SiO5+H2O)，标志着变质程度从中角闪岩相向高角闪岩相的转变(White, 2010)。在H2O饱和(aH2O=1)、中等压力(0.5~0.7GPa) 条件下，白云母消失的温度上限一般为650~700℃(图 4)。如果泥质变质岩中含有白云母、但是却没有合适的温度计可用的话，根据此条件可以限定变质作用温度的极大值。实际上，随着流体中H2O份额的降低，白云母甚至还可以在更低温度条件下发生脱水分解。因此，650~700℃的温度是含白云母的组合能够稳定存在的温度上限。
|
图 4 理论计算得出的白云母脱水转变反应的平衡P-T条件(据White, 2010, 第561页) 图中最右侧的粗黑线代表流体为纯H2O时的平衡条件，其它曲线表示流体中H2O分压力不同条件下的平衡条件.PLith表示静态地层压力，PH2O表示流体中H2O的分压力 Fig. 4 Theoretically calculated P-T conditions of the dehydration breakdown reaction of muscovite (after White, 2010, page 561) The bold line represents the equilibrium condition of pure H2O in the fluid, whereas the other curves represent the equilibrium P-T conditions under different partial H2O pressures. PLith is the lithostatic pressure and PH2O is the partial pressure of H2O |
例如，赞皇变质杂岩区出露的含白云母的泥质片麻岩样品HB14中(Xiao et al., 2011)，高峰期变质矿物组合为石榴子石+白云母+黑云母+斜长石+石英+蓝晶石。根据GB温度计及GASP和GBPQ压力计，得到变质作用P-T条件为620~630℃/0.67~0.69GPa，计算所得的温度条件与白云母稳定存在的温度极大值(650~700℃) 不矛盾，同时也说明变质高峰期流体成分接近纯H2O。
3 压力极限值的估算 3.1 压力极小值 3.1.1 根据特征矿物的稳定域确定压力极小值某些特殊矿物的稳定域，规定了与此类矿物平衡共生的矿物组合的稳定条件。
例如，金刚石-石墨的相变反应(图 5)，是上地幔中一个重要的地质界线，经过了精确实验标定(Kennedy and Kennedy, 1976)。来源较深的地幔岩石捕虏体中，有时可以见到与其它矿物平衡共生的金刚石微粒(如, Dawson and Smith, 1975; Shee et al., 1982; Boyd, 1984)。含金刚石的地幔岩石，一般形成于地下180至200 km的地幔中(Menzies and Chazot, 1995)。由于金刚石不会以介稳态存在于石墨稳定域(Finnerty, 1989)，因此含金刚石颗粒(不是金刚石包裹体) 的矿物组合，最小压力不能低于金刚石-石墨相变界线的压力条件。实际上，这已成为评价地幔岩石压力计准确度的标志之一(Wu and Zhao, 2011)。
|
图 5 金刚石-石墨的相变条件(据Kennedy and Kennedy, 1976) Fig. 5 Equilibrium condition of the diamond-graphite phase transition (after Kennedy and Kennedy, 1976) |
例如，在南非Finsch金伯利岩筒(Shee et al., 1982)、莱索托Mothae金伯利岩筒(Dawson and Smith, 1975)、俄国Udachnaya金伯利岩筒(Boyd, 1984) 中，都发现有金刚石颗粒。利用GO温度计-压力计计算得到的P-T条件，都在金刚石-石墨相变界线之上(Wu and Zhao, 2011)，说明GO温度计-压力计是准确的。
此外，石英的多相相变关系(Zoltai and Stout, 1984; 转引自Spear, 1995)，尤其是柯石英与普通石英之间的转变界线，也能用来确定变质作用压力极小值。
3.1.2 根据特殊矿物组合的稳定域确定压力极小值某些特殊矿物组合本身的稳定区域，规定了该组合稳定的最低压力。
例如，高温或超高温变质岩中的紫苏辉石+夕线石+石英组合，稳定存在的压力不低于1.05GPa (图 6)。
|
图 6 紫苏辉石+夕线石+石英(Hyp+Sil+Qz) 组合在FMAS系统(FeO-MgO-Al2O3-SiO2) 所刻画的高级变质岩石成岩格子中的稳定区域(据Spear, 1995) Fig. 6 The petrogenetic grid of the high-grade metamorphic rocks in the FMAS system (FeO-MgO-Al2O3-SiO2) showing the stability field of the assemblage orthopyroxene+sillimanite+quartz (Hyp+Sil+Qz) (after Spear, 1995) |
如果矿物组合中缺少某种矿物δ、该矿物又处于压力计模式反应的低压一侧，那么就可以假设实际矿物组合中存在这种矿物，根据压力计计算得到的压力数据，可以作为该矿物组合稳定的压力极小值。这是因为，假如矿物组合在低于此压力的条件下稳定存在的话，那么岩石中一定会出现矿物δ。
例如，含Ky的GASP压力计的模式反应为(式a)
|
(a) |
该压力计的通式可表达为式(b)：
|
(b) |
该压力计模式反应的体积改变量ΔV(1, 298.15)0为负值。在温度固定时，上式中的第一项为常量(命名为A)，第二项的系数为常量并且也为正值(命名为B)。因此，GASP压力计的表达式可简化为式(c)：
|
(c) |
式(c) 表明，钙长石活度aAn与压力P呈负相关关系。钙长石活度aAn与斜长石中钙长石浓度XAn呈正相关关系，因此，钙长石浓度XAn也与压力P呈负相关关系。在石榴子石成分固定的情况下，如果斜长石是不纯的钙长石(XAn < 1，aAn < 1)，那么，根据GASP压力计计算出的压力>纯相构成的GASP压力，GASP曲线上移。钙长石含量越低，压力越高；钙长石含量越高，压力越低。当斜长石是纯的钙长石时(aAn=1)，计算压力最低。石榴子石的情况与此相反。当斜长石成分不变时，石榴子石中钙铝榴石的含量越高，压力越高。
现在以GASP压力计(图 7) 的应用为例，说明根据GASP压力计模式反应确定压力极限值的方法。泥质变质岩中，常常遇到岩石中没有斜长石的现象(这种现象并不罕见)，GASP压力计和GBPQ压力计都不能应用了，压力的具体数值无法求算。如上论述，如果假定岩石中含有纯的钙长石，利用GASP压力计算出的压力数值，代表该组合能稳定共生的最低压力：一旦压力低于该数值，岩石中一定会出现钙长石。
|
图 7 GASP压力计图解(据Spear, 1995) 图中K代表平衡常数等值线 Fig. 7 The diagram of the GASP barometer (after Spear, 1995) K represents the equilibrium constants |
例如美国马里兰州Baltimore地区一个500m长的狭小地域内，连续出露的泥质变质岩石中，普遍含有蓝晶石(Lang, 1990)。除个别样品外，利用GB温度计和GASP压力计，得到在误差范围内均匀一致的变质作用P-T条件：540~580℃/0.52~0.59GPa。其中，样品MD37中没有斜长石。假定MD37中含有纯钙长石，利用GB温度计和GASP压力计得到的P-T条件为560℃/0.11GPa，即这个样品的平衡压力必定在0.11GPa以上。虽然这个数值与0.55GPa左右的压力数据还有很大差距，但是因为是压力极小值，与其它样品的平衡压力条件不矛盾。
另一个研究实例是钠长石-硬玉-石英(AJQ) 压力计(图 8) 的应用。在高压或超高压变质岩(蓝片岩、榴辉岩) 中，由于全岩化学成分或者压力的原因，岩石中有时没有斜长石。实际上，斜长石的消失正是变质程度达到榴辉岩相的标志。在缺少斜长石的情况下，AJQ压力计无法直接应用，不过可以用来估算压力的极小值。例如，西藏羌塘中部龙木错-双湖缝合带中，出露有硬玉石榴二云片岩，变质矿物共生组合为硬玉+石英+石榴子石+白云母，岩石中无斜长石(张修政等，2010)。根据基本不受压力影响的GM温度计，计算出变质温度约为650℃。假定该平衡共生组合中含有纯的钠长石，根据AJQ压力计(图 8)，可以推算该组合稳定的压力不低于1.7GPa。这个数值与根据多硅白云母压力计估算的结果(张修政等，2010) 近于一致。
|
图 8 实验标定的钠长石-硬玉-石英(AJQ) 压力计(据Holland, 1980) 全部为纯相矿物 Fig. 8 The experimental calibration of the albite-jadeite-quartz (AJQ) barometer (after Holland, 1980) All minerals are pure phases |
我们知道，富TiO2贫CaO的泥质变质岩中，会出现石榴子石+金红石+钛铁矿+黑云母+石英组合。对于缺乏斜长石的此类矿物组合，GRIPS压力计(图 9) 无法应用。这种情况下，可以假定该组合中存在纯的钙长石，以此采用GRIPS压力计计算该组合稳定存在的最低压力。这是因为，如果压力再降低的话，就会降低到钙长石能出现的条件即压力计平衡曲线上，该组合中会有斜长石出现(图 9)。或者说，在平衡的情况下，不含斜长石的组合，不可能稳定存在于该压力值之下的环境。在此值得说明的是，GRIPS压力计不适用于中压以下( < 0.6GPa) 的条件(Wu and Zhao, 2006b)。
|
图 9 实验标定的GRIPS压力计(据Bohlen and Liotta, 1986) 图中粗实线表示所有矿物为纯相的平衡条件，数字表示压力计平衡常数的自然对数等值线 Fig. 9 The experimentally calibrated GRIPS geobarometer (after Bohlen and Liotta, 1986) The thick line represents equilibrium conditions for the pure phases, and other curves labeled with numbers stand for the natural logarithm values of equilibrium constants of the barometer |
如果某些基性麻粒岩由石榴子石+单斜辉石+斜方辉石+石英组成、缺少斜长石的话，无法采用GCPQ压力计或GOPQ压力计直接计算平衡压力条件(图 10)。此时，可以假设平衡矿物组合中存在纯钙长石，由上述压力计计算出的压力数值，代表该矿物组合稳定存在的压力极小值。道理是类似的，如果压力再降低到压力计平衡反应线的话，岩石中应该出现斜长石。
|
图 10 GOPQ压力计(a) 和GCPQ压力计(b) 示意图 图中数字表示平衡常数等值线，平衡条件根据内洽的矿物热力学数据库(Holland and Powell, 2011) 中的相关数据计算(为了简化起见，忽略了热膨胀系数和压缩系数) Fig. 10 Equilibrium conditions of the GOPQ barometer (a) and the GCPQ barometer (b) The numbers represent the equilibrium constants of the barometers, calculated by the internally consistent thermodynamic database of Holland and Powell (2011), ignoring the coefficients of thermal expansion and compressibility of the phases for the sake of simplification |
经历高压-超高压变质作用的岩石，如果在后期降压过程中发生了退变质作用，原先高压-超高压条件下稳定的矿物固溶体，会发生出溶作用。例如，在超高压条件下稳定的榴辉岩中的石榴子石，压力降低后可从中出溶单斜辉石、磷灰石和金红石出溶页片(Ye et al., 2000)。此外，还可以见到榴辉岩中的绿辉石出溶柯石英及石英细小晶体(Zhang et al., 2005)、斜硅镁石中出溶磁铁矿(Zhang et al., 1999)、铬铁矿中出溶柯石英+单斜辉石(Yamamoto et al., 2009) 等出溶现象。根据新生出溶矿物页片与残留基体矿物的成分，可以恢复出溶之前母体固溶体矿物的成分，再根据恢复的矿物成分，采用压力计可以估算变质作用高峰期压力的极小值。
3.2 压力极大值 3.2.1 根据特征矿物的相变条件确定压力极大值特征矿物的稳定域及其相变条件，可以用来确定变质作用压力极大值。
如果泥质变质岩中矿物组合与红柱石平衡共生，说明该矿物组合的平衡压力不超过Al2SiO5矿物三相点的压力条件(0.375±0.025GPa)，否则红柱石就会转变为蓝晶石或夕线石(图 1)。如果有压力计可用，那么计算出的压力也必须不大于此数值，实际上该数值也是检验压力计准确度的标志之一(Wu and Cheng, 2006)。在此值得指出的是，蓝晶石稳定存在的P-T条件较宽，因此蓝晶石的存在并不代表一定属于高压矿物组合。
这里列举两个应用实例。(1) 河南西峡桑坪出露的含红柱石泥质片岩中，见有平衡共生的矿物组合石榴子石+石英+黑云母+白云母+斜长石+钛铁矿+红柱石(李心清等，1994；张阿利等，2004)，变质作用期间平衡压力应该不超过Al2SiO5矿物三相点的压力条件。实际计算印证了这个事实。根据李心清等(1994)报道的矿物成分数据，利用GB温度计和GASP压力计，得到变质作用P-T条件为530~555℃/0.19~0.28GPa。根据张阿利等(2004)报导的矿物成分数据，得到的P-T条件为555~570℃/0.25~0.35GPa。这些压力均不超过三相点的压力条件；(2) 美国加州Joshua Flat-Beer Creek岩体的外接触变质带中，由低级到高级依次出露黑云母带、红柱石-堇青石带、过渡带、堇青石-钾长石带(Kontny and Dietl, 2002)。由于缺乏石榴子石和斜长石，变质作用的压力条件无法计算。实际上，根据多硅白云母压力计，获得的压力条件为0.2~0.3GPa (Kontny and Dietl, 2002), 计算所得压力的确不超过三相点的压力条件。
需要说明的是，石墨可在金刚石稳定域以亚稳态形式存在(Finnerty, 1989)。因此，有些地幔岩石捕虏体中石墨的存在，并无法根据金刚石-石墨相变界线，确定岩石当时所处地幔环境压力的极大值(图 5)。
3.2.2 根据压力计模式反应确定压力极大值如果矿物组合中缺少某种矿物、该矿物又位于压力计模式反应的高压一侧，那么就可以假定实际矿物组合中存在该矿物，根据压力计估算该矿物组合稳定存在的压力极大值。
这里列举四个应用实例，说明根据压力计模式反应确定压力极大值的方法。
(a) GRAIL压力计的应用。例如，美国缅因州中西部区域热接触变质带的第5~8变质带中，含有石榴子石+斜长石+夕线石+黑云母+钛铁矿+石英，不含金红石(Holdaway et al., 1988)，因此GRAIL压力计无法直接应用。根据GB温度计和GASP压力计，得到第5~8变质带的变质作用P-T条件为550~690℃/0.41~0.54GPa。假设这些变质带中的岩石含有金红石，根据GRAIL压力计(图 11) 算得出最高压力不超过0.60GPa。该压力极大值与根据GASP压力计估算出的压力数值(0.41~0.54GPa) 不矛盾。
|
图 11 GRAIL压力计示意图(据Bohlen et al., 1983) 图中数字表示平衡常数等值线 Fig. 11 Equilibrium curves of the GRAIL barometer with the numbers depicting the equilibrium constants of the geobarometer (after Bohlen et al., 1983) |
(b) GCPQ和GOPQ压力计的应用。造山带在造山后期的快速抬升折返时期，由于压力骤然降低，岩石经历退变质过程，往往可以在含石榴子石的斜长角闪岩或含石榴子石的基性麻粒岩中，形成由斜方辉石+斜长石+石英±单斜辉石、斜长石+角闪石+石英等构成的所谓“白眼圈”状(white-eye socket) 后成合晶矿物组合。这种矿物组合形成时的压力，反映变质地质体所抬升到的地壳层次。遗憾的是，有时候这种后成合晶中没有石英，无法应用压力计。这种情况下，可以假设矿物组合中存在石英，根据GCPQ、GOPQ压力计(图 10) 计算出的压力数值，作为该矿物组合形成时的压力极大值，即该矿物组合不可能稳定存在于该压力以上的环境。因为，
如果压力再升高的话，一定会出现石英。例如，阜平地区含榴基性麻粒岩，在降压阶段发生退变质作用，围绕石榴子石变斑晶边部，普遍发育含有单斜辉石+斜方辉石+斜长石后成合晶(Zhao et al., 2000)。由于后成合晶中缺少石榴子石和石英，这个退变质(降压) 阶段的压力条件不能确定。假如石榴子石边部和石英都属于该白眼圈阶段矿物组合的话，那么就可以根据压力计确定其压力的极大值(图 10)。对于1012、0303、0308、0805、1005等五个样品来说，利用石榴子石边部和白眼圈中的单斜辉石、斜方辉石、斜长石成分，根据GCPQ温度计-压力计和GOPQ温度计-压力计，算得的P-T条件分别为590~680℃/0.63~0.84GPa、770~790℃/0.71~0.76GPa。因此，该地区退变质阶段压力应该不会超过0.63GPa，粗略估计对应于深度不超过20km的地壳层次。
(c) CPQ压力计的应用。某些基性麻粒岩中“白眼圈”后成合晶由斜长石和单斜辉石组成，没有石英。这些情况下退变质组合压力的计算无法进行。此时可以假定矿物组合中存在石英，采用CPQ压力计，计算出的压力数值作为该组合形成时压力的极大值。显而易见，如果压力超过此数值，那么岩石中应该出现石英(图 12)。值得指出的是，从图中可以看出，不同压力计版本会计算出不同的结果，说明这些压力计之间存在较明显的不一致。本文建议采用CPQ压力计(McCarthy and Patiño Douce, 1998) 的第一个表达式。例如，青岛劈石口晚白垩世基性岩脉中，含有富长石麻粒岩和富辉石麻粒岩捕虏体(张瑾和张宏福，2007)。富长石麻粒岩捕虏体中，平衡共生矿物组合为斜长石+石英+单斜辉石±斜方辉石±磷灰石±钾长石，根据二辉石温度计和CPQ压力计，算得此类麻粒岩平衡P-T条件为950~990℃/1.01~1.21GPa。富辉石麻粒岩捕虏体中，平衡共生矿物组合为斜长石+单斜辉石+斜方辉石，不含石英，此时压力无法准确计算。根据二辉石温度计和CPQ压力计，算得富辉石麻粒岩平衡P-T条件为940~1000℃/0.94~1.27GPa，即富辉石麻粒岩的压力极大值为0.94GPa。
|
图 12 单斜辉石-斜长石-石英(CPQ) 压力计的平衡条件 图中数字表示平衡常数等值线.实线和断线分别代表McCarthy and Patiño Douce, 1998压力计的两个表达式.点线根据内洽的矿物热力学数据库(Holland and Powell, 2011) 中的相关数据计算(为了简化起见，忽略了热膨胀系数和压缩系数) Fig. 12 The equilibrium diagrams of the clinopyroxene-plagioclase-quartz (CPQ) barometer The number represents the equilibrium constants of the barometer. The solid and broken lines represent the two expressions of the McCarthy and Patiño Douce, 1998 barometer. The dotted line was calculated using the internally consistent database of Holland and Powell (2011), ignoring the coefficients of thermal expansion and compression of the phases for the sake of simplification |
(d) GBPQ压力计的应用。不含石榴子石的黑云母+斜长石+石英组合，温度和压力均无法计算。这时，可以假设该组合中有石榴子石，利用GBPQ压力计计算压力，作为该组合稳定共生的压力极大值。例如，赞皇变质杂岩区中出露有含榴黑云斜长片麻岩，这种片麻岩中变质高峰期间形成的石榴子石变斑晶，在后期降压退变质阶段不再稳定，石榴子石边部发生分解，形成了由斜长石+黑云母+石英组成的“白眼圈”状后成合晶(Xiao et al., 2011)。由于这种白眼圈组合中没有石榴子石，退变质阶段压力难以确定。以样品WL1A (Xiao et al., 2011) 为例。将白眼圈中的斜长石+黑云母+石英，匹配石榴子石最边部的成分，计算出P-T条件为660℃/0.7GPa，即退变质阶段形成的这个白眼圈组合的压力不超过0.7GPa。作为对比，采用Hbl-Pl温度计和HPQ压力计，确定与黑云斜长片麻岩紧邻的含榴斜长角闪片麻岩中的白眼圈组合，形成时的P-T条件为660~680℃/0.44~0.45GPa (Xiao et al., 2011)，与这里估算的黑云斜长片麻岩中白眼圈组合的压力极大值不矛盾。
4 讨论变质作用P-T条件的确定，是变质地质学研究中最重要的工作之一。遗憾的是，我们并不总能准确确定其具体数值。一些常见变质岩石中的矿物组合，例如黑云斜长片麻岩(黑云母+斜长石+石英组合)、长英质片麻岩或糜棱岩(白云母+斜长石+石英组合) 等，往往缺乏计算P-T条件的矿物--石榴子石。另外，角闪岩或基性麻粒岩在降压阶段形成的“白眼圈”状矿物组合中，往往也会缺乏计算压力的矿物--石榴子石及/或石英。在这些情况下，不仅常规的矿物温度计或压力计，甚至热力学模拟软件，都无法得出具体的P-T数值。为了获得有价值的科学信息，我们不得不设法估算P-T的极限值。实际上，所采用的估算方法，并不局限于上述各种实例。
在采用压力计求算变质作用压力极小值时，得到的压力数值往往很低，有时甚至会得到负值。但是，这并非说明该方法无效。大多数情况下，压力极小值仍然能给我们提供变质作用压力条件的信息。
尽管如此，必须指出，本文的讨论仅仅建立在热力学基础之上，没有考虑反应动力学的因素，包括时间因素、反应速率等。例如，在造山期后变质地质体快速抬升降压的条件下，泥质变质岩中的石榴子石+蓝晶石+石英组合，即便降到了斜长石的稳定域，却也未必一定能生成斜长石。此时的石榴子石，由于没有发生分解反应，仍然保持着相对高压时的成分。这样，按照上述方法，我们会预言该矿物组合仍然稳定于较大的压力条件下，尽管实际上该矿物组合已经到达相对低压区了。这样的岩石尽管经历了退变质条件，却未出现退变质反应，因此无法记录退变质过程的P-T条件。
因此，这方面目前似乎还没有“万能”的研究方法。
5 结论变质矿物共生组合中缺少某种矿物，或者变质矿物成分被不同程度地破坏，无法直接应用压力计或温度计算出具体的P-T数值时，可以根据实际情况，估算温度或压力的极限值。估算方法包括但不限于如下几类：
(1) 根据纯相矿物的相变条件，可以确定温度或压力的极限值，例如蓝晶石-夕线石-红柱石、金刚石-石墨等矿物相变；
(2) 如果变质矿物共生组合中所缺失的某矿物，在压力计模式反应中位于低压侧，那么可以假定该矿物存在，以此确定该组合稳定存在的压力极小值。位于模式反应高压侧矿物的情况，与之相反。本文所列举的求算压力极大值和极小值的例子，有些也可以反过来使用；
(3) 根据出溶页片和残留基体矿物，根据溶线温度计(二长石温度计、二辉石温度计、方解石-白云石温度计) 计算出的温度数值，代表原先成分均匀的矿物固溶体出溶之前的温度极小值；
(4) 特殊矿物消失的反应线(例如白云母分解的反应)，可以限定温度极大值；
(5) 对于岩石中存在反应结构的情况，要恢复变质作用高峰期的P-T条件，需要尽可能恢复高峰期的矿物成分，或者采用接近高峰期的矿物成分;
(6) 在估算压力极小值时，有时会得到负值。这并不说明该方法无效。
实际上，本文讨论的温度、压力极限值的估算，虽然属于无奈之举，但所得数据仍然有一定的参考意义。
致谢 感谢审稿专家刘晓春研究员提出的宝贵修改建议，以及王清晨研究员、刘景波研究员和俞良军副编审在完成本文方面的辛勤工作。| [] | Barboza SA, Bergantz GW. 2000. Metamorphism and anatexis in the mafic complex contact aureole, Ivrea Zone, Northern Italy. Journal of Petrology, 41(8): 1307–1327. DOI:10.1093/petrology/41.8.1307 |
| [] | Barth TW. 1934. Temperatures in lavas and magmas and a new geologic thermometer. Nature, 6: 187–192. |
| [] | Bhadra S, Bhattacharya A. 2007. The barometer tremolite+tschermakite+2 albite=2 pargasite+8 quartz: Constraints from experimental data at unit silica activity, with application to garnet-free natural assemblages. American Mineralogist, 92(4): 491–502. DOI:10.2138/am.2007.2067 |
| [] | Bohlen SR, Wall VJ, Boettcher AL. 1983. Experimental investigations and geological applications of equilibria in the system FeO-TiO2-Al2O3-SiO2-H2O. American Mineralogist, 68: 1049–1058. |
| [] | Bohlen SR, Liotta JJ. 1986. A barometer for garnet amphibolites and garnet granulites. Journal of Petrology, 27(5): 1025–1034. DOI:10.1093/petrology/27.5.1025 |
| [] | Bose S, Das K, Dasgupta S, Miura H, Fukuoka M. 2006. Exsolution textures in orthopyroxene in aluminous granulites as indicators of UHT metamorphism: New evidence from the Eastern Ghats Belt, India. Lithos, 92(3-4): 506–523. DOI:10.1016/j.lithos.2006.03.062 |
| [] | Boyd FR. 1984. Siberian geotherm based on lherzolite xenoliths from the Udachnaya kimberlite, USSR. Geology, 12: 528–530. DOI:10.1130/0091-7613(1984)12<528:SGBOIX>2.0.CO;2 |
| [] | Bucher K, Grapes R. 2011. Petrogenesis of Metamorphic Rocks. Heildelberg, Dordrecht, London, New York: Springer: 1–428. |
| [] | Cruz MDR, de Galdeano CS. 2009. Exsolution microstructures in NH4-bearing muscovite and annite in gneisses from the Torrox area, Betic Cordillera, Spain. Canadian Mineralogist, 47(1): 107–128. DOI:10.3749/canmin.47.1.107 |
| [] | Dawson JB, Smith JV. 1975. Occurrence of diamond in a mica-garnet lherzolite xenolith from kimberlite. Nature, 254(5501): 580–581. DOI:10.1038/254580a0 |
| [] | Eckert JO Jr, Newton RC, Kleppa OJ. 1991. The ΔH of reaction and recalibration of garnet-pyroxene-plagioclase-quartz geobarometers in the CMAS system by solution calorimetry. American Mineralogist, 76(1-2): 148–160. |
| [] | Finnerty AA. 1989. Inflected mantle geotherms from xenoliths are real: Evidence from olivine barometry. In: Ross J (ed.). Kimberlites and Related Rocks. Proceedings of the Fourth International Kimberlite Conference, Perth, Australia. Blackwell: Science Publish, 2, 883-900 |
| [] | Fonarev VI, Pilugin SM, Savko KA, Novikova MA. 2006. Exsolution textures of orthopyroxene and clinopyroxene in high-grade BIF of the Voronezh Crystalline Massif: Evidence of ultrahigh-temperature metamorphism. Journal of Metamorphic Geology, 24(2): 135–151. DOI:10.1111/jmg.2006.24.issue-2 |
| [] | Fuhrman ML, Lindsley DH. 1988. Ternary-feldspar modeling and thermometry. American Mineralogist, 73(3-4): 201–215. |
| [] | Guo JH, Peng P, Chen Y, Jiao SJ, Windley BF. 2012. UHT sapphirine granulite metamorphism at 1.93~1.92Ga caused by gabbronorite intrusions: Implications for tectonic evolution of the northern margin of the North China Craton. Precambrian Research(222-223): 124–142. |
| [] | Hayob JL, Essene EJ, Ruiz J, Ortega-Gutiérrez F, Aranda-Gómez JJ. 1989. Young high-temperature granulites from the base of the crust in central Mexico. Nature, 342(6247): 265–268. DOI:10.1038/342265a0 |
| [] | Hayob JL, Essene EJ, Ruiz J. 1990. High-temperature granulites. Nature, 347(6289): 133–134. DOI:10.1038/347133a0 |
| [] | Hokada T. 2001. Feldspar thermometry in ultrahigh-temperature metamorphic rocks: Evidence of crustal metamorphism attaining~1100℃ in the Archean Napier Complex, East Antarctica. American Mineralogist, 86(7-8): 932–938. DOI:10.2138/am-2001-0718 |
| [] | Holdaway MJ, Dutrow BL, Hinton RW. 1988. Devonian and carboniferous metamorphism in west-central Maine: The muscovite-almandine geobarometer and the staurolite problem revisited. American Mineralogist, 73(1-2): 20–47. |
| [] | Holdaway MJ, Mukhopadhyay B. 1993. A re-evaluation of the stability relations of andalusite: Thermochemical data and phase diagram for the alumino silicates. American Mineralogist, 78: 298–315. |
| [] | Holdaway MJ. 2000. Application of new experimental and garnet Margules data to the garnet-biotite geothermometer. American Mineralogist, 85(7-8): 881–892. DOI:10.2138/am-2000-0701 |
| [] | Holdaway MJ. 2001. Recalibration of the GASP geobarometers in light of recent garnet and plagioclase activity models and revisions of the garnet-biotite geothermometer. American Mineralogist, 86(10): 1117–1129. DOI:10.2138/am-2001-1001 |
| [] | Holland TJB. 1980. The reaction albite=jadeite+quartz determined experimentally in the range 600~1200 degrees C. American Mineralogist, 65(1-2): 129–134. |
| [] | Holland TJB, Blundy JD. 1994. Non-ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole-plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology, 116(4): 433–447. DOI:10.1007/BF00310910 |
| [] | Holland TJB, Powell R. 2011. An improved and extended internally consistent thermodynamic dataset for phases of petrological interest, involving a new equation of state for solids. Journal of Metamorphic Geology, 29(3): 333–383. DOI:10.1111/jmg.2011.29.issue-3 |
| [] | Hu X, Liu X, He Q, Wang H, Qin S, Ren L, Wu CM, Chang L. 2011. Thermal expansion of andalusite and sillimanite at ambient pressure: A powder X-ray diffraction study up to 1000℃. Mineralogical Magazine, 75(2): 363–374. DOI:10.1180/minmag.2011.075.2.363 |
| [] | Isaacs AM, Peacor DR. 1982. Orthopyroxene exsolution in augite: A two-step, diffusion-transformation process. Science, 218(4568): 152–153. DOI:10.1126/science.218.4568.152 |
| [] | Jiao SJ, Guo JH. 2011. Application of the two-feldspar geothermometer to ultrahigh-temperature (UHT) rocks in the khondalite belt, North China craton and its implications. American Mineralogist, 96(2-3): 250–260. DOI:10.2138/am.2011.3500 |
| [] | Kennedy CS, Kennedy GC. 1976. The equilibrium boundary between graphite and diamond. Journal of Geophysical Research, 81(14): 2467–2470. DOI:10.1029/JB081i014p02467 |
| [] | Kirby SH, Etheridge MA. 1981. Exsolution of Ca-clinopyroxene from orthopyroxene aided by deformation. Physics and Chemistry of Minerals, 7(3): 105–109. DOI:10.1007/BF00308225 |
| [] | Kohn MJ, Spear F. 2000. Retrograde net transfer reaction insurance for pressure-temperature estimates. Geology, 28(12): 1127–1130. DOI:10.1130/0091-7613(2000)28<1127:RNTRIF>2.0.CO;2 |
| [] | Kontny A, Dietl C. 2002. Relationships between contact metamorphism and magnetite formation and destruction in a pluton's aureole, White-Inyo Range, eastern California. Geological Society of America Bulletin, 114(11): 1438–1451. DOI:10.1130/0016-7606(2002)114<1438:RBCMAM>2.0.CO;2 |
| [] | Kroll H, Evangelakakis C, Voll G. 1993. Two-feldspar Geothermometry: A review and revision for slowly cooled rocks. Contributions to Mineralogy and Petrology, 114(4): 510–518. DOI:10.1007/BF00321755 |
| [] | Lal RK. 1993. Internally consistent recalibrations of mineral equilibria for geothermobarometry involving garnet-orthopyroxene-plagioclase-quartz assemblages and their application to the South Indian granulites. Journal of Metamorphic Geology, 11(6): 855–866. DOI:10.1111/jmg.1993.11.issue-6 |
| [] | Lang HM. 1990. Regional variation in metamorphic conditions recorded by politic schists in the Baltimore area, Maryland. Southeastern Geology, 31: 27–43. |
| [] | Li XQ, Yin HA, Wen L. 1994. The application of matrix projecting analysis to the mineral paragenesis in pelitic schists, Yangnaigou, Nenan Province. Acta Mineralogica Sinica, 14(3): 257–264. |
| [] | McCarthy TC, Patino Douce AE. 1998. Empirical calibration of the silica-Ca-tschermak's-anorthite (SCAn) geobarometer. Journal of Metamorphic Geology, 16(5): 675–686. DOI:10.1111/j.1525-1314.1998.00164.x |
| [] | Menzies M, Chazot G. 1995. Fluid processes in diamond to spinel facies shallow mantle. Journal of Geodynamics, 20(4): 387–415. DOI:10.1016/0264-3707(95)00018-5 |
| [] | Mizuochi H, Satish-Kumar M, Motoyoshi Y, Michibayashi K. 2010. Exsolution of dolomite and application of calcite-dolomite solvus geothermometry in high-grade marbles: An example from Skallevikshalsen, East Antarctica. Journal of Metamorphic Geology, 28(5): 509–526. DOI:10.1111/jmg.2010.28.issue-5 |
| [] | Putirka KD. 2008. Thermometers and barometers for volcanic systems. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 69(1): 61–120. DOI:10.2138/rmg.2008.69.3 |
| [] | Raase P. 2000. Orientation of exsolution lamellae and rods, and optimal phase-boundaries in antiperthite from pelitic granulites, Sri Lanka. Canadian Mineralogist, 38(3): 695–705. DOI:10.2113/gscanmin.38.3.695 |
| [] | Ravna EK. 2000. The garnet-clinopyroxene Fe2+-Mg geothermometer: An updated calibration. Journal of Metamorphic Geology, 18(2): 211–219. DOI:10.1046/j.1525-1314.2000.00247.x |
| [] | Seto Y, Ohi S, Shimobayashi N, Kitamura M, Miyake A, Hiroi Y, Grantham GH. 2006. Clinopyroxene exsolution in wollastonite from Namaqualand granulite, South Africa. American Mineralogist, 91(2-3): 446–450. DOI:10.2138/am.2006.2063 |
| [] | Shee SR, Gurney JJ, Robinson DN. 1982. Two diamond-bearing peridotite xenoliths from the Finsch kimberlite, South Africa. Contributions to Mineralogy and Petrology, 81(2): 79–87. DOI:10.1007/BF00372045 |
| [] | Spear FS, Kohn MJ, Florence FP, Menard T. 1991. A model for garnet and plagioclase growth in pelitic schists: Implications for thermobarometry and P-T path determinations. Journal of Metamorphic Geology, 8(6): 683–696. |
| [] | Spear FS. 1995. Metamorphic Phase Equilibria and Pressure-Temperature-Time Paths. 2nd Edition. Washington, D. C.: Mineralogical Society of America Monograph, MSA |
| [] | St-Onge MR. 1984. Geothermometry and geobarometry in pelitic rocks of north-central Wopmay Orogen (Early Proterozoic), Northwest Territories, Canada. Geological Society of America Bulletin, 95(2): 196–208. DOI:10.1130/0016-7606(1984)95<196:GAGIPR>2.0.CO;2 |
| [] | Taylor WR. 1998. An experimental test of some geothermometer and geobarometer formulations for upper mantle peridotites with application to the thermobarometry of fertile lherzolites and garnet websterite. Neues Jahrbuch für Mineralogie Abhandlungen, 172: 381–408. |
| [] | Wall F, Le Bas MJ, Srivastava RK. 1993. Calcite and carbocernaite exsolution and cotectic textures in a Sr, REE-Rich carbonatite dyke from Rajasthan, India. Mineralogical Magazine, 57(388): 495–513. DOI:10.1180/minmag |
| [] | White JD. 2010. Principles of Igneous and Metamorphic Petrology. 2nd Edition. Upper Saddle River: Pearson Education, Inc: 1-702. |
| [] | Whitney DL, Evans BW. 2010. Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist, 95(1): 185–187. DOI:10.2138/am.2010.3371 |
| [] | Wu CM, Zhang J, Ren LD. 2004. Empirical garnet-biotite-plagioclase-quartz (GBPQ) geobarometry in medium-to high-grade metapelites. Journal of Petrology, 45(9): 1907–1921. DOI:10.1093/petrology/egh038 |
| [] | Wu CM, Cheng BH. 2006. Valid garnet-biotite (GB) geothermometry and garnet-aluminum silicate-plagioclase-quartz (GASP) geobarometry in metapelitic rocks. Lithos, 89(1-2): 1–23. DOI:10.1016/j.lithos.2005.09.002 |
| [] | Wu CM, Zhao GC. 2006a. Recalibration of the garnet-muscovite (GM) geothermometer and the garnet-muscovite-plagioclase-quartz (GMPQ) geobarometer for metapelitic assemblages. Journal of Petrology, 47(12): 2357–2368. DOI:10.1093/petrology/egl047 |
| [] | Wu CM, Zhao GC. 2006b. The applicability of the GRIPS geobarometry in metapelitic assemblages. Journal of Metamorphic Geology, 24(4): 297–307. DOI:10.1111/jmg.2006.24.issue-4 |
| [] | Wu CM, Zhao GC. 2011. The applicability of garnet-orthopyroxene geobarometry in mantle xenoliths. Lithos, 125(1-2): 1–9. DOI:10.1016/j.lithos.2011.02.018 |
| [] | Xiao LL, Wu CM, Zhao GC, Guo JH, Ren LD. 2011. Metamorphic P-T paths of the Zanhuang amphibolites and metapelities: Constraints on the tectonic evolution of the Paleoproterozoic Trans-North China Orogen. International Journal of Earth Sciences, 100(4): 717–739. DOI:10.1007/s00531-010-0522-5 |
| [] | Xu W, Liu X, Wang Q, Lin J, Wang D. 2004. Garnet exsolution in garnet clinopyroxenite and clinopyroxenite xenoliths in early Cretaceous intrusions from the Xuzhou region, eastern China. Mineralogical Magazine, 68(3): 443–453. DOI:10.1180/0026461046830198 |
| [] | Yamamoto S, Komiya T, Hirose K, Maruyama S. 2009. Coesite and clinopyroxene exsolution lamellae in chromites: In-situ ultrahigh-pressure evidence from podiform chromitites in the Luobusa ophiolite, southern Tibet. Lithos, 109(3-4): 314–322. DOI:10.1016/j.lithos.2008.05.003 |
| [] | Ye K, Cong BL, Ye DN. 2000. The possible subduction of continental material to depths greater than 200km. Nature, 407(6805): 734–736. DOI:10.1038/35037566 |
| [] | Zhang AL, Wei CJ, Tian W, Zhang CG. 2004. Low-pressure metamorphism of Erlangping Group in North Qinling Mountains. Acta Petrologica et Mineralogica, 23(1): 26–36. |
| [] | Zhang J, Zhang HF. 2007. Composition features and P-T conditions of granulite xenoliths from Late Cretaceous mafic dike, Qingdao region. Acta Petrologica Sinica, 23(5): 1133–1140. |
| [] | Zhang LF, Song SG, Liou JG, Ai YL, Li XP. 2005. Relict coesite exsolution in omphacite from Western Tianshan eclogites, China. American Mineralogist, 90(1): 181–186. DOI:10.2138/am.2005.1587 |
| [] | Zhang RY, Shu JF, Mao HK, Liou JG. 1999. Magnetite lamellae in olivine and clinohumite from Dabie UHP ultramafic rocks, central China. American Mineralogist, 84: 564–569. DOI:10.2138/am-1999-0410 |
| [] | Zhang XZ, Dong YS, Shi JR, Wang SY. 2010. Formation and significance of jadeite-garnet mica schist newly discovered in Longmu Co-Shuanghu suture zone, central Qiangtang. Earth Science Frontiers, 17(1): 93–103. |
| [] | Zhao GC, Wilde SA, Cawood PA, Lu LZ. 2000. Petrology and P-T path of the Fuping mafic granulites: Implications for tectonic evolution of the central zone of the North China craton. Journal of Metamorphic Geology, 18(4): 375–391. |
| [] | Zoltai T and Stout JH. 1984. Mineralogy: Concepts and Principles. Minneapolis, Minnesota: Burgess Publishing Co. |
| [] | 李心清, 殷辉安, 闻辂. 1994. 实际体系矿物共生关系的矩阵代数投影分析--以河南杨乃沟泥质片岩为例. 矿物学报, 14(3): 257–264. |
| [] | 张阿利, 魏春景, 田伟, 张翠光. 2004. 北秦岭二郎坪群低压变质作用研究. 岩石矿物学杂志, 23(1): 26–36. |
| [] | 张瑾, 张宏福. 2007. 青岛地区晚白垩世基性岩脉中麻粒岩捕虏体的成分特征及其温压条件. 岩石学报, 23(5): 1133–1140. |
| [] | 张修政, 董永胜, 施建荣, 王生云. 2010. 羌塘中部龙木错-双湖缝合带中硬玉石榴石二云母片岩的成因及意义. 地学前缘, 17(1): 93–103. |